5万分の1地質図幅説明書
(札幌 第18号〉
工業技術院地質調査所
北海道開発庁 昭和27年
目次 緒言 I 地形及び交通 II 地質概説 III 先白亜系 1. リヤムナイ層 IV 新第三系 1. 積丹層群 A. 茅沼塁層 B. 泊塁層 C. 古平川累層 2. 酸性貫入岩類 V 第四系 1. 滝ノ澗砂礫層 2. 発足礫層 3. 幌似火山灰層 4. 余市川礫層 5. 赤井川火山噴出物 6. 稲倉石山噴出物 7. 冷水山噴出物 8. 現世層 VI 安山岩質岩脈 VII 応用地質 1. 概説 2. 各説 稲倉石鉱山 大江鉱山 余市鉱山 神恵内鉱山 玉川鉱山 稲穂鉱山 茅沼炭鉱 ベントナイト鉱床 その他の鉱床 文献 Resume (in English)
5万分の1地質図幅設明書
(札幌 第18号)
工業技術院地質調査所
本図幅は北海遁開発庁の委託によって作製されたもので， 野外調査には昭和26年8月から9月に約2カ月を費し， 室内作業は引続き地質調査所に於て行われた。 図幅内の茅沼炭鉱附近の地質図は青柳信義，久保恭輔両技官の， またこの設明書の応用地質各説中の同炭鉱及びベシトナイト鉱床の記事は両技官の, 稲倉石鉱山の記事は朝日昇按官の， 大江鉱山の記事は小園幸治技官の， それぞれ地質調査所によって行われた最近の調査結果によった。 これらに於ては地層， 岩石の命名， 区分， 地質学的解釈等に 本図幅調査者のものとは多少相蓮する点もあるが， 原記述を尊重してそのまま掲載した。 神恵内鉱山に関しては主に根本忠寛技官の約10年前に踏査した資料を整理して記述した。 化石の鑑定は棚井敏雄技官によった。 なお本調査には米軍から貸興された空中写真を利用することが出来た。
本図幅は北海道南西部に於て， 日本海に突出する 積丹 半島の基部に位置し， 図幅の主要部は半島から引続く山地によって占められ， 標高600-900米内外の山峯を所々に点綴する初壮年期開析の急峻な地形を現わす。 この山地の地形は， 例えば硬い火山岩， 軟らかい凝灰岩， 水成岩， 崩壊し易い集塊岩等， 浸蝕を受ける様子が違う岩石の分布， 累思状態等に支配されているほか， 地形の大勢は， この山地を主として構成する上述の各岩石等から成る新第三系の地質構造の影響を受けている。 すなわち， 新第三系が緩く波状に摺曲しているの応じて， 現在の地表の起伏は特に明瞭な一定方向の山系を作ること無く， そして山地の内に副次的にみられる山稜は， 地質構造上の背斜構造と一致し， またはこれの近くを並走し， 或は断層崖の頂線に沿う等， 地殻変動による元来の高まりに関連するものが少くない。 例えば図幅南東隅の銀山から 八内 岳， 熊追山を経て北西に積丹半島の脊梁に漣る山稜， 八内岳から北東に 稲倉石 山に向うもの等はこれである。 この他にも山腹の斜面と岩層の傾斜とがほぼ同方向であることが頗る多い。 そしてこのような斜面では傾斜が緩く， 長い支流を持つのに対し， 反対斜面では急傾斜で， かつ支流の発達が良くない。 この好例は古平川上流でみられる。 この相違によって， 逆に地形図または空中写真から， 岩層の傾斜が予知されることもある。
この山地内を流れる河流の内， 水量最も豊富なのは 古平 川であって， この川は源流附近では岩石の硬さに支配されて， 変朽安山岩との境附近の緑色凝灰岩中をほぼ走向に沿って南流し， 中途で構造線に支配されて直角に西へ， 次いで北へと著しく屈曲する。 両岸ば急な狭谷てあるが， この屈曲のために流路の勾配は緩やかである。 古平川に次ぐのは 大然別 沢であって， この真直な谷は， 元来の流路が断層によって支配されたものであろう。 この断層は現在南方山腹を沢にほぼ並走しており， 空中写実では徴かな直線として検出され， また現地踏査では断層の位置でこれに沿って小流が急に屈曲し， あるいは小さな窪みがあるのが見られた。 稲倉石鉱山附近には直線状の東西性の谷があり， これも断層谷である。 この断層は， 本図幅の地質分布に影響を及ぼす程の落差を示さないので， 図示してない。 その他の河流ば急勾配の必従谷である。
前述の山地は北東及び南西の両海岸に肉って次第に低下して丘陵性となる。 南西海岸では集塊岩からなる絶壁を以て海に臨む。
南西部の 掘株 川流域の平地は北西及び北東をおそらく断層で限られたと思われる海湾を埋めたものである。 平地北東側の山地は， 茅沼附近のような丘陵性に低下すること無く, 平地に面して一直線状に並ぶ急斜面を込って急に低下し， その前面には広く扇状地状の台地がみられる。 平地の海に面する所は直線状の砂洲であって， 高さ10数 m の砂丘をもち， その背後には潟を埋めたと思われる低潟地がある。
第三系から成る山地は， 東部に於て余市川の谷によって急に断絶する。 この谷は見事な弧扶を呈し， これを取囲む西側には高さ約200mの念斜面が伍び， 火山のカルデラの内壁の様相を持ち， その裾には崖錐性及至扇状地性の堆積物から成る段丘がまつわっている。 この弧状の谷は， 東隣の 仁木 図幅に続き， 直径約10kmの半円を形作り， 内に赤井川火山を持つ陥没地 [ 帷子ニ郎〈大正15年) ] の一部である。 赤井川火山は二木図幅の赤井川盆地を内部カルデラとし， 本図幅内にその西斜面をゆるやかに展開する。 火山はその原形を保有するが， 斜面には樹枝状に発達した谷系が既に形作られ， 開析をかなり受けている。 余市川は火山の周辺を陥没地内壁に沿って辿り， 段丘及び火山体の末端を高さ数mの崖を以て削り， 氾濫原を伴って， ゆるく流れる。
図幅内には， 他に稲倉石山及び 冷水 山(仮称 [ 図幅北東隅の△784.4である. ] )に第四紀生成の小火山休があるが， 開析は一層進み原形を止めていない。
図幅の東部， 南部， 及び南西海岸の部分はよく開拓され， 鉄道， 自動車道を通じ交通便利である。 しかしながら図幅の大部分を占める中央山地に一旦入ると未開のまま放置されている。 ことに古平川流域では， 辛じて歩行を許す林道2，3が通過し， 自動車道路としては僅かに図幅北辺の稲倉石鉱山に北方から至るものがあるだけである。 なお冬季はこの地方は函館本線沿線で最も積雪の多い所の一つと言われる。
先白亜系と信ぜられるリヤムナイ層が極く小局所に露出するのを除き， 本図幅は新第三紀及びそれ以後の岩類によって構成される。 新第三紀以後この地方は激烈な火山活動の下にあったので， 一次的に地質分布が不規則で， 堆積相の変化に富み， また古生物学上の証拠も貧弱である他に， 新第三系火山物質は緑色化， 珪化等二次的に変質作用を受けて岩石の識別が不明瞭なこともあって， 図幅全域を通ずる精確な層序区分， 岩石の前後関係を確定することは. かなり困難である。 第一表に岩質によって総括した地質の概要を示す。
新第三系はこれを積丹層群及び酸性貫入岩類に分ける。
積丹層群は北海道西南部新第三系の標準層序とされているもののうち， いわゆる黒松内統及びそれ以下に対比される部分， すなわち鮮新世前期から中新世に亘るとされている部分を本図幅に現わしている。 下部から上部にかけて概ね一つの堆積輪廻を示すが， 本図幅では砂岩，頁岩等の水成岩類はむしろ少く， 流紋岩， 変朽安山岩， いわゆる緑色凝灰岩等の火山物質の発達が著しく， 終始激烈な火山活動の下に堆積が行われたのである。 火山物質は多少の不規則さはあるが概して下部は流紋岩質， 上部は安山岩質ないし玄武岩質で特徴づけられる。 本層群の上半分を占めるものには， 火山物質を主構成物とするものと， 水成岩類を主とするものとの二系列の岩相が， 同時異相の関係にそれぞれ場所を異にしてて発達している。 なお玄武岩質のものには， 既に下部の流紋岩畳のものと相前後して噴出した部分もある。 本層群の最上部に当って， 再び酸性火山岩の噴出をみた部分もある。
積丹層群の堆積後， 主に摺曲作用によって特徴づけられる地殻変動が起り， これによって同層群は緩い波状の摺曲を行L， 一部に断層を生じた。 石英閃緑岩， 同玢岩及び石英斑岩から成る酸性貫入岩類はこの変動の後. もしくはむしろほぼ同時に貫入したものであり， またこれに引続きこの地域の主要な金属鉱床が形成された。
第四紀に入つては， 更新世に行われた山地周辺部の段丘礫層， 赤井川火山， 稲倉石山及び冷水山にみられる いずれもやや酸性を帯びる安山岩質岩の火山休及び現世には河川の氾濫原堆積層， 海岸の砂丘層等の形成がある。 このうち最も著しいのは火山活動である。 地殻変動としては更新世に於ける地塊運動が特に重要である。
本層は 発足 村リヤムナイ川に沿い極く小範囲に露出する。 この谷に在る灌漑用ダム南岸の露出では， 往々千枚岩状を呈する粘板岩， 堅硬な砂岩がみられ， 激しく摺曲し， かつ一部は角礫状に破砕されている。 露出の西南端では茅沼累層の流紋岩質緑色凝灰岩と接し， これとの関係は附近数mの間が両岩層から由来した破片， 土砂に被われているので， おそらく断層と考えられる。 リヤムナイ川が発足台地に流出せんとする附近に露出するものは 粘板岩及び紫褐色の輝緑凝灰岩である。 周囲は河礫に被われ， 山地側では粗面岩組織を有する流紋岩の岩脈で貫かれる。
本層は西隣の10万分の1余別岳図幅に於ける柵内層と同様に， この地方の新第三系下の基盤の一班を窺わしめるものであって， 岩質からみて， 北海道中央部に広く分布する先白亜系に対比される。
積丹層群は多少の水成岩類と， 多量の火山物質から構成される。 火山物質は大部分が水底に累積したものであって， 従って流紋岩， 変朽安山岩等の火山岩類は， 火山砕屑岩類は勿論のこと， 砂岩， 頁岩， 磯岩等の水成岩とも緊密な関係をもって重り合っている。 本図幅ではこれらの火山岩類も， その熔岩相を基準にして， 他の堆積岩類とともに一括した層序の内に取扱うこととする。
隣接の余別岳図幅その他近隣地方の従来の調査結果と対照するに， 図幅内にはいわゆる 訓縫 統から八雲統を経て黒松内統に亘る部分が分布する。 本層群は主に， そのうちの火山物質の相違によって， 下部の概して流紋岩質の 茅沼 累層， 上部の概して安山岩質の 泊 累層及び古平川累層に区分される。
岩層は通常20°以下の緩傾斜を示し， 全般に緩い波状の褶曲を行っている。 下部層と上部層との聞に於て褶曲程度に顕著な差は無く， 褶曲作用は岩層の総てが堆積した後， すなわちいわゆる黒松内統の示す鮮新世前期以後に主に行われた。 いわゆる灘棚統に対比されるものは本図幅には分布しないので， これとの直接の関係は不明ではあるが， この地殻変動は南西北海道に於ける先瀬棚地変 [ 長尾巧， 佐々保雄(昭和9年) ] と称せられるものに恐らく当るのであろう。 摺曲構造のうち， 期著なものは， 南西部に於て八内岳から盃川に走る南東ー北西方向の背斜状構造であって， この構造は余別岳図幅に描かれている背斜軸群に漣って， 積丹半島をその中軸よりやや南西寄りに於て縦走する。 別に図幅北東部には 然別 山から北西に稲倉石山附近を占めて， 副褶曲を伴う全体としてややドーム状の背斜構造がある。 またこの2つの構造を連結して， 八内岳から稲倉石山に亘ってほぼ南北に走る背斜構造がある。 図幅内では積丹半島の両海岸寄り及び余市川の平地から奥地に向って 泊累層から茅沼累層へと次第に下位の岩層が露われるが， やがて上述の背斜構造に達し， これを過ぎた山地中心部では緩い向斜状ないし盆状構造を呈し， 古平川累層等上位の地層が分布するのである(地質図の断面図A-B参照)。
地質図に示した断層は， いずれも績丹層群の摺曲構造とは一見無関係にこれを切り， またー部は酸性貫入岩体をも切る。 そして断層より後期の岩層としては第三紀に属すると思われるものは分布しない。 赤井川火山周辺の断層のように， 更新世のものもあり， また図示してはないが稲倉石鉱山附近の東西断層は鉱床生成と密接な関係があり， 恐らく第三紀に属すると思われ， 従って総ての断層の活動の時期は必ずしも一定ではない。
本累層は砂岩， 頁岩， 磯岩等の水成岩類と， これと重り合う流紋岩類， 同質の凝灰岩， 凝灰角礫岩， 一部は安山岩等から成り， 総じてむしろ火山物質の方が多く， また水成岩類も凝灰質なことが多い。 水成岩は粗粒のものが少くなくまた一部には炭層を挟み， 植物化石を産し積丹層群海進初期の堆積物である。
