５万分の１地質図幅説明書
（旭川 第 52 号）
工業技術院 地質調査所
通商産業技官 小林勇
通商産業技官 垣見俊弘
元通商産業技官 植村武
[
現文部教官（名古屋大学 理学部 地球科学教室）
]
通商産業技官 秦光男
北海道開発庁
昭和 32 年
目次 I. 地形 II. 地質 II.1 概説 II.2 隈根尻層群（先第三系） II.2.1 浦臼山層 II.2.2 共有地沢層 II.2.3 隈根尻山層 II.2.4 惣富地川層 II.2.5 火成岩類 II.3 石狩層群（古第三系） II.3.1 高根層 II.3.2 平岸層 II.3.3 芦別層 II.4 樺戸層（古第三系） II.4.1 礫岩層 II.4.2 夾炭層 II.5 西徳富層群（新第三系） II.5.1 惣富地層 II.5.1.1 砂岩礫岩層 II.5.1.2 泥岩層 II.6 新十津川層群（新第三系） II.6.1 六号線沢層 II.6.1.1 泥岩層 II.6.1.2 砂岩泥岩互層 II.6.2 徳富層 II.6.2.1 板状硬質頁岩層 II.6.2.2 塊状硬質泥岩層 II.6.3 増毛層 II.6.3.1 泥岩層 II.6.3.2 砂岩層 II.7 深川層群（新第三系） II.7.1 西部地域 II.7.1.1 幌加尾白利加層 II.7.1.2 ーの沢層 II.7.1.3 美葉牛層 II.7.2 東部地域 II.7.2.1 幌倉層 II.7.2.2 鮫淵層 II.7.2.3 稲田沢層 II.7.2.4 江部乙層 II.8 橄欖石玄武岩 II.9 第四系 II.9.1 洪積層 II.9.2 沖積層 III. 応用地質 III.1 石炭 III.2 亜炭 III.3 石油 文献 Abstract
1 : 50,000 地質図幅説明書
（旭川 第 52 号）
本図幅は北海道開発庁の委託によって作成されたもので， 野外調査は昭和 28 年および 29 年の 2 年に亘って行われた。
介化石鑑定の大部分は北海道大学魚住悟学士に， 有孔虫化石鑑定は東北大学浅野清教授に， 植物化石の鑑定は北海道大学棚井敏雅助教授によった。
なお 帝国石油株式会社で調査した当図幅地域に関する未発表資料を閲覧することができた。
本図幅調査には建設省地理調査所から借用した空中写真を利用した。
なお， 地質図印刷上の２， ３の誤りを下記のように訂正する。
滝川図幅地域は， 札幌市の北北東 60 km 附近に位置し， 中央部に 石狩川氾濫原および段丘堆積層からなる 極めて低平な砂川低地帯があって， 石狩川はこの平地を著しい自由蛇行の流路をとって南流し， 多くの河跡湖を残している。
この平野の西縁は直線状を呈し， その地質構造と関係あるようである。
石狩川の東側には函館本線を通じ， 西側には札沼線があり， 平地のやや南部には， 当地方の中心地である滝川町があって， ここから空知川に沿って根室本線が分岐している。
石狩川西方の新第三系よりなる地域は， 標高 200 m 内外の単調な丘陵地であるが， このなかに玄武岩の熔岩丘よりなる小 鷲峻 山（336 m）および △ 412 m 峰などが突出し特徴的な地貌を呈している。 徳富川の南の徳富層の分布する区域は， その硬い岩質のために標高 200～300 m のやや峻しい高地をなしている。 この丘陵地を横切って北西より南東に流れる尾白利加川， 幌尾白利加川， 志寸川および徳富川などがあって石狩川に注いでいる。 尾白利加川および徳富川の流域には段丘があり， 現在の河川の流路が谷の南側に偏しているため高位段丘は谷の南岸に， 低位段丘は北岸によく発達する。
図幅地南西隅の隈根尻層群の分布する地域は 標高 400～500 m の著しく開析の進んだ山地で, そのなかを惣富地川が南西より北東に流れ， 砂川低地帯に注ぐ所で見事な扇状地を形成している。
滝川町南東方の深川層群分布地域は標高 200 m 以下の丘陵地で， その背後には， 標高 200～300 m に達する石狩層群よりなる山地がある。
この地域の地質は先第三系隈根尻層群， 古第三系の石狩層群および樺戸層， 新第三系の西徳富層群， 新十津川層群および深川層群， 第四系の段丘堆積層および沖積層からなる。 これらの地層は主として水成岩よりなるが, 隈根尻層群中の輝線凝灰岩， 斑糠岩， 新第三系新十津川層群および深川層群中にみられる凝灰岩， 集塊岩， 第三紀末ないし後第三紀に噴出した玄武岩等の火成岩および火山砕屑岩もみとめられる。
本図幅地域の地質を総括して第 1 表に示す。
これらの各時代にわたる地層の分布および相互の累重関係から， 本図幅地域は次の三つの地質区に分けることができる。 この区分は本図幅地およびその周辺地域の地史を解明する上に重要な意義をもっている。
その第１は， 石狩川以西， 惣富地川以南の地区で， ここでは基盤の隈根尻層群の上に古第三系樺戸層が傾斜不整合関係に直接し， 新第三系は中部の新十津川層群を全く欠いて 下部の西徳富層群および上部の深川層群が樺戸層を傾斜不整合に蔽っている。
第２は石狩川以東の地区で， 古第三系石狩層群を基盤とし, その上に 新第三系の下部および中部（西徳富層群および新十津川層群）を欠いて 上部の深川層群が直接し, 両者は傾斜不整合関係にある。 （砂川図幅内の焼山南方のパンケ川南岸には 西徳富層群に対比される地層が僅かに分布している 1) 。）
第３は第１および第２地区と全く異り， 北海道脊稜山脈以西にみられる白亜系， 古第三系を欠いて， 隈根尻層群上に新第三系が極めて厚く発達する， 惣富地川以北， 石狩川西方の地区である。
なお石狩低地帯下の地質状況は未詳であるが， 図幅地北部において行われた地震探査 [ 以下の [注1] 参照 ] （東隣歌志内図幅内の須麻馬内川上流より石狩川伏古渡にかけて行われた。）， 砂川図幅内の豊沼側線， 奈井江測線 [ 以下の [注2] 参照 ] における地震探査および奈井江試錐の結果によれば， 平野の第四系の下には深川層群が分布し， 更にその下には夾炭古第三系が存在することが推定され， 少くとも石狩川以東の地域は第２区に属するものと思われる。
下部より上部へ西徳富層群， 新十津川層群， 深川層群からなる新第三系は， 本図幅地の北方， 西方更に南西方に広く連続して分布し， またそれぞれ多くの層， 部層に分けられるが， それら各層， 各部層の相互関係および対比等を第 1 図に模式的に示した。
層位学的に新しく明らかにされた事項は次の通りである。
(1) 新十津川層群の基底， 即ち六号線沢層および徳富層基底に見られる鍵層 K1 および K2 は， 国領図幅内の恵岱別御料地西方から南へ尾白利加川沿岸の八十万坪附近までの間において 地表下に没するので直接追跡出来ないが， 留萌地方 2), 3) の峠下層基底に相当するものと思われる。
(2) 従来は徳富層の板状硬質頁岩および塊状硬質泥岩と増毛層硬質頁岩 （留萌図幅 3) ， 妹背牛図幅， 国領図幅および西徳富図幅にわたり広く追跡され， これらの地方の示準層である。） とは両者の岩質が全く同じであることから同一層準の地層と考えられていたが 4) ， 今回の調査により層準の異なる地層であることが判明した。
(3) 幌倉層の分布する滝川町東方の空知川流域は， いわゆる滝川階滝川層の模式地で， この幌倉層は岩質， 含有化石および石狩平野において実施された地震探査， 試錐結果より推定される分布状況などから 石狩川西方山地の幌加尾白利加層とほぼ確実に対比される。 幌加尾白利加層は 妹背牛図幅および留萌図幅等 3) の調査によって 留萌地方の追分階留萌層と同ーの地層であることが判明した [ 以下の [注] 参照 ] 。 したがって長尾巧 5) ， 佐々保雄 6) の研究以後 北海道の新第三紀における重要な地殻運動の１つとして認められてきた 後追分先滝川地殻運動の証拠は， 当地方においては存在しない。
なお従来は， Fortipecten takahashii (YOK.) は滝川層の， Linthia nipponica YOSHIWARA は追分層の示準化石とされてきたが， 幌加尾白利加層中には両者が共に含まれており [ 以下の [注] 参照 ] ， この事実は上記の見解を支持するものである。
