５万分の１地質図幅説明書
（旭川 第49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 30 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 1. 概説 2. 岩石各論 A. 珪質・珪礬質および石灰質岩石類 B. 塩基性岩石類 C. 火成岩迸入によって生じた特殊変成岩類 岩石中の特殊鉱物類 (a) 珪質・珪礬質岩類 (b) 塩基性岩類 IV. 日高層群 1. 概説 2. 岩石 V. 迸入岩 1. 輝緑岩 2. 蛇紋岩 3. 優白岩 VI. 新第三系 VII. 火山岩 1. 複輝石安山岩 2. 安山岩脈 3. 橄欖石玄武岩 VIII. 第四系 1. 洪積層 A. 下部礫層 B. 熔結凝灰岩 C. 低位河成段丘堆積層 2. 沖積層 IX. 応用地質 1. クロム鉄鉱 2. 温石綿 3. 鉄鉱 4. 石材 文献 Abstract (in English)
1 : 50,000 地質図幅説明書
（旭川 第49号）
本図幅は北海道開発庁並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 28 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において行われた。 図幅中神居古潭岩層の地域に対しては昭和 8 年山口四郎 [ 以下の [注1] 参照 ] ， 昭和 16 年斎藤昌之, 重本長春, 末光俊雄 [ 以下の [注2] 参照 ] ， 昭和 27 年藤原哲夫, 青山忠男 [ 以下の [注3] 参照 ] の諸氏により， また図幅東辺の日高層群地域の一部に対しては昭和 15 年斎藤正雄 [ 以下の [注4] 参照 ] の調査があり， これらの手記調査報告及び採集資料は 北海道大学理学部地質学鉱物学教室に保存されているのでこれらも参考とした。
本図幅内の調査を行うに当つては， 前記諸調査の結果に負う処が多くまた直接北大鈴木淑夫， 北川芳男両氏の協力を得たことが少くない。 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°40'～43°50'， 東経 142°15'～142°30' 間の地域を占め， 中央北海道の中央部のやや西部に位している。 図幅中西部には中央北海道を略々南北に走る いわゆる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， その東部には熔結凝灰岩及び第四系よりなる地域が広く分布している。 第四系よりなる平地の東辺には 所謂日高層群及びこれを貫く火成岩よりなる 当麻山地の西縁の一部が僅かに認められる。
従って図幅内における地形は これ等主要地質の分布に応じて地域的に各々異った特性を示している。 神居古潭岩層の地域は 一般に堅固な変成岩類及び火成岩類より構成されているので， 地形は比較的険しく標高 300～500 m の山地が略々南北の方向に延長しており， 図幅中西南隅においては 700 m に達する所もある。 本岩層は略々南北の方向に延長しているが， これを構成する主要な結晶片岩類は複維な地質構造を示し褶曲多く， かつ諸所にドームまたはベースン構造を示しているので 岩層または片理の走向及び傾斜は変化が多く 山稜の方向と地質構造とは局所的に必ずしも一致していない。
神居古潭岩層中黒色珪質片岩層及び赤色チャートまたは赤色珪岩を伴う緑色岩類層は 概して高い山稜を示しているが， これ等両層の略々中間に位する圧砕変成岩層よりなる地帯は 粗雑かつ軟弱な部分が多く一般に低い山麓地をなし その内には河川による平地をも含んでいる。
本図幅内の神居古潭岩中には すでに知られたもののみでも 30 個に近い蛇紋岩の迸入体が見られるが， これ等の内には， 北海道他地区に見られるような厖大な岩体を示すものはなく, いずれも略々南北に延びた小型のレンズ状または狭い扇状を示すもののみである。 これ等は表面が両側の結晶片岩類に比して風化が著しく また崩壊性に富むため表土厚く， 梢ゆるやかな地形を示す部分が多いが， 図幅中特に南部のものは， 比較的緻密堅固で時には片状を示すものがあり， 結晶片岩類に比して著しい地形上の差を示す所が少い。
神居古潭岩帯の南部東側に接する熔結凝灰岩層は 一時神居古潭岩屑よりなる高地の山麓部より東部平地一帯を 相当の厚さを以て蔽っていたと見られるが 現在は多数の河川により削剥され， 図幅内においてはその一部が標高 240 m 以下の丘陵をなし， また一部は神楽， 近文両台地の低位河成段丘堆積物の下底をなして存在している。
十勝岳山麓より北西に延びている熔結凝灰岩からなる台地は， 中央北海道に南北に延びる所謂中央低地帯を 上川盆地と富良野盆地との二つにわけている。 この台地の表面は諸所ゆるやかな侵蝕を受け一見丘陵地の連続と見られるが， 全体としては十勝岳山麓（標高 700 m）より 北西へ東神楽附近（標高 250 m）まで やや傾斜した平坦面で連続していたものと見られる。 本図幅内に露出する熔結凝灰岩は この広大な台地の北西端部に相当するものである。 但し図l幅内の神楽台地の平坦面は明かに上記の台地の平坦面とは異り， 東神楽附近より旭川市に至る平坦面は 熔結凝灰岩の流走面より一段低くかつ一層平坦化された形跡を示し， その上部に河床堆積物と思われる砂礫層を戴いている。 旭川市北方の近文台地は現在孤立しているが， かつては神楽台地と連続していたもので， とれ等両台地は地形的にもも地質的にも殆ど同様である。
上川平地内の二つの台地中旭川市北方の近文台は 石狩川とオサラッペ川との中間にあって, 東北延長 8.6 km， 西北の幅最大 2.2 km を示すもので， 台上の最高部は三角台附近の 168 m である。 周囲の平地に対し台の比高は 20～40 m で また台上の標高は延長方向においては概して東北に向う程高く， 幅においては東南側の方が高い。 他の一つである神楽台は旭川南方において忠別川と美瑛川との中聞に位し， 北北西延長 10 km 余， 幅は 1.5～2.5 km で， 台中の最高部は南々東端神楽寺附近にて 200 m である。 平地に対する台の比高は 30～45 m で 台上の高度は北北西に向って漸次減じている。
近文台も神楽台も下底に熔結凝灰岩層があり 上部が洪積世の低位段丘堆積物たる砂礫層により覆われている点を共通としている。 近文， 神楽両台地に類似の地質・地形を示すものは やや小規模ではあるが伊納釈の東北台場附近においても見られる。 同地の比高は約 30 m である。
神居古潭岩層及び熔結凝灰岩流の東部に広く分布する平地内においては 大雪山地より流下する石狩川本流と共に， 本地域内を北方より流下するオサラッペ川， 東方乃至南方より流下する牛朱別川， 忠別川及び美瑛川が扇状に分布し， 旭川市附近においてこれ等各河川が石狩川本流に合して一筋となって 神居古淳の峡谷をけずりつつ西方に向って流下している。 これらの河川及びその支流の流路の多くが， 各河川自身が造った沖積地の一方に偏しており， 多くの場合それ等の左岸が丘陵地または段丘に接している事は注意すべきである。 これは少くとも図幅内地域の所謂上川平野において 東より西に向って少しずつ傾斜している事を示すもののようである。 これ等各河川は河道断面積が狭小なので雨期には流水の疏通を阻害し， 各河川が氾濫する事が屡々ある。
上川平野中を流下する河川中最も重要なる石狩川はその源を石狩岳に発し, 十勝， 北見の国境に連る諸山脈より発する渓流を集め， 層雲峡附近一帯の検峻なる峡谷を縫うこと 103 km， 上川平野に出で， 永山村市街地の北 4 km の地点より本図幅内に入り南西方に向って流下し， 旭川附近において主要なる諸支流を合して神居古潭の峡谷に入り 本図幅外に流れ去るものである。
神居古潭峡谷の大部分は深川図幅内に存しているので， 石狩川と峡谷の地質構造との関係については同図幅説明書中に説べられているが， 本地域中にも神居古潭峡谷の東端の一部が含まれており， ここにも流路と地質構造との関係が示されている。 すなわち同峡谷において 石狩川は全体として すべての岩層または岩属中の片理を横切って流下しているように見えるが， 峡谷に沿う岩層は複雑なドームまた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は岩層または片理の走向に略平行している部分が多い事は 注目すべきである。
本図幅地域中西端部は南に走る山岳地帯により交通やや不便であるが， 東半部は平坦なるため多数の通路が発達している。 今旭川市を中心としてこれを見れば， その西方には同市を終点とする函館本線あり， 図幅内には神居古潭駅に至る間に近文， 伊納の両駅あり， また旭川市より東北方には同市を起点とし， 石狩川本流の東南側を走る宗谷本線及び石北線とがあり， 前者には新旭川， 永山両駅， 後者には東旭川， 桜岡の両駅が含まれている。 同市より南方に向つては富良野線を通じ神楽駅があり, またこれ等国鉄路線の外に 旭川公園に向って東旭川線及び東川に向って旭川電軌東川線があり, これ等中には多数の停留場が存在している。 各河川流路に平行しては旭川市に向う半放射状を示す規則正しい道路発達し， この内にはバスを通ずる部分も多く， 平坦地内の交通は極めて至便である。
本図幅地域を構成する地質はその性質より見て次の六つに大別する事が出来る。
これら六つの系統の関係を表示すれば次表の如くなる。
これ等六つの系統はこれ等を構成する岩石， 産状， 地質構造及び生成l時期において各々全く異り, 図幅内においても各々劃然とした分布を示している。 但し本図幅に隣接する深川， 上江丹別， 比布等の図幅中には 第三系または白亜系の地層がやや著しく分布する地域が見られるが， 本地減内においては 熔結凝天岩の基底をなして 極めて僅かに川端層の露出が認められる外殆ど第三系の分布は見られず， また白亜系の地層の存在は未だ全く知られていない。
