５万分の１地質図幅説明書
（札幌 第 32 号）
工業技術院 地質調査所
通商産業技官 松野久也
通商産業技官 秦光男
北海道開発庁
昭和 35 年
目次 I. 地形 II. 地質 II.1 概説 II.2 古第三系 II.2.1 幾春別層 II.2.2 幌内層 II.3 新第三系 II.3.1 滝の上層 II.3.2 川端層 II.3.3 馬追山層 II.3.4 千歳夾炭層 II.3.5 由仁層 II.3.6 脈岩 II.4 第四系 II.4.1 角田層 II.4.2 火山灰層 II.4.3 河岸段丘堆積物および扇状地堆積物 II.4.4 沖積層 II.5 地質構造 III. 応用地質 文献 Abstract (in English)
1 : 50,000 地質図幅説明書
（札幌 第 32 号）
この地質図幅および説明書は北海道開発庁の依頼によって作成されたものである。 野外調査は昭和 30 年， 同 31 年にわたって行われ， 室内研究は地質調査所 北海道支所において引続き行われた。
野外調査の際， 踏査図には主として空中写真から作成した縮尺約 30,000 分の１の水系図を使用したが， 一部夕張市役所から提供された 10,000 分の 1 地形図を用いた。
また， 軟体動物化石の鑑定には東北大学理学部地質学古生物学教室の小高民夫博士の協力を得， 有孔虫化石の鑑定は同じく浅野清博士および高柳洋吉博士を煩わした。 さらに火成岩の検鏡は当支所 角靖夫技官による。
本図幅地域は東に夕張山脈， 西に那須火山帯に属する山々をのぞみ， その中心地である追分町は札幌市の南東約 40 km の距離にある。 この地域の東に接する地域は石狩炭田南部に当っていて， 追分町は石炭輸送の動脈である夕張線の起点となっている。
本図幅地域の東半部は 幌内層および滝の上層の分布する北東隅の地域を除いて大部分川端層によって構成せられ， 中程度の高さの山地 -- 海抜 600 m を越えない -- からなる。 これに対して西半部はよりゆるやかな丘陵性の台地， 扇状地， 段丘， 氾濫原等からなる。 図幅地域の西縁に沿っては馬追山およびこれに続く山稜が南北に走り， このため西半部の低地は石狩平野から切りはなされ， 角田盆地と呼ばれる盆地の一部となっている。
さらに細かくみると， 地域北東隅では， 幌内層と滝の上層との間の岩質の硬軟が地形によくあらわれ， また川端層中の凝灰岩は顕著な山稜を形作り地層の走向をよくあらわしている。 その他， 夕張川南岸で築別向斜の軸部に分布する川端層（?）の硬質頁岩の盆状構造， 馬追山層の硬質頁岩あるいは紫蘇輝石普通輝石安山岩岩脈の分布なども 地形によくあらわれている。
角田余地の周縁部には高さ 60～100 m の台地が広く発達し， 夕張川が東部山地からこの盆地に入った所には新旧２つの扇状地が認められる。 また夕張川の河岸には２段の顕著な段丘が発達している。
本地域内における主要な水系は夕張川であって， 夕張山脈に源を発し， 夕張市十二哩附近から本地域内に入り 西流して川端附近にいたって北西に方向を転ずる。 このほか安平川および嶮淵川の両河川がある。 前者は地域南東部の低い山地に源を発し， 角田盆地南部の台地の間を縫って複雑な流路をとり, 追分にいたって南下する。 嶮淵川は盆地中央部の扇状地と台地の接合部附近から発し， 西南西に流路をとり馬追山の南方延長の山稜を横断して域外lこ出る。
本図幅地域は石狩炭田夕張地区への入口に当っていて， 古くからその地質に関して多くの調査研究がなされている。 また， 夕張川に沿い， 東隣図幅地域内の紅葉山附近から域内の川端までの間では 幌内層から川端層にいたる層序関係がよく観察され， 北海道における第三系層序区分の標式地として地質家に親しまれているところでもある。
地域内には， 北東隅で平和背斜の軸部に僅かに露出する幾春別層を基底として， 古第三系最上部の幌内層， 新第三系の滝の上層， 川端層， 馬追山層， 由仁層および後二者の陸成相と考えられる千歳夾炭層が 北々西 - 南々東方向の軸をもつ褶曲構造を作って分布しており， 第四系の角田層， 河岸段丘堆積物， 扇状地堆積物， これらと交層する火山灰層， 沖積層などは， 前述の第三系を覆って域内西部に広く分布している。 これらの層序関係を模式的に図示すれば第 1 表の通りである。
最下位の幾春別層は， 古くは羊歯砂岩層と呼ばれ， 石狩炭田夕張地区における石狩層群の最上部を占め， 域内では薄い石炭層を挟有し， 特有な植物化石を産する陸成層である。 これを不整合に覆う幌内層は， 上下を通じ泥岩ないしシルト岩質泥岩からなり粗粒堆積物を全く含まない。 本層の豊富な海棲動物化石は「幌内化石動物群」（上部古第三紀漸新世）として著名である。
これをゆるやかな傾斜不整合をもって覆う滝の上層は 砂岩から始まり泥岩に終るー堆積輪廻を示し， かつ全般的に火山砕屑物に富む。 下部の緑色砂岩といわれたものの大部分は著しく火山砕屑岩質であって, 所によっては安山岩質凝灰角礫岩あるいは火山礫岩質となる。 また上部の泥岩層はしばしば凝灰岩の薄層をはさみ， 凝灰質頁岩がその主部をなしている。 熊の沢中流および域外夕張川筋では本層中に浅海・温暖性の化石動物群を産する。 本化石動物群は滝の上化石動物群と称せられ， 本州の八尾一門の沢化石動物群（中新世中古期）に類似する。
次に滝の上層の上位に整合に累重する川端層は， 礫岩， 砂岩, 泥岩の周期的累層あるいは砂岩・泥岩の規則的な互層からなり， 中位に４枚の顕著な凝灰岩層を介在している。 本層は従来下位の滝の上層と同時異相と考えられていたが， 滝の上層の上位に全く非火山砕屑質の礫岩， 砂岩， 泥岩の互層をもって始まり両者の間に指交の事実は認められない。
本層は西側の周縁相である馬追山附近に分布するものを除いて， 前述のような単調な累層状態を示し， 最大厚さ 4,000 m 弱に達するが, その間に堆積の間隙も認められず， 大型底棲動物化石を全くといって良い位含まず， 砂岩中に偽層その他の浅海相を示す事実あるいは石炭層， 植物化石の存在が認められないこと， 海底地辷りあるいは turvidity current によると考えられる乱堆積を示すことなど 著しい特徴をもっている。
また川端層は東部ほど地層の厚さが大きく， 粗粒堆積物が卓越し， その堆積間に 東部山地の著しい隆起運動とその削剥が引続いて行われていたものと考えられる。
馬追山層は硬質頁岩によって代表される地層であって 一部を除いて川端層から整合漸移である。 しかし馬追山附近ではその基底部に安山岩質集塊岩および砂岩層があり， 明瞭な境界が認められる。 また， 千歳町嶮淵附近に発達する千歳夾炭層は 馬追山層および上位の由仁層にかけての陸成相と考えられ， 前に述べた川端層が馬追山附近で周縁相を示す事実と併せて， この附近が川端層堆積時から引続いて浅海ないし淡水の環境下にあったことを示している。
由仁層は， 下位の馬追山層の硬質頁岩と漸移 -- 一部側方に指交する -- 関係にあって， 基底部近くにレンズ状の安山岩質集塊岩が認められる。 下部は海成の青灰色シルト岩からなり上部は礫岩および砂岩からなる。
滝の上層上部の泥岩から由仁層にいたる新第三系中には殆ど大型化石の存在が認められない。 しかし， 全体を通じて有孔虫化石および海綿針骨の化石を産し， これらの研究結果から由仁層以下の地層は中新世に属する。
以上述べた第三系は， 北海道の脊稜山地に平行な南北性の軸をもつ褶曲構造を示し， 新しい地層程西に分布しており， また褶曲構造も東から西へ行く程緩やかになる傾向をもっている。 また， これら第三紀の地層 -- 特に川端層 -- はぼう大な厚さに達し， この莫大な沈積物質を供給したはずの隆起， 削剥の激しく行われた地帯は東方にあったと考えられ, この隆起削剥は川端層堆積間に著しい。
すなわち， これら第三系の堆積盆は， 前述の東方隆起地帯 -- 地背斜 -- の前面の地向斜部に当り， 東方背斜部の隆起運動が著しい側圧を伴って順次西へ拡がり, 南北性の東に急で西に緩い褶曲構造を形成したものと考えられる。
第四系は角田盆地の周縁部に認められる湖成層らしい角田層， 河岸段丘堆積物， 扇状地堆積物， 沖積層， およぴこれらと相前後して数次にわたつて噴出堆積した火山灰および火山砂礫等であつて， 域内西部に広く発達している。
幾春別層は図幅地域の北東隅， 平和背斜の軸部にその頂部を僅かに露出するにすぎず， その主部は域外にある。 本層の定義については古くから多くの論争 8), 22), 23) があるが， 筆者らは高尾彰平の地層名を踏襲した [ 以下の [注] 参照 ] 。
本層と上位の幌内層との関係は独立標高点 430 の北東の小沢でよく観察され， 背斜の西翼では幌内層基底の厚さ約 1 m の海緑石砂岩によって不整合におおわれる。 ここでは本層の最上部のみが認められ淡灰色泥質シルト岩からなる。 域外にあるその東翼では 不整合下に位する本層の最上部は淡灰色の凝灰質細粒砂岩からなり植物化石を含んでいる。 域外北方清水の沢でその全体が観察される。 ここでは下位の若鍋層の含貝化石シルト岩を整合に覆い， 最下部に帯緑色珪質凝灰岩を挟有する。 その上位は粗粒から細粒の灰白色砂岩を主とし， 石炭を挟有する。 全層厚約 160～170 m である。 上述の珪質凝灰岩中には保存良好な植物化石を多産する。
幾春別層はー名羊歯砂岩層とも呼ばれ， Woodwardia sp. その他の植物化石を含み， 古くから多くの人々によって研究されている。 この化石植物群はアラスカのケナイ化石植物群に対比されている。
筆者等は清水の沢において若干の植物化石を採集したが, Alangiophyllum sp.， Cercidiphyllum sp. が大部分であった。