またこれら新第三系の各層は， 例えば徳富層の薄化尖滅など， 層厚の変化が著しいが， 下部より上部まで整合関係にある。
惣富地川以南， 石狩川以西の地域で隈根尻層群および樺戸層は 主として北東～南西方向の断層によりモザイック構造を呈している。
石狩川以東の地域では， 石狩層群の基本的構造は， ーの沢上流を通りほぼ南北にのびる向斜 および八木沢上流を通って同方向にのびる背斜で示される褶曲構造である。 駄馬の沢， 五線沢およびその附近の深川層群中に内座層として露出する石狩層群高根層は， 上記の背斜の延長上に位置している。 この基本約な褶曲構造は多くの断層および小褶曲によって複雑化しているが， 一般にその軸は北方へ沈降している。 断層は北西 - 南東方向のものが多く大部分は南西落ちである。 石狩層群を覆う深川層群は空知川以南で一般に北ないし西に傾斜し， 空知川北方の須麻馬内川などでは南北性の走向で西方へ単斜し， 南方へ次第に東西性の方向を増す傾向がみとめられるので， 空知川のやや北方を通る東西性の西に開いたゆるい向斜構造が考えられる。 さらに本層群中には ナエ沢に沿う一つのゆるい向斜と 駄馬ノ沢附近を通る南北の背斜がみとめられるが， これらは石狩層群の褶曲構造とほぼ一致し， 両者の構造の間には密接な関係があって, 前者の構造は後者のものを反映している。
石狩川以西の新第三系分布地域の主要な構造は褶曲構造で， その主なものは新十津川背斜， 尾白利加向斜および尾白利加背斜である。 それらの軸は北部でいずれも北東 - 南西方向を示し， 北方へ沈下し， 南部ではほぼ南北方向となる。
新十津川背斜は東翼急， 西翼緩の非対称背斜で， 背斜軸はその延長方向に波をうち杉原谷にみられるようなドーム構造を持っている。
本背斜上の新十津川試掘井 [ 以下の [注] 参照 ] で， 海水準下 412 m には輝緑凝灰岩層が存在するが， これは炭山川西方の隈根尻山層の北方延長にあたるものと思われ， 本背斜の下部， 比較的浅いところに隈根尻層群の存在が推定されるととは注目すべきことである。
尾白利加川下流西側の滝ノ沢背斜東翼部は極めて急傾斜を示し垂直となり， あるいは一部逆転構造を示している。
本地域の地史は時代未詳のいわゆる古生層隈根尻層群の堆積に始まる。 隈根尻層群および新第三系の分布する図幅の西部地域は， 北海道脊稜山脈の西側に， 白亜紀層， 古第三系の石狩層群， 樺戸層および幌内層群を堆積した時代を通じ， 日高造山にともなう日高帯 7), 8), 9) の名残りの海の拡がりに対して， その西限を画する陸地であった。
この陸地は， 新第三紀になって堆積盆地（「樺戸地向斜」）化して， 西徳富層群， 新十津川層群および深川層群の厚い地層を堆積した （この堆積盆の中心は当地域の西方にあった）が， 当地域においては， 西徳富層群および新十津川層群堆積時 [ 以下の [注] 参照 ] には， この海の東限はほぼ石狩平野の西端附近にあったと考えられる。 さらに深川層群堆積時には「樺戸地向斜」の海は西方より東へ， 石狩平野をこえて本図幅の東部地域からさらに歌志内図幅地減へと拡がり， 深川層群は石狩層群を傾斜不整合関係で覆っている。
深川層群の下部は海成層であるが, 中部および上部へと次第に海は浅くなり亜炭層を介在し， また火山活動の行われた証拠がある。
深川層群堆積後褶曲運動が行われ， ついで玄武岩の噴出をみた。
第四紀になって石狩川その他の河川の沿岸にみられる段丘堆積層， 沖積層が形成された。
本層群は， 図幅地域の西南部に第三系の基盤をなして分布し， その岩質から従来樺戸古生層と称されていたものであるが， 地質時代を指示する化石を全く産せず， 真の時代は未詳である。
本地域においては， 隈根尻層群全体のうち， 浦臼山 層， 共有地 沢層， 隈根尻山層および 惣富地 川層の４層が分布している。 これらは岩質上から区分されたもので， ほぽ北東 - 南西方向に帯状分布を示すが， 各層の上下関係については今のところ不明である。
模式地は南隣砂川図幅内の浦臼山であるが， 本地域においては五号線川にその一部が極めて小範囲に分布する。
本層は主として輝緑凝灰岩と砂岩との互層からなり， 粘板岩， 珪質粘板岩を挟有し， またしばしばやや輝緑岩質の斑糲岩および玢岩の岩脈を含んでいる。
本層は南隣砂川図幅内の共有地沢の上流を模式地とし， 本地域では炭山川支流および五号線川流域の小区域に分布する。 本層は主として粘板岩からなり， 珪質砂岩， 砂岩， 輝緑凝灰岩を挟有する。 炭山川支流の本層中には厚さ約 7～10 m の安山岩質集塊岩があり鍵層となる。 まれに輝緑岩および輝緑岩構造を示す斑糲岩の岩脈が存在する。 本層の見掛の層厚は算定しうる範囲で 500 m である。
本層は惣富地川二肢から砂金沢東南の山地に分布し， 模式地である南西月形図幅内の隈根尻山の東北延長部にあたる。 本層は主として輝緑凝灰岩からなり， その中に凝灰質砂岩， 粘板岩， 珪質砂岩， 珪質粘板岩， チャート様凝灰岩， 輝緑岩熔岩および斑糲岩岩脈等をひんぱんに挟んでいる。 輝緑凝灰岩は大部分緑色であるが， 一部は赤紫色を呈することがあり， 所々集塊岩状となり， また輝緑岩熔岩と区別のつかない部分が多い。 五号線川最上流には微閃緑岩質岩脈がある。 本層は二次的に珪化， 粘土化， 角礫化を蒙った部分が多く， 粘土化した部分は淡緑色を呈し軟く， 珪化した部分は露出面が赤錆色を呈している。 本層の見掛の厚さは 700 m 内外である。
本層は惣冨地川二股以西に広く分布し， 本地域の隈根尻層群の半ば以上を占める。 大部分は黒色の粘板岩からなり， 層面とほぼ一致した石墨光沢を示す剥理面を有する。 しばしば砂質となり， 灰色の砂質粘板岩， 微粒砂岩と細互層をなすところがある。 稀に厚さ 1～2 m の中～細粒砂岩， 5～50 cm の幅を有する石灰質泥岩等をはさみ， また小規模な斑糲岩および輝緑岩岩脈ないし岩床を挟有する。 前述の隈根尻山層との漸移部約 500 m の間は， 概して砂質部が多く， 砂岩と粘板岩の互層を主とし， 暗緑色チャート質凝灰岩， 珪質砂岩， 輝緑凝灰岩等をしばしば含んでいる。 本層の層理面の判定は比較的容易であるが， 大小の褶曲がいちぢるしく， 過褶曲構造を多数観察できる程で， 層厚の測定は困難である。
隈根尻層群中には多くの火成岩の岩脈， 岩床および熔岩がみられる。 これらの岩脈類の貫入の時期を決めることは困難であるが， 本層全体を通じて輝緑凝灰岩に伴う熔岩類と似た岩質を示し， また輝緑凝灰岩の卓越する地区中に特に多いことから， これらの岩脈の大部分は 隈根尻層群の堆積時（地向斜形成時代）およびその直後に貫入したものと思われる。
熔岩は輝緑凝灰岩に伴ってあらわれるものが多く， 凝灰岩と熔岩および熔岩と岩脈の区別は， 野外では甚だ難かしい。
これらの熔岩， 岩脈類は， 肉眼的にはほぼ一様に暗緑色を呈し， 粗粒ないし中粒で， しばしば黄鉄鉱の鉱染をうけ， また所々珪化および粘土化作用を蒙っている。 鏡下で観察すると， その大部分は斑糲岩ないし輝緑岩質のもので， 一部に微閃緑岩質のものがある。 前者は本地域の各層中にあらわれ， 後者は隈根尻山層を貫く岩脈である。
斑糲岩ないし輝緑岩質 のものは， 一般に著しくソーシュル石化或は絹雲母化した斜長石と， やや新鮮で半自形の単斜輝石とからなり， その組織は， 半自形粒状組織を示すもの（斑糲岩）， オフィチック組織を示すもの（輝緑岩質斑糲岩）， 完晶質の石基で斑状組織を示すもの（玢岩）， 石基鉱物が填間組織ないしドレライト組織を示すもの（輝緑岩） などさまざまであるが， これらの間は相互に漸移するので， 本源的には同一性質（起源）のものと思われる。
微閃緑岩質 のものは， やや大形のソーシュル石化した斜長石と， 割合小形で片状の緑色角閃石， その間を填める石英および榍石からなり， 同一岩体内に微閃緑岩質組織を示すものと， 粒状の石基鉱物があって斑状組織を示すものがあり， 両者は相互に漸移するものと思われる。
本地域内の石狩層群は空知川の南， 石狩川の東側に分布し， いわゆる空知炭田の北端部にあたり， 下位より高根層， 平岸層， 芦別層の３つに区分される。 本層群は新第三系の深川層群に傾斜不整合をもって蔽われている。 なお前述のように， 物理探査の結果から石狩平野の下にも本層群が存在することが推定されている。