時代については， 古生物学的証拠に乏しいが， 岩質及び層位的位置からいわゆる訓縫期(中新世中下部)と考えてよいであろう。
本累層の分布する所は， これが流紋岩質物に富むことによって， 野外では白味がかった露岩が多い。 また一般に樹木の発育が良好でなく， 特に礫岩の部分では矮樹林叉は草地となり， 荒廃した急斜面を形成することが少くない。
流紋岩類は多くは熔岩， 一部は岩脈， 岩床をなし， 数次に亘って噴出したもので， 岩質は一次的にも， また二次変質によっても頗る不均質である。 例えば斑晶が明瞭に観られるもの， ほとんど無斑品のもの， 流理のよく発達したもの， 角機を持つもの， また色にも白， 淡灰， 褐， 緑褐雑色等種々のものがある。 変質によって白色化， 珪化， 黄鉄鉱による鉱染を受ける。 緑色化は硝子質岩石を除けばあまり受けていない。 また変質を殆んど受けていない部分もかなり残存する。 一部は角閃石黒雲母流紋岩多くは黒雲母流紋岩である。
凝灰岩及び凝灰角磯岩は殆んど常に変質を受け， 白色ないし淡緑灰色を呈し， また珪化， 硫化鉄によって鉱染されている。 上位累層の安山岩質のもの緑色化を受けたものとは， 淡色なこと， 組織がら受ける感じ等によって識別され得ることが多い。
頁岩は所謂硬質ないし珪質の黒色頁岩である。 また流紋凝灰質で淡色のものもあり， この種のものは著しく珪質ないしチャート質の頁岩と相伴い， 移化する傾向がある。 頁岩はいずれも明瞭な層理を現わす。 砂岩は多くは流紋凝灰質である。 礫岩は基地， 礫ともにほとんど全く流紋岩質である。 炭層に就いては応用地質の項で詳述する。 安山岩は一般に淡灰色を呈することによって， 上位累層のものと区別される。
全般的傾向としては， 下位を占める部分は火山砕屑岩類と砂岩， 頁岩とから成る。 この部分に薄い熔岩， 岩脈として出現する流紋岩はしばしばリソイダイト状である。 流紋岩が厚い熔岩体を作って多量に噴出したのは本累層の上位でみられ， この種のものには斑晶が明瞭なものが多い。 礫岩はこの熔岩体に関連して， その直上に最も顕著に現われる。 図幅北東部には， 最下位を占めて淡色安山岩質のものが分布する。 以上のような一般的傾向はあるが， 各岩層は横方向に岩相変化， 膨縮が著しく， 所によってはある部分を欠除する。 これは火山物質の供給が場所によって量， 時期ともに相違があり， また急激に多量な火山物質の累積を受けた所では 海深等の堆積環境が部分的に不均等にされたからであろう。 南西部の茅沼炭鉱附近では本累層は4つの岩層に区分され， 上流の傾向が標式的によく観られる。 その他の場所では， 水成岩類が少く, 火山岩及び火山砕屑岩が錯綜していて， 部分的にしか， または殆んど分層は出来難く， 従って地質図には総括的の岩質を， 流紋岩， 火山砕屑岩及び水成岩の量的割合によって区別したものの分布を示しておいた。
この地区の茅沼累層は， 下位から緑色凝灰岩層， 爽炭砂岩頁岩互層， 流紋岩， 礫岩層に分けることが出来， この分け方は従来の区分 [ 鈴木達夫（昭和5年） ] [ 斎藤林次（昭和25年） ] とほぼ一致する。 全体として海岸にほぼ並走する背斜構造に分布し， その南西翼の茅沼炭鉱附近には南西に落す軸を持つ背斜その他の小副褶曲がある。
本層は緑色化を受けた流紋岩質凝灰岩及び凝灰角磯岩を主構成物とし， 珪質頁岩， 擬灰質砂岩及び稀に礫岩を含む。 凝灰岩は所々ベントナイト質である。 分布の東側は流紋岩体で占められるので， 本層の基底は不明である。
木層は頁岩， 砂岩， 凝灰岩より成り， 全層凝灰質であるが， 頁岩には珪質のものもある。 凝灰岩は一部ベントナイト賀に変化している。 炭層6～7 枚を挑む。 層理は一般に明瞭である。 木層からは植物化石 [ 斎藤林次（昭和25年） ] が報告されている。
下位の緑色凝灰岩層とは， 例えば茶津の沢でみるように， 凝灰岩中に砂岩， 頁岩が多く挟まれてくる所で使宜上区別され， この聞は漸移し，整合である。
茅沼炭鉱東方の玉川畔に於て， 本岩は緑色凝灰岩層の下位部分と接する。 両者が直接する露出は観られなかったが， この附近1D数mで流紋岩は部分的に無斑晶質になって周辺相を思わしめ， また凝灰岩は小範囲ではあるが珪化されている。 また緑色凝灰岩層に含まれる流紋岩角礫は緑色， 白色等に変質されたものが多く, ここに述べる流紋岩体のものとは岩質に相違がある。 なお， 流紋岩体はその北方では夾炭砂岩頁岩互層と接する関係にある。 以上のことからみて， 流紋岩は緑色凝灰岩層及び夾炭砂岩頁岩互層よりも後期のもので， これらの部分では貫入関係にあると推察される。 これらの所以外では岩体は礫岩層で取り囲まれて， 被覆され， 熔岩として地表に現われたのである。
岩石は暗灰色ないし暗灰褐色を呈し， 他地区にみられるこの時期以前に噴出した流紋岩類が概して灰白色を呈するのと相違がある。 石英及び長石の斑晶が明瞭であり， この長石には月長石としての反射光を示すものがある。 石基には常に多少の流紋があり， しばしば縞状の流理が発達する。 流理の著しいものでは白色流紋岩， 塩基性火山岩， 頁岩等の破片を含んで角礫状を帯びることもある。
本層は礫岩から成り， 小沢村辰五郎沢では砂岩及び頁岩を頻繁に挟む。 礫岩の礫は多くは円礫， 一部はやや角張り， 陶汰不良で径20cm以上の大礫もある。 上述の流紋岩体から直接に供給されたものが圧倒的に多く， 他の種類の流紋岩は殆んど無く， またその他には珪質頁岩， 変質塩基性火山岩， 花崗岩質岩等が極く少量混在するだけである。 膠結物も流紋岩質である。 砂岩は凝灰質， 頁岩は黒色泥質で， ともに明瞭な層理がある。
礫岩層は多くの場合流紋岩体の直上を占めこれを取り巻いて分布する。 茅沼炭鉱附近では， 分布は流紋岩体を離れ， 夾炭砂岩頁岩互層を被覆する。 そして南するに従い， 言いかえると流紋岩体から離れる程， 礫が小形になり， やがて礫岩層が急に尖滅する。 それ以南の礫岩層が無いところでは夾炭砂岩頁岩互層と泊累層とが直接し， しかもその聞は例えば茶津の沢で観られるように整合である。
この礫岩は， 流紋岩の噴出によって水中に急に生じた熔岩体から多量の岩屑が供給され， 熔岩体の表面及び周囲の砂泥堆積物の表面に累積され， 多少水摩を受け， これが膠結されて生じたものと考えられる。 すなわち火山噴出に伴う局所的な異常堆積による火山礫岩であって， 広域の地変や， 地質時代の間隙等を意味するものでなかろう。 熔岩の噴出及びこれに次ぐ礫岩の累積を兎れた遠方では， その前後を通じて， 砂， 泥， 火山灰等の定常堆積が連続して行われたのである。 なお礫岩層の下限は， 流紋岩噴出直後の水底面を示し， 従って前項で述べたように， 流紋岩が緑色凝灰岩又は夾炭砂岩頁岩互層と境するところは地中における貫入関係の部分であって， そこには礫岩層が生成し得ないのである。
図幅南東隅, すなわち稲穂峠以南のこの地区では， 積丹層群は部分的乱れはあるが全体としてほぼ水平， もしくは極く緩く南へ傾斜する構造にある。 茅沼累層は， 流紋岩に富み， これが同質凝灰岩， 凝灰角礫岩及び頁岩と錯綜して分布し， かつ変質作用を受けているので， 分層に困難である。 地区西隅のりヤムナイ川には， 緑色凝灰岩の上位に， 石炭の薄層を挟む砂岩頁岩互層が極く小範囲に分布する。 地区北半では特に流紋岩が優勢である。 この部分の流紋岩は多くは灰褐色の石基中に明僚に斑晶の検せられる黒雲母流紋岩であり， 恐らく茅沼地区の流紋岩体とほぼ同層準のものであろう。 石基は茅沼附近のものに比べて， やや硝子質である。 緑泥石化， 絹雲母化， 炭酸塩化を受けている。 粗粒玄武岩， 玄武岩質安山岩等を捕獲する部分がある。 地区南半では， 激しく変質されで白色ないし， 帯緑白色を呈するに至った流紋岩， 火山砕屑岩が多く， また硝子質流紋岩も少くなく， 松脂岩と言うべき部分もある。
函館本線鉄道トシネル南方で輝緑岩と接する附近には， 次の地区で述べる然別山附近に分布すると同様な淡色安山岩が露出するが， 分布範囲はまだ明らかでないので， 地質図には区別してない。
この地域の茅沼累層は， 摺曲及び断層に支配されて数個所に分かれて分布する。 分布ごとに岩質に相遣があり，また岩層の欠除がある。
最下位に位するものは， 然別山附近等に観られる淡色安山岩類である。 この上部には集塊岩その他の火山砕屑岩を少しく伴い， 主体は熔岩である。 本岩類のうち然別山以南に於ける部分は灰白色の石基中に， 白色の斜長石及び多くは全く褐鉄鉱に変質した有色鉱物の， いずれも小型の斑晶を散点するもので, 色調からみて一見流紋岩礫であるが， 一次晶出の石英は認められない。 石基は斜長石(灰曹長石程度)の針状晶子から成り， 硝子は少く, 全体として粗面岩組織を呈する。 余市鉱山附近のものは， 表面淡褐色の安山岩であって， 徴短冊状の斜長石及び多量の褐色硝子より成る石基中に， 輝石の外形を持つパスタイト及び清澄な斜長石の斑晶を有する。
次いで上位に来るものは，流紋岩及び同質火山砕屑岩類から成り， 稀に珪質頁岩， 黒色頁岩， 砂岩を挟む部分であり， この地域の茅沼累層分布の主体を占める。 流紋岩類と火山砕屑岩類との量的の割合は例えば大然別沢南東山稜では殆んど前者から成り， 「しかりベつ」駅西側または大江鉱山附近では後者が多く， 場所によって著しい相違がある。 大江鉱山北東の△255.8東側の小谷(余市鉱山の旧沈澱池北岸)で， 本岩層が然別山型の淡色安山岩を被覆する関係が察知される。
本岩層は大然別沢南東山稜で， 茅沼炭鉱附近の流紋岩体に該当する流状構造の顕著な流紋岩に被われるので， 模式地茅沼炭鉱附近の夾炭砂岩頁岩互層以下緑色疑灰岩層の部分に層位的に該当する。 「しかりベつ」駅西側または大江鉱山附近では， 茅沼流紋岩体に当るものの噴出を欠き， 上位は泊累層または古平川累層で直接に被われる。 大江鉱山附近では流紋岩質火山砕屑岩と安山岩質のものとが混り合った部分が少くなく， 茅沼， 古平川両塁層は漸移している。 加うるに変質によって一様に白く脱色し， 原岩の識別が困難である。 両塁層の図上の分布は不整合様であるが， これは火山物質の累積の不規則さによるもので， 上流の両岩質の混合することからみて， 時期的の著しい間際を意味するものではない。
本岩層に出現する流紋岩は無斑晶または角礫状で， 白色を呈するものが多い。 絹雲母化， 珪化， 高陵土化等の変質が著しい。 大江村砥ノ川南側には岩脈をなして無斑晶の粗国安山岩伏の岩石が露われる。
「しかりベつ」駅附近の余市川両岸には石英， 斜長石の径数mmに達する粗斑晶流紋岩が分布する。 これはこの地区の茅沼累層のうち， 比較的新期に出現したものである。 この流紋岩は含角閃石黒雲母流紋岩に属するが， カリ長石斑晶を欠き， やや石英安山岩に近い。
外見及び成分鉱物は後述の酸性質入岩類のうちの石英斑岩に似ているが， 石基の結晶度が箸しく劣り， また捕獲岩が少い。
この地区では， 下部はリソイダイト， 上部は変質した流紋岩質凝灰岩， 凝灰角礫岩及び少量のリソイダイト， 珪質ないしチャート質頁岩から成り， 緩いドーム伏構迭を呈して累重する。 上位に向つては， 安山岩質物質と互層し， または混合し， 古平川累層に移過する。
山稜を隔てた神恵内鉱山附近のものは， ほぼ同様な岩相であるが， 特に砂岩，頁岩が優勢である。 走向， 傾斜に変化があり， かなり擾乱を受けている。
本累層は最上部が集塊岩質である他は， 主に砂岩， 頁岩等の水成岩類からなり茅沼累層に引続き海浸が進んだ堆積相を示す。 多少の火山物質を挟み， これが安山岩質ないし玄武岩質であることが， 主要な特徴の1つである。 下位の茅沼累層とは多くは整合， 一部では不整合である。 整合の場合には流紋岩質物が終る所を以て茅沼累層の上限とする。 新第三系山地の周辺部に分布し， 山地中心部に分布する古平川累層が火山物質を主構成物とするのとは同時異相であって， 古平川累層を生起させた火山活動の中心から離隔して， その影響の少なかった部分の海底に於ける定常の堆積による水成岩相を代表するものである。 そして両累層の火山物質は， 量には格段の相違があるが， 岩質はほぼ似たものである。 ことに両累層を通じて相対比し得る層準には， 全域を通じて激しい火山活動の下にあったことを示す著しい集塊岩がある。