幌内層は最初矢部長克によって上部第三紀層下層 1) とされたが， 後に同氏によってポロナイ層 2) という名称が与えられるにいたった。 本層は本邦古第三系最上部の重要な一員であるとともに， 石狩炭田の夾炭層石狩層群の上位にあることから 学術上また夾炭層探査の上から 非常に多くの人々によってあらゆる方面から研究されてきた。 従ってその研究成果の報告されたものは枚挙にいとまない程である。
本層は図幅地域の北東部に分布し， 幾春別層を不整合をもって覆い, 滝の上層によって不整合に覆われる。
本層の基底部には前述のように厚さ 1 m 内外の海緑石砂岩があって， 幾春別層の淡灰色泥質シルト岩あるいは細粒砂岩層と不整合をもって接している。 本層はこの海緑石砂岩を除いてほぼ均質で， かつ層理に乏しい黒灰ないし青灰色の泥岩からなる。 本地域では熊の沢断層をはさんで東部と西部で岩質に若干の差が認められる。 すなわち， 熊の沢断層の東側に分布する本層の泥岩は極めて均質， 緻密であって黒色ないし黒灰色を呈するのに対して， 西側のそれは多少シルト質をおびるところがあり， 東側のものに比してより青灰色を呈し， 凝灰岩の薄層（数 cm 以下）を頻繁に挟有している。 また最上部に厚さ約 10 m の緻密堅硬な白色均質の凝灰岩をはさんでいる。
本層中には全層を通じて多くの軟体動物， 甲殻類， 単体珊湖， 有孔虫などの海棲動物化石を含んでおり， しばしば玄能石， 泥灰団球および板状泥灰岩を包蔵している。
本層の分帯さらに地質構造の解明が， 下位に潜在する石狩層群の深度推定に欠くべからざるものであるが， 前述の通り上下を通じでほぼ均質の泥岩からなり， かなり著しい擾乱を受けているため分帯は極めて困難であり， 本図幅では２分するにとどめる。 しかし， 古くからこれに対する非常な努力が主として炭砿会社によってなされてきた 6), 16), 23), 24), 33), 38) 。
近年， 手島淳 38) によるこの地域の幌内層を大型化石の量的扱いによって分帯した業績が注目される。 すなわち， 熊の沢流域から域外ペンケマヤ川， パンケマヤ川流域にわたる幌内層を A～I の９動物群帯（zonule）に分け， これら各動物群帯がおのおの追跡できることを実証した。 手島淳によればこの附近の幌内層の全層厚は約 1,300～1,400 m に達する。
筆者等の本層下部は幾春別層の上位に直接する部分であって， 前述の９分帯中ほぼ A～C に当り， 上部としたものは同じく D～I に当る。 また鍵層として追跡される凝灰岩層は H 動物群帯中の tuffaceous sandstone に一致する。
本層は前述の通り海棲動物化石の産出が著しく， 竹田秀蔵がこれを総括しているほか 軟体動物化石について報告されたものはかなりの量に達する。 従って筆者等の採集したものの記述はここに割愛し， 有孔虫化石について知られた若干の新しい事実を述べるにとどめる。
すなわち， 当地域および周縁地域の有孔虫化石の産地および種の量的関係を示すと 第 1 図および第 2 表の通りであり， 最上部に Nonion pompilioides shimokinense ASANO， Elphidium yumotoense ASANO が見出されることは注目される。 すなわち， 前二者は幌内層有孔虫層序からみると， その最上部を示すもの 36) として， この地域において始めて見出されたものである。 また， Bulimina yabei ASANO は従来幌内層には見出されてなく, 前二者とともに， 留萌地区の達布層上部の頁岩層 35) に知られている。 すなわち， これら３者の存在は， 当地域の幌内層の最上部が達布層に相当する層準であることを示す有力な資料でもある。
| 種名 ↓ / 産地 → | 623 | 620 | 641 | 1076 | 1071 | 705 | 708 | 746 | 686 | 568 | 566 | 964 | 723 | 930 | 937 | 715 |
| Rhabdammina sp. | R | R | ||||||||||||||
| Ammodiscus sp. | R | |||||||||||||||
| Haplophragmoides spp. | R | F | F | C | F | R | C | F | R | R | F | |||||
| Cyclammina ezoensis ASANO | R | R | R | |||||||||||||
| Cyclammina pacifica BECK | C | F | F | R | R | |||||||||||
| Cyclammina incisa (STACHE) | C | F | F | F | R | |||||||||||
| Cyclammina cf. incisa (STACHE) | C | F | F | C | ||||||||||||
| Cyclammina cf. cancellata BRADY | F | |||||||||||||||
| Cyclammina sp. | F | R | ||||||||||||||
| Ammobaculites sp. | F | |||||||||||||||
| Egerela (?) sp. | F | |||||||||||||||
| Plectina poronaiensis ASANO | F | F | R | |||||||||||||
| Plectina (?) sp. | R | |||||||||||||||
| Sigmoilina sp. | R | |||||||||||||||
| Trochammina sp. | R | R | R | R | ||||||||||||
| Robulus sp. | R | |||||||||||||||
| Dentalina sp. | F | C | F | F | F | F | ||||||||||
| Nodosaria sp. | R | R | R | |||||||||||||
| Lagena sp. | R | |||||||||||||||
| Guttulina sp. | R | R | ||||||||||||||
| Glandlina sp. | R | |||||||||||||||
| Nonion shimokinense ASANO | F | |||||||||||||||
| Elphidium yumotoense ASANO | F | |||||||||||||||
| Elphidium sp. | R | |||||||||||||||
| Plectofrodicularia gracilis SMITH | R | |||||||||||||||
| Plectofrondicularia sp. | R | |||||||||||||||
| Bulimina ezoensis YOKOYAMA | R | F | ||||||||||||||
| Bulimina yabei ASANO | F | |||||||||||||||
| Bulimina sp. | F | |||||||||||||||
| Bulimina (?) sp. | R | |||||||||||||||
| Gyroidina soldanii (d'ORBIGNY) | F | F | ||||||||||||||
| Cassidulina margareta KARRER | F | |||||||||||||||
| Cassidulina globosa HAUTKEN | F | |||||||||||||||
| Cassidulina sp. | R | |||||||||||||||
| Planulina (?) sp. | R |
ここにいう滝の上層は今井半次郎 3) の中間層， 村田析 4), 5) の紅葉山中間層の一部あるいはその大部分に相当し， 地層名は同じく村田析 12) による滝の上層 [ 以下の [注] 参照 ] を再定義として採用する。
本層は地域東縁部近く北々西 - 南々東方向に分布する。 このほか， 域内西縁部で馬追山背斜の核部に分布する。 後者はただちに滝の上層と断定し難いが， 後述する川端層の下位に位置し， 岩質および化石内容から， これと分離されることから， 滝の上層として取扱ったものである。
東部， 熊の沢流域では， 本層は幌内層を緩やかな傾斜不整合をもっておおい， 川端層によって整合におおわれる。 その南方延長は草木舞沢の流域まで追跡されるが， ここでは下限は露出していない。 清水の沢， 熊の沢本流， 同じくその南支流および草木舞沢支流において観察される岩相柱状図を第 2 図に掲げる。
幌内層と本層との関係は， 清水の沢および熊の沢本流で観察される。 すなわち， 滝の上層の基底には厚さ 3～4 m の緑灰色の凝灰質細粒砂岩があって， これが幌内層上部の凝灰質シルト質泥岩に波状の凹凸面を距てて直接している。 幌内層の上限は 10～20 cm の間粘土化し， 前述凝灰質細粒砂岩の基底には 直接下位の幌内層から由来したと考えられる指頭大の角礫が散点している。 この不整合面を南から北へ追跡すると， 逐次北へ向って幌内層を削って行く様子がよく観察される。
滝の上層は第 2 図に示すとおり， 下部から上部へ堆積の１輪廻を示している。 すなわち， 下部はしばしば礫岩・泥岩を挟有する砂岩を主とし， 上部は硬質頁岩状の泥岩からなる。 砂岩層の基底近くに厚さ 3～4 m の海緑石砂岩が約 10～15 m を距てて２枚観察され， 砂岩は著しく凝灰質を呈し， その大部分は凝灰角礫岩とも称せられる程の岩質であり， 礫岩は主として安山岩質の亜角礫からなる火山礫岩である。 砂岩層中に僅かであるが存在してこれと互層する泥岩は暗灰色を呈する。 また泥岩はまた砂岩中に大小の塊となって乱雑に取こまれている場合がある [ 以下の [注] 参照 ] 。
