地域地質研究報告
５万分の１図幅

札幌（4） 第 42 号

千歳 ちとせ 地域の地質

地質調査所 環境地質部 曽屋龍典
地質調査所 地質部 佐藤博之

昭和 55 年

地質調査所

目次

I.		地形
II.		地質概説
II.1		研究史
II.2		概説
III.		伏在新第三系
IV.		更新統
IV.1		伏在海成更新統
IV.2		千歳泥炭層
IV.3		支笏火山噴出物
IV.3.1		鵡川降下火砕堆積物
IV.3.2		支笏降下火砕堆積物
IV.3.3		支笏火砕流堆積物
IV.3.4		支笏火山噴出物の性質
IV.4		再堆積層
IV.4.1		風成二次堆積物
IV.4.2		水成二次堆積物
IV.5		恵庭および羊蹄降下軽石堆積物
IV.5.1		恵庭 c 降下軽石堆積物
IV.5.2		羊蹄第３軽石・スコリア層
IV.5.3		恵庭 a 降下軽石堆積物
V.		完新統
V.1		樽前 d 降下火砕堆積物
V.2		沼の端層
V.3		植苗層
V.4		樽前 c 降下火砕堆積物
V.5		樽前 b 降下軽石堆積物
V.6		樽前 a 降下軽石堆積物
V.7		樽前火山の噴火史および火山噴出物の性質
V.7.1		噴火史
V.7.2		樽前火山噴出物の性質
V.8		湿原堆積物
V.9		沖積層
VI.		応用地質
VI.1		温泉
VI.2		地下水
VI.3		地盤災害
VI.4		土砂
文献

Abstract

図版

図の目次

第 1 図		千歳図幅地域とその周辺の地形図
第 2 図		駒里付近における火砕岩台地上の尻無川
第 3 図		勇払原野の縄文海進期以降の地形発達史
第 4 図		勇払原野の砂丘
第 5 図		支笏湖～千歳間地震探査から求められた地下構造
第 6 図		伏在海成更新統の試錐柱状図
第 7 図		ウルム氷期（支笏火山噴出物堆積前）の地形復原図
第 8 図		支笏火山噴出物の地質柱状図
第 9 図		Mpfa3 の分布図
第 10 図	Spfa10 の分布図
第 11 図	Spfa8 の柱状図
第 12 図	Spfa8 の分布図
第 13 図	ニタッポロ（地点 182）における Spfa8～10
第 14 図	Spfa7 の分布図
第 15 図	Spfa7～8（Ssfa）の分布図
第 16 図	Spfa6（破線）および Spfa5（実線）の分布図
第 17 図	Spfa4 の分布図
第 18 図	Spfa3 の分布図
第 19 図	Spfa3～5（Op-1）および Spfa6（Op-2）の分布図
第 20 図	Spfa2 の分布図
第 21 図	Spfa2U と Spfa2L の分布図
第 22 図	Spfa1 の分布図
第 23 図	早来（第 8 図の地点 233）における Spfa1 の基底部
第 24 図	各地における Spfa1
第 25 図	Spfa1 の中の化石林
第 26 図	支笏火砕流堆積物の分布図
第 27 図	支笏火砕流堆積物のフローユニットの境界
第 28 図	軽石流堆積物の二次噴気孔
第 29 図	イチシママチ川（地点 4）における軽石流堆積物の試錐柱状図
第 30 図	軽石流堆積物（P）とスコリア流堆積物（S），蘭越（地点 6）
第 31 図	鵡川降下火砕堆積物の斜方輝石組成
第 32 図	支笏降下火砕堆積物と火砕流堆積物の斜方輝石組成
第 33 図	Spfa8 の斜方輝石組成
第 34 図	支笏火山噴出物の性質
第 35 図	恵庭火山起源の降下軽石堆積物の分布図
第 36 図	En-a 層，Yo.Ps-3 層および En-c 層の柱状図
第 37 図	羊蹄第３軽石・スコリア層の分布図
第 38 図	恵庭 a 降下軽石堆積物の分布図
第 39 図	樽前火山起源の火山灰の分布図
第 40 図	火山灰層と地形の関係を示す模式図
第 41 図	稔橋（地点 30）における火山灰と沼の端層
第 42 図	沼の端層の基底の等高線図
第 43 図	植苗層の層厚
第 44 図	Ta-c 層の分布図
第 45 図	稔橋（地点 30）における柱状図
第 46 図	樽前 b1 降下軽石堆積物の等層厚線図
第 47 図	Ta-b8 フォールユニットの分布図
第 48 図	Ta-b4 フォールユニットの分布図
第 49 図	Ta-b1 フォールユニットの分布図
第 50 図	樽前 a 降下軽石堆積物の等層厚線図
第 51 図	Ta-a8 フォールユニットの分布図
第 52 図	Ta-a4～6 フォールユニットの分布図
第 53 図	Ta-a3 フォールユニットの分布図
第 54 図	Ta-a1 フォールユニットの分布図
第 55 図	第 56 図の柱状図の位置図
第 56 図	千歳図幅地域とその周辺の Ta-b および Ta-a 層の柱状図
第 57 図	樽前火山の歴史時代噴出物の全鉄 - MgO - アルカリ図
第 58 図	樽前火山噴出物の斑晶輝石
第 59 図	1968 年の十勝沖地震の震度分布図

表の目次

第 1 表		火山灰層の命名・対比の変遷
第 2 表		地質総括表
第 3 表		千歳泥炭層の花粉分析表
第 4 表		支笏火山噴出物にかかわる 14C 年代
第 5 表		支笏火山噴出物の量
第 6 表		支笏火山噴出物の化学組成
第 7 表		樽前 b 降下軽石堆積物（Ta-b）の特徴
第 8 表		樽前 a 降下軽石堆積物（Ta-a）の特徴
第 9 表		樽前火山の噴火記録
第 10 表	樽前火山の形成史の総括表
第 11 表	樽前火山噴出物の量
第 12 表	樽前火山噴出物の化学組成
第 13 表	樽前火山の歴史時代噴出物のモード分析
第 14 表	Ta-b，Ta-a 軽石および中央火口丘スコリアの互に接する輝石の組成と平衡晶出温度
第 15 表	前史時代の樽前火山噴出物の特徴
第 16 表	温泉分析表
第 17 表	深井戸の諸元表
第 18 表	千歳・苫小牧周辺の超深井

図版の目次

第 Ⅰ 図版	1. 早来（第 8 図，地点 233）における支笏降下火砕堆積物の遠望
		2. 美々（地点 15）における
		   支笏軽石流堆積物（Spfl）と支笏降下火砕堆積物 1（Spfa1）
第 Ⅱ 図版	1. 直立炭化木 Picea jezoensis，美々（地点 15）
		2. 支笏火砕流堆積物と二次噴気孔（島松）
第 Ⅲ 図版	1. 植苗（Loc．21）における火山灰層
		2. 美々貝塚の柱状断面
第 Ⅳ 図版	1. 樽前 b 降下軽石堆積物
		2. 樽前 a 降下軽石堆積物