茅沼炭鉱附近は泊累層の模式地であり， 次の岩層がみられ， この分け方は従来 [ 鈴木達夫(昭和5年) ] [ 斎藤林次(昭和25年) ] と同様である。 構造は下位の茅沼累層と同様で， 慨して海岸に向って緩斜する。
本層は砂岩， 頁岩の互層から成り， 粗粒玄武岩及び同質の凝灰岩を挟む。 砂若は淡緑ないし濃緑凝灰質であり， 塩基性火山岩の角礫を持つ部分がある。 頁岩は珪質頁岩または黒色硬質頁岩であり， 細かい縞状層状理を持つ。 頁岩中には泥灰質叉はチャート質の団塊が含まれる。 凝灰岩は一般には暗緑色で， 一部は黒色である。 この黒色のものは全く玄武岩質物のみから成り， 塊状， 軟弱， 粗質で， 風化によって玉葱状構造を生じる。 粗粒玄武岩は， 薄く床伏に現われるものが多く， 凝灰岩を伴って熔岩であるもの， 両側の水成岩を少しく珪化して岩床として貫入したものがあるが， 産状によって岩質に差は無く， 岩床のものも水成岩の堆積と著しく時期が相違するとは考えられない。 新鮮なものは暗灰色ないし黒色であるが， 多くは多少変質して暗緑色を呈する。 また風化しで暗赤褐色のものもある。 多くは無斑晶質粒状， 一部は斑状である。 また多孔質のものもある。 鏡下では間粒組織であるが， 多くは有色鉱物が変質して緑泥石となって塡間組織を呈する。
いわゆる八雲統に当る頁岩層の下に続くことから， 本暦はいわゆる訓縫統に属し， 余別岳図幅の茅沼層は本層以下を指す。 本層が茅沼累層の礫岩層を被う部分では， その境, すなわち茅沼累層と泊累層との境は明白であるが， この礫岩層が消滅した部分， 例えば茶津の沢では， 本層は茅沼累層の夾炭砂岩頁岩互層を直接に被い， そして両者ともに主に砂岩， 頁岩からなり， 元来一続きの堆積物であり， しかも， 境附近では塩基性火山物質は両層に跨り包有される。 しかしながら， 茅沼流紋岩体は流紋岩活動の終末期を代表するものであり， 礫岩層はこの岩体の成立に関連して直後に生じたものであるので， これらが分布しない定常の堆積相のみが発達する場所でも， これらに相当する時期を境にして一次的の流紋凝灰質物は無くなり， これによって両累層の区分が可能となる。 なお茅沼累層の部分には， 流紋凝灰質頁岩に伴って甚だしく珪質な頁岩を産するのに対し， 泊累層では， 頁岩の珪質度が劣り， いわゆる硬質頁岩程度までである傾向がある。
本層は主に頁岩から成り， 少しく砂岩， 凝灰岩, 粗粒玄武岩ないし安山岩を伴う。 下部砂岩頁岩亙層とは整合であって， 互層する砂岩が著しく少なくなるところを以て便宜上の境とする。 頁岩はいわゆる硬質頁岩であって， 泥ないし游泥から成り， 美しい縞状層理を持ち， 新鮮なものは暗灰色ないし黒色であるが， 風化すると淡灰色ないし灰白色に変色する。 泥灰質又は珪質団塊， 海綿骨針を頻繁に， また珪藻を時折含む。 上部では次第に軟弱な黒色頁岩に移り変る。
本層は頁岩の厚層によって特質づけられ， 余別岳図幅の渋井層はこれに当り， いわゆる八雲統に対比される。
上述の頁岩層は上位に向って再び粗粒となり， かつ凝灰質となって本層に移化する。 本層は凝灰質砂岩及び頁岩の互層であって， 凝灰岩及び安山岩を含む。 頁岩は黒色泥質またわ淡緑色凝灰質である。 砂岩は灰色叉は灰白色， 安山凝灰質である。 凝灰岩は粗鬆で， 安山岩角礫を含み， 又は黒色安山岩質である。 泊累層が頁岩層から本層に移る附近から上位に現われる火山岩は， 玄武岩質から安山岩質に変る。 安山岩は玄武岩に比し， 淡色であり， また斜長石斑晶が明瞭である。
本層は次記の集塊岩層で示される この地区の安山岩質岩の火山活動旺盛期の先駆を示す 火山物質の供給を受けた部分である。 またこの地区では， 北西に進むに従って， 下位の頁岩層が薄くなり， 代って本層が厚くなり， これとともに火山岩を厚く挟み， 更に北西に余別岳図幅に向つては, 火山物質を主とするに至る。 本層が下位の頁岩層に比して粗粒で， 一見海退堆積相を呈するのは， 火山物質の局所的な供給がかなり影響していると思われる。
、 本層は集塊岩を主体とする。 集塊岩の礫は黒色緻密ないし硝子質の石基中に長石， 輝石， 一部は角閃石の斑晶が明瞭な安山岩である。 多くは変質していないが， 一部では有色鉱物は全く緑泥石に変化し， 斜長石は炭酸塩化を受けている。 径30cm以下のものが多いが， 往々1m大以上の大塊も観られる。 角張り又は円味を帯び， またパン殻状等の明瞭に火山弾であるものも含まれる。 礫として稀に砂岩， 頁岩もある。 膠結物は淡灰色粗粒の凝灰質ないし火山砂質物である。 集塊岩中には頻繁に擬灰岩ないし凝灰質砂岩， 安山宕熔岩を不規則レンズ伏に挟み， また岩脈もあり， 稀には頁岩も薄く介在する。 凝灰岩ないし凝灰質砂岩は集塊岩の膠結物と同質である。 無層理な集塊岩中にあって岩層の大体の方向を知るに役立つが， 偽層理が少くない。 安山岩体は集塊岩の礫と同岩質， 同時期のものである。
本層は上部砂岩頁岩互層を被覆し， その境は比較的明瞭である。 茶津の沢では下位層と整合に移り変るのがみられる。 これより南東部では， 露出不良で明瞭さを欠くが， 下位層と不整合伏の分布を示す。
本層は余別岳図幅の神恵内層であって， いわゆる黒松内統の下部に対比される。
本層の集塊岩は突冗としだ山容を作り， 海岸では余別岳図幅に記されたと同様に小湾曲. 急な海蝕崖， またその前面には海蝕棚を生じ， 奇異の風景を作るが， 本図幅内では上面は平旦な低丘陵を呈し， 交通にはさ程障碍となっていない。
北東の余市海岸方面にも， 泊累層が分布し， 図幅北東隅にその一部が現われる。 北東に向って緩く単斜構造をなし， 茅沼地区の下部砂岩頁岩互層, 頁岩層， 上部砂岩頁岩互層に岩質が甚だよく一致する。
余市川西側斜面ルペシベ沢附近にも東方に単斜構造をして泊累層が分布する。 最下部は流紋岩叉は塩基性火山岩の円礫が流紋岩質あるいは 塩基性火山岩質の凝灰質物で膠結された礫岩， 主に流紋岩質物から成る粗粒砂岩， 塩基性緑色凝灰岩及び凝灰角礫岩， 変質塩基性火山岩， 頁岩等から成る岩層である。 上山道の沢(通称ドロ川)では 本層基底の礫岩が茅沼累層の白色流紋岩を不整合に被覆するのが見られる。 この附近及び稲穂峠国道側の粗粒凝灰質砂岩から植物化石を産する。
模式地茅沼地区には本岩層に該当する岩質は存在しない。 茅沼累層の礫岩層とは岩貿及び生成機構を異にし， 海進開始を示す基底堆積物である。 上述の部分は， 上位に向って細粒となり， 模式地の下部砂岩頁岩互層及び頁岩層に該当する部分が順次みられる。
余市川東側には， 赤井川火山体の下に， 泥質の頁岩及び軟弱な砂岩が隠見する。 露出によって岩層の方向は一定でなく， 小部分毎の地塊に乱されているらしい。
図幅南東隅の小沢地区には， 全体的にみてほぼ水平に塁重する積丹居群の上部を占めて， 泊累層に当る層準の岩相が分布する。 しかしながら此処では, 粗粒玄武岩が厚く発達し, また累層の上位はむしろ古平川累層に属する変朽安山岩及び 同質火山砕屑屑岩によって代表され， 従って水成岩類は少く， 他地区のような分層だけでなく， 茅沼累層との区分も充分には行われない。
この地区の水成岩類は砂岩， 頁岩及び礫岩である。 砂岩は凝灰質で， これには流紋岩貿と， 玄武岩質との両種がある。 頁岩は黒色頁岩及び珪質頁岩を主とする。 礫岩は砂岩， 頁岩の間に薄く介在し， 玄武岩質墓地中に流紋岩質礫を有するものが多い。
粗粒玄武岩はその上部は砂岩， 頁岩等と重り合い， またはこれを覆うが， 下位に向って益々粗粒かつ斑状となり輝緑岩様を呈し， 茅沼累層の流紋岩と互に重り合い， これと同時噴出の部分もある。 また鉄道の銀山トシネル南口附況では， 流紋岩等の火山岩及び珪質頁岩から成る茅沼累層が南へ20-30°傾斜し， その下位に相当する北側に輝緑岩が分布する。 但しこの地点の輝緑岩と流紋岩質岩層との関係は必ずしも充分には確められていない。 これに似た関係の輝緑岩は， 余市川西側地区にもみられる。 また茅沼累層には起源不明の変質塩基性火山岩が礫， 角磯， 流紋岩中の捕獲岩等として混在する。 これらのことから， 輝緑岩その他の塩基性火山岩が流紋岩活動以前に既に噴出した疑がある。 粗粒玄武岩及び輝緑岩の岩質は， 茅沼地区に於て記述したものとほぼ同様である。
本累層は下位から， 緑色凝灰岩層， 変朽安山岩， 集塊岩層， 砂岩頁岩互層及ひ新期流紋岩に分けられ， 最上位の流紋岩を除き概して安山岩質の熔岩， 火山砕屑岩を圧倒的な主構成物とする火山堆積物である。 この間に頁岩， 砂岩等を少しく挟み， またその上位には水成岩を主とする部分があり， 火山活動は全体として海底で行われたことがわかる。 火山物質は広く緑色化変質を受け， 変質は下位に著しく， 上位では未変質の岩石も多産する。
下位の茅沼累層とは， その礫岩層を被う所では多くは明瞭に区別されるが， 互いに火山砕屑岩でもって会合する所では流紋岩質物と安山岩質物とが混り合って漸移する。
本累層は泊累層とは同時異相の関係にあって， 泊累層が水成岩相であるのに対し, 古平川累層は火山活動の中心附近に累積された火山岩相を代表する。 分布は新第三系山地の内部に広く発達し， 多くの場合泊累層とは茅沼累層の露出の両翼に分れて分布する。 但し茅沼附近では， 泊累層の上部砂岩頁岩互層は北西に向って次第に安山凝灰質粗粒質になり， 安山岩を増し， 遂には水成岩類を失って変朽安山岩質のものばかりとなる。 そしてこれを被う集塊岩層は北西に余別岳図幅内に連続し， その兜岬附近では全く変朽安山岩を被っている。 この変朽安山岩とされているものは， 変朽安山岩， 安山岩質緑色凝灰岩， 凝灰角礫岩等から成り， 茅沼図幅内の盃川附近に分布する流紋岩質の茅沼累層をその西側で被う関係にあって， 古平川累層の変朽安山岩， 緑色凝灰岩層と岩質及び層位的位置からみて区別はない。 以上のことから， 古平川累層の変朽安山岩等の層準は泊累層の上部砂岩頁岩互層以下と， ほぼ同一層準にあり， また両累層の集塊岩屑はほぼ同時期と言える。 そして茅沼， 余別岳両図幅の境附近のモへル川から盃川に及ぶ地区に於て， 両累層が互いに移化する関係が現実に求められる予想がある。 なお， 一般に新第三系分布地の奥地に発達する主にいわゆる緑色凝灰岩その他の変質火山物質から成る地層は， すべていわゆる訓縫統に属するものとは限らず， 殊にそれが安山岩質の場合には， 古平川累層のようにいわゆる八雲統ないしそれより上位のものがあることになる。
古平川累層及び泊累層に含まれる安山岩質火山岩類と同時期のものが， より古い茅沼累層中に岩脈， 岩床等として出現することは勿論であり， 大江鉱山附近その他にみられる変朽安山岩質の岩脈はこれであろう。
以下古平川累層の各岩層に就いて記述する。
本層は安山岩質凝灰岩及び凝灰角礫岩から成り， 変朽安山岩の薄い熔岩， 岩脈を頻繁に含み， 稀に黒色頁岩， 硬質頁岩， 砂岩を挟む。 岩石は塊状で節理は少く, また層理は概して明らかでない。 本層中では河流は概して平かな河床を作るが， 硬い変朽安山岩の部分では滝を作る。 凝灰岩及び凝灰角礫岩はいわゆる緑色凝友岩に属し， 流紋岩質緑色凝灰岩とは， 色が暗緑色であること， 緻密塊状の感があることによって通常区別されるが， 鉱床附近等で絹雲母化等を受けて脱色したものでは識別が困難となる。 岩石は黄鉄鉱によって鉱染され， また鏡下では緑泥石化， 炭酸塩化を受けているのが見られる。 変質によって堅くなると変朽安山岩と肉眼的に区別し難い。
古平川支流上二股川上流では， 本層に該当する部分は礫岩で代表される。 この礫岩は安山岩質及び流紋岩貿礫が， 安山凝灰質物によって膠結されたもので， 下位に向って礫, 膠結物ともに次第に流紋岩質を加えて， 茅沼累層最上部の礫岩屑に移過する。
熔岩流としての産状を持つ変朽安山岩を主とする部分であって， 下部には緑色凝灰岩， 上部には集塊岩を頒繁に挟む。 下位層とは変朽安山岩が比較的厚く発達し始めるところで便宜上区分される。 上位では変質が弱い。 上位の集塊岩と互層する熔岩では柱状節理が特に発達する。