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略々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含まれているに過ぎないが， 本地域の西部に接する深川図幅に連続する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ので「神居古潭岩層」 （あるいは - 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岩石の層序及び生成時期については審かではなく， 他地域における産状より推して いわゆる日高層群と共に単に先白亜紀に属するものと見倣されている。 岩層は全体として比較的軽い変成作用を受けて生じた変成岩類を主体とし， 褶曲と断層とにより複雑な地質構造を示している。 またこれ等の岩属中には諸所に蛇紋岩， 輝緑岩， 優白岩等の火成岩が貫入している。 特に蛇紋岩に接する岩層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。
いわゆる日高層群は北見地方より日高， 十勝国境にかけて， 神居古潭岩層の東部に略々これに平行して広くかつ長く分布するもので， 特に上記国境に沿う日高山脈に著しい発達を示すのでこの名がある。 本層群は主として硬砂岩， 粘板岩， チャート， 石灰岩等の堆積岩とこれを貫く花崗閃緑岩， 斑糠岩， 橄欖岩等の深成岩体並びに これに附随する種々のホルンブェルス， ミグマタイト等よりなるものであるが， 本図幅内においては その東辺旭山附近において その岩層の一小部分が露出しているに過ぎない。 本岩層は輝緑凝灰岩， 粘板岩， チャートを主とし， その内に輝緑岩の小脈が貫いておるもので， 露出面積狭くかつ 上部を第三紀に属する安山岩にて蔽われている部分があるので， その屑序や構造は不明であるが， 大きく見れば その北部の比布附近の突哨山附近に露出するものと関係があるようである。
神居古潭岩層と日高層群とは略々平行に走っているが, 北海道各地においてこれ等が接する処はなく, 多くの場合それ等の間に白亜系その他の岩層を狭んでいるので, 直接の関係は未だ不明である。 本地域内においても 旭山附近の日高層群と神居古潭岩層との間には広い第四系の平地が展開しており, それ等直接の関係は勿論判明していない。
第三系に属する岩層は 本図幅内伊納川中流富沢附近において 熔結凝灰岩流の基底をなして短めて僅少な露出を示しているに過ぎない。 本岩層は粗雑な泥質砂岩よりなり 少しくもめた形跡を示しているが走向傾斜は決定出来ず， また一部lこ炭質の植物化石の破片を含んでいるがそれ等の種属は明かでない。 本層は産状並びに岩質より新第三系のものと推定されるが， 一般に滝川層は神居古潭岩層以東には知られていない故 川端層の一部と考える事が最も適当と思われる。
安山岩は本地域東辺の日高層群の輝緑凝灰岩層を蔽って僅かに産出するもので， これと同様のものは 東接する当麻図幅及び北接する比布図幅内には極めて広い分布を示している。 本岩は主として輝石安山岩であり 恐らく第三紀末期において噴出したものと考えられる。
本図幅東部に広く分布する熔結凝灰岩は十勝火山地帯より流出したもので, その山麓を廻って分布する外更に その一部が遠く東北に向って流れ広大な面積を占めるものである。 旭川周辺の平地内各所に見られる同凝灰岩の痕跡分布より推定すれば, 一時は上川平野を広くかつ厚く埋めつくしていた事も惣像される。 同岩流の噴出時期は他地区の地質関係から推して， 新第三紀以後， 大雲，十勝火山誕生成以前で, 恐らく洪積世初期のものと考えられる。
第四紀に入り石狩川及びその交流の侵蝕は益々盛んとなり, 十勝熔結凝灰岩流の北端部が著しく削磨されると同時に 各河川流域には広い洪積層の堆積が行われつつ今日に至った。 この間近文， 神楽両台地或は旭川市西方台場附近に見られる如く 熔結凝灰岩流上には上部洪積世に属する低位段丘堆積物を残している部分もある。 上雨紛及び江丹別川河口附近にこれと類似の堆積物が見られるが， これ等は一次的のものではなく 低位段丘堆積物が崩壊し崖錐または扇状地として再堆積したものと思われる。 下部の熔結凝灰岩とその上部を蔽う河床堆積砂礫層との関係は 諸所に於て認められるが， 特に神楽丘台地の西神楽 8 号の沢. 神楽神社の沢また近文台地の春光台登り口等においてよく観察出来る。
上川平野には各河川に沿って広大な沖積層が発達している。 この沖積層は前期沖積層と現在の沖積層とに大別する事が出来, これ等両者の問には 2～3 m の段を以て境されている事が多い。 前期沖積層と称するものは各河川間に広く分布するもので， 各河川のやや古い堆積物よりなり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。 これ等の厚さは地域により不定である。 これ等前期沖積層は地域的に見て北より永山一， 東旭川一及び雨紛沖積層の三つに大別する事が出来る。
旭川西部を中心とし半放射状に流路を示す石狩川本流及びその交流オサラッペ川， 牛朱別川， 忠別川， 美瑛川等に沿う狭い地域には現在の沖積層が発達している。 これ等は主として砂礫よりなり 前期沖積層より一段低い面を構成しているが, 流路の変化に伴い漸次その面積をひろげつつある。 河川が前期沖積層を深く刻った部分には 河底または河岸に熔結凝灰岩を露出している部分も認められる。
神居古潭岩層は 北海道脊梁山脈の西側lこ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 脊梁山脈を構成するいわゆる日高層群との問には 常に白亜系その他の岩層を夾み， あるいは断層あり， これら両岩帯間の層位的関係は不明である。 本岩層は北は天塩北見国境より南は日高に至る間 膨縮を示しつつ諸所に露出している。 その内には 近年空知統と呼ばれる主として 侏羅紀に属する岩層の一部が混在している部分もあるようである。
古く B. C. Lyman（1877）は 全北海道の地質図及び地質報文を草するに当り 「神居古潭石層（Kamuikotan group）」なる名称を用いたが， これには脊梁山脈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， 現今考えられてい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比して論じている。 筆者（1934）は変成岩類を主体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捨て， その後（1944） これに対し「神居古潭変成岩類」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 脊梁山脈に沿う地帯の詳細なる調査を行った結果 本岩層をいわゆる日高造山運動に対し前縁の衝上的なー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。 本報文においては岩石の分布， 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， 北海道全体に対しては 分布上上記の構造上のー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（Brachiopods）， 珊瑚虫類（Corals）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， 現今は全体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類を主体とする厚層で， 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 超塩基性あるい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受け， 局所的lこ交代作用を受けた部分には 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珪質片岩を主とし， 部分的に珪岩， 千枚岩， 圧砕変成岩， 結晶質石灰岩等を挟み， かつ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んでいる。
本岩層の標式的露出を示す神居古潭峡谷に沿う岩石の分布状態を見るのに， それらは大体略々南北に走る三帯 即ち東部緑色片岩帯， 中部黒色珪質片岩帯及び西部緑色片岩帯に大別する事が出来る。 本図幅中においては これら三帯中 東部緑色片岩帯及び中部黒色珪質片岩帯の東半部が発達している。
東部緑色片岩帯は 伊納 駅の東方より伊納川の西方に分布する幅 2～4 km の岩帯で， 緑色片岩または輝緑凝灰岩質岩石を主とし， その内に幅数 m より最大幅 500 m に及ぶ多数の珪岩または珪質片岩を介在し， また多数の蛇紋岩及び輝緑岩が迸入している。 本岩帯は石狩川の北部は旭川市西の鷹栖山地， 南部は美瑛山地に連るものである。
中部黒色珪質片岩帯は 前記の東部緑色片岩帯の西側に幅 4～6 km の岩帯として 緑色片岩と略平行して南北に延びるものであるが, 本図幅中にはその東半が見られるに過ぎない。 本岩帯は黒色珪質片岩を主とし， その内に黒色千枚岩， 緑色片岩， 赤色珪岩を挟み, また東縁にやや厚い圧砕岩層を含んでいる。 圧砕岩層は伊納駅の南部の石狩川の南岸より北方に向って幅 1.5 km， 長さ 8 km の不規則なレンズ状をなじて発達している。 西部緑色片岩帯は深川図幅中には著しく発達しているが 本図幅中には見られない。
以上述べた３岩帯は大休南北乃至北々西の方向を示し， その内の岩層及びそれらの片理の走向は略岩層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はない。 なお所々に略々南北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ので その部分におい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。 このように岩層全体が非常に複雑な構造を示しているので 岩層内の腐序， 上下関係， 対比等は困難で， 各層の厚さもまだ明かでない。 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。 中央の黒色珪質片岩と緑色片岩との接触部は 斬移的で見かけ上前者は後者の下位を占めるようであるが， 正確な層序は不明である。