地域地質研究報告 （昭和 54 年稿）
５万分の１図幅

札幌（4） 第 42 号

千歳 ちとせ 地域の地質

千歳地域の地質調査は 昭和 39 年から 40 年にかけて行われ， さらに佐藤が昭和 51 年に補備調査を行った。 樽前火山噴出物については 曽屋が北海道大学に在学中から研究をつづけていたものであり， 支笏火山噴出物については 主に佐藤が調査した。

この間に 北海道大学の勝井義雄 教授および 北海道教育大学 札幌分校の春日井昭 教授には野外と室内において指導と討論をいただき， また， 室蘭工業大学の山口久之助 教授， 北海道立地下資源調査所の松下勝秀 氏からは本図幅地域の地下地質についての教示をうけた。 北海道 開拓記念館の松下亘 氏， 苫小牧市 教育委員会の佐藤一夫 氏からは考古学に関する教示をいただいた。 花粉分析は北海道教育大学 釧路分校の岡崎由夫 教授， パリノ・サーヴェイ株式会社の徳永重元 博士に負っている。 本図幅地域の地質は火山灰類が主体をなすが， これらの調査については 北海道火山灰命名委員会に集った 北海道大学の石川俊夫 名誉教授， 帯広畜産大学の山田忍 名誉教授， 北海道農業試験場の音羽道三・佐々木龍男・富岡悦郎・片山雅弘の各技官， 北海道立農業試験場の後藤計二 技師の方々に教示と討論をいただいた。 輝石の EPMA 分析には [ 地質調査所 ] 地質部の奥村公男 技官の援助をうけ， 同薄片の作成は [ 地質調査所 ] 技術部の宮本昭正 技官によるものである。 日本道路公団 札幌出張所および [ 地質調査所 ] 北海道支所の村瀬正 技官からは 千歳付近における沖積層に関する資料の提供をうけた。 図面の調整は 大部分を [ 地質調査所 ] 北海道支所の熊谷なな子 技官に負っている。 上記の多くの方々に厚く感謝する次第である。

本図幅地域の周辺の地質図幅はすべて出版され， また 出版されてから相当の時日が経過している。 この報告を執筆するにあたり， それらの図幅において 本図幅地域と関係あって 記述されていなかったり， また その後に研究が進んだことについて 出来うる限り とり上げるように努めた。 さらに， 本図幅地域内における多くの方の研究成果を引用するようにした。 引用を許された方々に重ねて感謝する。

I. 地形

千歳図幅地域は 北海道を主部と南西部とに分けている札幌 - 苫小牧低地帯（石狩低地帯 ; 長尾巧（1940～1941））の南部にあって， 太平洋側と日本海側の分水嶺にあたっている。 本図幅地域全体が支笏火山の東麓にあたる火砕岩台地によって占められ， これを開析する各河川に沿った沖積平地と海岸平野が 極めて限られた部分に 存在する。

第 1 図 千歳図幅地域とその周辺の地形図 （国土地理院発行の 20 万分の１地勢図「札幌」・「苫小牧」を使用 ; 区画は５万分の１地形図）。
Topography around the Chitose District

[ 本図幅の ] 西隣の 樽前山 たるまえさん 図幅地域内にある支笏火山は ウルム氷期の約 30,000 年前に破局的大噴火を起し， 約 100 km³（勝井・村瀬， 1960）にのぼる軽石・火山灰を噴出して その周辺に 広大な火砕岩台地を作った。 本図幅地域はその東部にあたっている。 すなわち， 本図幅地域の西部では海抜約 150 m を示すが， 東方に次第に高度を下げ 東部では海抜 25 m 前後となり， さらに東方に向ってわずかに高度を増す。 太平洋側と日本海側との間の約 80 km にわたる低地の分水嶺の最低高度は [ 本図幅の北東部の ] 美々 びび の北で海抜約 24 m である。 その後, 数次にわたって噴出・堆積した恵庭火山や樽前火山の火山灰層に厚く覆われたため， 火砕岩台地の地形的特徴は単調であり， 一般に起伏に乏しい平坦な様相を示す。 ただ 千歳市街の南にある東西 1.5 km・南北約 2.0 km の砂丘がわずかに単調さを破っているが， これも 恵庭火山以後の降下堆積物に覆われているため， 切り割りの観察により察せられる程度である。

河川は地域北部の約２分の１が 支笏湖から流出した千歳川の流域であり， 千歳市街から北流して 石狩川に合流し 日本海に注いている。 南部では 美々川 びびがわ ・ 勇払川 ゆうふつがわ ・ 苫小牧川 とまこまいがわ ・ 有珠川 うすがわ [ ← 苫小牧川の南西方 ; 本図幅の南隣の苫小牧図幅地域内 ? ] 等の小河川が太平洋側に向かっている。 美々川は 一度 ウトナイト沼 [ 以下の [注1] 参照 ] を通った後に 勇払川と合流した後に 太平洋に注ぐ [ 以下の [注2] 参照 ] 。 美々川および勇払川は 谷幅も数 100 m にわたり， 湿原をともなっている。 地域の最東部に 遠浅川 とうあさがわ が南北に流れており， [ 本図幅の ] 東隣の 早来 はやきた 図幅地域内で 安平川 あびらがわ と合流して太平洋に注ぐ。

第 2 図 駒里付近における火砕岩台地上の尻無川（昭和 31 年の国土地理院発行の５万分の１地形図）。
Intermitted rivers on the pyroclastic plateau in the vicinity of Komasato

河川でとくに注目されるものは 火砕岩台地の上で消失する尻無川の存在である [ 以下の [注] 参照 ] 。 それは図幅地域の北東隅の駒里に認められる２条の河川で， いずれも 現在は河川改修工事によって遠浅川の源流に結ばれて そのように称せられている。 旧地形図によれば， いずれも 東方の馬追山地 [ = 本図幅の東隣の早来図幅地域内で南北に延びる 馬追 まおい 丘陵 ] を源流として約 5 km [ 西に ] 流れ， 台地に入って 2～3 km 流れて消失している。 流域面積は北からそれぞれ 5.7 および 4.2 km²， 見込平水量は 0.12 および 0.09 m³ / sec である（山口ほか， 1963）。 これらによる伏流水はおそらく美々川・旧遠浅川の流頭につながり， 美々付近にある多くの湧水列もこれらに関係したものであろう。

海岸平野は 勇払 ゆうふつ 原野の一部であり， 図幅地域南東隅の 沼の端 ぬまのはた 付近にわずかに認められる。 本図幅地域の南端の沼の端は太平洋の海岸から約 4 km をへだてており， 海抜約 4 m 前後であり， 沖積世 新石器時代の内湾に相当した。 新石器時代の縄文海進期の汀線は 苫小牧市からほぼ国道 [ ← 36 号線 ? ] 沿いに支笏火砕流堆積物を浸食して海蝕崖を作り， 一部は 美々川や勇払川に沿って 鳥趾状 ちょうしじょう に内陸部に入り込んだ。 海退期以降に降下・堆積した樽前火山に由来する降下火砕堆積物を除くと， 平野の海抜高度は 美々から沼の端にかけて平均 1.5 m 程度低くなり， 現在の海水準で考えられるよりも奥深くまで海水が進入したと思われる。 湾内における潮流によって 遂次 砂丘が形成されると共に， 現在のウトナイト沼や [ その北方 2 km の ] 丹治沼 たんじぬま が海跡湖としてとり残された。 山口ほか（1963）は これらの形成過程を第 3 図のように推察した。

第 3 図 勇払原野の縄文海進期以降の地形発達史 （山口ほか（1963）による川上善久の原図に加筆したもの）。
The topographic development of Yūfutsu Plain after YAMAGUCHI (1963).