変朽安山岩は多くは暗緑色を呈し， 白色の斜長石の斑晶が明瞭であるが， 著しく変質したものは淡緑色となり， 変質の弱いものは緑灰色である。 玄武岩質岩起源のものでは暗紫褐色のこともある。 無斑晶， 緻密のものもある。 鏡下では炭酸塩化が普遍的であり， また斜長石の曹長石化， 有色鉱物等の緑泥石化が著しく， また黄鉄鉱， 緑簾石， 石基中に二次石英の生成が認められる。 原岩としては安山岩質のものが圧倒的でゐるが， 玄武岩ないし粗粒玄武岩質のものもあり， 一部には石英安山岩もある。 有色鉱物は変質が甚だしく， 殆んど形骸を止めないものが多いが， パスタイトその他緑泥石の仮像には輝石を示すものが多い。 広く採取した標本のうち原岩の種類が推定出来たものの産地を次に挙げる。
その他の検鏡標本約20種は岩種不明の安山岩である。 原岩の石基の組織は多くは硝子基流晶質ないし毛氈状であり， 一部は硝子質， 塡間組織または徴斑状である。 変朽安山岩化作用によって二次石英， 玉髄等を生成して， 徴粒放ないし隠微晶質に変化した部分が多い。
集塊岩を主とする部分であって， 安山宕溶岩， 凝寂岩を頒繁に， また頁岩を稀に挟む。 露出を遠望すると縞状の成層がみられる。 集塊岩は径30cm以下の黒色安山岩魂が淡色の凝灰質基地中に多量に含まれるもので， 変質は一般に弱く, 特に熊追山附近に分布する上部では新鮮であって泊累層の集塊岩に酷似する。 下位の変朽安山岩の部分とは， 集塊岩が特に厚くなるところをもって便宜上の境とする。
岩石は多くは輝石安山岩質であるが， 例へば泊村玉川最上流△824.4附近では角閃石安山岩である。
本層の分布する所は， 山崩れを生じ易く， 荒廃した急崖を作り， 古平川西岸にその代表的地形がみられる。
本層は古平川累層のうち水成岩によって特徴づけられる部分である。 数個所に分れ， いずれも山地内部に位置し， 踏査が不便で未だ充分に調査されていない。 分布からみて下位層と整合らしいもの， 不整合らしいものがあり， また分布によって岩質に多少相違があり， 更に本層の意味する地質年代に長短があるおそれもあるが， 安山岩質火山物質より上位を占めることによって， 一括して取扱っておく。 化石はまだ見出されていない。 いわゆる瀬棚統とは岩石の固化程度等の岩質に於て著しく相違がある。 むしろ余別岳図幅に於ていわゆる黒松内統に対比されたものの内， 神恵内層より上位の部分に該当すると予想される。
古平川流域上二没川附近に分布する本層は， 砂岩， 頁岩及び礫岩から成り， 無斑晶の安山岩を岩床状に含む。 砂岩はやや堅硬で， 明瞭な板状層理がある。 多くは細粒であるが， 特に凝灰質のものは中粒乃至粗粒で， 往々礫岩質となる。 頁岩は泥質で， 層理が明瞭なもの， または無層理で小片に崩落するものがある。 礫岩は堅硬で， 礫は摩滅良好， 径10cm以下のものが多く， 流紋岩， 安山岩， 玄武岩, 緑色凝灰岩， 花崗質岩， 古期砂法， 粘板岩等種々の岩石から成り， これまで記述した他の礫岩と遣って， 礫が多様の岩種を持ち， かつよく永摩されている。 本層は， 下位の岩層と不整合らしい分布を示して， 全体として北に傾斜し， 下部には礫岩が多い。 上位は断層で切られ， この断層附近では構造が乱れ, 急傾斜を示す。
熊追山附近には砂岩， 頁岩の互層が現われ， 暗緑色細粒やや斑紋の普通輝石粗粒玄武岩の岩床を挟む。 2個所に分離し， 分布だけでみると下位の地層とは一つば整合， 一つは不整合らしいが, まだ確め得るに至っていない。
盃川北山陵に分布ずるものは， 砂岩及び頁岩の互層である。 砂岩は中粒， 梢軟弱な安山凝灰質のもので， 下位の集塊岩層， またはこれが尖滅した部分では緑色凝灰岩層と岩質が漸移する。 頁岩は黒色堅硬で， この附近に分布する下方の緑色凝灰岩層中に介在する頁岩と岩質に差はない。 山陵の北側斜面では茅沼累層の流紋岩質火山砕屑岩類を直接に被う。 要するにこの附近は茅沼累層から引続き水成岩類が堆積する環境， すなわちむしろ泊累層堆積に似た環境を示すのであつで， その中途に於て， 古平川累層で示される安山岩質火山体の周辺累積層が介入したのである。 従ってここに分布する本層の示す地質学的時期は他の分布のものより長期間に亘ると考えられる。
大然別沢中流では変朽安山岩が上位に於て無斑晶質となり， その内に堅く膠結された礫岩屑を疎散に挟み， また所々に砂岩， 頁岩を挟む岩相に移る。 但し熔岩の部分が未だ多く， 下位岩層との区分は劃然としていない。
図幅北西隅の滝ノ沢山附近に於て， 砂岩頁岩互層を被覆して， 小範囲を占めて流紋岩がある。 その基底附近には薄い凝灰角礫岩を伴い， 熔岩として現われたものである。 岩質は斑晶の明かなもの， リソイダイト質のもの， 角礫状のもの等種々であって， 多くは白色に変質している。
古平川支流上二股川に於て変朽安山岩中に流紋岩がみられる。 北に緩く傾斜して， 厚さ10数mの床状に露出する。 岩石は暗色で流状構造が顕著であり大型の石英， 長石斑晶を有する。
以上2個所の流紋岩は互いに同時期のものとは限らないが， 図幅内で新期の流紋岩が実証されたのはこの二個所だけであり， この他のものはいずれも茅沼累層に属すると考えられる。
図幅内には新第三系の基盤をなす花崗質岩等は存在しない。 石英閃緑岩, 石英閃緑玢岩び石英斑岩はしばしば相移過し， 積丹層群を明瞭に貫く露出を所々に示し， 時には囲りの岩層に接触変質を輿え， 常に積丹層群の火山岩類等に由来する捕獲岩に富み， 或は岩体の周辺には周辺相を持つ。 貫入時期は， 図幅内で観られる限りでは, 各岩種とも古平川累層の変朽安山岩以後である。 石英斑岩の少くとも一部は余別岳図幅に於て神恵内北東で 神恵内層集塊岩を貫く岩脈として現われる黒雲母角閃石流紋岩とされたものと， 今回比較踏査したところによれば同岩質である。 従って茅沼図幅の酸性質入岩類も泊累層， あるいは古平川累層の集塊岩屑以後， すなわち図幅内新第三紀火山噴出が大方終了した後の貫入物と推定される。 古平川累層最上位の砂岩頁岩互層にみられる礫岩には花崗質岩を混えてはいるが， 古期砂岩， 粘板岩も混有されるので， この花崗質岩礫はおそらく ここに述べる貫入岩類とは関係のない古期のものに由来する可能性が大きく， 従って貫入岩類は必ずしも本互層以前とは言い難い。 一方これらの酸性質入岩類は積丹層群の背斜構造の部分に概して出現している。 そして，発足北東山地等多少広範囲に露われる岩体は 背斜構造と大体に於て調和的(Concordant)の形状をもつ。 これらのことは周りの岩屑が受けた褶曲運動の後， あるいはむしろこの地殻変動に伴って貫入が行われた可能性の大きいことを示し， 従っていわゆる先瀕棚地変の頃を思わしめる。 岩体の多くは広く緑泥石化， 絹雲母化， 珪化， 黄鉄鉱による鉱染作用等の熱水変質を受けていて， 内に小規模の金属鉱床を胚胎する。
本岩体は茅沼累層が示す平夷なドーム状構造の中心に露われる。 岩体は一次的のみならず， 変質を受けて不均質である。 一次的には, 岩体の西辺部は細粒の輝石角閃石, 石英角閃岩であり， 中心部以東では次第に斑状となるとともに酸性となり， 角閃石花崗閃緑玢岩質から本岩体の主要部は， 石英， 長石及び角閃石の大型斑晶の明瞭な含角閃石黒雲母石英斑岩となる。 岩体は捕獲岩に富み， また周囲のリソイダイト等を少しく珪化する。 また緑泥石化， 緑簾石化変質を受け灰緑色を呈するが， 岩体の東部では絹雲母化が著しく発達し， 全く白色に脱色し， これに伴って至るところ硫化鉄で鉱染され， また所々に小鉱脈を胚胎する。
本岩体は積丹層群が大きく背斜状を呈する所に広い面積を占めて貫入したもので， 地表の分布からみて著しく下拡がりの形状を持つと推定される。 岩平峠東側の沢では古平川累層の変朽安山岩を貫くのが実見される(第1図)。
流紋岩その他を捕獲岩として持ち， また小規模なルーフペンダント状の残塊を含み， 岩質は至るところ不均質である。 岩体の中心部等にみられる代表的岩相は淡青灰色， 中粒の黒雲母角閃石石英閃緑岩であり， また少量の正長石を含み， やや花崗閃緑岩質である。 西南側の流紋岩と接する部分では， 細粒， 暗灰色， やや塩基性の周辺相を現わす。 西側の断層によって限られる附近には造岩鉱物が破砕構造を呈するものがある。 但しこの境に沿っても， 暗色細粒の周辺相を持ち， その一部には斑糲岩質のもの， また径lcm大の角閃石から成る角閃岩がみられる。 岩体の北東側では， 岩石は細粒， 優白色となり， これに接する流紋岩は珪化され， 両者の見分けが不分明になる。 また本岩体は広く緑泥石化， 緑簾石化， 珪化， 炭酸塩化を受け， 黄鉄鉱で鉱染される。
大然別川上流には， 発足山地のものとほぼ同質の黒雲母角閃石石英閃緑岩が小岩脈をなして散在し， 変朽安山岩等を貫く様子が河床によく露出している。 周りの岩石は広く接触変質作用を蒙り， すなわち変朽安山岩は竪硬， 緻密となり， 鏡下では変朽安山岩の成分， 組織を残しつつ， 新に生じた徴晶の黒雲母が岩石全体に瀰蔓し， 集合体を作り， または石英, 緑泥石とともに細脈を作っている。 またあるものでは淡青緑色針状の陽起石質角閃石を生じ， これがとくに有色鉱物を交代し， また多数集って細脈を形作っている。
なおこの附近一帯は激しく熱水変質を受け石英閃緑岩及びその周りの岩石は， 主に絹雲母化作用によって白色に脱色し， 黄鉄鉱で鉱染されている。
大然別沢南方山稜には角閃石石英閃緑玢岩の岩脈が観られる。 地質図上には仮りに岩体が断層で切断されるように記してあるが， 実際の前後関係は未詳である。
岩石は緑灰色石基中に， 大型の斜長石， 石英及び淡緑色の有色鉱物の斑晶を多量に持つものであって， 激しく変質作用を受け多量の硫化鉄鉱が散布される。
大然別沢中流には黒雲母石英斑岩の岩脈がある。 岩石は淡灰色を呈し， 他の酸性貫入岩休に観られるような熱水変質は著しくなく， また石基の結晶度が低い。 岩脈の西側には黒色細粒の周辺相を持つ。 周囲の岩石に輿える接触変質は徴弱である。 太い柱伏節理があり， 急崖を作り， 大然別川はここで急に狭くなる。
岩石は中粒で， 少しく斑状を呈する。 緑色の捕監岩を多量に持ち， またこれを同化して岩石自体も不均質となり緑色の班点が多い。
本層は茅沼海岸附近の平夷な丘陵面上， 高さ30～100mの所に， 小範囲に分布する。 泊累層上の浸蝕面をほぼ水平に被い， 原さは3～10mである。 未膠結の砂， 礫及び褐色土から成る。 地質時代は不明瞭であるが， 仮りに余別岳図幅の段丘堆積層と同様のものと考え， 更新世とする。
本層は図幅南西部の発足村に於て， 新第三系山地の前面に， 山脚の高さ100mから， なだらかな勾配をもって沖積潟原に達する扇脚地状台地を作って分布する。 主に背後山地を構成する新第三系岩類の繰から成り， 砂及び腐植質黒色土壌を含む。 背後山地の台地に接する所は地形上断層と推定され， 本礫層はこの断層崖前面に生じた扇状地堆積物であろう。 断層活動の時期は正確には不明であるが， これを契機として生成されたと思われる本礫層中には第四紀火山岩類を殆んど含まず， また礫層は南部で幌似火山灰層で被われるので， 恐らく更新世であろう。 但し扇状地の形成は， 一部では現在も行われつつある。
本層は浮石質火山砂及び火山灰から主に構成され， 発足台地南部で発足礫層を被覆し， これから南隣図隔の幌似附近にかけて分布する。 南隣図幅には岩雄登火山群があり， 本層はこれに関係あるものであろう。
本礫層は赤井川火山外周の円形陥没地内壁の基底部に沿って分布する。 山脚の高さ数10mの所から余市川平地に向って次第に低くなる段丘を形成し， 段丘末端は高さ数mの崖を作る。 新第三系の各種岩類の礫と， 砂及び褐色粘土から成り， 赤井川火山の噴出物を含まない。 所々で偽礫がみられる。 本層は陥没を契機として周囲の山地から供給された崖錐性砕屑が扇状地堆積物として， またこれが旧余市川によって水磨， 陶汰されて河成礫層として堆積されたものでおる。 堆積は更新世に始まったと考えられるが， ルベシベ沢から上山道附近には現在も扇脚地の形成が行かれている。 陥没を生じた断層は礫層下に潜伏しているが， 北方の円山附近等の礫層が分布しない所では， 岩層の擾乱によって検出される部分がある。