これら各岩属中には 後次の迸入にかかる多数の蛇紋岩体が存在している事が特徴である。 本図幅中には 西北に接する上江丹別図幅中に見られるような 幅 10 km 以上に及ぶ大なる岩体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の山地には 幅数 m 乃至数 100 m， 長さ数 10 m 乃至数 km 以上のレンズ状を示した無数の岩体が 結晶片岩類の延長方向と略々平行して南北延長に迸入している事が認められる。 ここに注目すべき事は 蛇紋岩が緑色片岩または珪質片岩に接触した部分におげでは， 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殊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。 (A) 珪質， 珪礬質及び石灰質岩石類， (B) 塩基性岩石類， (C) 蛇紋岩迸入の影響によって生じた特殊変成岩類。 なおこれら各岩石類を構成鉱物及び構造より更に細別すれば 次のよう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 それら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， これら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。 これらを通覧すると 例えば藍閃石（あるいは青閃石）は珪質， 塩基性両岩石中に生じているのに対し， 曹閃石は常に珪質岩中にのみ生成されている事は注目すべきである。 曹関石と藍閃石とが同一岩石中に共存する事はまだ知られていない。 なお他地域の神居古潭岩層よりは 紅簾石（Piedmontite）， またはローソン石（Lawsonite）を含む岩石が知られているが， 本地域よりはまだ知られていない。
また神居古潭岩層の岩石特に蛇紋岩に接する附近の岩石は 種々の鉱物の細脈に貫かれているのが常である。 鉱物脈として産出する主なるものは石英， 曹長石， 緑簾石， 緑泥石， 方解石， 霰石， 苦灰石， 沸石等である。 深川図幅中には パンペリー石（PumpelIyite）や曹灰針石（Pectolite）等の脈も認められるが 本地域にはまだこれらは発見されていない。
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占めるもので， その内には諸所に緑色片岩， 緑色石英片岩， 珪岩， 千枚岩， 圧砕岩等の岩層を介在している。 片理に冨み著しい褶曲を示す部分がある。 外見灰黒色又は暗灰色を示す岩石であるが 顕微鏡下では無色鉱物の細粒間に 微点状または微片状の不透明の炭質物が散在して含まれている。
成分 : 石英 >> 炭質物 > 絹雲母 > 斜長石。 この外に少量の緑泥石， 方解石等を含んでいる。 主成分をなす石英は 0.05 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 : 黒色石英片岩または緑色片岩中に層状をなし, その性質は黒色石英片岩とほとんど同じであるが 炭質物を欠き灰白色を示す事を特徴とする。 本岩の一部にはやや多量の緑泥石及び緑簾石 または淡緑色の細い角閃石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， 幅数 m 乃至 20 m の岩層として主として黒色石英片岩中に介在している。 幽かな剥理面を示し， 幅 1 mm 以下の石英脈により貫通されている事が多い。 成分は石英を主とし， 小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 以下の細粒よりなり多くは波状消光を示している。
含放散虫チャー卜 : 各地の赤色珪岩の一部を占めて産出する。 変質程度少く鷹栖村， 雨紛村附近のものには Cenoshaeasp.， Tricolocapsa sp.， Dictyomitra sp. 等の放散虫を多量に含有しているものがある。
千枚岩， 圧砕変成岩および圧砕砂岩 : これらの岩石は相接して産することが多く， 特に黒色珪質片岩帯の東辺伊納附近より以北に幅 1.5 km， 長さ 8 km のレンズ状に発達している。 千枚岩の部分は石英と絹雲母の微晶の集合よりなる片状岩で， 圧砕変成岩は周縁が圧砕され波状消光を示す石英片岩質の石基で充填している。 圧砕変成岩の一部 特に台場以南に産するものはほとんど全部圧砕された粗雑な石英， 斜長石粒よりなる圧砕砂岩とも称すべきものである。
結晶質石灰岩 : 本岩は神居古潭峡谷の西端の神居橋下の緑色片岩中 または緑色片岩と珪質片岩との間に薄層ながらやや著しく発達しているが， 本図幅中においては 雨紛附近の緑色片岩中に極めて少量の露出を示しているに過ぎない。 本岩は灰白色細粒で多少片理を示している。 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。
以上に挙げた各種の岩石は それらの性質及び産状より見て 何れも水成岩類が低度の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， これらは神居古潭岩層中において黒色珪岩とともに重要な一員をなしている。 特に輝緑片岩はその内に大きな位置を占めるものである。 輝緑片岩とは 輝緑岩及び輝緑凝灰岩が やや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更に斜長石の残品を含み， また稀に原岩中の輝緑岩的構造を示したものも認められる。 本地域内にはまだ知られていないが， 他地区のこの種の岩石中には 輝緑岩質岩石の小塊を含んだ角牒質または集塊質の岩相を示すものもある。 東部緑色片岩帯中に広く分布する本岩石は 暗緑乃至淡緑色, 綴密で幽かに片理を示し， 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しばしば多量に含むものである。 再結晶による鉱物はいずれも 0.5 mm 以下の細粒で, 角閃石は淡緑色の陽起石に類するものが多く， また曹長石は点紋を示すよう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°土， 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その他により充填された杏仁状構造を示す所もある。 本地域の輝緑片岩については分析されたものがないが, 神居古潭峡谷の西部緑色片岩帯中のものも全くこれと同質のものであるから 参考のため神居古潭駅 - 春志内間の代表的岩石の化学成分を示せば次の如くである。
| SiO2 | 50.88 |
| TiO2 | 0.75 |
| Al2O3 | 13.29 |
| Fe2O3 | 1.67 |
| FeO | 8.60 |
| MnO | 0.28 |
| MgO | 8.78 |
| CaO | 8.99 |
| Na2O | 3.62 |
| K2O | 0.38 |
| P2O5 | 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 : 緑色片岩帯中の東縁部に相当広く分布している。 外見梢々輝緑片岩に似ているが， 片理に乏しく暗緑色のものの外に暗赤紫色を示す部分もある。 鏡下では再結晶鉱物少く或は全くこれを欠き， 輝石の残晶多く， 時に汚染した斜長石を含み， また一部には火山岩質岩粒を混じ 全体として火成砕屑状の構造を示す事を特徴としている。 本岩石中には方解石の細脈が発達する事が多い。
緑簾石緑泥片岩 : 緑色片岩帯の一部また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， 緑飯石を主体として 少量の曹長石， 陽起石質角閃石を含有するものである。 一般に片理がしばしば著しく輝緑片岩より変成度の進んだものと見る事が出来る。 本岩は部分により輝緑片岩に漸移し 野外においてこれらを区別する事が困難の事がある。
以上各種の緑色片岩類はその成分， 産状より見て輝緑岩質または輝緑凝灰岩質岩が 軽い動力変成をこうむった結果によるものと推定される。
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いる。 これら鉱物の内曹長石， 藍閃石， エヂリン輝石の如く曹達を含む鉱物が多く含まれている事は 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事を物語っている。 これら特殊鉱物の種々の組合わ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いるが， 蛇紋岩に接触する部分にはしばしば大粒のものが多量に含まれる事がある。 一般に新鮮無色で特にアルパイト双晶を示すが 累帯構造はほとんど認められない。 成分は Ab 96 内外のものが最も多い。
緑色角閃石（Green hornblende）: 緑泥石とともに一般の緑色片岩中に含まれるものもあるが， 蛇紋岩体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 角閃片岩また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。 幅及び長さ不定の柱状を示す。 光軸面 ∥ (010)， c : Z = 3～4°， 多色性 : X = 淡黄色， Y = 暗黄緑色， Z = 暗緑青色， Y ≧ Z ＜＜ X， n1 = 1.651～1.677， n2 = 1.658～1.687.