すでに 海岸近くの 勇払 ゆうふつ [ ← 本図幅の南隣の苫小牧図幅地域内 ] において， 金森（1959）は 海岸平野の形成について考察するとともに， 樽前火山灰層に覆われる砂丘に注目した。 第 4 図に示される通り， これらの砂丘は 勇払付近を 頂点 [ ← 意味不明 ; 扇状の砂丘地形の「要」の位置 ? ] として 内陸部の沼の端市街の西方まで達している。 その後の火山灰層に覆われるために この砂丘が示す縞状の地形は 現地における観察でも判然としないが， 航空写真によって認めることが出来る（第 4 図）。 しかし， 最近の工業開発に伴う掘削や土砂の取り捨てのため， これらの微地形は ますます不明瞭となっている。

第 4 図 勇払原野の砂丘。 この写真は建設省国土地理院 発行の空中写真を複製したものである （50VV9PRSM314CW 170CT.4727）。
Sand dunes on Yūfutsu Plain

山地から平野部に出た勇払川は砂丘群によって流路をさまたげられ， その背後を廻りこむようにして [ = 沼の端の北側を東方に流れた後に南流して ] 太平洋に注いでいる。

II. 地質概説

II.1 研究史

本図幅地域は札幌 - 苫小牧低地帯（石狩低地帯 ; 長尾巧（1940～1941））の南部の海岸近くにあたり， 全域がほとんど火砕堆積物からなっている。 [ 本図幅の南隣の苫小牧図幅地域内の ] 海岸の苫小牧付近は 勇払 ゆうふつ と称されて 幕末から漁場が開かれ， 明治に入ってから 札幌への道は 室蘭～札幌間の陸路が多く利用された。 [ このような ] 原野がつづいて 人工的切り割りがまだ少なかった時代に, 本地域の火山灰・軽石について最初に言及したのは神保（1890）だった。 彼は札幌～苫小牧間の台地がほとんど「カルイシ」層からなり， 海上 200 尺 [ = 海抜 60.6 m ] の高地まで軽石の厚い堆積のみからなることに注目した。 そして， これら第四紀の新しい軽石層を取り除いた時には 苫小牧から石狩川河口まではまったくの低地となり， 本島（北海道）の東部と西部は連絡を失うだろうと述べている。 ついで 北海道各地から国後島に至るまでの軽石層に言及し， それらと周囲の活火山との関係を述べた上で 「これらの厚い軽石層は 単に火山噴出物の降下して堆積したもののみではなく， 一部は海水の運搬による堆積物を含んでいる」と結論した。

明治 7 年（1874）に樽前山は比較的大規模の噴火をし， 溶岩円頂丘 Ⅰ は破壊されたものと考えられる（田中館， 1926）。 その後 明治 16 年から 20 年（1883～1887）にかけて， 小爆発が頻繁にくり返された（田中館， 1926）。 明治 27 年 [ 1894 ] の小噴火は大森（1916）によって報告されている。 明治 42 年（1909）には 1 月から 5 月にかけて激しい爆発が起り， 4 月 17 日から 19 日にかけて 霧の中で溶岩円頂丘 Ⅱ が形成された（佐藤伝蔵（1909）; 大井上（1909）; TANAKADATE（SHIMOTOMAI ; 1912））。 神津（1909）は別に灰長石を記載した。 伊木常誠は北海道鉱物調査の主任として明治 43 年（1910）に日高地方を調査したが， その折に「明治 7 年の噴火の軽石が 夕張から 新冠 にいかっぷ までに及び， 夕張では約 2 尺 [ = 60.6 cm ] の堆積があった」と住民から聞いたことを述べている。 そして， 沙流川 さるがわ から 厚別川 あつべつがわ ～ 鵡川 むかわ にかけて堆積（沙流川流域では 1～2 尺， 厚別川地方では 5 寸～ 1 尺 [ = 15.15～30.3 cm ] ， 新冠地方では 2～3 寸 [ = 6.06～9.09 cm ] ， 鵡川地方で最も大）している「浮石層」について観察し， 「これらが全部 明治 7 年の噴火に際して噴出されたものかは疑わしいが， 樽前火山からの噴出にかかわるものであることは明らかである」と述べている（伊木， 1911）。 伊木の観察した「浮石層」は 樽前 b 降下軽石堆積物（Ta-b 層）と 樽前 a 降下軽石堆積物（Ta-a 層）であろうと推定される。 明治 7 年の噴火の軽石は主に南方に降下したことが記録されており， 瀬尾ほか（1968）の Ta-Ⅲa 層がそれに相当するとされているので， 日高地方において厚く堆積したとは確認されていない。 約 30 年の間に住民の伝承に過誤が生じたものと考えられる。 以後の樽前火山の活動と研究については省略する。

地表を広く覆っているこの地域の軽石層についての研究は， 土壌調査の方向から糸口が開かれて行く。

大正 6 年（1916）の北海道 第１期拓殖計画において， 火山灰地と泥炭地を目標とした特殊土性調査事業が進められた。 この結果は 大正 12 年から昭和 4 年まで（1923～1929）に 10 万分の１特殊土壌土性図として国別に５枚印刷されたが， 限られた範囲にのみ配布された。 昭和 2 年（1927）から第２期拓殖計画が立案されて 一般土性調査が実施された。 この中で 浦上啓太郎・長沼祐二郎らは 昭和 2 年から 胆振 いぶり 火山灰地の調査を行い， 火山灰土を構成している火山噴出物は樽前火山と恵庭火山からのものであり， その種類もひとつではないことが分り， 結果は昭和 8 年に発表された（浦上ほか， 1933）。 これが火山灰 層位学の日本における最初のもので， 本図幅地域内で行われたものである。 以下は長沼の回想である（北海道 農業技術発達史（1967）の p. 454）。