赤井川火山噴出物は， 火山体を取り囲む陥没地の外側には全く分布をみず， しかも陥没によって誘起された余市川礫層を被覆するので， 火山噴出は明らかに陥没以降である。 一般にカルデラ等の形成にあたっては， その直前に浮石その他が多量に噴出している例が多いが， 少くとも本図幅にはこれに該当する噴出物は認められない。 なお， この陥没は火山の基盤岩層中に生じたものであって， 今カルデラを火山体内に生じた凹陥地と定義する場合には， この陥没はむしろ鍋状陥没(cauldron subsidence)に属する。 火山休は原形を止めているが， その浸蝕された程度からみて， 恐らくまだ更新世の頃に形成されたのであろう。
図幅内には火山の西斜面裾野部だけが分布する。 これを構成するのは主に熔岩， 火山砕屑岩及びこれらの風化砕屑物である。 斜面上は露岩に乏しく， また各沢の内側は崩落した安山岩塊に充されているので， 火山体の構造は未詳である。 岩石は含石英， 角閃石複輝石安山岩であり， 熱水変質を受けていない。
稲倉石山の山頂部を構成して， 新しい火山噴出物があり， これは北隣古平図幅の天狗岳方面に続いて分布するもののようである。 熔岩を主とし， 多少の火山砕屑物を伴う。 火山休は赤井川火山よりも更に開析されていて， 原形を殆んど止めていない。 図幅内で認められた岩石は暗灰色を呈する含石英・角閃石普通輝石安山岩である。
図幅北東隅の△784.4山地を構成し， 北隣図幅に亘って分布する, 著しく開析を受けた新火山休がある。 熔岩及び集塊岩から成る成層火山で， 図幅内で認められた熔岩はやや酸性の安山岩であって， 含石英・輝石角閃石安山岩に属する。
掘株川流域には潟を埋めて堆積した砂， 粘土層がある。 余市川をはじめ， その他の河流に沿っては氾濫原に堆積した粘土， 砂， 礫がある。 南西海岸には砂丘がある。
安山岩質岩脈には， 貫入時期が新第三紀か， 第四紀か必ずしも明らかでないものがあり， これらを一括して記述する。
△229.4附近に於て， 茅沼累層及び泊累層を貫く1岩頸がある。 泊累層の集塊岩と緊密な関係を有するらしい産状を呈する。 岩石はやや変質作用を受けている。
熊追山北方の通称大滝附近には， 古平川累層の集塊岩層の上部を貫く岩脈がある。 岩石は直立に近い著しい柱状節里を持ち， 暗灰色を呈し， 殆んど変質を受けていない。
図幅南東隅， 小沢村セトセ北方の429米高地附近に茅沼累層を貫く岩脈がある。 岩石は灰色， 斑伏の黒雲母角閃石石英安山岩である。 多少炭酸塩化， 緑泥石化を受けている。
流紋岩， 変朽安山岩， 緑色凝灰岩等で特徴づけられる地質が分布するので， 東北裏日本の他の地方と同様に， この地質に特有の鉱脈， 黒鉱々床等の金属鉱床が賦存する。 現在までに活発に稼行されたことがあるのは稲倉石， 大江， 余市等の鉱床であり， また図幅外ではあるが南接して国富鉱山がある。 この他に試掘された旧坑は頗る多い。
金属鉱床の内， 最も重要なのは， 方鉛鉱, 閃亜鉛鉱， 菱マジガシ鉱の3鉱物の組合わせを特徴とし， これに黄銅鉱， 黄鉄鉱， 硫マンガン鉱等を伴い， 脈石鉱物として方解石， 緑泥石， 絹雲母， 石英等を持つ鉱脈であって， 鉛・亜鉛・マンガン鉱を産し, 稲倉石及び大江の鉱床はこれに属する。 金， 銅等を目的に試掘された鉱脈にも, 上記の特徴的鉱物を多少とも含んでいる。 図幅内の石英閃緑岩， 同玢岩， 石英斑岩は所々劇しい熱水変質を受け， 同型式の鉱脈を， いずれも細脈ではあるが多数胚胎するので， この種鉱脈の生成は酸性質入岩類以後， むしろおそらく貫入活動に成因的関連を持つと推察され， その時期はおそらく鮮新世中頃であろう。 但し， 重要な鉱脈は， 流紋岩， 同質緑色凝灰岩， あるいはこれらの分布に近接した部分の変朽安山岩， 同質緑色凝灰岩等を母岩としている。 これは鉱脈が貫入岩類中では却って悪く, これからやや距った周りの火山岩質岩石中によく発注したからであって， 鉱脈の本源は火山活動(中新世ないし鮮新世初期)に直接関係するのではない。 貫入岩類は積丹層群の背斜構造の附近に貫入して居り， 背斜部には同層群の下位部分が露われるので， 鉱脈が流赦岩質岩類を母岩とする随伴関係が間接に生じたのであろう。 ここに述べた鉱脈と地質との関係は， 鉱床探査上留意すべきことの1つである。 例えば大然別川上洗で， 酸性貫入岩類の小岩体が散見される附近は， 鉱床賦存に適合した地質条件にあるところの1つと言える。 そしてこの附近では， 岩石は変朽安山岩化， 貫入岩類による接触変質の他に， 絹雲母化， 黄鉄鉱の顕著な鉱染等の熱水変質を激しく受けており， また河床の長い距離に亘って褐鉄鉱が河礫を膠結している所がある。
稲倉石及び大江鉱山の精細は， 各説の朝日及び小関両技官の記述にゆずるが, ここに両鉱山の鉱床を通覧した比較を述べておく。 両鉱山は相隣接した地区に位置し， それぞれの重要鉱脈群は概略同線上にあって， 同方向に走り， いずれも断層裂罅を充填したもので， 広い意味で互いに鑓先の関係にある。 従って両鉱山の既開発部の中間地区は今後の重要な探査対象となっている。 稲倉石の鉱脈は， 菱マンガン鉱を主とし， 硫化物は少いが， 鉱脈の下部では多少増加する傾向がある。 大江の鉱脈は閃亜鉛鉱， 方鉛鉱， 黄銅鉱等の硫化物が多く， 菱マンガン鉱と量的にほぼ匹敵する。 鉱脈附近の地質は稲倉石では古平川累層の変朽安山岩及びその下位の緑色凝灰岩であり， 大江ではそれより下位で， 古平川累層が茅沼累層の流紋岩質岩類と遷移する部分であり， また附近には石英閃線岩も露われる。 同様の裂罅に胚胎された鉱脈でありながら, 両鉱山で鉱石に多少の差異があるのは， 地質の相違によってわかるように， 本源からの位置の差異に支配されたいわゆる帯状分布を示すものであろう。
黒鉱々床は調査当時いずれも休山中で， 観察することは出来なかった。 これも流紋岩質岩層中に分布し， 既述の鉱脈は主に熔岩， 緑色凝灰岩からなる所に現われるのに対し， 黒鉱々床は附近に頁岩， 砂岩等の水成岩層が発達する部分に所在する傾向がある。
金属鉱床として別に黒色酸化マンガン鉱床があり， これは泊累層下位にある粗粒玄武岩中に胚胎される。
非金属鉱床としては， 茅沼累層の流紋岩質凝灰岩から変成されたベントナイト鉱床がある。
茅沼累層は茅沼に於て石炭層を挟有し， 石炭には粘結する部分があって， 活発に採炭される。 炭鉱の南東遙かに約8kmを距てる発足村リヤムナイ川附近にも， 茅沼累層の流紋岩質緑色凝灰岩中に夾炭砂岩頁岩互層がある。 この地では炭層は極く薄く， 夾炭層の分布も小範囲であって， 経済償値は無い。 ここと茅沼炭鉱との間は, まわりの新第三系山地に比べて， 断層によって落下したと考えられる発足平地が広い面積を占めて分布する。 平地では扇状地型の礫層の堆積を受けて， 新第三系は露われていないが， 平地北東側には茅沼炭鉱東方に分布する流紋岩休と同時活動に属する流紋岩が分布する。 従ってこの平地の礫層下に茅沼炭鉱附近と同様な岩層が或は潜在するか否かの， 基盤の地質状態を解明することに経済上の興味が抱かれる。
本鉱山は図幅北縁に位置し， 古平町大字沢江村に属する。 函館本線余市の西方約28kmの古平町から南へ， 自動車道路約13kmで鉱山事務所に達する。 鉱石の搬出は山元から古平港まで13kmの索道， 同港からは船積みによる。
本鉱山は明治18年に発見され同27年頃迄は金， 銀鉱山として稼行された。 その後， 清俺鉱山として盛衰を繰返し昭和4年， 鉄輿社の経営に移り， 我国有数の清俺鉱山となった。
昭和25年の粗鉱産出量は15，300瓲で同年迄の清俺鉱合計生産量は30万瓲以上に達し, 昭和26年後半には毎月粗鉱2，500瓲を産出している。
採鉱はMn分25%以上， 脈幅60cm以上を対象として総て機械掘りによりシュリンケージ法， 上向階段法， 充填法及びこれらを併用している。
本鉱山最近出鉱量の95%を占める万盛脈群の坑道延長は合計9，800mに及び， 主要坑道準以下130mの聞に5本の水平坑道を設け採掘Lている。 同地並以上主表迄120mの間では主として残鉱を処理している。 金勢脈群の坑道は延長合計3，000mであり， 南坑(万盛本坑地主並下44m準で延長550mの通洞によって連絡している) から上部160mの間の富良部を採掘している。 奥稲倉石脈群の坑道は延長合計1，600mであるが現在採掘を中止している。
運搬は竪坑及び坑井により鉱石を主要坑道に集め， 選鉱場まで蓄電車による。
選鉱場は1日粗鉱100瓲を処理し得る重液選鉱施設が昭和26年4月に運転を始めた外， 従来の設備としで焙焼炉14基(1基容量23瓲)があり， これによってMn分38%以上の精鉱を出している。
昭和26年に於ける従業員総数280名で， 月間消費電力量10万KWHである。
鉱山附近の地質は淡緑色の石英粗面岩質凝灰岩とその上に乗る変朽安山岩類， 及びこれら両者を被覆する暗黒色の含角閃石・輝石安山岩からなるが， 石英粗面岩貿凝灰岩と含角閃石・輝石安山岩は地域の東部， 稲倉石山のみに露われ， 変朽安山岩類が地域の大部分を占めている。 変朽安山岩類は局部的に薄い灰白色凝灰岩を挟む外， 地域の西部では比較的厚い同質の集塊岩を挟んでいる。 鉱床は変朽安山岩中に賦存する。 変朽安山岩は一般に帯緑黒色であるが部分的に緑色或は緑灰色となる。 帯緑黒色のものでは肉限で2～3mmの輝石及び斜長石の斑晶が認められるが, 緑色, 緑灰色となったものは肉限で斑品を認めず， 外観緑色凝灰岩様となり4mm以下の空洞をもつ場合がある。 鏡下では流状構造を示し， 斑晶の輝石は緑泥石に， 斜長石は曹長石化し向局部的に方解石に置換されており， 石基は同種の斜長石， 輝石よりなるが斑晶と同様な変質をしている。 又稀に新鮮なO.5～1mm大の燐灰石を伴っている。 空洞は方解石或は緑泥石に充たされるか或はその周壁は緑泥石に囲まれ， 中心部に方解石が充している場合がある。 黄鉄鉱の浸染は局部的に著しく多量となる。
地質及び鉱床構成上重要な構造は， 坑内でよく観察出来る断層であって， 稲倉石山に沿い北西―南東(一般走向N70°W)に走る主要断層群と， これから派生する東北東―西南西性断層群がある。
鉱床は変朽安山岩の断層帯に形成された断層鉱脈で3群に分れて密集している。 これ等は夫々万盛， 金勢及び奥稲倉石脈群と呼ばれる。 現在盛に採掘される万盛脈群は稲倉石川の北岸に北西一南東に延び， 本坑脈と謂われる主要鉱脈から4条の大枝脈を出す外， これに平行する細脈及び本坑脈走向上に断続， 雁行する鉱脈群からなる。 万盛本坑口の南約500mにある金勢脈群の主要脈は， 2条の平行細脈を伴い， 東北東一西南西に延び， 東部に於て万盛脈群と交叉する位置にある。 奥稲倉石脈群は金勢脈群の南約500mに之と並行して走り， 比較的優勢な金鉱脈2条が数条の小並行脈を伴っている。
鉱脈と母岩との境には粘土及び母岩と鉱石の角磯があり， また脈中の鉱石も破砕されている事がある。 叉母岩には屡々鏡肌が発達し且つ水平に近い掻痕がみられる。 この断層は主要脈， 枝脈夫々に沿う北西一南東及び東北東一西南西性の走向逆断層である。 同系統の断層は何れも傾斜殆んど垂直乃至波状をなして北或は南へ急に傾くが， 一般傾斜としてはN70-80°で鉱脈に殆んど平行している。
各鉱脈の走向， 傾斜， 脈幅等は第2表の遜りである。
各鉱脈は地表近くの酸化帯では主として酸化満俺鉱よりなるが， 不変帯では炭酸鉱物を主体とし石英及び各種硫化鉱物を伴っている。 その分布状態は鉱脈群によって若干の相遣がある。 万盛脈群では局部的に， 特に東部では石英が多く， 深部では硫満俺鉱が著しく増加する。 硫化鉱物は一般に盤際に多く且つ石英に伴っているが， 石英の量に比例して増減することはない。 奥稲倉石脈群は， 万盛脈群に比絞し方解石が著しく多く， 満俺方解石脈に遷移する。 金勢脈群はその鉱物分布上万盛と奥稲倉石両群の中間的性格をもち， その1号𨫤は石英を主体として多量の硫化鉱物を伴っているが， その他の鉱脈は方解石に富み盤付きに厚さ30～4Ocmの方解石脈を伴う事もあり 叉局部的に多量の石英及び硫化鉱物を含む場合もある。