藍閃石（Glaucophane）: 珪質片岩中にも， 緑色片岩中にも生じているのでその分布は広く， 性質もまた多種である。 一般に柱状 : 幅 0.1～0.3 mm， 長さ 0.5～1.0 mm. b = Y， 光軸面 ∥ (010)， c : Z = 5～14°， (-) 2 V = 10～40°， 多色性 : X = 淡黄菫色， Y = 淡青菫色～淡菫色， Z = 青～農青色， X く Y く Z. n1 = 1.651～1.666， n2 = 1.659～1.669， n2 - n1 = 0.018， ρ > v.
青閃石（Crossite）: 藍閃石とほとん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°， (-) 2 V = 45～50°， X = 黄菫色， Y = 濃青色， Z = 菫色， x く Y > Z， n1 = 1.658～1.666， n2 = 1.662～1.672， n2 - nl = 0.018， ρ < v.
曹閃石（Riebekite）: 藍閃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 : 幅 0.1～0.2 mm， 長さ 0.5～3 mm. b = Y， 光軸面 ∥ (010)， c : X = 0～8°， (-) 2 V = 501～75°, 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 >> v.
曹斜閃石（Crocidolite）: 曹閃石とほとんど同様の産状を示している。 繊維状 : 0.01x1 mm. b = Y， 光軸面 ∥ (010)， c : X = 0～20°, 多色性 : 曹閃石とほとんど同じ。 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， 曹閃石等と共存している。 丸味を帯びた短柱状 : 0.3～1 mm， 光軸面 ∥ (010)， c : X = 38°， (-1) 2 V = 70°土. 多色性 : X = 草緑色～淡青緑色， Y = 淡黄褐色， 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。
榍石（Titanite）: 分布広く特に蛇紋岩体に近い部分が多い。 長径 0.3～1.0 m の正しい結晶または丸味ある粒状を示し， 時に局所的に集合する事がある。
柘榴石（Garnet）: 分布は比較的限られ藍閃片岩中にエヂリン輝石と共存するものがある。 淡桃色の 0.7 mm 以下の不規則な粒状をなし等方体で光学異常は示さない。
スチルプノメレーン（Stilpnomelane）: 本図幅中産出は比較的稀である。 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。 幅 0.02～0.06 mm， 長さ 0.2～0.7 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または放射状をなす。 直消光， 光学性（+）， 周折率高し。 多色性 : X = 黄色， Y = Z = 暗褐色， X ＜ Y = Z.
ローソン石（Lawsonite）: 本鉱物は未だ本図幅内の地域中には発見されていないが, 隣接する春志内川及び神居古潭岩層中の諸所に産出している故, 略々同じ条件にある本地域内にも発見される事は遠くはないと思考されるので， 参考のため記述して置く事とする。 本鉱物は神居古潭春志内において 1938 年本邦において初めて発見され, その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出する。 卓状結晶 : 0.2 x 0.5 mm， 努開 (010)， (100) 完全， (001) 不完全， 光軸面 ∥ (010)， (+) 2 V = 840， 無色， 双晶あり。 αD = 1.665， βD = 1.671， γD = 1.684， 春志内のローソン石を含む岩石には パンペリー石（Pumpellyite）の脈が貫いている事が注目される。
藍閃石（時には青閃石） あるいは曹閃石を含む珪質片岩はいずれも灰藍色または暗藍色を呈し， 極めて片理の発達した岩質を示すもので, 片理面に縮緬の如き微皺を示す事が多い。
藍閃石・曹長石・石英片岩 : 藍閃石を含む珪質片岩は 石英 > 曹長石 > 藍閃石 > 緑簾石 の成分を示し, 蛇紋岩に接する各所に見られるもので, 本図幅内にて稍々手近かなものとしては 伊納駅の南方西オンネナイ沢の入口より約 500 m 附近の左岸の 黒色珪質片岩中に見られる。 緻密堅固で 0.02～0.1 mm の石英を主とする片状岩で， 上述の主成分の外に緑泥石， 金紅石， 磁鉄鉱， 赤鉄鉱等を含んでいる。 西に隣接する深川図幅内の春志内沢のものには， この種のものに更に小量のエヂリン輝石を含んでいるが， 本地域にはまだ同様のものは知られていない。
曹閃石・曹長石・石英片岩 : 本岩は西オンネナイ沢右股附近の 黒色珪質片岩中の珪岩に沿って産出するもので， 剥理の発達著しい濃い暗藍色を示す岩石である。 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針状結晶に富む事を示している。 主成分は 石英 > 曹閃石 > 曹長石 > 磁鉄鉱 で, 外に副成分として緑泥石， 金紅石， 赤鉄鉱を含んでいる， 本岩中にはエヂリン輝石を含んでいないが， 神居古潭駅東部に産するこれとほとんど同様のものには 少量のエヂリン輝石を含有している。 参考のため已に知られた同岩の分析結果を示せば次の如くである。
| SiO2 | 76.77 |
| Al2O3 | 0.59 |
| Fe2O3 | 9.40 |
| FeO | 7.19 |
| MgO | 1.50 |
| Na2O | 2.78 |
| K2O | 0.08 |
| P2O5 | 0.26 |
| H2O (+) | 1.14 |
| Total | 99.71 |
| （含エヂリン輝石曹長石曹閃石石英片岩， 石狩国 神居古潭駅東部産， 金成明分析） | |
藍閃石その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主として蛇紋岩体との接触部に産する。
含藍閃石・輝緑片岩 : 本岩は全神居古潭岩層を通じ分布が相当に広いものであるが, 本図幅内においては 国道台場の西南 2 km の西オンネナイ沢上流その他において 黒色珪質片岩中に薄層をなす緑色片岩中に認める事が出来る。 一般の輝緑片岩に比してやや暗藍緑色である事を特徴としている。 主成分は 緑泥石 > 曹長石 > 緑簾石 > 藍閃石 で, この外に輝石の残晶， 角閃石， 石英等を含んでいる。 この種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。 片状輝緑岩及び片状輝緑凝灰岩中に藍閃石を含むものは 上記の輝緑片岩に近い部分に認められる。
含スチルプノメレーン・藍閃石輝緑片岩 : 伊納駅の西方 1.5 km の国道南側の崖の 黒色珪質片岩中に薄層をなして産出する。 この場合もその南部に蛇紋岩が迸入している。 岩質はやや青色を帯びた暗緑色の片状岩で 所々に暗褐色の細いはさみを含んでいる。 成分は 緑泥石 > 輝石（残晶）> 緑簾石 > 藍閃石 > 絹雲母 > 角閃石 > スチルプノメレーン， 外に磁鉄鉱， 石英， 曹長石， 方解石等を含んでいる。 緑泥石と緑簾石の層と， 白色鉱物の層とが縞状に排列する部分において スチルプノメレーンは前者の層中に後次的に薄片として介入している。
含エヂル輝石・輝緑岩 : 神居古潭岩層中にはエヂル輝石を含む岩石が諸所に知られているが， 本地域内にはその産出があまり認められていない。 唯台場より南に入る富沢の一小支流東海沢上流の 輝緑岩中にその例を見る事が出来る。 本岩は緑色片岩中に小岩体として存在するもので， 比較的塊状で暗緑色を呈し 顕微鏡下では幽かにオフィテック構造が認められるが, 主成分は 輝石 > 斜長石 > 緑簾石 > エヂル輝石 > 方解石 > 石英 である。 輝石は時には淡紅菫色を示しチタン分を含んでいる事を示している。 斜長石は一部曹長石化しているが, 大体 Ab 60土 の性質を示すものが多い。 本岩石はその成分及び構造より見て本来輝緑岩であった事は明かであるが, 蛇紋岩に伴う曹達に富む溶液により一部交代され， 長石が曹長石化作用をこうむり, 又輝石の一部がエヂル輝石に変じたものと推定される。
緑泥石・陽起石片岩 : 神居古潭岩層中には 諸所にいわゆる角閃片岩または角閃岩と称すべきものが認められるが, 本図幅内においてはまだその著しいものが知られていない。 唯富沢のー支流東海沢中流の緑色片岩と蛇紋岩との接触面に 緑泥石陽起石片岩と称すべきものがある。 本岩は濃緑色で 1～5 mm の長針状の陽起石を主とし 外に緑泥石及び少量の榍石を含み， ところどころ緑簾石の細脈で貫かれている。 その産状より見れば蛇紋岩の一部より生じたもののようである。
緑泥石・曹長石・緑簾石・藍閃片岩 : 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ている事を特徴とする。 成分上藍閃石を主とし, 外に種々の鉱物を伴なっている。 藍閃石 > 緑簾石 > 曹長石 > 緑泥石 > 磁鉄鉱。 本地域においてはその代表的のものが西オンネナイ沢の中流に露出している。 正確な産地は不明であるが 神居古潭産緑簾石藍閃片岩と称されて かつて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， 更にドイツの L. Milch によっても紹介された岩石は おそらくこの種の岩石であったと想像される。 参考のためその化学成分を示せば次の如くである。
| SiO2 | 48.88 |
| TiO2 | 3.90 |
| Al2O3 | 13.44 |
| Fe2O3 | 5.32 |
| FeO | 8.96 |
| MnO | tr |
| MgO | 4.21 |
| CaO | 5.80 |
| Na2O | 3.72 |
| K2O | 1.71 |