胆振の 安平 あびら [ ← 本図幅の東隣の早来図幅地域内 ] にゆき， 厚真 あつま [ ← 本図幅の南東隣の鵡川図幅地域内 ] ・苫小牧 [ ← 本図幅の南隣の苫小牧図幅地域内 ] と下って３ヵ月ほど土性調査を進めた。 そこに現われた土層を野帳に記入するという程度で物足りなさを感じた。 苫小牧で感づいたことは 火山灰の表面の腐植層と底土は同一の層であるということ， その結果 腐植の層と下の層を加えて５万分の１地形図に 25 cm の線で結んでみた … 早速 50 cm の線を引いてみたところ 25 cm のところがなめらかになってゆく （文章のつながらないところがあるが， 「火山灰の厚さのひとしい地点を結ぶとなめらかな線となっていく」の意味）。 下の層， またその下の層， いずれも同じ結果が出た。 A， B， C， D， E とこれだけの層について調べた。 その中の A～D が樽前山の系統， また 千歳の調査をした結果， E が恵庭岳にぶつかる。

最表層の火山灰層の降下年代については 佐々（1933）が所見を述べ， 樽前火山について初めて発見されたこの方法は北海道全体の火山について適用され， 火山噴出物の類別・分布， 火山性土壌の特性， 沖積世における火山活動などと つぎつぎに体系づけられていった（浦上ほか（1938）; 山田忍（1940・1951・1958））。

支笏カルデラ周辺に広く分布する火砕流堆積物の一部については, 浦上ほか（1933）も触れていたが， 鈴木醇・石川（1933）も樽前火山の研究を行った際に「支笏泥溶岩」の名を与えて, カルデラとの関連を強調した。 長尾巧（1940～1941）は札幌 - 苫小牧低地帯を地質構造線として着目し， 周辺の地質を総括して その地史について述べた。 その際に， 彼は「 月寒 つきさむ 火山灰層と 石山 いしやま 凝灰岩（現在の支笏火砕流堆積物の非溶結相と溶結相）とが上下関係にあるというよりも, むしろ, 水平変化の方が適当である」と卓見を述べた。 しかし， その下位にある 早来地方 [ = 本図幅の東隣の早来図幅地域 ? ] に分布する 浦上ほか（1933）の千歳洪積 c 火山灰層， [ すなわち ] 現在の支笏降下火砕堆積物については その成層状態からみて海成であると判断し， その究明については次の段階に譲らざるを得なかった。

この問題にとりくんで, 支笏降下火砕堆積物の中に化石林を発見して 降下火砕堆積物を陸成のものとし， 支笏カルデラに係る火山活動の形態， 堆積の条件， 札幌 - 苫小牧低地帯の地史と総合的に論じたのは 勝井（1958b・1959）， 勝井・村瀬（1960）， KATSUI（1963）などの一連の研究だった。 これによって支笏火山の活動の経緯， 札幌 - 苫小牧低地帯におけるウルム氷期以降の地史が明らかになった。

支笏カルデラを中心とした地質は， 土居（1953・1957）の「 白老 しらおい 」および「樽前山」， 土居・小山内（1956）の「石山」， 長尾捨一・小山内（1959）の「恵庭」などの図幅調査によって次第に明らかになっていたが， 支笏溶結凝灰岩の化学組成については佐藤文男・香川（1956）の報告があり， 軽石流堆積物の性情， 支笏カルデラの生成・構造については湊ほか（1959）， 鈴木建夫（1962）， YOKOYAMA et al.（1965）， MINATO et al.（1972）およびナポレオーネ・横山（1970）によって研究された。 早来から鵡川にかけて分布する降下火砕堆積物については， 松野・石田（1960）の記載， 佐藤博之（1968）の分帯， 岡田（1973）の粘土鉱物の研究が行われ， 春日井ほか（1980）によって 各降下火砕堆積物の性質， 十勝平野における堆積物との対比が行われた。

恵庭火山起源の火山灰層は， 浦上ほか（1933）以来は現在の恵庭 a 降下軽石堆積物が認められていたが, 春日井ほか（1968）はこれを十勝平野に追跡して， 貝塚（1956）の帯広火山砂と同じものであることを見出した。 その後， 石橋ほか（1973）， 春日井ほか（1974）， 柏原ほか（1976）によって, 本図幅地域に分布する恵庭火山起源および羊蹄火山起源の火山灰層がたしかめられた。 さらに， 札幌 - 苫小牧低地帯と十勝平野との間の支笏カルデラ起源の火山灰層については, 松井ほか（1974）， 春日井ほか（1978）が対比を行っている。

樽前火山については 鈴木醇・石川（1933）が神津（1909）， 大井上（1909）， 田中館（1925）以来初めて 山体の地質を研究した。 一方， 浦上ほか（1933）は山麓から平野部に分布する火山灰層の研究を行い， ISHIKAWA（1952・1953）， 佐々木（1957a・1957b）と山体の地質と抛出された火山灰とがそれぞれ別個に研究されて来た。 平野の火山灰については 瀬尾ほか（1965・1968）によって層厚・分布がくわしく捉えられ， Ta-d 層， Ta-c 層がそれぞれ細分され， 佐藤博之（1969）は新しい火山灰層の 植苗 うえなえ 層を見出したが， これは樽前火山起源ではないようである。

土居（1957）は 初めて 樽前火山の山体が溶岩ではなくて 火砕堆積物からなることを記載し， 勝井（1958a）は 山体における軽石流堆積物の研究から 降下軽石堆積物との直接の関係を見出し， 樽前火山の火山活動の経緯をさらに明確にした。 この研究は曽屋（1965・1971）， 曽屋・勝井（1976a・1976b）， 勝井ほか（1978）， KATSUI et al.（1978）， КАЦУЦ И.Т.Д（1978）に引き継がれている。

このように累重する火山灰層の編年については， 火山灰の間に挟在する遺跡との関連， 火山灰層に関連する炭化物や貝塚・自然貝殻層の ¹⁴C 年代決定等の研究によって進められた。 樽前火山起源の火山灰層については， 遺跡に含まれる炭化物の ¹⁴C 年代決定が RUBIN and ALEXANDER（1958）を最初として， 考古学者と火山学者・土壌学者の協力でおおよその編年が可能となった。 支笏カルデラの活動については， 石狩低地帯グループ（1965）の ¹⁴C 年代の報告をはじめとして数多く発表され， 支笏カルデラの活動が ほぼウルム氷期末であることがたしかめられると共に， これらの火山灰層は 日高山脈をはさんだ札幌 - 苫小牧低地帯と十勝平野の第四系を対比する鍵層となった。

これらの研究の過程において 火山灰層に対する命名は幾多の変遷を重ね， これを統一しようとして, 北海道火山灰命名委員会（1972）は 各火山灰層に対する略記号を定めた。 浦上ほか（1933）以来の命名の変遷を第 1 表に示す [ 以下の [注] 参照 ] 。

第 1 表 火山灰層の命名・対比の変遷。
Correlation and nomenclature of volcanic ash layers

浦上ほか （1933）	山田 （1958・   1959・   1960）	勝井 （1958a・   1958b）	瀬尾ほか （1965・   1968）	佐藤 （1969・   1971）	松沢・小坂 （1972）	春日井ほか （1968・   1974）	岡田 （1973） MINATO et al. （1972）	北海道 火山灰 命名委員会 （1972）	本報告 （1980）
…