上部の泥岩は暗灰ないし黒灰色を重し， 著しく凝灰質である。 泥岩は主として硬質頁岩状を呈し， 不規則な葉片状の破片となって崩壊する。 泥岩の一部には一見幌内層と区別のつかない外観を呈するものが認められる。 このような泥岩は細かい粒状の角礫となって崩壊する性質をもっている。 本泥岩中にはしばしば厚さ数 cm から 1 m におよぶ灰白色浮石質凝灰岩をレンズ状に挟在し， 最上部には， 下部の凝灰角礫岩質砂岩と同様な砂岩が一枚認められる。
下部の砂岩と上部の泥岩とは整合漸移し， かつ， 互に側方に移化し合う。 すなわち， 南から北に向かって砂岩がその量を減じ， これに代って泥岩が優勢となり， 清水の沢から以北域外では 泥岩の比較的下部に少量の砂岩がレンズ状に介在するにすぎなくなる。 従って下位の幌内層の泥岩と本層の泥岩とが直接する場合が多く， その境界の決定は岩相からは非常に困難となる。 しかし Makiyama chitanii (MAKIYAMA) の存否によって両者の区別は可能である。
熊の沢における本層の下部砂岩層の基底から約 30 m 上位の火山礫岩中に安山岩礫が著しい。 これは変質した輝石安山岩である。
鏡下では
さらに上位約 20 m の凝灰角礫岩の礫には石英安山岩が認められる。
鏡下では
藤岡一男 15) ， 松井愈ら 21) によって紅葉山層の火山活動は玄武岩質の塩基性のもので， 滝の上層のそれは石英粗面岩質の酸性の火山岩で代表されているといわれているが， この点についてはもっと組織的な研究， 検討がなされなければならない。 さらに域外であるが標式地の紅葉山層の基底には厚さ 2 m の酸性凝灰岩があること， 紅葉山南方夕張川に沿って夕張市十二哩から十三哩の間に 滝の上層の基底礫岩とされている礫岩が３カ所露出するが， いずれも基底礫岩とは断定し難く [ 以下の [注1] 参照 ] , 従来いわれていたように石英粗面岩の礫を主とするものではない [ 以下の [注2] 参照 ] という事実なども併せて検討を要する。
東部に分布する滝の上層は いわゆる滝の上化石動物群を産する標式地の滝の上層の北方延長であるが, 域内では化石の産出は少い。 すなわち， 熊の沢本流において基底部から 15～16 m 上位の砂岩から， Cardium sp., Mya (?) sp.， Crepidula sp., Tateiwaia sp.， Turritella sp. 等が得られたが， 保存はあまり良くない。 しかし， これらから察すると 熊の沢流域で幌内層を直接覆うのは紅葉山層でなくて滝の上層であると考えられる。 この含貝化石砂岩が北方に次第に泥岩に側方移化するととは前に述べた通りであるが， この泥岩中には北方域外阿野呂川にかけて Makiyama chitanii (MAKIYAMA) が普遍的に認められる。
草木舞沢背斜の軸部に露出するシルト岩 -- ここで見られる滝の上層の最下部であって紅葉山層と考えられていた -- から， 有孔虫化石として Sigmoilina sp.（Few）， Eponides nipponicus (FUSEJIMA & MARUHASHI)（Rare）， Ammodiscus sp.（Rare）， Martinottiella (?) sp.（Rare）， Haplophragmoides sp.（Rare）等が検出され， 中新世と考えられる。
馬追山背斜の軸部に分布する滝の上層は主として帯緑色の細粒砂岩からなる。 砂岩は全体として凝灰質を帯び， 炭化植物片を多量に含んでいる。 稀に Yoldia sp.， Macoma sp.， Trachia sp. 等の保存不良の海棲軟体動物化石を含み， 古山西方， 松井鉱泉附近の砂岩からは若干の有孔虫化石が検出された。 浅野清の鑑定によれば Elphidium sp. と Nonion sp. が大部分であって， 前者は静内， 比宇地方のフラヌイ層 39), 45) および紅葉山南方の滝の上層（標式地）中に認められるものと 全く同ーのものであるといわれる [ 以下の [注] 参照 ] 。
馬追山背斜の西翼， 松井鉱泉西方あるいは幌加附近では 本層の最上部に東部地域の本層上部の泥岩層と全く同様な泥岩が認められる。 この泥岩は著しく凝灰質を呈し， 安山岩質凝灰角礫岩を挟有し， これは稀lこは径 10 cm に達する安山岩礫を含んでいる。
ここでは本層の下限は不明である。 上限についても露出不良のため決定し難いが， 最上部の泥岩が認められないところがあり， 後述するように， 上位の川端層が陸成層からなることから， 川端層の堆積盆の西側の縁辺部に当っているものと堆定され， 不整合の可能性が強い。
滝の上層の地質時代は， 域内の化石からは不十分であるが， 域外夕張市十二哩と十三哩の間で， 本層の黒色泥岩の下位に位し３枚内外の礫岩を挟有する緑色あるいは細粒凝灰質砂岩中から 次のような軟体動物化石が得られ（第 3 表）， これから滝の上層の地質時代は中新世中古期と考えられ， 日高地方の栄層 40) ， フラヌイ層に対比される。
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なお， 前述の通り, 本地域内東部の滝の上層の大半があるいは下部の砂岩層が従来紅葉山層とされていたが， 上部の泥岩層は標式地の滝の上層の泥岩層と全く同ーのものであり， 両者の連続も確認され， かつ砂岩層をこれから別の地層として分離することは野外調査の結果不可能であり， 化石の資料からも両者を一括して滝の上層とした [ 以下の [注1] 参照 ] 。 前述したように, 従来標式地において 滝の上層と紅葉山層とを分離する根拠となった前者の基底礫岩層は疑問の点があり， かつこれを本地域内まで追跡することができないのみならず， 地形， 岩相分布その他から 熊の沢における本層の基底の不整合は 紅葉山層の基底の不整合に連続する可能性が十分認められる [ 以下の [注2] 参照 ] 。 これらの解決は将来の調査研究に俟たねばならない。
川端層は今井半次郎（1921） 3) により命名せられた。 本層は図幅地域の東半部に広く分布し， 由仁町川端附近から夕張市十二哩附近に到る間， 夕張川に沿う一連の露出においてよく観察される。 第 3 図は滝の上附近， 千鳥の滝における露出であって， この露出だけで地層の厚さにして約 250 m が完全に露出している。 このほか， 図幅地域の南西部および西縁馬追山附近にも分布する。
東部では， 川端層は滝の上層から整合に漸移するが， その境界は比較的容易に判定できる。 一方西部馬追山附近では不整合が存在することも予想される。 従来， 一部の人々 15), 19) によって互に異相関係にあるとされていたが， 本層の下部は火山砕屑物を含まない砂岩・泥岩の互層からなり， 著しく火山砕屑質を呈する滝の上層と対照的である。
本層は主として砂岩， 泥岩， 礫岩の厚い累層からなり， 全般的に東部程粗粒堆積物が多く， かつ層厚も厚く， 西に行くに従って粗粒堆積物の量も少くなり地層の厚さも減少する。
最初に東部および南部地域の川端層について述べる。 ここに分布する川端層は築別向斜および本安平背斜の両翼を構成し， 砂岩・泥岩の規則的互層および礫岩に始まり， 漸移的に砂岩， 砂岩・泥岩互層を経て泥岩あるいは泥岩の優勢な互層に終る周期的 [ 以下の [注] 参照 ] 累層からなり, 中位に顕著な４枚の灰白色浮石質凝灰岩（K1～K4）を挟有している。
大きくみると， 下部は礫岩が少く泥岩優勢な岩相からなり， 中部すなわち， K2 から上位 K4 の上 400 m までの間は礫岩がもっとも卓越し， 輪廻層がもっともよく発達する。 さらに上位 200 m は細粒礫岩および砂岩に富み， 最上部は礫岩の少い砂岩・泥岩の規則的互層からなり， 硬質頁岩に移化している部分がある。
礫岩は主として黒色の粘板岩礫からなるが, 下部の礫岩中には花崗岩礫がかなり顕著である。 礫の大いさは， 中部の礫岩がもっとも大きく， 人頭大に達するものが見られるが， 一般には胡桃大のものがもっとも多く， 下部および上部では一般に細粒である。 円磨の程度にも著しい差があり， 亜角礫から円礫まで変化に富む。
礫岩は普通輪廻層の最下部にあって， 下位に接する輪廻層との接着面は極めて顕著な平坦な面をなす（第 4 図参照）。 礫岩は下部から上方に向って徐々に礫の大いきを減じ， 次第に砂岩に移化している。 本層の礫岩には礫の長径が一定方向をとるとか， 層理を示すとかの内部構造は殆ど認められなく， しばしば， 川端層自体の砂岩， 泥岩の礫 [ slumping ball ] あるいはその互層した岩塊 [ slumping block or sheet ] をとりこんでいる。 礫岩は一般に泥質の膠結物によって膠結されており， 中には泥岩中に礫が散点する程度の礫質泥岩 （conglomeratic mudstone あるいは tilloid）となるものがある。
砂岩は， 上述の礫岩の上位にあって， 礫岩から漸移するものと， 泥岩と互層して輪廻層の中位にあるものとがある。 前者は塊状を呈し， 上部は細粒砂岩からシルト岩となり， 遂には互層部の最下位の泥岩に移化している。 従って粒度は礫質粗粒砂岩からシルト質砂岩までであって， 粗粒部では粘板岩粒が膠結物の中に胡麻塩状に顕著に観察される。 互層中の砂岩は通常細粒から中粒であって， 細かい葉理によって板状を呈する場合が多い。 厚さは一般に数 cm から 10 数 cm， 時には数 10 cm となる。