| H2O | 3.73 |
| Total | 99.73 |
| （緑簾石・藍閃片岩， 石狩国 神居古潭産, H. S. Washington 分析） | |
北海道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 本地域に東接する当麻図幅中にも その一部が基底をなして相当な分布を示しているが， 本図幅内においては 東辺の桜岡及び旭山附近において僅かな露出を示しているに過ぎない。 ことにその上部は第三紀に属する安山岩質岩石や崖錐により蔽われているので， その露出は断片的で小区域を占めるものである。 更に表土厚く現地転石の分布により 僅かにその分布を推知し得るに過ぎない所もある。
本地域内において日高層鮮に属すると思われる岩層については 屑序や構造は不明であるが， その東部の当麻黒岩山地区のものに連続することは明かであり， また岩質その他より推定して 北方は比布附近の突哨山と関係するものと見られる。
本図幅内に見られるものは主として輝緑凝灰岩及び粘板岩であって， それらのうちに極めて薄いチャートの層を夾在し, また所々輝緑岩の岩脈により, また桜岡東方では蛇紋岩により貫かれているのが認められる。
本図幅内の旭山及び桜岡附近に見られる日高層群の一部をなす岩石は その分布状態が不規則で且露出が悪いため層序または相互関係は審かでないが， 各所より探集したものを総合すれば次の種類に分つことができる。
輝緑凝灰岩 は一般に見られるものと同様で, 細粒緑色乃至暗緑色で汚染した部分は褐緑色を呈している。 不規則な斜長石， 輝石の破片の間を緑泥石でうめ所々に方解石を含んでいる。
ガラス質輝緑凝灰岩 は無色乃至黄褐色のガラスを主とするもので, 時に杏仁状構造を示し空隙中に緑泥石を充填したものもある。 ガラス質の部分は脱ハリ作用を受けて幽かな複屈折を示しているものが多い。
砂質輝緑凝灰岩 は一般の輝緑凝灰岩よりやや黄褐色を示し, 且粗雑な外見を示すが, 時には細粒堅固な部分もある。 成分としては一般のものに比して石英， 斜長石の細粒をやや多量に含み砂岩に似た構造を示している。 桜岡東方の蛇紋岩に近い部分に産するものは石英に富む細粒緻密な岩質を示し， 顕微鏡下に検するにその内に 長径 0.1 mm 以下の藍閃石及び 0.05 mm 内外のエヂリン輝石を含むものが認められた。 藍閃石またはエヂリン輝石を含む変成岩は 神居古潭岩層中にしばしば見られることは巳に述べたが， この種の岩石は稀ではあるが日高層群中の輝緑凝灰岩中にも見られるもので， 桜岡のものも注目すべき例の一つである。 本岩は 神居古潭岩層中のものと同様に 蛇紋岩近入に伴う接触作用によった結果と想像される。
粘板岩 は旭山の東南部及び西部に分布し， 暗灰色， 緻密でやや層理に富み一部千枚岩に類似する部分もある。
含放散虫チャー卜 は極めて薄い層をなして輝緑凝灰岩中に夾在するが, 桜岡附近においてはやや厚層をなして水平に分布している。
岩質は一般に暗褐色堅固であるが, 時には暗灰粗雑な游泥岩質を示している所もある。 東旭川附近の岩石中には Cenosphaera sp., Cenosphaera cfr. pachyderma， Cenosphaera gregcria， Tricolocapsa sp., Cenellipsis sp. 等を含んでいる。
本図幅内に発達する迸入岩は輝緑岩， 蛇紋岩及びこれに伴う岩漿分化脈岩質岩石の二つよりなる。 輝緑岩及びとれと同質の凝灰岩は神居古潭岩層中の緑色片岩の母体をなし， 珪質または珪礬質堆積岩類とともにやや低度の動力変成作用を蒙っているものと, 図幅東部の旭山公園附近の日高層群に迸入するものとで 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， ロヂシ岩， 微閃緑岩等の岩漿分化作用による特殊岩石を伴っている。
輝緑岩は緑色片岩帯中諸所に岩床または岩脈状を呈して産出するものであるが， その多くは地殻変動の行われた以前あるい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 また緑色片岩帯の主体をなす輝緑片岩また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。 雨紛地方のものは比較約塊状で, 母岩たる神居古潭岩層とともに熔結凝灰岩により蔽われている所もある。
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。 斜長石は細い短冊形をなし大部分はソ一石に化し， また輝石とともにオフィデック構造を示すととが多い。 輝石は 1.0×0.7 mm 内外で半自形， 多色性弱く， 淡緑色～淡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い緑泥石化が行われている。 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， また磁鉄鉱は微晶として散点している。 蛇紋岩に接するものには往々にして藍閃石を含み， また斜長石の一部が曹長石化しているものも認められる。
本図幅中の輝緑岩について分析の行われたものを見ないが, 性質において殆ど本図幅中のものと同様である 隣接する神居村神居山付近の輝緑岩の化学成分を挙げて参考とすることとした。
| SiO2 | 49.12 |
| TiO2 | 1.00 |
| Al2O3 | 16.44 |
| Fe2O3 | 6.80 |
| FeO | 6.01 |
| MnO | 0.28 |
| MgO | 5.75 |
| CaO | 9.00 |
| Na2O | 3.12 |
| K2O | 0.47 |
| P2O3 | 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） | |
図幅東端の旭山公園地区に見られる日高層鮮の輝緑凝灰岩中にも 輝緑岩の岩床の小露出がある。 岩質は新鮮でなく輝石が時にユ一石化しているが, 一般の性質は前述神居古潭岩層中のものとほぼ同様である。
神居古潭岩帯に沿っては多数の超塩基性火成岩体 特に現今蛇紋岩によって代表される岩体が広い地域に亘って迸入している。 これら蛇紋岩体は大小様々の形を示しつつ 神居古潭岩層中あるいはこれに接して南北方向を以て 北は北見天塩国境より南は日高に至る間ほぼ連続的に分布している。 蛇紋岩体は白亜系または第三系に接して産することがあり， これら相互間は断層によって境されている場合が少くない。 蛇紋岩体のある物は これに接する神居古潭岩層または上部白亜系の岩石に接触変成作用を与えている一方 蛇紋岩は礫として新第三系または古第三系に含まれている。 これらの事実は 北海道中央帯の蛇紋岩は大体において 第三紀初期の地殻変動に伴って特殊の変成帯に沿って迸入したことを示している。 蛇紋岩の大きな岩体は諸所に露出し, その各々の長さは 15～43 km， 幅は 4～10 km に及ぶものもあるが， 本図幅中には西接する深川図幅の場合と同様に大きな岩休はなく， 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種に大別することができる。 塊状蛇紋岩は暗緑色乃至暗黒色で比較的光沢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， ことに岩体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やや光沢を有する片状岩で比較的脆弱である。 片理の方向は岩体をはさむ母岩たる結晶片岩の片理とほぼ平行である。 片状蛇紋岩は図幅中神威村南部より 隣接する神威山南部地域に発達するもののうちに多く見られる。 なお片状を示す蛇紋岩は 塊状蛇紋岩よりなる岩体の周綾部に発達することもある。 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。 この穫の岩石は他地域においては相当大きな岩体となって産するが， 本地域においては塊状または片状蛇紋岩体の一部をなしていることが多く， 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に検すれば， 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 その間に比較約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いるとは認められない。 なお本地域より産する蛇紋岩中には 他地域に産するもののうちに往々見られるような輝石， 橄欖石等の残晶の存在は知られていない。 塊状蛇紋岩体中にはやや明瞭な節理が存在し， また極めて細い温石綿， 硬蛇紋石等の網脈によって貫かれている部分も誇所に見られる。 鷹栖村近文山及び神居村ヨクシナイ沢奥の蛇紋岩休中には クロム鉄鉱が令や濃集した部分が知られているが， 量少く未だ稼行されていない。
図幅東部の桜岡地域の一部には 日高層群に属する輝緑凝灰岩を貫く蛇紋岩の小露出があるが, 岩質は神居古潭岩帯中の塊状のものと殆ど同様である。 このうちにも極めて小さいクロム鉄鉱々床の存在が見られるが 未だ採掘されるに至っていない。
神居村ヨクシナイ沢奥の やや大きなレンズ状の蛇紋岩体のほぼ中央部に 閃緑岩質アプライトの小露出がある。 本岩は長径 10 m 以下の小岩脈で 蛇紋岩に関係ある一種の優白質の岩漿分化脈岩である。 本岩と類似のものは雨龍地方の大きな蛇紋岩体中には多数に存在するが, 本地域においては上述の産地以外には未だ知られていない。 岩質は他所に出ているものと殆ど同様に灰緑乃至暗灰緑色緻密堅硬で， 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いる。 斜長石を主として角閃石を含み, 更に副成分として， 普通輝石， 黒雲母， 石英， 緑泥石， 磁鉄鉱等が伴われている。 斜長石は殆どソ一石化しているが, 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 = 150， X = 淡黄色， Y = 淡黄褐色， Z = 褐色， Z > Y > X である。 本岩は多くの場合細い石英脈によって貫かれている。