本層は五線沢およびその西方の小沢， 駄馬の沢， 焼山炭鉱の沢および八木沢において， 上位の深川層群幌倉層に蔽われて小範囲， かつ断片的に分布する。
本層は主として砂岩よりなり， 泥岩を挟む。 砂岩は一般に灰色， 板状， アルコース質でかなり角ばった粗粒ないし細粒より構成され， 時に礫質となる。 泥岩は暗灰色を呈し， 玉葱状構造を示すことがあり， 炭質頁岩および石炭層を挟有する。
本層中には植物化石を多産し（第 2 表参照）， また五線沢で Corbicula sp. を採集した。
本層は図幅の東南隅および八木沢附近に分布し， 下位の高根層とは整合で， 八木沢上流において 本層の頁岩状泥岩が 高根層の厚い板状アルコース砂岩の上に重なっているのが観察される。
本層は主として泥岩およびシルト岩からなり， やや板状の外観を呈するアルコース砂岩を挟有する。
泥岩およびシルト岩は， 一般に暗灰色で頁岩状を呈し， また層理に無関係な細い割れ目をもっている。 時に玉葱状構造を示し， 炭質物による黒色の縞を有する。
ーの沢上流における本層中の細粒砂岩より Corbicula atrata tokudai (YOK.) を多産した。
本層は図幅東南部において平岸層の西北方に帯状分布を示す。 ーの沢上流およびナエ沢上流などで， 平岸層の頁岩質泥岩の上に 本層のアルコース中粒砂岩が整合に重なるのが観察される。
本層は砂岩と泥岩またはシルト岩との互層よりなり， 砂岩は一般に下部に多い。
泥岩およびシルト岩は暗灰色で， 頁岩状または剥理性を呈し， 時に玉葱状構造を示す。 稀に石炭および炭質頁岩を挟有し， また所により炭質物の縞を有し， 炭粉を散含し， ごく稀に泥灰質団球を含む。
砂岩は淡灰色， 板状， 細粒ないし中粒のアルコース砂岩で， 稀に粗粒のものもある。
ーの沢中流の本層下部より Margaritifera sp. を， 樋口の沢中流の転石 （直径 30 cm 大の泥灰質の硬いシルト岩ないし細粒砂岩で, 本層の比較的下部に属するものと思われる） 中から以下のような化石を産する。
本層の層厚は 700 m 以上である。
本地域の樺戸層は， 樺戸炭田の最北部を占めて， 図幅域内の西南隅に分布している。 基盤の隈根尻層群を不整合に蔽うが， 隈根尻層群と同様のモザイク構造に支配され， 隈根尻層群の中にはさみこまれて孤立して分布しているものもある。
本層は新第三系の西徳富層群および深川層群に明瞭な傾斜不整合をもって覆われる。 本層は主として岩質上から， 礫岩層と夾炭層とに区分される。
樺戸層は， 植物化石および岩質上から 古第三系石狩層群の高根層（幾春別夾炭層） およびそれより上位の地層に対比されている 13) 。
本層は隈根尻層群を不整合に蔽い， 一部は同層群と断層で接し， 下部は主として礫岩， 上部は礫岩砂岩の互層よりなる。 基底近くの礫岩は 殆ど下位の隈根尻層群から直接由来したと思われる輝緑岩， 輝緑凝灰岩， 粘板岩等の角礫ないし亜角礫から構成され， 礫の淘汰も不良であるが， 上部は次第に陶汰良好となり， 且つ大部分が円礫となり， 礫の種類も変化にとみ雑色の礫岩となる。 その主な礫は， いわゆる古生層の砂岩， 珪岩， 緑色および赤色のチャート， 玢岩， 輝緑岩， 輝緑凝灰岩等と， 由来不明の流紋岩および安山岩（きわめて稀）などである。 これら礫岩の膠結物は灰白色中粒ないし粗粒の砂からなる。
北部地域の本層には石炭層を挟まないが， 五号線川以南では， 本層最下部の基盤と接する附近で， 基底から 5～10 m の亜角礫を主とする基底礫岩を経て， 厚さ 1～2 m（山丈）の炭層を１枚挟んでおり， かつて稼行されたことがある。 しかし本炭層は， 基底にあまりにも近接しているためか， 膨縮がはげしく， 連続性にとぼしい。 五号線川から南方への延長は 700 m 位のものであろう。
本層の層厚は五号線川附近で約 220～240 m 程度である。
本層は下位の礫岩層より整合漸移するが， 著しい礫岩の無くなった所を本層の下限とする。
本層は主として砂岩と泥岩またはシルト岩との互層からなり， 礫岩， 凝灰岩の薄層および厚薄 12 枚の炭層を挟有する。 砂岩は， 樺戸層全体を通じて極めて特徴的で， 一般に白色ないし灰白色を呈し， アルコース質といわれている [ 以下の [注] 参照 ] 。 粒度は粗粒から細粒におよぶが， 粗～中粒のものが多い。
泥岩およびシルト岩は暗褐色ないし暗灰色を呈する。
本層は， その上部が新第三系により不整合に被覆されているが， 算定し得る最大の厚さは 380 m + である。
本層中からは植物化石を多産するが, 保存良好のものはすくない。 筆者等が採集し鑑定し得た主なものは以下のものである。
なお棚井敏雅 13) によっても既に次の種属が鑑定されている。
本層群は本図幅地域の新第三系の下部で， 惣富地層よりなる。
本層は砂岩礫岩層と泥岩層の二つに区分される。
本層は惣富地川左岸の支沢， 六号線沢上流および八号線沢上流に分布し， 本図幅地域の新第三系の基底層で， 惣富地川左岸， 左岸の支流および六号線沢上流において 隈根尻層群を斜行不整合に蔽っているのが観察される。
本層は主として塊状， 青灰色～緑灰色の中粒砂岩からなり， 炭粒を多く含み， ときにそれが密集して黒色のしま状を呈する部分がある。 隈根尻層群に不整合に接する本層の基底部および本層中には， 隈根尻層群より由来した粘板岩， 輝緑凝灰岩， チャート等の径 2～3 cm， 稀に 20 cm 大の亜角礫, 角礫よりなる角礫岩がある。
本層の層厚は 100～200 m であるが, 東半部は急激に厚さを減じ惣富地川左岸の崖で 20 m 内外となる。 これらの急激な層厚の変化は， 本層堆積時における基盤の凹凸によるものと思われる。 新十津川試掘点井における木層の厚さは 74 m である。 （第 2 図参照）
惣富地川左岸の本層基底角礫岩中には Ostrea sp., Chlamys sp. 等の破片より成る貝殻層がある。 （第 3 表参照）
本層は岩相， 化石等より須部都川 14) および当別川流域の奔須部都層基底部層， 西徳富地方の壮志層 2) に対比される。
本層は六号線沢上流より東南方に細長い帯状をなして分布し， 惣富地川左岸の支沢をへて惣富地川左岸の河崖に及び， 下位の砂岩礫岩層とは整合漸移する。
本層は主として暗灰～灰色， 細～中片に破砕するやや硬質の泥岩からなり， 局部的に砂質泥岩となり， 又厚さ 2.5 m 以下の青灰～灰色の， 細～中粒砂岩 （しばしば炭粒によって縞状を呈する惣富地層の砂岩礫岩層型の砂岩） を挟有する。
泥岩は塊状であるが, 大きな崖ではわずかに層理面がみとめられ， また後述の徳富層の塊状硬質泥岩に似るが， 巨大な泥灰質団塊を含まないこと， 風化した表面が赤褐色を呈しないこと， 時に網目状の条を有すること などにより区別される。
惣富地川左岸の崖等において， 本層の基底部に白色の凝灰岩～砂質凝灰岩がみとめられる。
炭山川上流および五号線沢に分布するものは灰色のやや硬質の泥岩で, 従来は硬質頁岩の層準のものとされていた 4), 5) のであるが， その岩質， 炭山川上流の本層中に白色の凝灰岩が挟有されること， および五号線川に分布する本層の南方への延長部（砂川図幅内）で Pecten kimurai cf. matumoriensis NAKAMURA を産することなどから 惣富地層の泥岩層と判定した。 これらの泥岩の基底は樺戸層より由来した砂岩， 石炭， 炭質頁岩および粘板岩などの亜角礫よりなる角礫岩で， 直接の関係はみられないが 樺戸層を不整合に蔽うものと思われる。
本層の層厚は約 50～80 m である。
惣富地川左岸の河崖の本層中には 有孔虫化石および Sagrites を産する（第 4 表参照）。 なお松岡寛によれば下記の群集である [ 以下の [注] 参照 ] 。
木層はその層位的位置および有孔虫化石より 月形図幅地域の奔須部都層 14) ， 西徳富図幅地域のワッカウエシペツ層 4) に対比される。