札幌 - 苫小牧低地帯南部の地下地質は 長尾巧（1940～1941）にはじまり， 吾妻（1962）， 松下ほか（1972）, 石油及び可燃性天然ガス資源開発審議会（1969）が 周辺の地質および試錐から推定して来た。 一方， 工業立地にかかわる地質調査， 水資源の調査があり， 山口ほか（1963）， 地質調査所（1967）， 山口（1969・1974・1978）， 斎藤ほか（1972）， 北海道立地下資源調査所（1977）などが 第四紀地質を主にした多くの資料を提供している。

II.2 概説

本図幅地域は ほぼ全域が広大な火砕岩台地からなり， 後期更新世以降の限られた地層が分布するにすぎないので， 地下地質や周辺地域の既刊地質図幅において その後に進展した研究結果を記してある。 これらの総括を第 2 表に示す。

第 2 表 地質総括表。
Stratigraphy around Chitose District

時代 地層 備考 完新世 冲積層 湿原堆積物 樽前 火山 噴出物 樽前 a 降下軽石堆積物（Ta-a） 1739 年（元文 4 年） 樽前 b 降下軽石堆積物（Ta-b） 1667 年（寛文 7 年） 樽前 c 降下火砕堆積物（Ta-c） ca. 1000 年 B.C. 植苗層 [ 起源不明の火山灰層 ] ● 沼の端層 [ 縄文海進による砂層 ] 縄文海進 樽前 d 降下火砕堆積物（Ta-d） 8,940 ± 160 B.P.（GaK-2208） 更新世 恵庭 a 降下軽石堆積物（En-a） ca. 13,000～15,000 年前 羊蹄第３軽石・スコリア層（Yo.Ps-3） ● 21,100 ± 700 年 B.P.（GaK-3263）ほか 恵庭 c 降下軽石堆積物（En-c） ● ? 再堆積物 水成二次堆積物 ● 風成二次堆積物 支笏 火山 噴出物 支笏火砕流堆積物 31,900 ± 1,700 年 B.P.（GaK-713） 支笏 降下 火砕 堆積物 支笏降下火砕堆積物 1（Spfa 1） 32,200 ± 2,000 年 B.P.（GaK-714） 支笏降下火砕堆積物 2（Spfa 2） ○ 支笏降下火砕堆積物 3（Spfa 3） ○ o 支笏降下火砕堆積物 4（Spfa 4） ○ o 35,750 ± 1,350 年 B.P.（GaK-3669） 支笏降下火砕堆積物 5（Spfa 5） ○ o 支笏降下火砕堆積物 6（Spfa 6） ○ o 支笏降下火砕堆積物 7（Spfa 7） ○ 支笏降下火砕堆積物 8（Spfa 8） ○ 支笏降下火砕堆積物 9（Spfa 9） ○ 支笏降下火砕堆積物 10（Spfa 10） ○ 鵡川 降下 火砕 堆積物 鵡川降下火砕堆積物 1（Mpfa 1） ○ 鵡川降下火砕堆積物 2a（Mpfa 2a） ○ 鵡川降下火砕堆積物 2b（Mpfa 2b） ○ 鵡川降下火砕堆積物 3（Mpfa 3） ○ o 4,3200 +4,300 -2,700 年 B.P.（GaK-4110） 千歳泥炭層 ● ? 伏在海成更新統 ○ 新第三紀 伏在新第三系 萌別層 ○ 荷菜層 ○

本図幅地域は札幌 - 苫小牧低地帯（石狩低地帯）の南部に位置する。 この低地帯は 北海道南西部のグリンタフ地域と 主部の正規堆積岩の分布する脊梁の西側を分けるものであり， 本図幅地域の地下の新第三系の性格が注目されるところである。 現在までに施行された２本の深層試錐によれば， 本図幅地域の伏在 新第三系は東側の正規堆積岩の分布する地域の性格を示している。 すなわち， ウトナイ（地点 23）の R-1 井においては, 深度 1,264 m 以深は 灰色シルト岩・暗灰色泥岩・礫岩・砂岩からなる後期中新世の 荷菜 にな 層 [ Mn ] であり， 層厚約 30 m が確かめられている。 その上位の深度 192～1,264 m は 砂質シルト岩で礫岩を挟む鮮新世の 萠別 もえべつ 層 [ Mb ] である。 この正規堆積岩の確認地点 [ = ウトナイ沼の北西岸 ] から 10 km 西方にはグリンタフ相を示す千歳川集塊岩層が露出しており， これらの関係は興味深いものがある。

新第三系を覆う更新統 [ = 伏在海成更新統（Cm） ] は 多くの試錐によって知られている。 主にシルト・砂および礫からなり 海棲の貝化石を含むが， 泥炭層によって上下に分けられる。 下位層は シルトを主とし， 上位層は より礫質である。 層厚は両者を合わせて約 200 m 位と考えられる。

[ 上記の ] 伏在海成更新統と [ 後述する ] 支笏火山噴出物との間に泥炭層が挟在することが 地表・地下を問わず各所にみられる。 この泥炭層を 千歳 ちとせ 泥炭層と称する [ 以下の [注] 参照 ] 。 ¹⁴C 年代決定では ほぼウルム氷期を示し， 花粉分析の結果では 寒冷気候から亜寒帯の様相を呈する。

支笏火山噴出物は降下火砕堆積物 [ Spfa ] と火砕流堆積物 [ Spfl ] に大別される。 本図幅地域には 降下火砕堆積物の最後の支笏降下火砕堆積物 1 以上のものが露出し， [ それ ] 以下 [ の支笏降下火砕堆積物 2～10 と鵡川降下火砕堆積物 ] は [ 本図幅の ] 東隣の早来図幅地域において認められる。 最下位の 鵡川 むがわ 降下火砕堆積物は [ 本図幅地域内には露出せず ] 主に 南部 [ ← 本図幅の南東隣の鵡川図幅地域内 ? ] に分布し， その分布と岩質からみて 支笏降下火砕堆積物 10 以上 [ = 支笏降下火砕堆積物 1～10 ? ] とは異なった様相を示すため 支笏火山噴出物に含まれることは疑わしいが， 一応 [ 鵡川降下火砕堆積物を支笏火山噴出物に ] 含めることとする。

支笏火山噴出物 10 から以上 [ = 支笏降下火砕堆積物 1～10 ? ] は 最初は安山岩質の噴出物から次第に酸性となると共に, 鉱物組合わせも輝石およびかんらん石から輝石と角閃石の組合わせとなり， 支笏降下火砕堆積物 1 において大規模となり， 軽石流堆積物にと引き継がれる。 この両者 [ = 支笏降下火砕堆積物 1 と軽石流堆積物 ] は 鉱物組合わせや化学組成において大差はない。 支笏降下火砕堆積物 1 [ Spfa ] は その中に炭化した直立樹幹を有することで著名であり， 支笏火砕流堆積物 [ Spfl ] は 体積 100 km³ におよび， その結果として陥没した支笏カルデラの周辺に広大な火砕岩台地を作っている。 軽石流堆積物の噴出後， 小規模の安山岩質のスコリア流堆積物が噴出した。