上述の岩体を初めその他諸所の蛇紋岩中には 頭大より長径数 m に及ぶロヂン岩体が存在しているのが見られる。 本岩は白色， 灰白色， 灰緑白色あるいは灰黄白色の不規則な球状体を示し， 周囲の蛇紋岩とはやや判然とした境界を以て接している。 石灰質珪酸塩鉱物を主体とすることを特徴とし， 特に透輝石， 灰礬柘榴石を主成分とすることが多く, 外にヴェスヴ石を含むものもしばしば認められる。 更に微量な成分として含まれているのは緑泥石， 蛇紋石， 磁鉄鉱， 方解石等で， これらは概して岩体の周縁部iこ多い。 透輝石は殆ど無色で 0.2×0.3 mm 程度の細粒で劈開完全， c : Z = 450， 時に双晶を示している。 灰礬柘榴石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， 十字ニコル下において幽かな複屈折を示すことが常である。 ヴェスブ石は無色または淡褐色の細粒の集合体として 前者の集合体中に帯状または脈状をなして配列している。 他地域の例によれば SiO2 = 38～41 %, CaO = 27～29 % である。 本岩石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 いわゆるスカルン体と極めて類似しているが， 各地の産状から推して， 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ようである。
本図幅内において新第三系に属すると思われる岩層は 伊納川と美瑛川の中間を占める熔結凝灰岩よりなる丘陵地の西側に その基底をなして富沢附近に小範囲に露出しているに過ぎない。 本層は灰黄色の泥質砂岩を主としややもめた層理を示している。 その一部に炭化した植物化石の破片を含んでいるが, 著しく崩壊してその種属は判明しない。 本岩層は熔結凝灰岩及び沖積層により蔽われており， その分布が極めて狭いため層自身について詳細な性質を確め得ないが， 岩質， 産状より見て新第三系に属するものと思われる。 新第三系とすれば岩質は滝川層及び川端層のいずれにも類似している。 しかし滝川層は鮮新世上部に属する地層で, 同層及びその相当層は 標式地たる滝川町東方の空知川沿岸を初めとし 北海道中央南部及び中央北部に広く分布するものであるが， 神居古潭岩帯の直接東側には従来その発達が知られていない。 これに対し中新世に堆積した浅海性または瀕海性の岩層たる川端層は 北海道内における新第三系中最も広範な分布を示すもので 神居古潭岩帯の両側にも存在することが知られており， 現に本図幅の南方に当る上富良野の西方においては 熔結凝灰岩の基底をなして露出するものもある故， 本図幅内のものも川端層と同定することが最も適当であると思われる。
火山岩類は新第三紀末期に噴出したもので, 図幅の東部に小区域に発達する日高層群を蔽って露出している。
本図幅内において火山岩は 東旭川村旭山及び桜岡附近に小地域に分布しているに過ぎない。 これらの地域の岩石は日高層群に属する輝緑凝灰岩層の上部を蔽って産出し, 主として複輝石安山岩よりなっている。 これらは東部に接する当麻図幅内に広く分布するものの一部で， 他地区における産状より推せば第三紀末期に流出したものと察せられる。 露出悪く岩体の産状は審かでなく転石によりその分布状態を知るに過ぎない。 本岩は黝灰色緻密堅固で時に斜長石の斑晶を見ることができる。 鏡下にては斑状構造を示し， 斑晶は斜長石 > 普通輝石 > 紫蘇輝石で， これらを充填する石基は斜長石， 輝石， 磁鉄鉱の細粒及びガラスより成りヒアロピリデック構造を示す部分が多い。 斑晶をなす斜長石は 1～3 mm の長径を有する自形または半自形をなし累帯構造の著しいものあり， 成分は An 65～50 の曹灰長石である。 普通輝石は淡黄緑色で多色性に乏しく， c : Z = 30°±， 紫蘇輝石は幽かな多色性を示す。 X = 淡紅色， Y = 淡緑色， Z = 淡黄色。
東旭川村旭山の南側中腹に小岩脈として産する岩石は風化が著しく進んでいるが， 主として斜長石， 輝石及び少量のガラスよりなるもので 斑状構造を示す安山岩の性質を示している。 他の火山岩類との直接関係は不明で， 岩質において斑晶中に輝石を欠く点が上述の複輝石安山岩とやや異なっている。
本岩は旭山南側に転石として見られるもので， その産状は不明であるが, 恐らく複輝石安山岩体中の一部に小岩体として存在するものと見られる。 しかしこれら両者の噴出時期の前後関係については明かでない。 岩質は暗灰色緻密で, 鏡下にては 0.1～0.2 mm の細い短冊型の斜長石と 0.3 mm 内外の金色乃至淡青色の輝石粒よりなる石基中に 1.0～1.5 mm の橄欖石の斑晶を含んでいる。 石基中には微細な磁鉄鉱を含んでいる。 石基は完晶質でガラスを含まず， 斜長石はほぼ平行し著しい流状構造を示す部分がある。 また一部に輝石粒が集合して散点し グロメロポーフィリテック構造を示す部分も認められる。
本図幅内の洪積層は下部礫層， 溶結凝灰岩および低位河成段丘堆積層との三つに大別することができる。
下部礫層は 雨紛台地の熔結凝灰岩層の下部一面に 20～30 m の厚さを以て分布している。 種々の河川により削られ且それらの沖積層により埋れているため， 下部礫層は雨紛台地の東側の崖に小露出を示しているに過ぎない。
下部礫層を構成する礫は卵大より拳大のもので， それらの岩質は主として神居古潭岩層に属する緑色片岩， 圧砕変成岩， 千枚岩等で， 安山岩または第三系の岩石は比較的少量である。
本図幅中特に東南部に分布する熔結凝灰岩は 上川・富良野両平野を結ぶ北海道中央低地帯に沿って 広大な面積を占めて分布するものの西北端の一部である。 本岩は従来流紋岩または流紋岩質凝灰岩として知られていたものであるが， 本旭川図幅作製に当って協力者鈴木淑夫・北川芳男がその産状， 岩質等を詳細に検討した結果, これを熔結凝灰岩（Welded tuff）と定められたものである。
本岩は神居古潭岩層及び新第三系を蔽う厚い層状をなすもので， その一部は低位河成段丘地積層により蔽われている。 岩質は一般にやや硬く， 所により流走面に直交する幅 1～数 m の柱状節理を示し, 一見粗雑な熔岩流と思わしめる部分も見られる。 これらの柱状節理は必ずしも上部までは続かず 上部に向うに従って節理に直交する水平の薄い板状節理に移り, また時には漸次節理が消滅して粗雑な火山灰様岩質に移化することがある。 これらの現象は図幅外の各所に普遍的に見られることで， 火山灰様岩質の存在は 単なる風化によるものではなく冷却当時の条件によるものと思われる。
本熔結凝灰岩は淡褐色乃至淡黄色を示し非常に粗粒且多孔質のもので， 肉眼でも石英， 黒雲母等の斑晶を容易に認め得ることを特質としている。 なお岩石中には 一般に絹糸状光沢を有する長く延ばされた浮石片を多量に含んでいる。 その形状は不規則で大さも不定であるが, 長径 5～10 cm のものが多い。 硬く且均質の部分を顕微鏡下に検するのに 著しくガラスに富み斑晶として石英 > 斜長石 > 黒雲母が認められ， 外に少量の緑色角閃石を含有している。 所によりやや多量の紫蘇輝石を含むとともある。
石英は一般に長径 0.5 mm 内外で時に 3～5 mm に及ぶものがあり， 不規則な破砕片で一部融蝕されたものが多い。 波動消光は認められない。 斜長石は 0.5～1 mm の新鮮な破砕片を示し成分は An 24～43 %， 累帯構造は著しくないが， カルルスパット及びアルパイト双晶は多く認められる。 黒雲母片は 0.01×0.1 mm 程度の大さのもの多く ガラス質の石基中に散点しているが 稀に 1 mm に及ぶものもある。 色は黒褐色乃至淡黄色で時に赤褐色を示すものもある。
鉱物組成より見て本熔結凝灰岩は石英安山岩質乃至流紋岩質のもので， 複輝石安山岩質のいわゆる大雪熔結凝灰岩と やや性質を異にしていることは注目すべきである。 本岩は岩質， 産状， 分布状態より新たに十勝熔結凝灰岩と命名されるとととなった。
低位河成段丘堆積層は 神楽岡及び近文両台地の熔結凝灰岩屈の上部を広く蔽って発達している。 神楽岡台地は海抜 145～200 m， 近文台地は海抜 120～170 m の標高を示すやや傾いた平坦地をなし， 沖積平地との比高は前者においては 20～40 m， 後者においては 30～40 mである。 これらの下部は熔結凝灰岩で 上部の河成段丘の堆積層は 5～10 m の厚さを示している。 近文台地の上部は諸所に柏を生じている草原であるが， 神楽岡台地の表面は東南部の高地より導かれた灌漑用水により 殆ど全部が水田となっている。 台地においては約 2 m 程の井戸より水を得るも汚濁しており， その量も少ない。
これらの低位河成段丘堆積層は粘土層及び砂礫層よりなり， 礫は主として安山岩， 流紋岩， 熔結凝灰岩等よりなるものである。
沖積層は図幅の東半に広く分布し 特に石狩川， 牛朱別川， 忠別川の両側に著しい発達を示している。 この沖積地は 図幅中東南際は海抜 200 m 余で 中央西部では 100 m 内外でゆるやかな傾きを示しているが, その差は 100 m にも及んでいる。
沖積平地の堆積物は各河川及びその支流により運ばれて来たもので， これらはその性質より現河床堆積物と旧河床堆積物とに大別するととができる。 現河床堆積物は 屈曲する現在の諸河川の流路に沿い或る幅を以て構成されているもので, 主として砂礫よりなっている。 その著しいものは石狩川， 牛朱別川， 忠別川， 美瑛川等に沿って発達している。 礫は火山岩質のものが多い。
旧河床堆積物は， 現河床堆積物のさらに外側に一段高く極めて広範な面積を占めて分布するもので， これ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。 これらの旧河床堆積物よりなる平野は その生成に関与した河川現地形及び砂壌土の分布状態等より見て 永山沖積層， 東旭川沖積層， 及び雨紛沖積層の三つの地区に大別することができる。 これらの地区は概して平坦で時に 2～3 m の低い段を示す所もある。 堆積物は一般に相当に厚いもののようであるが， 雨紛方面ではやや薄く 下部の砂礫層の下に熔結凝灰岩が露出している所も見られる。 旧河床堆積物地区内の井戸は 6～8 m の深さにて水層に達しているが， 水質は一様でなく時に著しく鉄分に富む場合もある。 砂礫層中の礫は安山岩質岩石よりなるものが多い。