なお本層は新十津川試錐でも認められ， シルト質泥岩で層厚 15 m である。
本層群は， 当地域の新第三系の中部を占め， 下位より六号線沢層， 徳富 層および 増毛 層に区分され， 留萌地方の峠下層および増毛層に対比される。
本層は泥岩層および砂岩泥岩互層にわけられる。
本層は六号線沢上流より東南方に惣富地層泥岩層の上位に分布し， 下位層とは整合的に移化する [ 以下の [注] 参照 ] 。 また八号線沢上流に分布する本層は 衝上断層で惣富地層砂岩礫岩層に直接している。
本層は 主として風化して赤褐色を呈する暗灰～灰色の塊状硬質泥岩から砂質泥岩からなり， 扁平な泥灰質団塊を含み， 細片に破砕しやすい性質がある。 時に板状硬質頁岩の薄層を挟有する。
本層の基底は六号線沢上流においては， 厚さ 20～40 m の暗灰～黒色の， 硬い， 含小礫凝灰質組粒砂岩からなる。 一方惣富地川左岸の支沢中流部では， 本層基底部は， 泥岩中に厚さ 3 m 以下（10～40 cm 程度のものが多い）の， 風化して黄褐色を呈する灰～緑灰～黒色凝灰質， 中～粗粒砂岩（ときに緑色粒を点在し炭粒を含有する）を数枚挟有し， あるいはこれに暗緑色を呈する凝灰岩～砂質凝灰岩を伴う， 特徴ある凝灰質な帯として追跡される。 これらは地質図上に K1 として図示しである。
幌加尾白利加川上流に分布する鍵層は K1 および 後述する徳富層の板状硬質頁岩層基底にみられる鍵層 K2 に相当するものであることが西徳富図幅の調査の結果判明した（第 1 図参照）。
層厚は 50～80 m で， 新十津川試掘井では約 41 m を算する。
本層の基底は留萌地方の峠下層基底 2), 3) に対比される（第 1 図参照）。
本層は六号線沢上流に分布し， 下位の泥岩層とは整合漸移する。
本層は植物片を多く含み， 細片に破砕する暗灰色砂質泥岩, 軟質な灰色砂質泥岩（魚鱗を含有する）， 灰色細粒砂岩および灰色シルト岩などの厚互層で， 下半部に含礫砂岩， 礫岩を挟有する帯があって Patinotecten yessoensis (JAY) その他の介化石を産する。 （第 5 表参照）
本層の層厚は六号線沢上流で 135 m （断層のため多少地層が欠けていると思われる） であるが, 東方へ急激に薄化尖滅し， また西方の八号線沢においても本層は認められない。 新十津川試錐での層厚は 210 m を算する。
本層は， 岩質上， 下位より板状硬質頁岩層および塊状硬質泥岩層にわけられる。 本層より産出する介化石は， 第 6 表に示す。
本層は徳富川南岸の支流十号線沢， 八号線沢および六号線沢に露出し， 更にその東方で新十津川背斜軸部に広く分布する。 下位層とは整合関係にある。
本層は主として厚さ 20～50 cm の暗灰色， 多少砂質の硬質頁岩と， 厚さ 1～5 cm 程度の暗灰色軟質泥岩との互層で著しく板状を呈し， 河床に階段状に硬層が露出して「 函 」を形成し， またしばしば見事な成層面を表わす大きな崖を形造っている。 川床における風化面は赤褐色を呈するが， 大きな崖の風化面では淡灰色となる。
本層中には直径 15 cm より 4 m に及ぶ 球状あるいは扁平楕円形の淡灰色泥灰岩団塊を含有し， 大きな球状を呈するものは本層上部に多い。
本層の下半部 [ 以下の [注] 参照 ] には厚さ 2～30 cm の， 風化して黄褐色を呈する， 黒色あるいは白色の凝灰質中～粗粒砂岩を 2～4 枚挟有する帯状部がみとめられ （第 3 図参照）， これらのうち最下位のものは 5～50 cm の厚さを有する凝灰角礫岩が 10 層以上硬質頁岩と互層し， 鍵層としてよく追跡される（地質図上に K2 として図示しである）。 新十津川試錐で深度 275 m にみとめられる凝灰角線岩は， この鍵層に対比されるものと思われる（第 2 図参照）。 また新十津川背斜地域の本層中の鍵層（K3）は 上記の凝灰質砂岩帯の１つを示したものである。
新十津川背斜地域の本層は， 六号線沢および八号線沢のものと多少岩相を異にし， １層の厚さ 4～5 m 以上の板状硬質頁岩と塊状硬質泥岩の互層である。
本層の層厚は六号線沢において 190 m， 八号線沢では 130 m 程度であるが， 西北方に次第に薄化し西隣西徳富図幅内の吉野町附近で尖滅する。
本層は， 増毛層硬質頁岩層とは， 岩質のいちぢるしい類似にもかかわらず層準の異る地層である。
本層は十号線沢， 八号線沢， 六号線沢および新十津川背斜のドーム構造東翼の杉原谷， さらにその北方延長の背斜軸部にあたる士寸川下流および福井谷に分布する。 下位の板状硬質頁岩層との関係は整合漸移である。
本層には大体２つの岩相がみとめられる。 第１は， 風化した表面が赤褐色となる灰～暗灰色の塊状硬質砂質泥岩～泥岩で， 径 1～3 m の大きな淡黄灰色の， 球状あるいは扁平楕円形泥灰岩団塊を含み， 僅かに層理面のみとめられるものである。 第２は 上記の塊状硬質泥岩と 細片に破砕する暗灰色軟質砂質泥岩～泥岩（ときに魚鱗を含む）との厚互層である。
福井谷， 士寸川および徳富川本流では， 本層下部は主として第１型， 上部は第２型の岩相を示し, 第２型は上位の増毛層の泥岩層と第１型との漸移層である。 また部分的には第１型と第２型は水平的に岩相変化している。
杉原谷の本層は第１型と第２型の互層で散点的に介化石を含んでいる。
本層の層厚は六号線沢において 180 m であるが， 十号線沢では 140 m 程度で， 西方へ次第に厚さを減じ， 西隣西徳富図幅内の吉野町附近で尖滅する。 新十津川背斜東翼の杉原谷で 300 m の厚さを有する。
本層は下位より泥岩層および砂岩層に区分され， 泥岩層は留萌図幅の増毛層の泥岩層に， 砂岩層は恵岱別背斜南部における森下晶 他 15) [ 以下の [注] 参照 ] の北龍砂岩層に相当する。
本層は尾白利加向斜の西翼， 徳富川南支流流域および新十津川背斜の両翼に分布し， 尾白利加川下流に及ぶ。 本層は新十津川背斜の両翼で下位の徳富層塊状硬質泥岩層に接し， 幌加尾白利加川上流では 徳富層を欠いて新十津川層群基底の鍵層（K1， K2）に直接するが共に整合関係にある。 図幅地の南西部の五号線川に僅かに露出する本層は惣富地層泥岩層と接し， 両者の関係は不整合と思われる。
本層は主として灰色塊状軟質泥岩， 青灰色砂質泥岩からなり, 介化石， 魚鱗および植物片を含んでいる。
土寸川本流では， 徳富層塊状硬質泥岩層の上部は， 塊状硬質泥岩と暗灰色軟質泥岩との厚い互層（第２型）で 上位に次第に塊状硬質泥岩を欠き且つ淡色となって 本層下部の無層理の灰色軟質泥岩となる。 その関係は全く整合漸移で且つ水平的岩相変化もみられて 劃然たる境界線を引くのは困維である。 この灰色軟質泥岩は植物片を含み， やや玉葱状に破砕し風化すると容易に崩壊し土状となる。 この上位は次第に淡色， 且つ砂質となり灰～青灰色， 細片に破砕する砂質泥岩で植物片を含み， その一部に 厚さ 20～50 cm の灰色砂質泥岩と 厚さ 10 cm 程度の青灰色細粒砂岩との互層を挟有している。 更にその上位は， 青灰色砂質泥岩と灰色泥岩とのむらくも状にいりまじる境界不明瞭な細互層で， わずかに層理面がみとめられ， 植物片あるいは炭質物の条を含み， 介化石を産する。
学園沢における本層中には１層の厚さ 1.7 m 以下の礫岩（礫の径 5 cm 以下， 稀に 10 cm）を 10 層以上挟有する部分 [ 以下の [注] 参照 ] があり， この下位は 暗灰色細粒砂岩（小型介化石を含む）と 暗灰色砂質泥岩（魚鱗， 介化石および植物片を含み， 中片に破砕する） の１層の厚さ 2～3 m の互層および植物片， 介化石を含有する暗灰色砂質泥岩からなる。 この礫岩層の上位は灰～暗灰色のシルト質泥岩で魚鱗， 植物片および介化石を含有する。
幌加尾白利加川上流における尾白利加向斜西翼の本層上部は 暗灰色泥岩と青灰色細粒砂岩との １層の厚さ 20 cm 以下の細互層で（屑厚約 200 m）, 植物片， 介化石を含み， 泥岩中には礫を点在することがある。 これとほぼ同様な岩相のものは， 里見峠の西方約 700 m の徳富川の左岸にみとめられ， これは細礫岩を挟有する砂岩と泥岩の細互層で, 植物片, 亜炭片を含み介化石を産する。