泥岩は砂岩と互層するものと輪廻層の上部に厚く発達するものとがある。 一般に緻密で黒灰色から暗青灰色を呈する。
互層中にはしばしば層間褶曲が観察される。 このような層間褶曲は 一定の層準に NNW - SSE 方向すなわち川端層の堆積盆の延長方向に延々と追跡され， かつ層間褶曲の褶曲軸は多くの場合前述の方向と一致している（第 4 図）。 これは一旦海底に静止した堆積物が， 海底地辷りによって移動した結果によるものと考えられ， 前述の礫岩中にとりこまれている川端層自体の礫ないし岩塊は， 同様な原因によってちぎれたものと考えられる。
凝灰岩は前述の通り４枚あって有効な鍵層となる。 最下部のそれと最上部のものまでの間は地層の厚さにして 1,000～1,200 m ある。 しかし本安平背斜附近ではこれらが接近して 500 m 前後の間にある。 本安平背斜附近では， これらを細かく追跡することはかなり困難であるが， 不充分ながらこれら鍵層と東西方向の地層の厚さの増減を示したのが第 5 図である。
これらの凝灰岩は石英安山岩質粗粒ないし細粒凝灰岩であって, 図幅の築別向斜の東翼において北限から南限まで完全に追跡され, K2 と K4 とは顕著な山梁を作っている。 K1 は草木舞沢流域以南に発達し, 砂岩・泥岩と互層し総厚約 5 m である。 K2 は顕著な山梁を作るため， これを切る沢が少く詳細な柱状は得難い。 観察された限りでは 5 m 内外の厚さの緻密堅硬な細粒凝灰岩からなる。 K3 は厚さ 5～8 m で， 細位凝灰岩と粗～中粒凝灰岩との互層をなし， 粗粒凝灰岩中には浮石礫を含むことがある。 K4 は４枚のうちもっとも厚く南部では 20 m 以上となる。 一般に北方で薄く 10 m 内外で, 下部は中粒ないし粗粒の浮石質凝灰宏からなり， しばしば火山砂を挟有し， 最上部は板状層理を示す堅硬な細粒凝灰岩となる。 夕張川以南では中上部に厚さ数 m の泥岩があって， ２枚に分れ， 上下はおのおの粗粒から細粒にいたる堆積輪廻を示している。
本安平背斜の両翼では一般に薄くなり， かつ全体が細粒となり， 個々の露頭において K1～K4 のいずれに当るか判定し難い。
硬質頁岩は支安平附近および夕張川の南岸築別向斜の軸部に露出する。 前者は 5～15 cm の厚さの板状硬質頁岩と 2～3 cm のあるいはそれ以下の薄いシルト岩との互層からなり， 薄い細粒礫岩あるいは粗粒砂岩を挟み， また厚さ数 10 m の白色の凝灰岩が一枚認められる。 これを北方に追跡すると川端層の互層に側方移化する。 本硬質頁岩は南に接する振老油田地域に発達する軽舞層 14), 48) の下部に連続する。 すなわち， 本地域における川端層と南に接する軽舞層および振老層 14), 48) との関係は第 5 表の対比表の通りである。
築別向斜の軸部に露出する硬質頁岩は上限は不明であるが， 川端層の上部をなす砂岩・泥岩の規則的互層の上に整合に重なり， 硬質頁岩と礫岩との互層をなす。 硬質頁岩の厚さは 5～7 m， 礫岩は細粒の礫からなり厚さ 30～50 cm である。 この硬質頁岩は後述する馬追山層のものとも考えられる。
以上述べた図幅地域東部および南部に分布する川端層は 全体を通じて Makiyama chitanii (MAKIYAMA) および有孔虫化石を普遍的に産し， 特に随所に Cyclammina spp. が肉眼で識別される。 鏡下では， これらのほか diatom および radiolaria が認められる。 本層中には以上述べた化石以外に動植物化石は全く知られていない。
本層中から得られた有孔虫化石種を一括表示すると第 4 表の通りである。
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馬追山周縁に分布する本層は前述の地域と異り主として陸成層からなる。 すなわち， 滝の上層の砂岩あるいは泥岩を覆い -- 不整合の疑がある -- 砂岩・泥岩ないしシルト岩互層， 礫岩， 凝灰岩などからなり， 炭質頁岩および石炭を挟有する（第 6 図）。
本層中の礫岩は， 主として粘板岩の細礫からなり， 塊状をなす粗粒砂岩も同様粘板岩の粒からなり， 東部および南部地域のそれらと甚だよく似た岩相を呈する。 凝灰岩は白色細粒均質であり， 地層が著しく薄くなる本地域では川端層全体が火山砕屑質となっていて， 砂岩， 泥岩， シルト岩ともに凝灰質の砂岩， 泥岩， シルト岩となる。
これを南に追跡すると嶮淵川の南部で一旦地表下に没し， 図幅の南限近くにいたって再び地表にあらわれる。 ここより南方では北部とは異り川端層は砂岩・泥岩の規則的互層を主とし， Makiyama chitanii (MAKIYAMA)， Cyclammina spp. を含む海成層となる。
川端層は， 前述の有孔虫化石 -- Cyclammina - Haplophragmoides - Martinottiella 群集 -- を含み中新世の地層である。 しかしてその層位上の位置から中新世中上部と考えられる。
本層は馬追山の東斜面を標式地とし， 古山西方， 沢沿いの道路でその全体を観察することができる。 本層は馬追山背斜の両翼およびこれに併走する追分向斜の東翼にそのはねかえりが分布する。 主として暗灰色の硬質頁岩からなり， 馬追山背斜の両翼では基底に集塊岩および凝灰岩が発達する（第 6 図）。
下位の川端層との関係は整合一連である。 すなわち集塊岩の発達しないところでは全く漸移的であって, 岩相上判然とした境界はひき難い。
基底部lこ発達する集塊岩は標式地では厚さ 25 m 内外で安山岩礫のみからなるが， 域外西翼ではかなりの量の外来礫を混え集塊岩質礫岩となる。 南方協和附近では安山岩質混成凝灰岩となり厚さも数 m となる。 幌加の西方では厚い火山灰層の被覆があって確認し得ないが， おびただしい安山岩の転石の存在と地形とから集塊岩の分布が推定される。 安平山より南方および本安平， 支安平附近では集塊岩およびこれに類するものは全く認められない。
安山岩礫は比較的新鮮であって, 暗灰～暗緑灰色を呈し， かなり緻密堅硬である。 肉眼では斜長石の斑晶が認められる。
鏡下では
集塊岩の上位には標式地では凝灰質砂岩（厚さ約 30 m）が発達する。 この砂岩は中～粗粒でかなり淘汰されている。
硬質頁岩は新鮮な面で黒灰色， 風化面では赤褐色を呈し， シルト岩の薄層と互層する。 硬質頁岩の単層の厚さは概ね 10～30 cm で， 標式地での全層厚は約 130 m であるが， 域外西翼では僅かに 2～5 m となる。 追分附近より南方ではかなり厚くなり 1,000 m に達する。 硬質頁岩は上方に次第に後述する由仁層のシルト岩に移化するが， 両者の間に， 所によっては著しい指交関係が認められる。
本層からは全く大型化石を産しない。 有孔虫化石は硬質頁岩中に普遍的に産出する模様で， 各所において Cyclammina spp. が肉眼で認められる。 本層は南に接する早来図幅地域内の軽舞層の上部にほぼ相当する。
千歳夾炭層は幌加の西方， 馬追山背斜の西翼に発達する。 本層の基底をなすものは前述の安山岩質集塊岩であって， その上位に整合に重なるものと考えられ， 凝灰質岩， 凝灰岩およびシルト岩からなる。 ３枚の炭層を挟有するといわれるが， 露出不良のため確認し得ない。 本層の石炭が稼行されたのは昭和の初期 3) らしいが記録はない。
本夾炭層は前述の馬追山層の硬質頁岩から由仁層の最下部に相当する陵成相と考えられる [ 以下の [注] 参照 ] 。
本層は図幅地域の西半部， 馬追山背斜の両翼および追分向斜の軸部に分布する。 下部は青灰色シルト岩， 上部は礫岩からなり， シルト岩の下部にはレンズ状の安山岩質集塊岩を挟有する。
本層は下位の馬追山層と一部側方に移化し合う。
シル卜岩 は新鮮な面では青灰色を呈し, 風化乾燥すると白色の軽い片状となり崩かいする。 全層を通じて層理に乏しいが， 稀に薄い砂岩の葉理あるいは 10～20 cm の白色の凝灰岩を挟有し， これらによって辛じて走向傾斜を測定することができる。 シルト岩は全般にかなり凝灰質を呈し， かつ所によって珪藻岩（diatomite）状を呈する。
由仁層下部に認められる安山岩質集塊岩は 馬追山の東斜面においては硬質頁岩の上限より概ね 50 m 位上位にあって, 厚さ最大 20 m に達する。 南方協和附近では安山岩質粗粒凝灰岩となるが， 馬追山背斜をはさんでその反対翼では著しく厚くなり厚さ最大数 100 m になる。 ここでは前述の通り， 本集塊岩層の下位には千歳夾炭層が横たわっている。 このような含炭部は極めて貧弱であるが， 古山の西方の集塊岩の下位にも存在し, 5 cm 内外の粗悪な石炭を介在する砂岩およびシルト岩の互層が局部的に認められる。 本シルト岩と馬追山屑の硬質頁岩との指交関係は馬追山東麓伏見附近で観察され， 追分向斜の両翼ではシルト岩中にしばしば硬質頁岩をレンズ状に挟有している。
集塊岩の安山岩礫は青灰色を呈する新鮮な堅硬緻密なものから， 暗灰褐色を呈する多孔質なものまで種々ある。 新鮮なものでは長径 2 mm 以下の長柱状の斜長石斑晶が認められる。
鏡下では
新嶮淵に露出する安山岩質粗粒凝灰岩は， 細礫ないし粗砂大の火砕岩粒を主とし， 少量の細かい砕屑物， 結晶片が間をうめている。 殆ど無淘汰で粒は角型を呈する。 同質・類質の火山礫， 粗粒火山灰が無淘汰に堆積したものであって非火砕物は全く混入していない。
礫岩 は図幅地域南西隅の南北性の山梁， 古山北方および追分向斜の軸部安平川の南岸に露出する。 主として胡桃大ないし指頭大以下の古期岩類の円礫からなり， 砂岩と互層する。 礫岩， 砂岩はよく淘汰され， 一般に固結度は極めて低い。 本礫岩と前述のシルト岩との関係は整合一連であり， かつ一部相互に側方に移化し合うものと考えられる。