母岩の変質作用は鉱脈に近接した部分程著しく， 広く行われた変朽安山岩化作用も鉱脈付近では著しく進展し， 斜長石の方解石化もみられる。 叉この作用後に珪化作用が局部的に行われている。 鉱脈に密接した母岩中には菱満俺鉱が細条或いは網状に発達している。 母岩の変質と富鉱体との関連はみられず， 富鉱体は大鉱塊をなしている。
鉱石は大部分菱満俺鉱からなり之に石英， 方解石， 満俺方解石の外， 硫化鉱物として多量の順に硫満俺鉱， 黄鉄鉱， 閃亜鉛鉱， 方鉛鉱， 黄銅鉱及び微量の濃紅銀鉱並びに輝銀鉱を含んでいる。 菱満俺鉱には1cmにも及ぶ鮮紅色の大晶をなすものと， 桃灰色徴晶質のものとあり， 鉱脈の大部分は大晶質菱満俺鉱より成り， 微晶質部は概して脈側に多いが細脈をなして大晶質部を切る場合もある。
鉱石の構造は縞状及び角礫構造が普通であるが晶洞及び輪状構造もある。 縞は通例徽晶質菱満俺鉱と石英の薄膜(厚さ2mm土が普通) が重複したものであるが之等鉱物の外， 方解石， 硫化鉱物或は叉中， 細粒鮮紅色菱満俺鉱も縞状構造をつくりこの構造は時に同心的となる。 角礫構造は珪化しだ母岩の角礫を細粒乃至徽晶質菱満俺鉱が膠結したものと， 細粒乃至徴晶質菱満俺鉱片を珪酸が膠結したものとまある。 この内のあるものは輪状となる。 晶洞には菱満俺鉱， 方解石， 石英が単独或は共に蔟生している外， 稀に針状の軟満俺鉱を含む場合がある。
珪酸に富む部分は金は殆んど痕跡に近いが， 銀は1瓲中350瓦含む事がある。 亜鉛， 鉛等を標本的に10%近く， 銅も2%に及ぶ部分があるが之等は例外で普通は微量である。 硫黄は硫満俺鉱部では著しく多量であるが一般には数%である。 主要成分の品質は第3表の様である。
本鉱山は大在村字然別村にあり， 函館本線「しかりベつJ 駅の北西々約5kmに当る。 同駅と鉱山間にはポンシカリベツ川に沿って， 平坦かつ良好な道路があって， 鉱石及び諸物資の運搬はトラックによる。 また鉱山の両方には稲倉石鉱山があり， その間一条の山道を通ずる。
本鉱山は明治23年に発見されて以来， 大正の初までは然別鉱山と称し， 主として金銀鉱床として稼行された。 その後幾多の変還を経たが 昭和25年7月大江鉱業株式会社により満俺鉱山として再開され 翌26年からは銀， 鉛， 亜鉛鉱をも産出して現在に至つている。
昭和26年の満俺粗鉱産出量は約14，000瓲で 同年までの合計生産量は約50，000瓲以上に蓬し， 昭和26年後半には毎月粗鉱1，500瓲を産出した。 一方， 昭和26年6月からは銀， 鉛及び亜鉛鉱をも採掘し， 爾来6カ月間に銀26，800g， 鉛37，620kg， 亜鉛42，280kgを産出した。
本鉱山の坑道総延長約8，000mの中， 現在入坑可能延長は約1，OOOmで， 主要鉱脈である千歳脈， 万歳脈及び百代脈は各通洞坑地並以下は水浸していている。 現在は上記主要鉱脈の疎水坑道地並以上について残鉱を採掘しており， 夏季は坑外にある貯鉱選別をも併行している。 採掘方法は手掘により 上向或は下向階段法並びに採掘跡両盤の良好部については盤返し法によっている。
従来の設備として焼炉36基(1基容量13～18瓲)があり， その中10基を使用中であって， これによりMn 28%以上の精鉱を出している。
昭和26年に於ける従業員数115名である。 なお， 本鉱山に就いては地質調査所の鉱物調査報告 [ 大日方順三(明治44年) ] に記述がある。
鉱山附近の地質は新第三紀層， 沖積層， 石英粗面岩， 変朽安山岩， 複輝石安山岩及び含角閃石・輝石安山岩より成り， そのうち新第三紀層が最も広く分布する。
新第三紀層は主として帯緑色の石英粗面岩質凝灰角礫岩及び同質凝灰岩より成り, 上部には有孔虫を含有する黒色頁岩を見る。 本層はその岩質， 層序等からすれば西南北海道のいわゆる訓縫統(中新世)に当るものと思われる。 その層理は一般に不明瞭であるが， ポンシカリベツ川上流地に於て梢々北々西南々東方向に延びる向斜及び背斜構造が認められる。 沖積層は僅かにポンシカリベツ川及びヌッチ川の沿岸に発達し， 砂礫よりなる。 石英関緑岩は前記新第三紀層を貫きポンシカりペツ川の上流に露出し， 叉千歳立入通洞坑にも現われている。 外観帯緑灰色， 中粒完晶質で， 鏡下に於ては石英が最も多く， 斜長石がこれに次ぎ， 有色鉱物としては普通角閃石及び少量の輝石が見られるが加里長石は認められない。 斜長石はソーシュル石化し， 有色鉱物は緑泥石化することが多い。 石英粗面岩はマッチ川上流地に広く分布する外前記凝灰角礫岩及び凝灰岩中処々に岩脈状に点在し， その噴出は前述新第三紀層を構成する火山砕屑岩の堆積と略々問時期に属するものと恩われる。 外観帯緑灰色緻密で時に斑紋を欠くこともあるが大部分は石英， 長石及び有色鉱物の斑晶を有ずる。 鏡下に於ては典型的な斑状構造を示し， 斑晶として斜長石最も多く， 斜方輝石， 単斜輝石及び普通角閃石等がこれに次ぎ， 稍々大型の石英を含む。 有色鉱物の大部分は緑泥石化或は炭酸塩化している。 石基は隠微晶質で石英及び絹雲母の小片を介在する。 変朽安山岩は前記第三紀層を被覆し地域の東部に分布する。 一般に暗灰色緻密な斑紋岩であるが， 所により集塊岩質， 凝灰角礫岩質或は凝灰岩質を呈する。 概して変朽安山岩化作用を受けているが， 特に分布地域の南半部はその程度が一般に著しい。 斑状岩を鏡下に検すれば， ポイキリチック構造を示す石基中に斑晶として変質した斜長石輝石の形状を残すものである。 複輝石安山岩はハコザキ沢中流南部から南へ可成りの拡りを以って新第三紀暦を被覆して分布する他, 岩脈状に点在する。 本岩は次記含角閃石輝石安山岩との新旧は詳かに出来ない。 外観帯緑暗灰色緻密斑状岩で， 鏡下に於ては披璃基流晶質構造を示す石基中に斑晶として斜長石， 単斜輝石， 斜方輝石を含有する。 含角閃石輝石安山岩は地域の北西部稲倉石山を構成し， 美麗な柱状節理を示して前記新第三紀層を被覆する。 外観暗灰色の緻密斑紋岩で， これを鏡下に検すればボイキリチック或は隠徴晶質構造を示す石基中に斑晶として斜長石， 斜方輝石， 単斜輝石， 普通角閃石， 石英を点在する。
鉱床は石英粗面岩質疑灰角礫岩及び変朽安山岩中の裂罅を充填する鉱脈で， 現在までに50條余りが知られているが， その中主要なものは千歳脈， 砥ノ川脈， 万歳脈， 百代脈， 千珠脈吉， 野脈及び三笠脈等である。 これら鉱脈の走向は一般にN50°W乃至S50°Wに亘り， 70°以上の急傾斜をなすものが大部分である。 本地域の鉱床はその脈石鉱物から概観すれば石英脈及び菱マンガン鉱脈の複成鉱脈で， 金銀を含有し， 石英脈には稍々多量の銅， 鉛， 亜鉛鉱物を伴う。 鉱脈は主として角礫状鉱及び縞状鉱より成り， 非常に多くの中石を含むことを特徴とする。 叉，鉱脈は石英のみからなるもの， これに硫化鉱物及び菱マンガン鉱を伴うもの， 或は菱マンガン鉱が特に多量に晶出したもの等種々雑多であるが， 鉱脈の上部酸化帯では黒色叉は暗褐色となることが多い。
鉱床と母岩との境界は一般に明瞭で， 鉱床生成後の走向断層で接し粘土質物を伴うことが多く 母岩には屢々鏡肌が発達して水平に近い掻痕が見られる。
各主要鉱脈の走向， 脈幅等は第4表の通りである。
本地域の各鉱脈を通覧するに， 鉱床生成前の裂罅系としてはN50°～80°W系及びN50°系(E-Wに近くなることもある)の2系統があり， 前者を充す鉱脈は走向延長が著しく長く， 脈幅が比較的大で主脈(例えば前記主要脈)をなすが， 近接した平行脈が比較的少数であるのに反して， 後者を充すものでは走向延長が比較的短く， 脈幅が小で且つ膨縮分枝が著しく， 前者の分枝脈(例えば万歳主脈)をなす。 叉， 前者では比較的中石を含むことが多く且つ菱マンガン鉱を主休とするに反して 後者に於ては硫化物を伴う石英脈を主体として菱マンガン鉱が一般に少い。 これを要するに前者は断層に基因する裂罅であり， 後者はこれに伴う張力裂罅群に相当するものと思われる。
母岩の変質は， 既に地質の項で述べた様に， 地域の東部に分布する変朽安山岩の南半部すなわち既知鉱脈群を含む地域に於ては， 一般に程度が強い。 叉， 鉱床生成に直接関係があると思われるのは珪化作用及び炭酸塩化作用であって 絹雲母化作用は殆んど認められない。
鉱石鉱物は大部分石英及び菱マンガン鉱よりなり， これに方解石， 重晶石の外， 硫化鉱物として多いものから閃亜鉛鉱， 方鉛鉱， 黄鉄鉱， 黄銅鉱があり， 少量の輝銀鉱及び四面銅鉱を伴う。 これらの諸鉱物の晶出頂序は概括的に見て2期に分けられ， 先づ主な硫化鉱物を伴う脈石英が晶出し， 次いで多少の硫化鉱物を伴う脈菱マンガン鉱の晶出が行われた。 菱マンガン鉱は薄薔薇紅色で径0.1-0.5cmの結晶をなすものと， 薄桃色徽晶質のものとがあり， 鏡下に於ては共に石英と密雑するのが常である。 鉱石中の菱マンガン鉱の大部分は徴晶質のものであって稲倉石鉱山産のものに比して美麗さを欠く。 又， 酸化帯では黒色叉は暗褐色となり, 一部表土中に土伏を是するものもある。
本鉱山の鉱石に普通な構造としては角礫構造， 縞状構造， 晶品洞構造で， 一部輸状構造を示すこともある。 縞は通例簿薔薇紅色細粒菱マンガン鉱， 薄桃色徴晶質菱マシガン鉱及び石英の薄膜が重複するものが多いが， その他硫化鉱物もこれに加わる。 角礫構造及び輪状構造では 珪化した母岩 或は主な硫化鉱物を伴う脈石英の角礫を中心として 或は角礫状に或は輪状に前記鉱石鉱物が膠給したものである。 晶洞中には菱マンガン鉱， 石英， 方解石， 重晶石及び黄鉄鉱等が単独或は相伴って良晶をなし叉は葡萄状に蔟生する。
鉱石の品位としては金は痕跡に近いものであるが 銀は一般に100g/t程度を含有する。 採取試料について主要成分の含有量を示せば第5表の如くである。
本鉱山は図幅北東隅にあり， 余市町から平坦な自動車道があり, 交通使である。 鉱床は涜紋岩及び凝灰岩中の黒鉱々床である。 別子鉱業会社が経営するが現在は坑内作業は全く休止中で鉱床の状態は観察出来ない。 選鉱場を新設して， 北隣図幅にある同社経営の湯内鉱山の鉱石を処理する。 鉱床に関しては木下亀城 [ 木下亀城 (昭和14年), (昭和19年) ] の記載がある。
本鉱山は図幅北西隅に位置し， 鉱床は黒鉱型である。 地質は茅沼累層であるが， この附近では流紋岩， 凝灰岩の他に砂岩， 頁岩等の水成岩が， 本累層としてはかなりよく発達する。 なお変朽安山岩， 玄武岩等の岩脈もみられる。 鉱区は別子鉱業会社が所有するが， 現在は休山中で， 坑内は全く観察不能であり， 鉱山附近1kmには道路すらも無い。
以下根本忠寛技官の蒐集した資料によって記述する。 約40年前少しく坑内採鉱が行われたことがあり， 当時の鉱体は， 珪化した緑色凝灰岩が上盤の安山岩に接する附近に横わっていて， 長さ20m， 厚さ6m， 幅不明であった。 鉱石は銅・鉛・亜鉛鉱であって， その銅品位は2%内外であったという。 昭和13年11月から約3年間住友鉱業会社にて従業員7～8名で採鉱された。 また昭和15年頃電探を実施し， その結果硬質頁岩中に延長31mの立人坑道を掘進したが， 頁岩中に幅2mに亘り少しく銅を含む黄鉄鉱が鉱染するのが得られたのみで， 逆に探鉱を中止し， 現在に至った。
別に鉱床に関する記載を木下亀城 [ 木下亀城 (昭和14年), (昭和19年) ] が行っている。
本鉱山は茅沼炭鉱上流の玉川畔に位置する。 かつて帝園鉱発会社によって稼行され， 南方海岸附近の旧発足に選鉱場を設け， 記録によれば昭和16～18年頃， 金銀銅鉱の産出があったが， 現在は休山中で， 施設は全く荒廃し， 鉱床を観察することは出来ない。
聞くところによると， 鉱床は礫岩と安山岩質岩との境附近に位置する鉱脈で， 前𨫤(幅0.45m， 品位Cu 0.7%， Zn 3%), 本𨫤(延長650m， 幅1.5～2.0m, 品位Cu O.6%)及び2号𨫤の脈があり， 走向N70°Eを示した。 鉱脈は礫岩中では膨縮常無く， 安山岩質岩中では安定していて品位も比較的良好であった。 なお附近の礫岩の西限には， 坑内で断層(走向N60°W)が見られ， 流紋岩と境していたという。