八号線沢における本層は 灰色塊状泥岩と 青灰色細～中粒砂岩と灰色砂質泥岩との厚い互層および 砂質泥岩と青灰色細粒砂岩とのむらくも型互層からなり， 植物片， 魚鱗および介化石を含有する。
十号線沢下流におげる本層は， 八号線沢のものにくらべ粗粒な部分が多く， 厚さ 4～5 m のむらくも型砂質泥岩（植物片を含み， 炭質物の条あり）と 厚さ 3 m 以上の青灰色， 細～粗粒砂岩（礫質な部分もあり， 亜炭片を含み炭質物の条あり）と 2 m 以下の礫岩（礫は径 20 cm 以下の珪岩， 粘板岩よりなる）との互層を挟有する。
杉原谷における本層は無層理の軟質， 灰色， むらくも型砂質泥岩である。
図幅地南西部の五号線川に小範囲に分布する本層は むらくも型軟質泥岩で植物片， 魚鱗を含み， 介化石を多産する。 この地層は その岩質および 幌加尾白利加層の下位に位置するという層位関係から 増毛層泥岩層と判定したものである。
化石は本層全体に散点的に広く産出する（第 7 表参照）。
本層の層厚は尾白利加向斜の西翼で 400 m， その東翼において最も厚く 600 m を算し， 新十津川背斜東翼で 100～170 m あってかなりの厚薄を示している。
本層は国領図幅内の恵岱別背斜の両翼に広く分布し, 妹背牛図幅内の尾白利加川北岸から 本図幅地の北西隅八十万坪附近で急激に薄化尖滅している。 下位の増毛層泥岩層とは整合関係にある。
八十万坪附近の尾白利加川右岸に露出する本層は， 主として風化した表面が褐色を呈する， 灰色の中～粗粒砂岩（白， 赤， 黒， 緑色の砂粒および炭片を含有する）よりなるが 部分的に灰～暗灰色砂質泥岩を挟有する。
本層は層厚 0～150 m である。
新第三系上部の深川層群は図幅の西部および東部に露出する。 西部の本層群は下位より幌加尾白利加層， ーの沢層および 美葉牛 層に区分され， また東部のものは下位より 幌倉 層， 鮫淵層， 稲田沢層および 江部乙 層の４層に分けられる。 相互の対比は第 1 表に示す。
なお 歌志内図幅内の加賀団体の沢より 本図幅地内の石狩川伏古渡にかけて行われた地震探査， 砂川図幅内の豊沼側線， 奈井江側線における地震探査および奈井江試錐の結果によれば， 石狩平野の沖積層の下に本層群がほぼ水平に分布じ， 砂川町以北では幌倉層（地震波速度は 2,200～2,300 m/s）および鮫淵層， 稲田沢層（地震波速度は 1,950 m/s）が， 砂川町以南では主として幌倉層のみが存在する。
本層群は古第三系の石狩層群および樺戸層に対し傾斜不整合関係にあり， 新第三系中部の新十津川層群と接する場合には， 多少の凹凸面のみとめられることもあるが， 一般に整合漸移する。
本層は尾白利加向斜の軸部に広く分布するほか， 新十津川背斜の東翼部および炭山川上流附近に露出し， 主として塊状細粒砂岩よりなるが， 尾白利加向斜の軸部および 新十津川背斜東翼の夫婦山附近等において浮石質砂岩を挟有している。
五号線川の支流ーの沢で， 本層は樺戸層を直接傾斜不整合に覆っている 20) 。
炭山川上流における本層基底は， 保存不良の貝殻片（Chlamys hastata cf. iwakiana (YOK.), Chlamys islandica cf. maruyamaensis KUBOTA）を有する灰色細礫岩で， 下位の惣富地層泥岩層との直接の関係は不明であるが， その南東方で本層が樺戸層を不整合に蔽うことから 両者は不整合関係にあるものと推定される。
尾白利加向斜の西翼の幌加尾白利加川本流および 十一番の沢における本層と下位の増毛層との関係は整合漸移である。
尾白利加向斜東翼の士寸川本流における本層基底には礫岩があり， 下位の増毛層泥岩層とは劃然とした境界を示すが， 士寸川交流の十八番の沢においては， 幌加尾白利加層型の砂岩と増毛層型の泥岩との互層部を経て両者は漸移する。
新十津川背斜東翼の土寸川下流， 里見峠西方， 杉原谷および五号線川では， 本層基底に礫質な部分があり， 旦つ不規則な凹凸面をもって下位の増毛層泥岩に接している。
本層の主体をなす塊状細粒砂岩は， 無層理で走向傾斜の測定が難しい。 青灰色を呈し， 風化して淡灰ないし淡黄色となって， ときに黄色のしみを生じる。 同質の扁平な， あるいは板状の団塊を含み， ときに径 2 cm 以下の浮石の円礫を点在し， 泥岩のパッチを含有することがある。 一部では青灰色， かなり硬いシルト岩ないし泥岩となる。 各沢の川底に連続してよく露出し， またしばしば川岸には表面が滑かで風化して灰白色を呈する大きな崖を形成する。
本層の基底部は所により粗粒ないし礫質となり， 或は厚さ 30 cm 以下の礫層をはさみ， 化石帯ないし化石床を挟有し， 亜炭片あるいは植物片を多く含む。
尾白利加向斜の南部の塊状細粒砂岩中に鍵層 K4 がある。 これは厚さ 25～40 cm の， 硬い淡灰色砂質泥岩中に 径 1 cm 以下の白色の浮石および黒色粘板岩の角礫ないし亜角礫を含む角礫質凝灰岩で， さらにこの鍵層の下位に緑灰ないし濃緑色を呈する， 中～粗粒の塊状砂岩（層厚 10 m 内外， 白色の浮石粒をふくみ， 硬くてしばしば滝を形成する）があり， 上位には青灰色を呈する硬いシルト岩ないし泥岩があって 特徴ある帯を形成し よく追跡される。
浮石質砂岩は 浮石の粗粒を多く含み白黒の縞状を呈する偽層の発達した砂岩， 浮石の粒により白黒のゴマ状をなす中～粗粒砂岩を主として， 浮石の円礫を含む。
尾白利加川南岸の第二新龍橋の下等において 浮石質砂岩より上位にあたる塊状細粒砂岩中には， 暗灰色珪質泥岩と淡黄灰色砂質泥岩との １層の厚さ 1～2 cm 程度の細互層 （全体として 1 m 内外の層厚を有する）が２層みとめられる。
本層の層厚は， 尾白利加向斜で最も厚く 300～500 m 位であるが， 新十津川背斜の東翼部では 150 m 内外となる。
本層中には第 8 表に示すような動物化石（殆ど介化石）を多産し， とくに尾白利加向斜東翼の本層下部（浮石質砂岩より下位）に Fortipecten takahashii (YOK.) と Linthia nipponica YOSHIWARA が共存することは注目すべきことである。 また尾白利加川沿岸で浮石質砂岩より上位の本層中には Fortipecten takahashii (YOK.) を産するが Linthia nipponica YOSHIWARA は認められない。 里見峠西方および杉原谷において新十津川背斜東翼の本層中に Fortipecten takahashii (YOK.) が見出される。
本層は， 新十津川背斜の東翼で， 下位の幌加尾白利加層の東側に帯状に分布するほか， 炭山川上流および尾白利加川北岸に露出する。
下位の幌加尾白利加層と本層とは整合漸移する。
本層は著しく火山砕屑物に富んだ地層で， 径 20 cm 以下の浮石の円礫よりなる浮石層， 浮石粒および 3 cm 以下の浮石円礫を多量に含み黄～黄褐色に風化する中～粗粒砂岩， 白い浮石粒と黒色の砂粒よりなり多少礫質な， ゴマ状組粒砂岩， 風化して褐色を呈する黒色， 粗鬆な， 礫質（珪岩及び粘板岩の円礫を散在する）中～粗粒砂岩， 石英粒多く淡灰色な磨砂状細～中粒砂岩， 淡黄色を呈する泥質凝灰岩および珪岩， 粘板岩の円礫よりなる礫岩等からなる。 これらの地層中にはしばしば天然木炭あるいは亜炭片を含んでいる。
里見峠西方の本層基底には集塊岩層があり, その直上にある灰色ないし暗灰色， 粗鬆な細～粗粒の火山性の砂岩に漸移しているのが観察される。
本層の層厚は 150 m 程度である。
本層中には天然木炭および亜炭の破片がみられるのみで， その他の化石を含有していない。
本層は， 新十津川背斜および滝の沢背斜の東翼部において， 幌加尾白利加層の東側に分布し， 大部分は石狩平野の第四系下に没して， 小範囲に露出しているにすぎない。
本層は砂岩， 泥岩， 凝灰岩， 礫岩などよりなり， 厚さ 35 cm 以下の亜炭層を挟有する。
滝の沢背斜東翼の本層中には安山岩質集塊岩が挟在する。
本層の上限が， 第四系下に没して露出しないのでその層厚は不詳である。