由仁層は全体を通じて大型化石の産出は極めて稀である。 筆者等は協和部落の神社附近に露出し， 集塊岩の周縁相と考えられる凝灰質粗～中粒砂岩中から Cardium sp.， Natica sp. その他種属鑑定不能のもの２～３個体を採集しただけであって， これだけでは由仁層の堆積の時代を決定し得ない。 本層の地質時代を決定する古生物学上の資料としては, 1956 年に始めて本層の下部から Cyc!ammina japonica ASANO が報告され 34) ， 少くともこの下部は中新世に属すると考えられるにいたったが， 最近， 土田定次郎の研究 44) により， 由仁層のシルト岩からなる部分は， Cyclammina - Hatlothragmoides - Martinottiella 群集を産し， これに Eponides sp.， Bulimina cf. putoides， Spirosigmoilinela comtressa を随伴し， 南に接する早来図幅地域の軽舞層に対比され， 上部中新世であることが明らかにせられた。
本層は最初馬追山層と一括して追分層 3) と呼ばれていたが， 現在では一般の慣例として迫分層 [ 以下の [注1] 参照 ] という名称は由仁層のシルト岩に限られているようである。 前述した通り両者の間， およびシルト岩とさきに述べた礫岩との間に異相関係が認められ， これらは地層として独立するものではなく, 岩相単位の区分と見る方が適当とも考えられる。 礫岩は本図幅の北に接する夕張図幅地域内に分布する栗山礫岩 3) [ 以下の [注2] 参照 ] に相当するものと考えられる。
本脈岩は， 馬追山の２列に併走する山稜のうち， 西側の山梁を形成している。 南北の方向をとり， その延長は松井鉱泉南方から北方図幅地域外まで約 5.5 km， 幅は最大 120 m におよぶ。 東へ向って傾斜し， その傾斜角は 50～60°であって， 川端層のそれと殆ど差がないため， 個々の露出では堆積時の熔岩流と誤認され易い [ 以下の [注] 参照 ] 。 しかし， 全般からみると川端層と斜交し， 南から北へ向って徐々により上の層準を切っている。 本脈岩は松井鉱泉附近で下盤の川端層の泥岩に若干の変質を与えているのが観察される。 この脈岩は暗緑灰色の安山岩であって， 緻密竪硬で板状節理が発達する。 肉眼では斜長石の斑晶が認められる。
鏡下では，
この脈岩の貫入の時代については， 川端層堆積後といい得るにすぎない。 舟橋三男 20) によれば 本脈岩は雨龍・空知地区にみられる玄武岩岩脈と同一時期 すなわち鮮新世後半ないし後鮮新世 -- 滝川期後半ないし後滝川期 -- としている。 しかして， 一方が玄武岩であり他方が安山岩であることは岩石区の相違によるものであろうとし， この対立は堆積区のちがいと対応するものであろうと推定している。
第 5 表に示す通り， この地域から南方の諸地域の図幅調査が完了し， おのおの地域毎に層序が明らかにされている。 これらの対比についてはかなり問題もあるが， 筆者らの見解に従って表示しておく。 フラヌイ層， 栄層， 農家層， 滝の上層は最下部に夾炭する部分があり -- 本地域内の滝の上層には見られない --， その上位に浅海温暖型の中新世化石動物群を産する砂岩層があり， 最上部は火山砕屑物に富む泥岩からなり， 表示した地域全域を通じて一連の地層と考えられる。 トニカ層は最上部の泥岩しか露出しないが, 岩相から同ーの地層と考えられよう。 受乞層， アベツ層， 振老層， アザミ沢層， および川端層の主部は規則的な砂岩・泥岩互層あるいは礫岩， 砂岩・泥岩互層， 泥岩の順序で繰返す厚い単調な累層をなす。 元神部層， 二風谷層から荷菜層の下部にかけての部分， 軽舞層から萌別層の中下部にかけての部分， 静内層， 川端層の最上部から由仁層までは 硬質頁岩（比較的下部に発達）と 珪藻質シルト岩（比較的上部に発達）とによって代表される層準であって， 若干の泥質相特有な軟体動物化石と放散虫遺骸とで特徴づけられ， 有孔虫群集は， 下位のアペツ層の層準から引続いて Cyclammina - Haplophragmoides - Martinottiella 群集が認められる。
厚賀層は Pecten (Fortipecten) takahashii YOKOYAMA を含む化石動物群を産し， 鮮新世の地層であるが， 表示した地域で， これが知られているのは厚賀層のほか舜別層だけである。 荷菜層の上部， 萌別層の上部は， これらより下位の層準と異り砂岩層が卓越し， 下位の岩相との間に割合急激な岩相の変化が認められ， 野外の追跡から厚賀層に同位であることが充分予想される。 域外の観察では由仁層の最上部礫岩の上位には砂岩が卓越し， この砂岩は岩相から厚賀層と同層位の疑もある。
第四系は主として図幅地域の西半部に発達し， 角田層， 地形から推定される古い扇状地堆積物 [ 以下の [注] 参照 ] ， 厚い陸成の火山灰層， 河岸段丘堆積物， きわめて新しい扇状地堆積物および沖積層からなる。 これらのあるものは， 前述の厚い火山灰層に直接被覆され， また他のあるものはその二次的流出による厚い被覆におおわれ， さらに極めて新期の樽前火山の降灰が殆ど全体をおおっているため調査は著しく困難である。
角田層は角田盆地の周縁部， およそ海抜 80 m 以下に分布する。 前述したように露出はきわめて不良であって， その全ぼう， 分布範囲， および他の地層あるいは堆積物との関係は把握し難い [ 以下の [注] 参照 ] 。
御園， 角田附近においてその下限は不明であるが， 主として青灰色細粒砂および同質の砂とシルトとの互層からなり， 径 1～2 cm の円礫からなる礫層, 泥あるいは埋木片を挟有する。 本層の砂層中にはしばしば直接下位に接する第三系の岩片を礫として取りこんでいる。 最上部には暗灰色の粘土があり， その上位は 次に述べる火山灰層の一員である安山岩質の火山砂礫によっておおわれている（第 7 図， a～c）。
本層は前述のように角田盆地周縁の 80 m 以下の台地を作って分布するものと考えられ， 協和附近， 追分， 中安平， 本安平附近にその露出が点々と認められる。 協和東部および追分市街地附近の露頭の柱状図は第 7 図 d， e に示す通りである。 本層はその分布から湖成層とも考えられるが， 確実な証拠はない。 飯塚保五郎の茂世丑層 13) は本層の北方延長であろうことは その分布する高度および解析の状態から疑いないものと思われる。
本図幅地域の火山灰層は， 現河床堆積物の表面を除く殆ど全域を現在の地形なりにおおうきわめて新しいものと， 角田層および古い夕張川の扇状地形をおおい， 後述する新しい扇状地形および河岸段丘によって切られるものとの２つにわけられる。
後者に属する火山灰層は図幅地域の西半部に厚く分布しているが， 地質図に表現していない東部地域にも所々山腹などにその小分布が認められる。 全般的lこ西部に厚く発達し， 東方に薄くなるようであり， 西限の馬追山周縁では殆ど全体にかなりの高度のところまで分布している。
第 8 図は追分市街北西 協和南方の人工切割における火山灰層の露出である。 火山灰層中下位から２番目に位する火山砂礫は安山岩質の粗粒火山砂からなり， しばしば指頭大の礫を混えており， これより南方 追分市街地周縁から南に接する早来図幅地域まで追跡される。 これより北方では殆ど観察できないが， 御園， 南角田附近に若干発達する。 御園附近ではこの上位に礫層が重なるところがあり， 南角田附近では泥炭を挟有するシルトが重なることがあり， かつ火山砂礫層中に偽層が認められることなどから， 角田層と一部同時期の堆積物と思われる点もある。 中上位に位する厚さ 2 m 内外の黄色浮石は 溶脱した鉄分の沈澱によって染められたものと考えられる。 この浮石層は径数 cm におよぶ大粒の浮石からなり， ところによっては厚さ 10 m 以上に達し殆ど図幅地域西半部を覆っている。
はじめに述べたきわめて新しい火山灰層は， 現在の地表面を被覆する腐蝕土の直下にあって， -- むしろ腐蝕土中に介在して -- 径数 mm の白色の浮石からなり， 厚さ 30～50 cm に達する。 この火山灰層はさきにも述べたとおり， 現河床を除いて全域を覆っており， きわめて新しい時期の降灰によるものである。
この附近に発達する火山灰層は近年土性調査の方面から調査研究が進み， この細分編年から北海道の第四紀における火山活動の編年が試みられつつある 43) 。
筆者らは， 今その大略の分布と， その成層状態に若干触れるだけにとどまったが， 詳細については今後の研究に俟たねばならない。
河岸段丘堆積物 は比高 20 m 内外の河成段丘面を薄くおおっている。 堆積物は砂礫を主とし粘土， シルトなどを混え， その厚さは僅か数 m にすぎない。 本段丘堆積物中あるいはその上には 前述の火山灰層は最上位の浮石層を除いて認められない。
扇状地堆積物 は前述のとおり， 川端の西端から中三川を経て三川にまで拡がる扇状地が地形から推定される。 この扇状地はその位置および分布から夕張川による古い扇状地であることは疑いない。 しかし現在， 厚く火山灰層におおわれて全くその堆積物は観察できない。 これより新しい扇状地が川端附近から夕張川の左岸に広く発達する。 この扇状地は， さきに述べた古い扇状地を切り， 川端附近で両者の標高差は 20 m である。 而して現河床面との比高は同じく川端附近において 20 m 内外である。 現河床との比高は下流に向って徐々に小さくなり図幅地域北限では 10 m 以下になる。