火砕岩台地は一面の砂漠となり その上に小規模な砂丘や砂礫層が形成されたが， 地質図では一部 [ = 風成二次堆積物（d） ] を除いて省略されている。

更新世末に恵庭火山や羊蹄火山が活動し， それらの噴出物が本図幅地域にも堆積した。 これらのうち 恵庭 a 降下軽石堆積物 [ En-a ] はもっとも大規模のものであり， 層厚 50 cm 以上の部分が本図幅地域の大部分を占めている [ 以下の [注] 参照 ] 。

完新世初期から樽前火山が活動を開始した。 はじめに樽前 d 降下火砕堆積物 [ Ta-d ] が堆積した。 しかし， この堆積物は その後の縄文海進によって再食され， 平野部には認められない。

縄文海進による堆積物は 沼の端 ぬまのはた 層 [ Nh ] と称される。 沼の端層は砂層からなり， 豊富な貝化石を含んでいる。 沼の端市街の東方 1.5 km 地点の本層は 河川改修工事によってみられないが， 海抜約 3 m の 植苗橋 うえないはし [ ← ウトナイト沼の北方 2 km ] において 本層の分布と産出化石の報告がある。 縄文海進による「新石器汀線」の位置は 本図幅地域においては明確でないが， [ ウトナイト沼の北方 9 km の ] 美々 びび 貝塚は本邦におけるもっとも内陸部（現海岸線から約 17 km）にある貝塚であり， 同地域内に植苗貝塚 [ ← ウトナイト沼の北方 2 km ] とともに その貝殻構成が沼の端層の化石とほぼ一致することからも 古地理において興味ある関係を示している。

植苗 うえない 層は本地質図幅の調査によって新たに見出された火山灰であり， 主に南部に分布する [ 以下の [注] 参照 ] 。 噴出源は 分布と鉱物組成からみて 樽前火山とは異るようである。

樽前 c 降下火砕堆積物， 樽前 b 降下軽石堆積物 および 樽前 a 降下軽石堆積物 [ これらをまとめて Ta-a～c ] は それぞれ紀元前約 1000 年前， 1667 年（寛文 7 年）， 1739 年（元文 4 年）に噴出・堆積したものとみられ， 本図幅地域では縄文海進の退いた後の平野部にまで堆積している。 これらの火山灰層を山体にまで追跡することによって， 樽前火山の形成史がより明らかになりつつある。

湿原堆積物 [ p ] は 樽前 c 降下火砕堆積物の上下 および 樽前 a 降下軽石堆積物の上に発達する。 その分布が広いわりに層厚は 1 m 以下 [ と薄く ] ， とくに最表層は 40 cm 以下の泥炭からなる。

沖積層 [ a ] は 現河川の河床の限られた地域に分布し， 砂および礫からなる。

[ 地質図の凡例 ]

第四紀 完新世 冲積層 a 礫および砂 湿原堆積物 p 泥炭 樽前 たるまい a， b 降下軽石堆積物 および 同 c 降下火砕堆積物 Ta-a～c 普通輝石紫蘇輝石 安山岩軽石および火山灰 沼の端 ぬまのはた 層 Nh 礫および砂 樽前 たるまい d 降下火砕堆積物 Ta-d 普通輝石紫蘇輝石 安山岩スコリアおよび岩片 更新世 恵庭 えにわ a 降下軽石堆積物 En-a 普通輝石紫蘇輝石安山岩軽石 風成二次堆積物 d 砂 支笏 しこつ 火砕流堆積物 Spfl 角閃石含有普通輝石紫蘇輝石 流紋岩軽石および火山灰， 安山岩スコリアおよび火山灰 ◀ 支笏 しこつ 降下火砕堆積物 1 Spfa 角閃石含有普通輝石紫蘇輝石 流紋岩軽石 ○ 伏在海成更新統 Cm 泥・シルト・砂および砂礫 （泥炭を伴う） ● 新第三紀 鮮新世 萌別 もえべつ 層 Mb 砂質シルト岩 （礫岩を挟む） ● 中新世 荷菜 にな 層 Nn シルト岩・泥岩・礫岩・砂岩 ●

III. 伏在新第三系 [ Nn : 荷菜 にな 層， Mb : 萌別 もえべつ 層 ]

本図幅地域はすべて第四系によって覆われて 新第三系は露出していない。 札幌 - 苫小牧低地帯は グリンタフ地域に属するとされる西南北海道と, 正規堆積物の発達する北海道中軸帯との境界に属し， その地下に発達する新第三系については旧くから注目されていた。 すでに 吾妻（1962）は 低地帯の地下構造について論じ， 松下ほか（1972）も その形成過程について言及した。 低地帯の地質は石油資源の観点からも探究され， YOKOYAMA and AOTA（1965）は 地震探査の結果から低地帯の地下構造を模式的に画いた [ 第 5 図 ] 。

第 5 図 支笏湖～千歳間の地震探査から求められた地下構造（YOKOYAMA and AOTA（1965）の Fig. 15）。
Q : 第四紀層， P : 鮮新統， M : 中新統。
Subterranean structure along a line from Chitose to Lake Shikotsu.
Q : Quaternary, P : Pliocene, M : Miocene

本図幅地域の西端から約 1.5 km 西方の [ 本図幅の西隣の樽前山図幅地域内の ] 千歳川に沿って鮮新世の 千歳川 ちとせがわ 集塊岩層が露出している。 さらに上流約 1.5 km では中新世の 水溜 みずだめ 砂岩層がある（土居， 1957）。 水溜砂岩層は凝灰質砂岩および泥岩からなり， 千歳川集塊岩層は普通輝石紫蘇輝石安山岩質凝灰角礫岩であり， グリンタフ地域の堆積物と考えて差し支えない。

本図幅地域内において 伏在する新第三系をうかがわせる大深度ボーリングは, 現在のところ２本ある。 １本は [ 本図幅地域の北部・東西中央付近の ] 千歳市 蘭越 らんこし （地点 7 ; 千歳川集塊岩層の露出から約 10 km 東方）の 1,040 m であり（山口， 1974）， 他の１本は [ 本図幅地域の南東部のウトナイト沼の北西岸の ] 地点 23 のウトナイト温泉井（R-1）の深度 1,300 m で， 後者 [ = R-1 井 ] はよく研究されている（石油及び可燃性天然ガス資源開発審議会（1969）; 加藤・後藤（1976））。 R-1 井 は 192 m までが第四紀層であり， 新第三系は 192～1,264 m が 滝川 たきがわ 層（ 萠別 もえべつ 層 [ Mb ] ） [ 以下の [注] 参照 ] ， 1,264 m 以深は 荷菜 にな 層 [ Nn ] とされている。 萠別層は砂岩を主とし， シルト岩・砂質シルト岩・凝灰岩・礫岩からなる鮮新世の地層であるが， R-1 井はほとんどが砂質シルト岩からなり， 礫岩の薄層を挟む。 荷菜層は灰色シルト岩・暗灰色泥岩・礫岩・砂岩からなり， 一般に萠別層のものよりも粗い。 貝化石・有孔虫化石などに特徴のある中新世の地層であり， 萠別層との関係は整合・不整合の意見があって 一致をみていない。 R-1 井ではシルト岩からなるようである。