本層中には植物片以外に化石を産しない。
本層は図幅東南隅の空知川と石狩川に囲まれた地域に分布し， 下位の石狩層群とは傾斜不整合関係にあって， その状況はナエ沢左沢， 西隣歌志内図幅内の須麻馬内川上流などで観祭される。
本層は青灰色， 無層理の細粒砂岩を主とし， 細ないし中礫， 浮石， 天然木炭， 亜炭片， 炭粒などを含んでいる。
砂岩は新鮮なものはあざやかな青灰色ないし帯緑青灰色を示すが, 風化すると灰色ないし帯黄褐灰色を呈し， 細粒のものが多いが時には粗粒ないし微粒となる。 また泥岩のパッチを不規則に含み， 層間異常， 偽層などがみられることもあるが, これらは比較的上部に多い。
礫は殆ど古期岩類で， 時に密集して礫岩の薄層を形成するが連続性に乏しい。
浮石は稀に暗黒色， 一般には淡黄色ないし淡灰色， 多孔質で円味を有し, 時に密集して薄い浮石層を形成し， また砂岩中に散点するが， 後者の場合には通常天然木炭， 亜炭片を伴っている。
本層の下部から中部にかけて， 磨砂状の白色凝灰岩が２～３枚あって局部的には良好な鍵層となる。
本層の層厚は場所によりかなりの変化を示し 200～350 m 程度であるが， これは本層の堆積時における基盤の凹凸によるものと思われる。
本層中には第 9 表に示すような化石を産し， 多くは散点的に砂岩中あるいは団塊中に含まれるが, Mya， Acila， Turritella， Spisula， Serripes などは時に化石帯を形成することがあり， このような帯は多くは礫岩を伴っており， 空知川北岸で８帯がみとめられる。 ２種類の植物化石は， 本層上限に近い鮫淵附近の泥岩ないし泥質砂岩中より drift 状に産するものである。
本層はその岩相および含有化石より西部地域の幌加尾白利加層に対比される。
本層が標式的に発達するのは， ナエ沢右沢および東隣歌志内図幅内の須麻馬内川と稲田沢上流で， その他空知川北岸の幌倉附近に小分布を示す。 幌倉層とは整合漸移する。
本層は礫岩， 凝灰岩， 凝灰質砂岩， 同質泥岩などからなる。
一般に礫岩は本層下部と上部に発達し， 中部は主として浮石質凝灰岩， 凝灰岩などよりなるが， これらの関係は必ずしも一定しない。 また鮫淵では礫岩と浮石質砂岩とが "Pseudo-discordant" の関係で接しているのが観察される。 下部の礫岩層の基底には， 時に亜炭の薄層ないし炭質泥岩がみとめられるととがある。
礫岩は， ほとんど古期岩類の円礫または半円礫よりなる細礫岩であるが， ナエ沢， 鮫淵附近のものは， 中～大礫を主とし， また駄馬の沢上流では亜角礫よりなる。 礫岩はまた， 泥岩のパッチを散点することがある。 空知川北岸の幌倉附近のものは， 鉄分で硬く固結され板状を呈している。 須麻馬内川上流の本層は細礫岩を主とし， これに凝灰質の粗粒縞状砂岩を交える。 一般に本層の礫岩は特に風化すると， 段丘堆積層の礫層と区別し難いことがある。 凝灰岩は一般に浮石質で黄白色ないし淡褐色を呈し凝灰質砂岩， 同質泥岩に移化し， 鮫淵， ナエ沢および滝の川上中流などでよく観察される。 浮石は白色で石英とわずかの黒雲母とを含む。
本層中の砂岩， 泥岩は， 下位の幌倉層のものにくらべて著しく凝灰質で， 帯黄灰色， 時に帯青灰色で， 凝灰質のパンドで縞状を呈し， また偽層を示すことが多い。 泥岩は稀に亜炭薄層を介在することがある。
本層の層厚は 100 m 内外と推定される。
本層は西部地域のーの沢層に対比されるが， 後者にくらべ礫岩を多く介在する点が岩質上著しく異っている。
本層は主として空知川以北の， 東隣歌志内図幅内の稲田沢上流， 須麻馬内川中流， 滝の川上流および本図幅内の江部乙川下流と上流， 熊穴沢などに分布するが， 大部分洪積層に蔽われている。 空知川南方ではーの沢下流に僅かに露出するのみである。 下位の鮫淵層腐との関係は整合である。
本層は礫岩， 砂岩， 泥岩の互層で亜炭層を数枚挟有する。
礫岩は， 中礫を主とし， 多くは古期岩類の円礫よりなるが， 時に安山岩礫を含み， また浮石を含有することがある。
砂岩は比較的少なく， 凝灰質で時に縞状を呈し， 礫質砂岩中には炭粒を含むことがある。
泥岩は淡灰色， 時にやや帯青色無層理で， 亜炭層を介在し， 亜炭層附近のものはチョコレート色の炭質泥岩となっている。
亜炭層は最も厚いもので 30 cm 程度（熊穴川下流）に過ぎず， 砂岩， 礫岩中に伴われるものは多くは連続性の乏しい流木状のものである。
層厚は最大約 200 m である。
江部乙川下流の亜炭層中から Picea sp. の松毬を採集した。
本層は西部地域の美葉牛層に対比される。
本層は稲田沢下流須麻馬内川， 江部乙川の上流およびそれらの支流などに分布する。
稲田沢層とは整合漸移する。
本層は著しく火山砕屑物に富んだ地層で， 浮石質凝灰岩， 凝灰岩を主とし， 細礫岩， 砂岩を従とする互層である。 浮石は径 5 cm 以下のものが多く， 石英の斑晶がみとめられる。
凝灰岩中には火山抛出物の小片が含まれ， 礫岩の礫は主として古期岩類よりなるが極めて稀に安山岩礫も含む。
本層は層厚 70 m 以上を算し， 化石を含んでいない。
本層は深川層群の最上部層で東部地域にのみ分布している。
図幅地内の新第三系新十津川層群および深川層群分布地域に橄欖石玄武岩が見られる。 即ち西部地域の小 鷲峻 山および △ 412.4 m 峰, 滝川町南東方の石山（237 m）などの熔岩丘と， 尾白利加川下流あるいは徳富川沿岸の西村農場入口などにみられる岩脈である。
熔岩丘をなすものは深川層群幌加尾白利加層或は幌倉層と接するが， 岩屑などのためこれらの地層との関係は不明であり， 岩脈により貫かれる最も新期の地層は深川層群幌加尾白利加層である。 これらの玄武岩の貫入時期は従来第三紀末ないし後第三紀とされている 7) 。
これらの岩石は肉眼的に暗灰色， 竪硬， 細粒緻密な典型的な玄武岩で， 岩脈をなすものは周縁部に杏仁状孔隙を示すものが多く， その中が白く沸石で埋められている。
石山を構成する玄武岩は顕微鏡下で下記の性質を示す。
洪積層は大別して３つの地形面を形成する段丘堆積層よりなる。 その高さとおよその対比は次の通りである。
構成物質はいずれも下部は礫層を主とし， 上部へ次第に砂層， 粘土層と細粒のものに移化するのが一般である。
高位段丘堆積層 は地域の南西部において今西茂 4) によって日進層と命名されたもので， 墓地谷入口より北方へ下徳富水路に沿ってよく観察される。 ここでは 径 5 cm 以下程度の古期岩類の円礫および 径 5 cm より 40 cm におよぶ安山岩の亜礫線より成る礫層を主とし, 草炭あるいは木片などを含む砂・粘土の互層を挟み， 10 m + の厚さをもっている。 深川層群に接する所では両者の識別が困難な場合があるが， 安山岩および石英粗面岩などの巨礫の入るところから本段丘堆積物となるのが通例である。
これと対比されるものは， 地域の北東部で江部乙市街地の東方に発達している。 これは浮石や火山灰などの火山岩屑を多く含み， また深川層群の再堆積物と思われるものもかなりあって， 時として両者の区別に困難を感ずることがある。
その他本層は， 地域北西部の尾白利加川ぞいに発達している。
本層は南方へ樺戸山地東部周縁に分布し， 砂川図幅内の浦臼層 [ 以下の [注] 参照 ] に連続する。 さらにその南西方への延長と， 石狩図幅内の海成第四系獅子内層 17), 18) との関係を考慮すると, この段丘面はおそらく T 面のうち上位のものに対比される。
中位段丘堆積層 は 滝川町以北の石狩川東岸より空知川北方にわたって発達するものと， 地域北部の雨龍市街地附近から北隣妹背牛図幅にかけて分布するものが主なものである。
高位段丘が河川によって， そのほとんどが基底まで刻まれているのにくらべ， 中位段丘上を流れる川は， 段丘基底まで削りつくしていないことが多く， 高位段丘との境界は明瞭な段をなしている。
滝川町東六丁目附近の本層中には厚さ 20 cm の泥炭層が広く分布する。 また本層中には， しばしば流木が見られるが， これらは泥炭の層準より下位に多く， 江部乙町東十丁目附近では長さ数 m に及ぶものがある。