本扇状地を構成する堆積物は， 川端附近の河岸の崖で観察され， 主として礫および砂からなり， 若干のシルトを混えている。
この扇状地堆積物と前述の河岸段丘土堆積物との関係は明らかでない。 川端から円山附近における 扇状地面と対岸河岸段丘面との間に殆んど標高差は認められないことから， 両者は同一， かつ一連の堆積物とも考えられる。
この扇状地を下流に追跡すると， 夕張川が石狩平野に注ぐあたり 栗山附近で標高 20 m 内外となり， この先は石狩平原の低湿地となり， 夕張川は平原中をゆるやかに自由蛇行する。 このような河川勾配の遷急点は 石狩平野周縁において標高 15 m 内外のところに存在することから， 田上政敏は 当時石狩平野は潟湖 -- 石狩潟湖 -- の状態にあって， 海面は現在より 6 m 高く最大 15 m にわたっていたと考えている 11) 。 このような事実から考えると， この扇状地堆積物は石狩潟湖の時期の堆積物であって， 海水面の現位置までの降下によって， 侵蝕が回春し， 現河床と現在見られるような比高をもつにいたったものと考えられる [ 以下の [注] 参照 ] 。
この項に述べる沖積層は殆ど現河床の堆積物に限定する。 前述の扇状地は石狩潟湖が沖積世のものであるという田上の説 11) にしたがえば， その当時の沖積作用により形成されたものと考えられ， 本項に入られなければならないが， その地形上の性状から独立してさきに述べた。
現河床を構成する沖積層の主要なものは夕張川に沿って発達するものであって， 主として古期岩類の円磨礫からなり， 若干の第三系から由来した礫を混えている。 その厚さはきわめて薄く， 数 m にも達しないところが多いようである。
本安平川， 剣淵川の流絡に沿って発達するものもかなり広い分布を示している。 これらの両河川はきわめて勾配がゆるやかであって， 著しい自由蛇行をしている。 これらでは河筋に殆ど基盤である第三系が認められず， 沖積層の全ぼうは不明である。 本安平附近の河道の切替工事場で観察されるところでは， 中～粗粒の砂シルトおよひ火山灰からなり， 厚さも数 m 以上に達する。 また， この氾らん原中には所々に低湿地があって泥炭地となっている。
この地域は， 低度の動力変成岩と蛇紋岩の貫入とによって特徴づけられる一大構造帯をなす神居古潭帯の 西方前面における樺太 - 蝦夷第三紀褶曲帯に包括される。 したがって， 本地域内に認められる主要な地質構造は， 褶曲帯の方向と一致し NNW - SSE の方向性をもっている（第 9 図参照）。
褶曲構造 は， その主なものをあげると東から， 図幅地域の北東隅をかすめる平和背斜， セイヨ沢向斜， 草木舞沢背斜， 築別向斜， 本安平背斜， 追分向斜， 馬追山背斜である。 これらのうち， 域内および南北に接する地域の地質構造を大きく支配するものは， 築別向斜， 本安平背斜， 追分向斜および馬追山背斜の４つの大きな褶曲構造である。 これらはいずれも西方のもの程ゆるやかな褶曲構造を形作っている。
築別向斜は図幅地域の中央部を縦断し， 北方延長は夕張図幅地域を経て岩見沢図幅地域内 幾春別川北岸まで追跡され， 南方延長は早来図幅地域内でシヨルマ向斜と呼ばれている。
本安平背斜は前述の築別向斜の西側を併走し， 南方延長は早来図幅地域内の平取背斜に連なる。 北方延長は 夕張線以北において 第四紀の扇状地堆積物および角田盆地の沖積層下に没する。
追分向斜は， 本安平背斜の西側， 追分町の東方を南北に走り， 南方延長は厚真向斜と呼ばれている。 北方延長については本安平背斜とともに不明である。
馬追山背斜は図幅地域の西端にあって， 北半部は域外にある。
断層 の大部分は上述の褶曲構造と同一方向を示し， 褶曲構造と密接不可分の関係にある。 東から熊の沢断層， セイヨ沢断層， 雨霧山断層， 本安平断層および馬追山断層である。 これらのうち熊の沢断層は東から西への衝上断層であって， 本地域より以北において石狩炭田の構造を大きく支配している。 また本安平断層も同様な衝上断層であって， 南方延長部 平取地域にもっとも衝上量が大きく, 滝の上層に対比される栄層をして， 馬追山層に対比される二風谷層に直接せしめている。
これらの地質構造を大観すると， 第三系最上部の由仁層まで向ーの褶曲， 断層運動に関与している。 この造構造運動の時期は周縁の資料から鮮新世に入ってから後であるとされている。 しかしこれらの地質構造の発達過程を細かくみると次のようになる。 すなわち， 古第三紀後葉， 漸新世の幌内層の堆積後に陸化削剥が認められ， 地盤の上昇がある。 この運動は滝の上層基底の緩傾斜不整合に表わされている。 その削剥量は北に大きく南に小さく， 東西での相異は観察できない。
滝の上層は新第三系中新統の先駆をなす地層で, 本地域はもちろん， 周辺地域において普遍的に下部は浅海相を示し， 含炭する場合がある。 これに対して上部は泥岩が発達し， 地層の厚さの変化も少く一様な沈降を物語っている。
川端層は礫岩に始まり泥岩に終る周期的累層あるいはリズミカルな砂岩泥岩互層からなり， これから堆積盆の断続的な沈降と後背地の同様な上昇とが考えられる。 その沈降量は東方で大きく， 西に行くにしたがって小さくなる。 この状況は東西方向における地層中の粗粒堆積物の消長， 礫岩に始まり泥岩に終る輪廻層の厚さの消長 および中位に介在する凝灰岩層の層間距離の増減などから容易に推察される。 すなわち， 東方程粗粒堆積物が卓越し， 礫岩層の礫の大きさも東方程大きく拳大から人頭大のものがかなりあり， かつその厚さも非常に著しいが, 西方では礫岩の量を減じ， 細粒礫岩から粗粒砂岩程度となる。 輪廻層も礫岩， 粗粒砂岩などが卓越するため， 西方のものに比べて東方のもの程厚く 10 数 m に達する場合が多い。 また， 中位に介在する４枚内外の凝灰岩の層間距離も西に向って著しく減少する。 すなわち， 築別向斜の東翼では約 1,000～1,200 m に達するが， 本安平背斜附近では 500 m 内外にすぎず， さらに西方馬追山附近では， 本層全体が凝灰質となり， 互層中の泥岩に当る部分が殆ど凝灰岩ないし凝灰質泥岩ともいい得る岩質となっている。 加うるに馬追山附近では川端層は前述のとおり陸成層となっている。 これらの事実は堆積物の供給源は東方にあったことを推定させ， 前述のような東方程大きく西方程小さい沈降運動は 川端層の堆積間引続いて行われたものであることを物語るものであろう。 このようなととろにより沈降量の異る運動 -- 堆積間ずっと引続いた -- は 宗谷から日高海岸にいたる同時代の地層に普遍的に認められ， 前述の地域の川端期の運動 [ 以下の [注] 参照 ] として注目される。
この運動の時期 -- 継続期間 -- は前述のとおり， 川端層の層位上の位置から中新世中後期と考えられ， なお時間的には案外に短い期間とも考えられる [ 以下の [注] 参照 ] 。
次に 馬追山層から由仁層の堆積の時期には この地域は比較的安定した海域となっていたことがその構成岩から推定される。 ただし， 馬追山周縁 -- ことにその西部地域 -- は浅海ないし汽水の環境にあったものと考えられる。 すなわち， この附近では川端層中に石炭が認められ， かつ馬追山層から由仁層にかけての海成相と同時期である千歳夾炭層が その西麓に発達している。 これらの事実から馬追山附近は東部の地域が引続いて海面下にあったとき， 川端層の堆積時から引続いて海面上に頭頂部をあらわすような状態にあったものと考えられる。
前述した， 北々西 - 南々東方向をとる本図幅地域内の褶曲構造とこれに伴う断層の時期は， 域内の資料からだけでは中新世後期の由仁層堆積後， 第四紀以前とだけしかいい得ない。 しかし， この地域を含めて， 宗谷から日高海岸にわたる新第三系堆積盆全体から見ると， 中新世後期から引続いて鮮新世の地層が堆積し， その間に地層の間隙は認められず， この堆積盆の新第三系の褶曲の時期は鮮新世に入ってから後とされている 31), 37), 39), 42) 。
本図幅地域内において現在採掘されている鉱物資源は全くない。 しかし， 馬追山背斜には古くから油徴が知られ， かつて試掘されたことがあり試掘井の跡が所々に認められ， 千歳夾炭層は探炭ないし小規模な稼行が行われたことがあるらしく旧坑跡， 研捨場などが現在なお認められる。 このほか， 馬追山の安山岩岩脈を対象に現在採石が行われ， 夕張川の砂利の採取， 各地でアッシュブロックの原料として 小規模ながら火山灰層中の浮石の採取が行われている。 以下その各々について簡単に述べる。
北の宗谷から日本海の海岸沿いに留萌を経て岩見沢から日高海岸新冠， 三石地方に延々と連なる地帯に広く発達する中新世の地層は, 北海道における主要含油帯となっている。 この含油帯は地質構造， その他の地質条件から大きく北部（小平川以北 天北地方）， 中部（小平川以南 峯延までの樺戸山地およびその周縁部） および南部（岩見沢以南日高海岸まで）に３分される。 本図幅地域は南部に属し， 細々ながら産油を続けている勇払油田の北に接して， 多くの背斜構造が南北性の方向をとって配列しているところであり， 勇払油田における産油層である振老層に連続する川端層が厚くかつ広く発達している。
油徴は馬追山背斜の軸部の滝の上層および川端層， 本安平背斜の川端層中随所に散在する。 多くは上記地層中の砂岩に油臭を感じ， これを粉砕して水中に投ずれば水の表面に油膜を生ずる程度である。 なかでも顕著なものは千歳町協和附近のものである。 この油徴は， 嶮淵川と馬追山背斜軸の交わる点から西方約 600 m， 嶮淵川南岸の畑地の中にあって， 約 2 m × 2 m の広さにわたって畑の土壌中に原油の滲出が見られ， 石油を伴って噴出する可燃性天然ガスのためにその中央部が地割れして盛上っている。 この油徴は農作物のため道路からは認められないが， 滲油部の農作物の発育が著しく阻害されているため容易に見出し得る。