神居古潭岩帯に発達する蛇紋岩体を通過する河川の堆積物中には砂クローム， 砂金， 砂白金の存在が知られているが， 本図幅内にはかかる河川が極めて少ないため， 未だこれら砂鉱の産出は知られていない。
本図幅地域中において有望な地下資源として知られるものは極めて少なく, 過去においても蛇紋岩に関係あるクローム鉄鉱及び温石綿につき探鉱が行われ， また一部の岩石が石材として採取せられた以外特に見るべきものがなく， 現今稼行中のものは殆どない。 この後本地域に探鉱が進められるとしても， 地質上より見て上述のもの以外には大きな期待はかけられないものと思われる。 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, 砂クロームあるいは砂鉄が含有されており， 本地域の西北方または北方の雨能川及び天塩川にはその好例が見られるが， 本地域内の蛇紋岩体は一般に小さく， またこれを貫く河川は殆ど見られず， これらの砂鉱の産出も望み得ない。 なお西接する深川図幅内には上川鉱山の如く 蛇紋岩が風化作用により分解した土壌中にニッケルがやや濃集し 一時採掘せられた所も知られているが, 本図幅内には未だこの種の蛇紋岩体も知られていない。
北海道内に発達する蛇紋岩体中には 諸所に良質のクローム鉄鉱床が胚胎していることは人の知る所であるが， これらの分布は地域的に限定されている。 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ーム鉄鉱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部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体が分布しているにかかわらず その内に従来稼行せられた鉱床の存在は未だ知られていない。 本図幅内の蛇紋岩体中には２箇所にクローム鉄鉱の産出が知られ, 戦時中及び戦後に探鉱が行われたが, 未だ採掘は行われていない。
その一つは 旭川市の西方近文駅の西約 2 km の近文山より半面山に向う蛇紋岩体中のもので， 細粒または豆大のクローム鉄鉱が 不規則な細脈状または小塊状をなして諸所に散点している。 北海道各地の優良なクローム鉄鉱床は 一般に緻密塊状鉱よりなるものが多いのに対し， 近文山に見るような低品位の斑状鉱をなすものは比較均稀である。 本地区は戦時中やや詳しく探鉱されたが， 鉱石が低品位であり またその分布範囲も狭いので遂に採掘には至らなかった。 また石狩川の南側ヨクシナイ沢奥のやや大なる蛇紋岩体地区中に 拳大乃至頭大の数個の良質のクローム鉄鉱の転石が発見されたので， 戦後附近の探鉱が行われたが， それらに関係あると思われる露頭は知られなかった。 なお図幅東北部桜岡東部の蛇紋岩体中にも クローム鉄鉱の小露頭が発見され採掘されたが, 少量にて根絶しその後産出を見ない。
温石綿は常に蛇紋岩中に脈状をなして産出する鉱物で， その細脈は北海道各地において知られており， また脈幅 0.5～2 cm のものは 現在本地域の南方約 50 km の石狩国山部地方において稼行せられている。 本図幅内においても かつて雨紛西５線の西部蛇紋岩地域に 最大脈幅 1.5 cm の温石綿脈を含む蛇紋岩の転石が発見されたので 一時附近の探鉱が行われたが， その根源は知られるに至らなかった。
本図幅内において鉄鉱床と見られるものに２種ある。 一つは珪岩中に胚胎する赤鉄鉱で， 他の一つは沖積平地に賦存する褐鉄鉱である。 これらはかつて試掘されたことがあったが, いずれも品位低く且つ量少なく遂に稼行せられることなく今日に至っている。 試掘当時（大正 7 年）調査を行った納富重雄の報告に従えば， 赤鉄鉱は鷹栖村半面山の南約 1 km の地点に露出するもので， 鉱床は珪岩中に層状あるいはレンズ状をなして賦存し略南北に走り， 東方に 50～60°傾斜し 幅 2 m 内外, 走向に沿い 40 m 程連続するものである。 しかし 鉱石は一般に甚しく硅質で 且母岩の砕片をやや多量に含有し角蛮岩状を呈しており, 品位は極めて貧劣なる上に下底は著しく狭まり 全鉱量も甚だ少ないもののようである。 本鉱石について当時地質調査所にて分析した結果は次の如くである（百分中）。
| SiO2 | 22.10 |
| Cu | 0.10 |
| Fe | 36.33 |
| Mn | 8.14 |
| Ti | 0.25 |
| P | 0.21 |
| S | 0.06 |
なお半面山の北側に源を発し東流してオサラッペ川に合するー渓流の上流に やや良好の品位を示す赤鉄鉱々石の転石が散点していることが発見され， その源頭附近を探査されたが， 露頭は発見されるに至らなかった。
褐鉄鉱は半面山の西方約 1 km の江丹別川の河床附近に分布する沖積平地中に 拳大乃至頭大の褐鉄鉱礫として または沖積層の礫層中膠結物として産出するものであるが， いずれも量少なく採掘に値しないものである。 本図幅の南に接する美瑛市街地附近その他上川平野各所の水田下の砂質粘土中に 褐鉄鉱が存在しており, 局所的に採掘されたものもあるが， いずれも鉄品位 35 % 内外にて鉱量も僅少で未だ大規模に稼行された所は見ない。
本地域の雨紛台地及び神楽台地に広く分布する熔結凝灰岩は さらに南方十勝岳山麓まで連続して厖大な面積を占めるもので， その内比較的均質の部分は石材として用いられている。 本図幅中にはまだ大なる採石場は見られないが, 南接する美瑛市街地の北方及び南方には 明治末乃至大正半に起業された数カ所のやや大きな石切場がある。 本石材は比較的柔軟で加工が容易なるため倉庫， 石垣， 礎石あるいは炉石の使用に適している上， 運搬が便利でまたその量の豊富なことより 建築石材として将来も広く利用されることと思われる。
なお伊納駅東方の台場曲水沢入口附近には， 淡青色堅硬な石英片岩の採石場があり， 堤防用材としての岩片が採取されている。 近文駅西方の赤色珪岩は 上江丹別地域のものとともに耐火煉瓦用として少量採取されたことがあるが， 量または質において現在は問題とされていない。
神居古潭峡谷の河底に 暗青緑色で光沢に富み極めて滑かな表面をもった岩塊が 諸所に転石として存在している。 これらは「神居古潭石」または「油石」と称されるもので， １乃至数屯のものは貴重なる観賞用庭石として天然の形のまま搬出されている。 本岩は外見蛇紋岩に似ているが非常に堅硬で， 鏡下で検すると曹閃石石英片岩または含藍閃石輝緑岩で, 特に硬化された部分が風化分解をまぬが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。
EXPLANATORY TEXT OF THE GEOLOGICAL MAP OF JAPAN Scale, 1: 50,000
Asahikawa - 49
By JUN SUZUKI (Geological Survey of ]apan)
The Asahikawa sheet covers an area lying between 43°40' and 43°50' N. lat. and 142°15' and 142°30' E. long.， which occupies the western part of central Hokkaido. The area is composed mainly of metamorphic rocks of the Kamuikotan and Hidaka complexes and associated igneous rocks， volcanic products and alluvial materials being now restricted to limited area. The crystalline schists of the Kamuikotan complex with their associated serpentinite masses form mountaineous region of the western part of the area， while the Hidaka complex covered by andesitic flows， constitute the eastern low-lands， the areas between these complexes are covered by wide welded tuff flows and alluvial plains.
Topographically， the Kamuikotan complex forms the mountaineous ridges trending in a longitudinal direction at an elevation of 300-600 m.， while younger welded tuff flows constitute comparatively fiat-topped low-land， none rising to a greater height than 300 m as these later rocks resist more feebly the agents of denudation. In the area， the Osarappe， Ishikari， Ushubetsu， Chyubetsu and Biei rivers fiow across the plains， on the both sides of them alluvial and diluvial terraces are preserved.
The geological history of the region is summarized as follows :