低位段丘堆積層 は石狩川および空知川をはさんで地域の中央部から南部にかけて発達する。 空知川北方では中位段丘との区別は明瞭である。 氾濫原および沖積段丘には峻しい崖をもってのぞんでいる。
以上の３段の段丘は石狩川および空知川によって形成されたものと考えられる。
徳富川および尾白利加川沿岸の段丘堆積層 はその高さからほぼ前記の低位段丘面に対比されるものである。
沖積層として本地域に発達するものは， 沖積段丘堆積層， 扇状地堆積層， 氾濫原堆積層および現河床堆積物である。
沖積段丘堆積層 は空知川北岸に発達するのが主要なもので， その他に空知川と石狩川の合流点の南方に小分布を示す。 空知川北岸のものは氾濫原との境界がやや不明瞭である。
地形面としてはおそらく P1 面 16) に対比出来るもので， 海抜 35～45 m の高さを有する。
扇状地堆積層 は惣富地川下流に発達し， その構成物は惣冨地川上流に分布する隈根尻層群の押し出しである。
氾濫原堆積層 は石狩川， 空知川およびその他の河川|流域に発達する。 石狩川の氾濫原は三ヶ月湖や湿地を伴い， またしばしば泥炭地も見うけられ， 主として泥炭質の粘土から構成されており， 海抜 30 m 前後の高さを有している。
現河床堆積物 : 石狩川および空知川の河床は氾濫原をさらに 5 m 前後刻んでいる。 堆積物は余り多くないが砂と礫よりなる。
本地域に分布する夾炭層は， 地域南東部に発達する石狩層群中の高根層および芦別層と 樺戸山地側に発達する樺戸層とである。
高根層中の石炭は， 五線沢， 駄馬の沢， 焼山， 八木沢などで比較的小規模に稼行されたことがあるが， 調査当時は， 五線沢のものを除きほとんど休坑または廃坑となっていた。
芦別層中のものはーの沢中流で稼行されていたが， 調査当時は休山していた。
ーの沢地域の炭層の状況に関しては， 清水勇・長浜春夫による調査報告 19) がある。 同報告書の記載によれば， 高根夾炭層には 八木沢～焼山地域で 10 数枚（A・B・…・R 層）の炭層が賦存する。 これらの炭層のうち， 炭丈 0.6 m 以上で「炭丈 / 山丈」が 0.5 以上のものは， A， D， F 等 ２， ３に止まり， それらはいずれも黒色脂肪光沢をもった半漉青炭で， 純炭カロリーは 7,500 cal. 程度である。 芦別夾炭層は ーの沢地域で 10 数枚（I， II, …, XIII 番層）の炭層を挟有するが， このうち炭丈 0.5 m 以上のものは V， VIII， IX， XI， XII の５層である。 炭質には２種類あって， １つは暗灰色半光沢の塊炭， 他の１つは暗褐色無光沢の粉末状炭であり， 前者は灰分 20 %， 5,500 cal. 程度で場所により稼行可能であるが， 後者は稼行の対象とならない。
樺戸層は既に述べたように下部の礫岩層と上部の夾炭層に分けられ， 石炭層の発達するのは主に上部のみである。 これに関しては， 本所燃料部須貝貫二および矢崎清貫の詳細な調査報告 20) がある。 以下， 同報告書によって岩質およひ炭層を記載する。 夾炭層は次の４つに細分される。
下部貧炭部層 : 下限は礫岩層に接するところとし， 上限は１番層下盤とする。 砂岩を主とし， 泥岩および炭層をはさむ。 砂岩は 70 %， 泥岩・シルト岩 30 % で炭層は２枚（下２番層および下１番層）ある。 砂岩は中粒砂岩が主で 本部層の下部と上部に 20 m 内外の厚さの砂岩が顕著である。 泥岩， シルト岩は暗褐色～暗灰色で， 炭層の上下に発達する。 下２番層上盤に凝灰岩が１枚あり鍵層となる。 属厚 100 m ±。
富炭部層 : 下限は１番層下盤， 上限は６番層上盤。 泥岩を主， 砂岩を従とし， １～６番層の主要炭層６枚および無名炭層（１～２番層間）を１枚挟有する。 泥岩・シルト岩と細粒砂岩類の比率は 7 : 3 程度である。 植物化石は多く泥岩中に産し４番層と5番層の間に特に多い。 層厚 120 m。
無炭部層 : 下限は６番層上盤， 上限は７番層下盤。 下部に砂岩・礫岩が， 上部に泥岩が卓越する。 下限から約 10 m 上位に 2～3 m の礫岩が 1 m 内外の砂岩をはさんで約３枚認められ， 鍵層 [ 以下の [注] 参照 ] として追跡される。 この礫岩は最大 20 cm， 主として 10～2 cm の円礫からなり， 礫種は大部分樺戸層下半部の礫岩層中の礫岩のものと同じであるが， 流紋岩礫の顕著なことでやや特徴的である。 層厚 37 m。
上部貧炭部層 : 下限は７番層下盤， 上限は新第三系に傾斜不整合に蔽われて不明である。 砂岩（礫岩を含む）と泥岩の比はほぼ等しく， ７～10 番層の主要炭層４枚および 無名炭層２枚（８～９番層および９～10 番層の間に各１枚）を含む。 ８番層の上位約 10 cm に約 2 cm の白色凝灰岩があり， 植物化石を含む。 層厚は計算し得る範囲で 120 m である。
以上述べた夾炭層中の主要炭層を記すと次のとおりである。
| 炭層 | 炭丈 | 山丈 | 備考 | |
| 下２番層 | 0.20 m | |||
| 下１番層 | 1.07 | 1.67 m | 往時稼行 | |
| １番層 | 0.83 | 1.35 | 同上 | 上盤・下盤は泥岩・シルト岩 |
| ２番層 | 0.33 | 0.35 | 同上 ? | |
| ３番層 | 0.49～ | 2.09～0.81 | 膨縮がはげしい | |
| ４番層 | 0.13～0.73 | 1.70～1.16 | 往時稼行 | |
| ５番層 | 1.47 | 1.84 | 同上 | |
| ６番層 | 1.70～1.24 | 2.35～2.1O | 同上 | |
| ７番層 | 0.24 | 2.30 | 山丈， 炭丈に多少の変化あり | |
| ８番層 | 0.49 | 1.04 | ||
| ９番層 | 0.62 | 1.21 | 稼行可能， 挟みは少いが分布はせまい | |
| 10 番層 | 0.36 | 0.48 | ||
このほか 既述のように 樺戸層下半部の礫岩層の最下部に稼行可能の炭層が１枚， 夾炭層中に炭丈 0.20 m 土 で連続性の不安定な無名炭層が３枚ある。 炭質は弱粘結炭で純炭発熱量 6,500～8,000 カロリー， 燃料比 1.0～1.3 内外である。 採掘直後の石炭は黒褐色ないし黒色で光沢が強く塊炭状であるが， 短時日で風化して粉炭状となる。 （この性質は， 樺戸炭田の石炭のほぼ全体を通じて適用されるようである。）
既に述べたように深川層群中にしばしば亜炭の発達が見られる。
地域東部では稲田沢層が夾亜炭層であり， 礫岩・砂岩・泥岩の不規則な互層中に 10～30 cm 程度の連続性に乏しい亜炭層を介在するが， 稼行対象とはならない。
地域西部の夾亜炭層は美葉牛層で， 稲田沢層にくらべると亜炭層の発達はやや良好であるが， あまり稼行されてはいない。
近年， 帝国石油 K.K. および石油資源開発 K.K. などにより， 西徳富層群惣富地層中の泥岩層を油母岩とする石油を目的として， 新十津川背斜附近を中心とする調査および試錐が行われているが， 今までのところでは見るべきものはないようである。
EXPLANATORY TEXT OF THE GEOLOGICAL MAP OF JAPAN Scale 1 : 50,000
(Asahikawa - 52)
By ISAMU KOBAYASHI, TOSHIHIRO KAKIMI, TAKESHI UEMURA & MITSUO HATA (Geological Survey of Japan)
The area of the sheet map is situated in the western part of the Central Hokkaido. The eastern part of the sheet map belongs to the Ishikari (Sorachi) coal-field, and the western part occupies the "Kabato mountainland" being separated by the river Ishikari.