鉱床ば図幅南東部に位置する。 附近の地質は輝緑岩状の粗粒玄武岩及び流紋岩である。 黒色酸化マンガン鉱を小規模に採掘中である。
本炭鉱は図幅南西部の郡泊村字茅沼にあり, 国鉄岩内線の終点岩内駅の北方直距約8粁に位する。 岩内駅と本炭鉱とのほぼ中間にある旧発足迄岩内駅から専用線が引込まれ， また岩内駅から発足を経て北走する海岸道路を利用して紳恵内までパスが通じ， 茅沼まではパスで約40分で達することができる。 交通はやや便利であるが， 多期間は猛吹雪の日が多く交通機関はしばし途絶する。
本炭鉱は安政3年伐木のため入山した一漁夫によって発見された。 其後幕府の依嘱を受けた外人技師によって本炭鉱の開発が初められたが戊辰の役の勃発のために， 本砿の事業も一時休止となり， 明治2年事業再開と共に海岸鉄道を敷設し， 同6年「ライマン」其他が炭層賦存全域の調査を終えると共に採掘は盛んになった。 しかし明治16年に茅沼炭山官業廃止により事業は一時中止された。 其後幾多の変遷を経て昭和5年茅沼炭鉱株式会社の経営する所となり 事業は本格化して岩内迄架空索道が建設され， 昭和15年には日本特殊コークス会社と合併， 茅沼炭化砿業株式会社茅沼砿業所と改称， 第3斜坑を開坑し， 同16年に着手した発足岩内間の専用鉄道は21年秋運輸を開始するに至り， 終戦後の混乱期を経て今や本炭砿の粘結炭は製鉄用コークス原料炭として重視されるに至った。
茅沼砿業所は事務所を茅沼川の上流約3粁の点に置き1，000余名の従業員を使用し， 月産1万瓲内外を出炭している。 昭和26年における月別出炭高は次の通りである。
| 月別 | 1月 | 2月 | 3月 | 4月 | 5月 | 6月 | 7月 | 8月 | 9月 | 10月 |
| 出炭高(瓲) | 9,100 | 8,500 | 9,000 | 7,900 | 9,400 | 9,000 | 9,500 | 9,100 | 9,500 | 10,000 |
| 実働人員(人) | 1,020 | 1,025 | 1,032 | 1,009 | 1,024 | 1,068 | 1,041 | 1,038 | 1,039 | 1,051 |
調査当時の主要出炭坑は第三水平坑, 第三斜坑， 第二斜坑の3坑で主なる採掘炭層は， 二番層， 三番層， 四番層， 五番層および六番層である。 本炭坑の石炭は後述するように区域によって炭質が異なり粘給性を異にするので， 選炭に際しては未選ポケットを非粘結炭の二坑用と強粘結炭の三坑用とに分け， それぞれ選炭の上， 選炭場より架空索道によって専用駅発足まで送炭される。 この間約4粁である。 先に選炭場～発足駅間を墜道によって連絡し電車による選炭計画が立てられたが， 資金難のため隧道開鑿は事業半ばで中止されたままになっている。
茶津緑色凝灰岩層は茶津の沢および大工の沢の上流に分布し石英粗面岩を被覆する。 本層の走向， 傾斜は茅沼川上流においてN18°E， W40°, 大工の沢においてはN54°E， W24°を示す。 本層は主として緑色凝灰岩よりなり, 疑灰岩および珪質頁岩を挟む。
茅沼夾炭層は小沢の上流より茶津の沢に亘って帯伏に露出し， 茶津緑色凝灰岩層を整合に被覆する。 本層の走向傾斜は小沢においては概ねN25°W， W35°， 茅沼川においてN8°E， W35°±を示す。 本層は泥岩， 砂岩を主とするが時に凝灰岩を伴い， またペントナイト質頁岩を挟有する。 6～7層の炭層を胚胎する。
古鋪礫岩層は泊川， 小沢および茅沼川中流に露出する。 小沢以北においては石英粗面岩を被覆し， 小沢以南においては茅沼夾炭層と接する。 本層は主に礫岩よりなり， 砂岩, 凝灰岩および泥岩を挟有する。 礫岩は石英粗面岩の拳大乃至人頭大の円礫を主とし， 安山岩， 緑色凝灰岩および粘板岩の拳大の円礫を従とする礫を凝灰質物で膠着されたものである。 小沢の本層中から Pecten sp. を産する。
玉川泥岩層は古鋪礫岩層の上位に帯状に分布し 灰白色乃至青灰色の凝灰質岩で Cyclaminna を産する。 本層の走向傾斜は小沢において， N35°W， W13°～35°， 茅沼川においてN26°W， W30°土であるが茶津の沢においてはN70°W， SW30°である。
小沢互層は炭田中央部に広く分布する砂岩， 泥岩および凝灰岩の互層で下部程泥岩に富み上部は次第に砂岩を増し， 泥岩は10糎内外の薄層としと挟在するに至る。 凝灰岩は灰緑色を呈し石英粗面岩質である。
渋井互層も泥岩， 砂岩および凝灰岩の互層であるが， 小沢互層と異なることは凝灰岩， 砂岩とも安山岩質となり， 砂岩は暗褐色を差するに至る点である。
泊集塊岩層は本炭田の西部海岸および掘株台地に広く発達する。 本層は輝石安山岩の角礫(直径5～30糎)よりなり， 時に砂岩を挟有するところがある。
以上の外に玉川泥岩， 小沢互層および渋井互層の分布区域にみられる粗粒安山岩岩床と 坊主山(標高229.4m)周辺にみられる角閃石安山岩の岩株とがある。
炭層は茅沼夾炭層中に胚胎され炭丈30cm以上のもの6～7層あるが， 現在主に採掘されているのは二番層， 三番層， 四番層， 五番層および六番層である。 炭丈， 炭層の変化状況は炭柱図を参照されたい。 炭種は低度瀝青炭に属し炭田南部においては非粘結であるが， 北方に進むに従って粘結性を増し第三水平坑のものは強い粘結度を示すに至る。 本炭鉱の石炭の分析結果は次のようである。
| 区域別 | 水分 | 灰分 | 揮発分 | 固定炭素 | 発熱量 | コークスの性情 | |
| 二坑区域 | 5.27 | 26.39 | 31.74 | 36.60 | 5,171 | 微粘結膨張せず | |
| 一坑区域 | 0.44 | 15.89 | 30.92 | 52.75 | 7,480 | 強粘結強膨張 | |
| 三坑区域 | 0.50 | 18.46 | 26.30 | 54.74 | 7,132 | 強粘結強膨張 | (茅沼炭砿資料による) |
既往の調査における炭量は3～7千万瓲と発表されて居り， 昭和22年の斎藤林次氏の調査では確定残存炭量630万瓲， 推他炭量395万瓲と計上されている。 しかし調査当時小沢において笑施中の試錐が着炭した事実から 本炭砿の炭量は上記のものより増加するものと考えられる。
茅沼探鉱南東の泊村茶津の沢および発足村通称大工の沢に， ベントナイト鉱床がある。 前者は茶津の上流約2.5kmに位し， 後者は発足の北方約3kmに位する。 それぞれ茶津あるいは発足より辛うじて馬車を通ずることができるが， 交通運搬共にやや不使である。
茶津ぺントナイト鉱床は昭和11年以来中原国登によって採掘され， 最高月産300瓲を記録したこともあって， 概採掘量約1.5万瓲に達するという。 現在は北海道ぺントナイト鉱業株式会社によって経営され， 従業員10名を使用して小規模に採掘している。 10～12瓲(24時間)処理可能の乾燥場1棟と現場詰所1棟がある。 月産100瓲の生産を目標としている。 乾燥した鉱石は岩内渡し， 瓲当り2，500～3，000円で販売されるという。
大工の沢ベントナイト鉱床は昭和10年頃より米国某によって採掘されたが 調査当時は事業を休止していた。
茶津の沢鉱床および大工の沢鉱床は， 共に夾炭層の基盤をなしている緑色凝灰岩中に胚胎される一連の鉱床と考えられる。
茶津の沢鉱床は緑色疲胚岩中に不規則塊状に良鉱部を存する。 鉱石には白色のものと黝白色のものとがあり後者がやや品質が優るといわれる。
以上の他， 図幅内には地質図に示したように， 旧坑または試掘中の鉱床が多数ある。 主なものを第6表に記す。
(昭利27年2月稿)
(完)
EXPLANATORY TEXT OF THE GEOLOGICAL MAP OF JAPAN Scale, 1:50,000
(Sapporo-18)
By MASATSUGU SAITO, FUJIO UEMURA AND ATSUSHI OZAWA
(Geological Survey of Japan)
The area is located at the root of the Shakotan Peninsula projecting into the Japan Sea in the Southwestern Hokkaido. Geologically, the area is covered almost wholly with the younger tertiary and the quaternary, both of them being rich in volcanic materials, representing the characteristic feature in the Inner Side of the Northeastern Japan. The geological classifications in the area and their successions are summarized on Tb. I; as to the composing rocks in each geological unit the reader should refer to the explanation columns attached.on the sheet map.
It is correlated from lithological point of view to the Pre-Cretaceous widely known in the Central Hokkaido and reveals the pre-tertiary basement of the area, though it is observed only in the limited outcrops in the southern part.
The younger tertiary comprises the Shakotan Group and the Acidic Intrusive Rocks.
The group in this map ranges probably from lower or middle miocene to early pliocene in age as compared with the tertiary known in the Southwestern Hokkaido and apparently shows a cycle of sedimentation on rock facies. It contains, however, rather inferior amount of normal sedimentary rocks, but is rich in volcanic rocks and pyroclastics, indicating the accumulatio to have been powerfuIly influenced by subaqueous eruptions. Consequently, the lateral change of rock-facies and the variation of thickness in strata are conspicuous. Generally speaking, the volcanism commenced with acidic rocks, fo llowed by basic to intermediate ones, although there were some irregularities. Major parts of the volcanic materials have suffered the alterations such as propylitization, silicification, impregnation of pyrite and, particularly, alteration to the so-called "Green Tuff" prevalent in the lower part of the younger tertiary in the Inner Side of the Northeastern Japan.