このほか， 幌加の北西, 馬追山背斜の西翼に当る水田中に 鹹度の高い塩水とともに可燃性ガスが噴出しているのが認められる。 また， 追分の西方， 安平山の山稜の西側にある試掘井の一つに小量の原油と可燃性天然ガスの湧出がある。
過去における試掘の記録 :
現在認められる試掘井の跡は幌加南方と，
追分西方約 2 km の地点で，
このほか，
後者の南の方にも試掘の記録がある。
これらはそれぞれ千歳（７坑井），
追分（４坑井），
安平（３坑井）試掘地と呼ばれていて，
記録によれば，
昭和 11 年から昭和 15 年までの間に掘さくされたものであり
-- 追分試掘地のものは掘さく年度不明 --
いずれも不成功に終っている。
掘さく深度は 70～1,416 m である。
地質の項に述べたとおり， 馬追山附近に発達する川端層および千歳夾炭層中に石炭が賦存する。 川端層に挟有されるものは 20～30 cm の炭質頁岩および 50 cm の粗悪な石炭であって稼行の対象とはならない。 千歳夾炭層の主部は西隣恵庭図幅内にある。 ３枚の炭層があるといわれるが， 露頭は確認できず， 旧坑口（かなりの数にのぼるようである）と研捨場の分布から， 炭層の賦存地域は図幅地域の境界部より西側と思われる。 附近の住民の話によれば昭和の初期に一時採炭され， 馬車で追分に送炭されたというが稼行状況も詳らかでない。
調査当時から南角田附近において夕張川の川砂利が採取せられ， 道路の敷石として用いられている。 しかし， 第三紀層の砂岩頁岩の礫が混在するため良好なものは得られない。 このような状況のところ， 馬追山の安山岩岩脈が注目せられ， その賦存状況がこの調査によって明らかになり， 昭和 33 年から旧松井鉱泉附近において採掘されるようになった。 この岩脈は幅 100～120 m， 延長 5.5 km の規模があり， 現在， 古山より松井鉱泉附近をとおり西方長沼にいたるパス道路が開通し， この路面上だけで高低差 50～60 m あってきわめて有望である。
最近， 耐寒， 耐火建築の材料としてアッシュブロックが脚光を浴びるようになったので, 三川でも附近に発達する火山灰層中の浮石を原料として 小規模ながらアッシュプロックが製造されている。
以上のほか， 主として川端層中に硫化水素を含む冷泉が存在している。 これらのうち， 松井鉱泉がかつて浴用に供せられていたが, 調査当時にはすでに廃業し， 荒廃していた。
EXPLANATORY TEXT OF THE GEOLOGICAL MAP OF JAPAN Scale, 1 : 50,000
(Sapporo - 32)
By KYUYA MATSUNO and MITSUO HATA
The Oiwake sheet, covering the area from lat. 42°50' to 43°N. and from long. 141°45' to 142°E. is situated on the western border of the Ishikari Coal Field. The town of Oikawa which is the most densely populated town in this area lies at a distance of 40 km south east of Sapporo City.
The Terriary system within the area can be subdivided into formations and members based upon their lithology, palaeontology and stratigraphy (Table 1). The Quaternary system is also subdivisible as shown in Table 1 on the bases of lithology and topography.
The Paleogene system in the area can be subdivided into two formations by the unconformity between them, the Ikushumbetsu formation below and the Poronai above.
The Ikushumbetsu formation is compoosed chiefly of whitish gray tuffaceous sandstone intercalated with coal and siltstone ; white siliceous hard tuffs appear in its basal part. From the formation, the fossil flora called the Woodwardia flora cottelative to Kenai flora in Alaska is reported widely by many investigators in the Ishikari and Sorachi Coal Field. The surface distribution of this formation is quite restricted in this area and only a part of the topmost horizon of the formation can be seen in the northeastern corner of the area of the sheet.
The Poronai formation overlies unconformably the aforementioned Ikushumbetsu formation and comprises dark gray homogeneous mudstone which upward becomes silty and tuffaceous. Only a layer of sandstone rich in glauconite whose thickness is about 1 m occurs just above the unconformity. The fossil molluscs and foraminifera occuring in this formation are characteristics of Oligocene ; They are called the Poronai faunas.
The Neogene system if subdivided into four formations, from the lower upwards ; Takinoue, Kawabata, Umaoiyama and Yuni formations.
The Takinoue formation unconformably covers the Poronai formation. It is composed of green tuffaceous sandstone which yields andesitic volcanic conglomerate and tuff breccia below, while above is found dark gray compact mudstone, intercalated with several layers of pumiceous tuff and tuff breccia. The marine molluscs from the lower sandstone comprise important warm climate elemenmts of the early middle Miocene in Japan ; they have extensive distribution, yet only a short geological range. The upper mudstone member lacks fossils except scanty foraminifera.
The Kawabata formation overlies the Takinoue formation conformably ; it consists of rhythmic alternation of dark gray mudstone and sandstone or a cyclothemic arrangement of conglomerate. sandstone, alternation of sandstone and mudstone, and mudstone. It is characterized by the absence of benthonic mega-fossile, and of shallow facies which area indicated by such characters as cross bedding, coal, plant fossils and others. Additional remarable features of this formation are sedimentary structures such as interformational folding, erratic blocks and slumping sheet or balls in the conglomerate, and conglomeratic mudstone or tilloid.