一方 地点 7 の蘭越では， 山口（1974）によると 770 m から抗底の 1,040 m まではシルト岩からなり， 全体が R-1 井の滝川層（萠別層）と同じ岩質のようである。

以上の２資料からみると， 本図幅地域の第四紀層の下に伏在する新第三系は, いずれも東方の北海道中軸帯に属する中新世～鮮新世の 1,000 m 以上にも達する厚い正規堆積岩類であり， 西方のグリンタフ地域における新第三系の岩相とはおもむきを異にしている。 本図幅地域の新第三系は, すでに吾妻（1962）によって向斜構造を示すことが示されており， 上記の２試錐の資料もそのことを裏づけている。 さらに， [ 蘭越の ] 西方約 10 km のところ [ = 本図幅の西隣の樽前山図幅地域内 ] に露出する千歳川集塊岩層はグリンタフ地域の岩相を示しており， 両者の間に大きな構造的差異が推定される。 松下ほか（1972）は「本図幅地域は中新世以降は沈降帯の性格を有し， 西方のグリンタフ地域とは構造線によって境され， その間は不連続的である」と述べている。

本図幅地域の東方の [ 本図幅の東隣の早来図幅地域内の ] 馬追山地 [ ← 馬追 まおい 丘陵 ] から早来にかけては 新第三系中に多くの構造線が並走している（松野・石田（1960）; 吾妻（1962））。 その一部は 極めて最近において活動した形跡がある。 卯田ほか（1979）は 早来付近において 約 3000 年前に噴火した 樽前 c 降下火砕堆積物（Ta-c 層）を切る活断層を報告しているが， これもその一端である。 本図幅地域においては， 松下ほか（1972）は前述のグリンタフ地域との境界の構造線として 東部断層を設定しているが， 現在のところ活断層としての兆候は認められない。

IV. 更新統

IV.1 伏在海成更新統 [ Cm ]

本図幅地域には海成の更新統は露出していない。 しかし， 札幌 - 苫小牧低地帯には 野幌 のっぽろ 層（佐々・森谷， 1956）が古くから知られ， さらに その後の周辺の図幅が出版された後に， 南の早来・鵡川地域にかけて海成の更新統の性格が次第に明らかとなった。 ここではまず， 藤田・石狩低地帯研究会（1967）および矢野・石狩低地帯研究会（1968）にしたがって， 本図幅地域の東方の早来～鵡川地域にかけての更新統について概略を記し， 次いで本図幅地域に伏在する海成更新統 [ Cm ] について記述することにする。

札幌 - 苫小牧低地帯の南部の [ 本図幅の東隣の早来と南東隣の鵡川図幅地域内の ] 早来～鵡川地域における更新統は， 下位から ニタッポロ層・ 美里 みさと 層・ 下安平 しもあびら 層および 汐見 しおみ 層に区分される。 これら各層の要点は以下の様である。

ニタッポロ層 : [ 本図幅の東隣の早来図幅地域内の ] 早来～ [ その南方の鵡川図幅地域内の ] 厚真 あつま 間の標高 50 m 前後の平坦面を構成する青灰色シルトおよび粘土からなる地層で， 10 m 前後の層厚を示す。 本層からは Ostrea gigas， Trapezium japonicum， Venerupis japonica， Macoma tokyoensis， Macoma sp.， Potamacorbula amurensis などの貝化石や Picea jezoensis， Trapa macropoda， Abies Veitchii， Styrax Oassia， S. japonicus， Juglans Sieboldiana subsp.， Pinus koraiensis， Alnus japonica， Prunus sp.， Carea sp.， Salix sp. などの植物化石を産する。

美里 みさと 層 : [ 国鉄 早来駅の南東方の ] 下美里付近で最高 30 m のニタッポロ層を不整合に覆う砂礫層で， 層厚は 4～7 m。 Mytilus sp.， Monia sp.， Ostrea gigas， Astarte sp.， Diplodonta semiasperoides， Trapezium japonicum， Lucinoma sp.， Cyclina sinensis, Venerupis japonica， Macoma tokyoensis， Potamacorbula amurensis， Mya japonica， Corbicula japonica などの貝化石を産する。

下安平 しもあびら 層 : [ 早来図幅地域内の ] 早来町 新栄 しんえい から [ 鵡川図幅地域内の ] 入鹿別 いりしかべつ [ ← 現在の地名は「厚真町 鹿沼」 ] 付近まで分布する青灰色シルトを主とする地層で， 層厚は 4 m + である。 海抜 7～12 m の平坦面を構成する。 堆積物の中ほどに Corbicura sp. および Ostrea sp. を産する部分があり， ニタッポロ層と岩質が類似するが， 堆積面の高度差と Juglans Sieboldiana の植物化石を含むことにより分けられる。

汐見 しおみ 層 : [ 早来図幅地域の北西部の ] 安平・ [ 鵡川図幅地域の北東部の ] 鹿沼・ [ 鵡川図幅地域の東部の鵡川の河口付近の ] 汐見の付近で 支笏降下軽石堆積物の直下にある 角礫まじり火山灰・粘土および泥炭質粘土からなる地層で， 層厚は 2 m 前後である。 Menyantes， Styrax などの植物遺体が見出される。

これらの海成更新統の延長が 本図幅地域内に広く伏在することは， すでに多くの深層試錐によって確められている。 さらに， 苫小牧～鵡川地域まで数多くの資料があって， 山川ほか（1963）は これらを一括して 下部洪積世堆積物と呼んだ。 その後， 苫小牧工業地帯や東部 苫小牧工業地帯の開発調査のため 多くの資料が加っている （山口ほか（1969・1972）; 地質調査所（1967）; 北海道立地下資源調査所（1969）; 山口（1974・1978））。

本図幅地域および [ 本図幅の南隣の ] 苫小牧地域にかけて行われた試錐資料を第 6 図と [ 後述する「VI.2 地下水」の項で示している ] 第 17・18 表に示す。

第 6 図 伏在海成更新統の試錐柱状図 [ および その地点の位置図 ] 。
Columnar sections of "Concealed Marine Pleistocene Series" obtained by drilling.