It is designated in the group for the lower half where the volcanic constituents are generally of rhyolitic character and denotes the beginning stage of the Shakotan transgression on the sedimentational facies including coal seams and plant fossils. Rhyolites appear in the forms mostly of lava and partly of dike or sheet, and are heterogeneous in texture and variable in color. They are mostly biotite rhyolite or partly hornblende-biotite rhyolite. Pyroclastics are rhyolitic, and light green or white in color; tuff is occasionally bentonitic. Shale is siliceous or rhyolitic tufaceous and partly muddy, always having fine rhythmical stratifications. Sandstone is tufaceous and conglomerate is almost wholly of rhyolitic material in its pebbles as well as cementing matrix.
The following four Members can be classified in the environs of the Kayanuma Coal-mine. The lowest part is the Green Tuff of rhyolitic character, which is covered in transitional relation with the Coal-bearing Sandstone & Shale, and these are cut and over-laid by the Rhyolite, which is of subaqueous eruption contetemporaneous with the sedimentation and represents a violent eruption at the close of the Kayanuma rhyolitic activities. The next member is the Conglomerate. From the lava-dome of the Rhyolite abundant debris were supplied, then somewhat water-worn and accumulated as volcanic conglomerate directly upon the Rhyolite, extending also over the surrounding sedimentational floor but not so far from the lava-dome. Away beyond the area disturbed by this rhyolite eruption and the subsequent conglomerate accumulation normal sediments were steadily deposited from the Kayanuma to the upper formation. The Conglomerate, therefore, does not mean any crustal movements and time-hiatus, but is an abnormal product caused by a local volcanic eruption.
These classifications established at the type-locality can not be easily applied to the Kayanuma Formation in other parts of the map due to the scarcity of availably thick sediments and abundahce of rhyolites and pyroclastics in a complicated manner of accumulation. So, in these parts of the map roughly lithological distributions are only presented, depending upon the relative amounts of rhyolites, pyroclastics and detrial sediments. The rhyolite with large phenocrysts seen in the northeastern part is hornblende-biotite rhyolite with no potash-feldspar in phenocrysts and is of the latest eruption in this part. The light colored andesite is meta-andesite and greyish white in color resembljng to rhyolite on the field appearance, but with no quartz. It is covered with the main part of the formation which is rhyolitic in nature. The rhyolite with groundmass of trachytic texture is usually non-porphyritic and appers in small dikes.
It occupies the upper half of the Shakotan Group and is conformable or localIy unconformable to the Kayanuma Formation. It is divided into the following Members from lower to upper: Lower Sandstone & Shale, Shale, Upper Sandstone & Shale and Agglomerate. Sedimentary rocks are dominant constituents except in the uppermost member and advanced stages of the transgression, followed by a little regressive feature in the upper horizon, are conceivable from the sedimentational facies. The formation contains more or less amounts of volcanic materials as lava, contemporaneous sheets or dikes, pyroclastic layers, as weIl as tufaceous constituerits of sedimentary rocks. They are, on the whole, doleritic in the lower members and andesitic in the upper, these charactets being one of the principal means to discriminate the formation from the Kayanuma of rhyolitic character. The dolerite occurs commonly in thin sheets or lava in sedimentary strata, but in the southeastern part of the map it attains to greatthickness, the lower part changing some-what to diabasic and mutually intervening with rhyolite .bodies: the dolerite, in part, seems to be extruded simultaneously with rhyolitic volcanics of the Kayanuma Formation.
Where the Conglomerate is absent, the Coal-bearing Sandstone & Shale of the Kayanuma Formation is continuous and is largely of the same character in the sediments to the Lower Sandstone & Shale of the Tomari; the discrimination between them relies whether the rhyolitic pyroclastics are practically present or not. In some cases it also serves for the discrimination that shale included in the former formation is more siliceous or cherty than that in the latter. The Shale consists predominantly of shale which is hard in the lower horizon and softly muddy in the upper horizon. It is black and turns greyish white on weathering， always shows rhythmical stratificatjons, frequently contains cherty or marly nodules, spong spines and occasionally diatoms. The Upper Sandstone & Shale is wholly tufaceous. Near Tomari on the.western shore in the map the andesitic intercalations of this member have a tendency to swelI up northwestwards becoming the Propylite body shown in the neighbouring "Yobetsudake" sheet Map (scale 1:100,000, published in 1942). The regressive feature manifested in this member from the Shale is believed to have been caused by the increasing supply of the volcanic materials rather than by regional upheaval movements. The Agglomerate is mostly of andesitic agglomerate. In large parts the rocks are nearly fresh without notable alterations.
At the basal part of the Tomari Formation distributed on the slope to the west of the Yoichigawa River conglomerate is intercalated in sandstone and shale, local unconformity on the rhyolite of the Kayanuma Formation being actually observed. This conglomerate-bearing horizon yields plant fossils as follows:
This formation has andesitic volcanics as its overwhelming constituent and the volcanism is largely subaqueous, as sedimentary layers occasionaly intercalate in volcanics. The formation directly covers the Kayanuma usually on the opposit limbs to the Tomari distributions and is simultaneous in time, but different in facies in relation with the To mari. The Furubira-gawa is a volcanic facies accumulated near the volcanic centers, while the Tomari represents a sedimentary facies deposited in the area remote from the volcano. The volcanic materials in the Tomari are much different in amounts, but similar in characters to those in the Furubira-gawa.
The following Members are classified. The Green Tuff includes fine grained and brecciated pyroclastics with subordinate volcanic rocks, all of them being of basic to intermediate character and remarkably uhdergone the green alterations. Where it covers the pyroclastic parts of the Kayanuma Formation such as seen near the Oe Mine, andesitic and rhyolitic materials intermingle in each other on the bordering horizon, in dicating that these two kinds of explosions are successive without a gap in time. In some parts， this member is represented by the conglomerate with andesitic boulders which graduaIly turns in the lower horizon to therhyolitic Conglomerate of the Kayanuma. The Propylite is made up of lava which is 'intercalated, in a considerable amount, with tuf beds in the lower horizon and with agglomerate layers in the upper horizon. The main part of the lava is obliterated in textures and in mineral compositions, especially in ferromagnesian constituents, due to the propylitization, but the original rocks are inferable on relatively unaltered specimens to be partly basaltic or dacitic, while chiefly andesitic; among andesitic rocks pyroxene andesites are likely predominating, the remainder being hornblende andesite. The Agglomerate is genetally andesitic and is incessantly interved wlth lava seamns in the lower horizon. The propylitic aIteration is stilI remarkable in.the lower horizon, but it is so weak in the upper horizon that the rocks are fresh, fairly resembling to those in the Agglomerate of the Tomari Formation.
The propylite body near Tomari shown in the neighbouring sheet map, which is believed, as mentioned above, to be in the same horizon to the Upper Sandstone & Shale of the Tomari Formation, is identical to the Propylite of the Furubira-gawa in the lithological characters as weIl as in the stratigraphical position. So these two members of the different formations may be nearIy synchronous. And, the same body of the Agglomerate on the Upper Sandstone & Shale of the Tomari drectly covers the propylite in the neighbouring map in similar relation to that widely observable in the Furubira-gawa domain. Consequently, it is quite possible that the Agglomerates in the both formations are of the same time, indicating an omnipresence of violent explosive actions all over the district at this time of the younger tertiary.
The Sandstone & Shale is, in this formation, a singular member chiefly composed of sedimentary beds, whereas other members are largely voIcanic. It occurs in separated several localities, always covering the andesitic members. The relation of this member to the underIying ones seems to be apparently conformable in some places or unconformable in others and the constituting rocks are slightly different in relative amounts by localities. The field observations are, however, insufficient at present.
The Younger Rhyolite is detected only in two smaII occurrences. One is in the northwestern part of the map where the rhyolite lava with subordinate pyrocIastics covers the Sandstone & Shale in an apparently conformable relation. Another occurrence is in the central part where the rock appears in a thin sheet-like body in the Propylite.
The prevailing structures are displayed with gently wavy foldings. The time of the foldings might be after the depositions of aII members appearing in this map, as no special differences are conceivable on the intensity of the foldings between in lower and upper horizons of the group. A prominent crustal movement before the upper pliocene sediments has been informed in the Southwestern Hokkaido and to this movement the foldings in the present map are assumed to be attributed from a generalized geological standpoint, though the upper pliocene is absent in the map. Accompanying to the foldings some block-movements are also conceivable.
The typical rocks are quartz diorite, quartz diorite porphyrite and quartz porphyry, of which ferromagnesian minerals are hornblende and biotite, in common. These rock types are frequently in transitional relation, being heterogeneous even in a single body from acidic to intermediate in character or plutonic to hypabyssal in structure. They intrude into the Shakotan Group in the from of stock or dike, accompanied with contact-metamorphic aureoles in some parts arround the intrusive bodies, producing biotite and actinolite disseminations in the Shakotan volcanics; they contain abundant xenoIiths mostly from the Shakotan rocks and bear basic facies on the marginal parts, among which gabbro and amphibolite are observed in extraordinary cases. The time of the intrusion is, as far as actually seen in the map, post-Propylite of the Furubira-gawa. The intrusive bodies are commonly localized on anti-clinal structures in the Shakotan Group and some large bodies are more or lless concordant in shape with that structure. So, it is quite possible that the intrusion is post-movements or rather in direct relation to the movements.
The rocks are heavily metasomatized with sericitization， chloritization, pyrite impregnation etc. in large extent and carries numerous, but minute ore-veins.
During the quaternary period volcanic eruptions of acidic andesites and block-movements probably in pleistocene are remarkable.
It is to be found in small areas on the flat top of the hill along the southwestern shore and is supposed to be pleistocene in age.
The flat plain in the soutnwestern part of the map is probably a reclaimed inlet of sea bounded by faults from the tertiary land. The Hattari Gravel is an ancient fluvial fan deposits developed in front of the faults. The faults are covered with the Gravel, but are presumable from the topography. The Gravel is made up chietly of the tertiary rocks without appreciable amounts of the quaternary volcanics and is covered by the Horoni VoIcanic Ash, for this reason the time of the fault movements together with the major deposition of the Gravel is considered to be pleistocene.
This pumiceous bed is probably related to the voIcanic actions of Iwaonupuri Volcano in the adjacent sheet map on the south.
In the eastern part of the area there appears a splendidly arc-shaped valley with prominent fault scarps on its west side. It is a part of the circular subsided area about 10 km in diameter which extends in the neibouring sheet map and within which Akaigawa Volcano arises.
The Yoichi-gawa Gravel forms the river terrace fringing the foot of the depression wall, the material being laid down originally as talus-heaps from the surrounding tertiary massifs in front of the steep walls. It does not contain the Akaigawa Volcanics as constituents. The times of the circular collapse and of the subsequent deposition of the Gravel are probably pleistocene.
Akaigawa Volcano displays only its westem slope in the present area, its summit with a large caldera being situated in the adjacent map. The rocks found in this area are lava, pyroclastics and debris of quartz bearing hornblende-pyroxene andesite. They cover the Yoichi-gawa Gravel and are never found in the area beyond the subsided colosseum, so the volcanic eruption is surely after the collapse. Neverthless the original shape of the volcano is still well preserved, dendritic valley-systems are already grown on the slope and cliffs are formed at the edge of the slope by the denudation of the Yoichi-gawa River, from this stage of erosion the volcanism being believed to be also pleistocene.
Each of these Volcanics constitutes a strato-volcano, respectively, which has been more dissected than Akaigawa Volcano. The former is of quartz-bearing hornblende-augite andesite and the latter is of quartz-bearing pyroxene-hornblende andesite.
As to the recent deposits the Flood-plain Deposits along rivers and Sand-dune Deposits along the southwest shore are noticed.
The Andesitic Dike Rocks including augite andesite, hornmblende andesite, and biotite-hrnmblende dacite, each of them being obscure whether tertiary or quaternary in age, are found.
The area is situated in the tertiary epithermal metallic mineral belt of the Northeastern Japan.
Among the ore deposits the epithermal veins in which the association of galena-zincblende-rhodochrosite is characteristic are of the most economical importance. Besides these minerals they contain chalcopyrite， pyritic, alabandite etc. as ore-minerals and chlorite, calcite, sericite, quartz，etc. as gangue-minerals. The veins in the Inakuraishi Mine (one of the most productive manganese mines in ]apan), the Oe Mine and other majorities of the prospecting sites belong to this type. The ore-deposits prospected for gold, silver, copper or pyrite ores in the area also contain the above cited characteristic three minerals in more or less amounts. Genetically, the veins of this type are intimately related to the Acidic Intrusions, though important veins are localized not in the intrusive rocks, but in the rhyolitic or propylitic rocks.
They belong to the so-called "Kuroko type" which means the epithermal repiacement deposits of complex sulphide ores widely distributed in the tertiary "Green Tuff" region in the Northeastern ]apan. The Yoichi Mine and the Kamoenai Mine produce this type of ores, but they are closed at present.
They are in association with the dolerite of the Tomari Formation.
Bentonite are worked from the rhyolitic tuff of the Kayanuma Formation in two places near the Kayanuma Coal-mine.
At the Kayanuma Coal-mine the Kayanuma Formation includes 6 coal seams, out of them 4 seams having 70± cm in average thickness are workable. The coal usually shows 6,000～7,500 caloric value and, in the northern part of the mine, it increases in coking-characters.
昭和27年3月15日印刷 昭和27年3月20日発行 著作権所有 北海道開発庁