A few important facts discovered in the course of the survey of this sheet map, are as follows :
a) The basal part of the Shintotsukawa gronp can be correlated to the basal one of the Togeshita formation which is well developed strikingly in the Rumoi district.
b) The "hard shale" of the Toppu formation of this area and the Mashike formation in the Rumoi district were supposed formerly to belong to the same horizon, but now it is clarified that the former is older than the latter in age.
c) It was inferred formerly that the Horokura formation is correlated to the "Takikawa" formation, and the Horokaoshirarika formation to the "Oiwake" formation. During the present survey, it was clarified that these two formations belong to the same horizon. Therefore, the prevailed hypothesis of the "post-Oiwake pre-Takikawa disturbance", which has been believed to cover alI over Hokkaido, could not be applied in this area.
The geological cIassifications and successions in the area are summarized in the Table 1.
The Kumaneshiri group composes the basement of the "Kabato mountainland", and it crops out at the southwest of the sheet map. It is said to be the Palaeozoic in age from its lithological characteristic， but there are no fossils to suggest the age of this group. In this area， the group is divided into 4 formations ; Urausuyama f. which is mainly consisted of schalstein and sandstone， Kyoyuchizawa f. of clayslate, Kumaneshiriyama f. composed of schalstein with local agglomeratic facies, and Sotchigawa f. of cIayslate. The stratigraphical relation among them are not yet cIeared. Each formation is intruded by many dikes of gabbro-diabase , and the dike of micro-diorite also intrudes in the Kumaneshiriyama formation.
In the east area of the sheet map, developes the upper part of the 1shikari group, and in the west area, crops out a Palaeogene Tertiary bed named "Kabato formation". Both of them are consisted of terrestrial deposits intercalated with abundant coal seams, and they are correlated to each other.
In this area, developes only the upper part of the group, namely the Takane formation, the Hiragishi f., and the Ashibetsu f. in ascending order. They are superposed conformably. The Takane f. consists mainly of arkose sandstone and it contains many plant fossils (refer the Table 2 in the ]apanese text) and a few coal seams. The Hiragishi f. consists of mudstone and siltstone. It is brackish sediments swarmed with abundant fossils of Corbicula atrata tokudai (YOK.). The Ashibetsu f. shows the alternation of sandstone and shale or siltstone intercalated with sporadic coal seams. All of the molluscan remains in them, such as Margaritifera, Viviparus etc.， are non-marine ones.
The formation lies unconformably upon the Kumaneshiri group and is covered also unconformably by the Neogene Tertiary (Shintotsukawa group). The lower part consists of thick conglomerate intercalating one coal seam in its basal part. The upper part censists of arkosic sandstone, mudstone and siltstone intercalated with thin layered tuff and coal seams. The plant rossils are found abundantly (see section II.4.2 in the ]apanese text).
Neogene Tertiary in this area are divided into the following three groups in ascending order ; Nishitoppu group, Shintotsukawa g. and Fukagawa g. At the western district of the sheet map, these three groups are well developed, while, at the eastern distributes only the Fukagawa group. These groups are moreover subdivided into many following formations and members.
In this area, the group is represented by the Sotchi formation . It covers the Kumaneshiri group (pre-Tertiary) and the Kabato formation (Palaeogene Tertiary) with the remarkable clino-unconformity. The lower part of the Sotchi formation consists mostly of the bluish gray～gray colored medium sandstone with the basal conglomerate and breccia. It contains sometimes fragmental molluscan remains (refer the Table 3 in the ]apanese text). The upper part consists of the dark gray～gray colored massive mudstone which rarely yields Sagarites sp. and foraminiferas. By means of these fossil evidences, the group is correlated to the Takinoue stage (the lower part of Middle miocene) in the standard stratigraphy of the Central Hokkaido.
The group is divided into the following 3 formations in ascending order ; Rokugosenzawa formation, Toppu formation and Mashike formation. These are superposing conformably each other, and they are correlated to the Upper miocene Togeshita formation which is developed in the Rumoi district.
The Rokugosenzawa formation is composed mostly of the dark gray hard mudstone at the lower portion, and the alternation of sandy mudstone and sandstone at the upper portion. It overlies the Sotchi formation conformably in the area, but in other district of the Kabato mountainland, the unconformity between the eqllivalent formations is recognized. Tuffaceous coarse sandstone at the base is traceable as key bed (K1). Molluscan remains of Patinopecten yessoensis (JAY.) etc. are collected from the upper alternation (refer to the Table 5 in the ]apanese text).
The Toppu formation consists of the dark gray colored platy hard shale at the lower portion and the comparatively monotonous massive hard mudstone at the upper portion. Many of the thin layers of tuff or tuffaceous sandstone which are frequently intercalated, in the lower part of them are traced as key beds (especially K2 and K3). In every parts of the formation, the marine mollusca (refer to the Table 6 in the ]apnesse text) and marly nodules are found.
The lower part of the Mashike formation in this area consists mainly of mudstone and sandstone interca!ated with a few conglomerate and sandstone, and yields marine fossils (see the Table 7 in the Japanese text). It changes to the alternation of sandstone and mudstone at the northwestern end of this area. The upper part of the formation consists mainly of gray, medium to coarse grained sandstone with local intercalations of sandy mudstone. The sandstone of the upper part is covered in the adjacent northern area, by the Mashike "hard shale", which is correlated to the "hard shale" horizon of the standard Neogene stratigraphy of Hokkaido. In the area of this sheet map， however, it is supposed that the Mashike "hard shale" has not deposited.
The group distributes separately in two areas, western and eastern.
At the western area, it is subdivided into 3 formations, namely Horokaoshirarika formation, Ichinosawa f. and Bibaushi f. in ascending order. The Horokaoshirarika formation consists mostly of the massive sandstone with siltstone, conglomerate and pumiceous sandstone. At the middle of the lower horizon, there is an intercalation of tuff-breccia which is valuable as key bed (K4). The formation is under1ain by the Kumaneshiri group and Kabato formation unconformably, however it superposes conformably on the Mashike formation. It is remarkable that the molluscan remain Fortipecten takahashii (YOK.) is yielded together with Linthia nipponica (YOSHIWARA) in the formation. The Ichinosawa formation is the pumiceous sandstone with the intercalations of pumice beds or andesitic agglomerate. The Bibaushi formation is lignite bearing one, and it is composed of conglomerate, sandstone and tuff.
At the east area, the Fukagawa group is subdivided into 4 formations. The lower, the Horokura formation , which lies over the Ishikari group with unconformity, consists of massive sandstone with tuff, and it contains Fortitecten takahashii (YOK.) etc. The middle, the Samebuchi formation , consists of conglomerate, pumiceous sandstone and tuff. The upper, the Inadazawa formation , is lignite bearing irregular alternathion of conglomerate and sandstone. The uppermost, the Ebeotsu formation , consists mainly of pyroclastics, such as tuff, pumiceous tuff etc., associated with cong!omerate and sandstone.
In the Fukagawa group, the formations of the western and eastern area are correlated respectively as shown in the Table 1.
Several dikes and lava domes of olivine basalt are formed after the deposition of the Fukagawa group in the western area of the sheet map.
In the Quaternary period, upheaval movements built up several steps of terrace plain developed along the marginal area of the Kabato mountainland and Ishikari coal-field. They can be grouped into the following three plains ;
These terraces are composed mainly of gravels in its lower parts and of sand and c1ay in the upper.
Alluvial deposits are widely developed along the river Ishikari and its branches.
Several coal seams are intercalated in the palaeogene sediments of the area, in the Ishikari group and the Kabato formation, and they have been worked some years ago.
Lignite is found in the Bibaushi formation and Inadazawa formation, but they are so thin in thickness and low in calolific value that the lignite occurred in this area is not suitable to be worked.
Petroleum may be reserved in the western part of the sheet map, where exsists a large scale open-folded structure, and a prospecting operation has been uadertaken in the vicinity of Shintotukawa anticline.
昭和 32 年 2 月 20 日印刷 昭和 32 年 2 月 25 日発行 著作権所有 北海道開発庁