The Kamuikotan complex is extensively distributed in belts in the western 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 complex are of somewhat crystalline nature and generally schistose in structure. The normal metamorphic members in the area are classified as follows :
Of these crystalline schists， the siliceous and caIcareous types are assumed to be derived from some siliceous， argillo-siliceos or calcareous sediments and the presence of residuaI grains of pyroxene or unaltered blocks of diabasic rocks in a member of the green-schists would appear to indicate that such rocks originated in most case from basic igneous rocks and their derivatives.
It is noticeable that various interesting rocks locally 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. 1n addition to these， some special minerals like lawsonite， garnet， zoisite， sphene， rutile， stilpnomelane， apatite， etc. are occasionally included in similar rocks. These special rocks have only a limited development in the areas along or near a certain serpentinite mass or lense， though some geological and petrological differences are found locally in them.
This fact seems reasonably to Indicate that they are a product brought by contact metambrthic 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 special soda-rich hydro-thermal solution derived from the ultrabasic intrusions.
The Hidaka complex occurs in small area in the east-most part of the sheet and is chiefly composed of schalstein， interbedded with thin layers of reddish radiolarian chert， and associated with small masses of diabase and serpentinite. As no organic remains except the presence of radiolarian casts in some cherty rocks have been found in the rocks of the Kamuikotan and Hidaka complex， the stratigraphical position and age of these complex and the mutual relation between them are not yet clearly defined and they are now only said to be pre-Cretaceous.
The Kawabata formation which belongs to the upper Miocene occurs as a narrow area at the middle course of the Ino river. It consists of muddy sandstone with carbonaceous plant fragments and is overlaid by the younger welded tuff flow.
Pleistocene deposits are widely developed in the area extending along the several large rivers. Alluvial material is found both in present streams and on the steps of terraces above stream level which are accompanied by the talus and fan accumulations. They consists chiefly of soil， clay， sandy clay and gravel. Of gravels and pebbles of the deposits volcanic rocks are most abundant.
The diabase which occurs as dikes or sills in the Kamuikotan and Hidaka complex zones， is genetically seemed to show intimate relation to the greenschists and schalstein in these complex.
In and along the crystalline schist zones of the Kamuikotan complex， there develop numerous small lenses or narrow belts of ultra-basic intrusives， which are now represented by serpentinite ， showing their long axis roughly parallel to the regional strike of the county. It may probably be safely assumed that the intrusion of the serpentinites belongs to an early Tertiary orogenic period. from the available facts in the other districts. The rocks can 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 microdiorite-aplite， rodingite， 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 ; the earlier are the hypersthene-augite andesite and olivine basalt which are believed to be of late Pleiocene age, and the later is the welded tuff fow with dacitic or rhyolitic natures which was poured out in Pleistocene time. The welded tuff occurs in the restricted area in the sheet though it corresponds to a northern terminal part of the large fiow of the so-called Tokachi welded tuff. As many traces of the welded tuff can be recognized under the allu vial deposits in the Kamikawa plain. It is considered that the plain was wholly covered by the tuff fow at former times.
In general the serpentinites in Hokkaido 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， chrysotile asbestos， mercury， nickel， copper， platimum mineral group， etc. But except for some small outcrops of chromoite and chrysotile , the useful deposit of them have not been known in the area， in spite of the existence of numerous localites of serpentinite masses. With respect to these minerals， though their mode of association with the serpentinites present no unusual features， the forms and volumes of them are not yet ascertained at present. Some parts of the welded tuffs from the Kagura district are used as building stone .
昭和 30 年 12 月 15 日印刷 昭和 30 年 12 月 20 日発行 著作権所有 北海道開発庁