This formation is characterized palaeonthologically by Cyclammina - Haplophragmoides - Martinottiella fauna. And it is noticed that shallow faceies which is characterized by the presnce of interior coals is to be found only in the western side of this mapped area.
The Umaoiyama formation also conformably covers the Kawabata formation. It is mostly composed of hard shale except andesitic agglomerate and sandstone locally distributed near the Umaoiyama area. From this formation, Cyclammina spp. and Makiyama chitanii are found from which this formation is concluded to be Miocene age.
The Chitose coal-bearing bed is contemporaneous with marine Umaoiyama formation and basal part of the Yuni formation. The Chitose coal-bearing bed is covered by fall ashes of Quaternary age so that precise rock facies can not be observed in the area. But, it is estimated roughly that the facies comprises pyroclastic sandstone, Siltstone and coal if one may judge from the waste of the coal mines worked several ten years ago.
The Yuni formation transforms gradully from the underlying Umaoiyama formation ; the interrelations between them are of interfingering. The main part of the formation consists of gray siltstone whose bottom part is intercalated with lenticular andestic agglomerate or agglomeratic tuff layers. Marine molluscs are of rare occurence in this formation. But, a foraminiferal fauna was reported from gray siltstone recently ; it is defined to be of Miocene and Cyclammina - Haplophragnmoides - Martinottiela fauna.
The Quaternary system can be subdiveded into Kakuda formation, two fan deposits of Pleistocene and Recent, twho river terrace deposits along Yubari River, volcanic ash beds and alluvial deposits.
The Kakuda formation which is distributed horizontary on the deformed Tertiary system in the north western potion of the area comprises gravel, sand, silt, pumice, volcanic sand and gravel, and peat. It may be of an ancient lake bottom.
The tow fan deposits, younger and older, which were formed by the action of the Yubari River develop in the southern portion of the Kakuda basin. The older one is distinguished only by topographical observation, and is defined to be of Pleistocene agre. The other, yonger one which may be Recent is comprised of sand and gravel.
The volcanic ash beds covering a broad area comprise ash, pumice, and volcanic sand and gravel. Most of those beds are younger than the Pleistocene deposits described in the earler lines and older than the Alluvial deposits.
The Alluvial deposits which form fluviatile plane of rivers in the area are mostly composed of sand, gravel and clay sometimes intercalated with peat.
In this area, there is no mine at all in operation and only one quarry is in operation at Umaoiyama.
Oil seepages and gas indications are distributed broadly in the axial portion of the Umaoiyama anticline and the Ponabira anticline ; almost all of them are in the Kawabata formation. From early recent times, geological investigations for oil and gas prospecting have been conducted by the Geological Survey of Japan, Teikoku Oil Co., Oil Resources Exploitation Co., and other groups up to date. Based on the results of such prospecting, at least 14 test borings were made before 1940 along the Umaoiyama anticline. But, they were not successful.
On the western portion of Umaoiyama, it is said that the coal seams of the Chitose coal-bearing bed was worked on a small scale more than 20 years ago, but its production is unknown. The quality and thickness of the worked seams can not be clearly ascertained because of ill exposure by the surface survey.
The andesite dike making the ridge of the Mt. Umaoiyama is quarried for construction use to the west of Hurusan. This dike has a width of 100 to 120 m and north south extention of about 5.5 km ; it dips 60 - 65° to the east.
Besides the above mentioned, pumice of the Quaternary volcanic ash is used as material for ash block. Sulphide cold springs are scattered in the Kawabata formation. Among of them, one west of Hurusan was used for a public bath, in the time past.
昭和 35 年 2 月 10 日 印刷 昭和 35 年 2 月 15 日 発行 著作権所有者 北海道開発庁