本図幅地域では 海抜 -10～-50 m を下限とする， ウルム氷期後半に噴出した支笏カルデラ起源の軽石質堆積物 [ 以下の [注] 参照 ] が広く認められ， 良好な鍵層となっている。 海成更新統は -10～-50 m 以深にあって， その下限は 地点 21 の試錐 [ ← 第 6 図には示されていない ] では深度 192 m（海水準下 189 m）を示すが， 海岸近くの沼の端では海水準下 200 m においても新第三系に達していない。 第 6 図を通観すると， 地点 5・12・24・26 の４本の柱状図において泥炭が挟まれていることが注目される。 それ以外では泥炭をみることは出来ないが， 全体に シルト質の下位層と 粗粒相の多い上位層とに大別される。

下位層はシルトを主とし， 砂および礫をはさみ， 層厚は 130～150 m を示す。 一般に砂および礫には貝化石を含むことが多いが， 化石の種名について報告されたものはない。 地点 12・24 の柱状図ではシルト中にも貝化石が記されている。 [ 本図幅地域の北東部の 祝梅 しゅくばい の東南東方 1 km の ] 地点 12 から南方へかけては シルトに挟まれる層厚 3～5 m の砂礫層はよく連続するようである。 山口・松下（1972）は [ 本図幅の南隣の苫小牧図幅地域内の ] 苫小牧から [ 本図幅の南東隣の鵡川図幅地域内の ] 浜厚真 はまあつま にかけての試錐資料を整理し， 同様に伏在する更新統に下位のニタッポロ層と上位の 静川 しずかわ 砂礫層 [ ← 前述の美里層に対比される ? ] とに区分した。 本図幅地域の下位層もシルトが多く 貝化石を多く含むことからみて， ニタッポロ層に対比して支障ないものと考えられる。

上位層は下位層とは泥炭によって境され， 下位層より比較的礫質であるが， シルトを挟むこともある。 層厚は 30～50 m であるが， [ 蘭越 らんこし の南東方 2.5 km の ] 泉沢（地点 5）では 80 m を示す。 対馬（1969）は「苫小牧 A」の試錐コアの観察において 「本層からは内湾の泥底棲貝類が大部分を占めているが， 西の里 にしのさと 層（石狩低地帯研究グループ， 1965）から見出されたキサゴ， シャミセンガイ， アカガイなどの暖海性のものは含まれていない」と述べている。 本層は下部層の削剥された浸食面の上に堆積したもので， 本層自身も削剥され， 層厚・分布は不規則であると推察される。 本層は 美里層・下安平層・汐見層のいずれとも対比し難いが， 静川砂礫層（山口・松下， 1972）に対比しておくのが現状では妥当と考えられる。

上部層（静川砂礫層）の堆積後， ウルム氷期における 主に支笏カルデラからの火山砕屑物の堆積するまでの長い間， 本図幅地域は陸化し 削剥期がつづいた。 この間に 内陸部には 東千歳 ひがしちとせ 砂礫層（北川ほか， 1974）や泥炭が堆積し， 現在の石狩川は南流して太平洋側に注いでいた。

山口（1974）は 支笏力ルデラ起源の軽石質堆積物の下限面の等深線図を作成することにより， 主ウルム氷期の古地形を明らかにした [ 第 7 図 ] 。

第 7 図 ウルム氷期（支笏火山噴出物の堆積前）の地形復元図（山口（1974）による）。 図上の枠は千歳図幅地域。
Restored topographic map in Würm Glacial Stage (stage before emplacement of Shikotsu Volcanics) after YAMAGUCHI (1974). The rectangle on the map is the Chitose District.

IV.2 千歳 ちとせ 泥炭層 [ 以下の [注] 参照 ]

海成更新統の堆積後， ウルム氷期の後期に支笏火山噴出物が堆積する間， 陸化した札幌 - 苫小牧低地帯に堆積した泥炭層が 各地の地表および試錐資試料に見出される。 これらを一括して千歳泥炭層と呼ぶことにする。

千歳泥炭層は 北から， [ ① ] 東千歳 新川の砂利採取場（= [ 後述する「IV.3 支笏火山噴出物」の項で示している ] 第 8 図の地点 304 の新川） [ ← 本図幅の北東隣の追分図幅地域内 ] ， [ ② ] 下安平 しもあびら [ ← 本図幅の東隣の早来図幅地域内 ] ， [ ③ ] 田浦 たうら [ ← 本図幅の南東隣の鵡川図幅地域内 ] などの地表， および [ ④ ] 苫小牧 A [ ← 本図幅の南隣の苫小牧図幅地域内 ] の試錐試料が知られている [ 以下の [注] 参照 ] 。 これらのうち 東千歳 新川のもの [ ① ] は 北川ほか（1974）によって 花粉分析と ¹⁴C 年代測定が行われ， 下安平 [ ② ] と 苫小牧 A 試錐 [ ④ ] のものは ¹⁴C 年代測定がされている。

東千歳 新川の砂利採取場では 層厚 15 m におよぶ粘土層の中に 泥炭が８層 [ Ⅰ～Ⅷ 層 ? ] 挟在し， [ 泥炭の ] 第 Ⅳ 層は 34,640 +4190 -2740 年 B.P.（GaK-4717）， 第 Ⅵ 層は ＞ 33,000 年 B.P.（GaK-4718）を示す（北川ほか， 1974）。 一方， 下安平と苫小牧 A の泥炭は， 前者は 29,200 ± 600 年 B.P.（GaK-712）， 後者は 29,900 ± 900 年 B.P.（GaK-1694）を示している（佐藤博之（1969）; KIGOSHI（1967））。 北川ほか（1974）は 第 Ⅳ 泥炭層の 34,640 +4190 -2740 年 B.P. は支笏火山の活動の始まりを示すものとし， KIGOSHI（1967）は， [ 下安平の ] 29,200 ± 600 年 B.P. と [ 苫小牧 A の ] 29,900 ± 900 年 B.P. の値が 後述する支笏降下軽石堆積物 1 の 32,200 ± 2000 年 B.P. と逆転するのは， 泥炭中に若い腐植の混入が考えられるとしている。

千歳泥炭層の苫小牧 A， 下安平および新川の泥炭について花粉分析を行った。 結果は第 3 表のとおりである。

第 3 表 千歳泥炭層の花粉分析表（単位は %）。
Pollen analyses on peat obtained from Chitose Peat.

Sample Location A-17 苫小牧 A Ts-46 下安平 Ts-324 新川 Ts-325 新川 Abies 1.0 0.2 3.3 6.8 … … … … … Trilete spore 2.9 Total pollen and spore 612 498 244 207 鑑定者 岡崎由夫（昭和 43 年） 大島秀明 伊藤良永 （昭和 52 年）

花粉によって示される古環境および古気候は以下のとおりで， いずれも寒冷な気候を示す [ 以下の [注] 参照 ] 。

A-17（ [ 本図幅の南隣の苫小牧図幅地域内の ] 苫小牧 A 試錐の深度 38.45 m）

Betula [ カバノキ属 ] が優勢な組成で， ついで針葉樹が多い。 これらのうち 寒冷系の B. Ermanii（ダケカンバ）が多いのが注目され， 現生しない Tsuga（コメツガ）も認められる。

Ts-46（ [ 本図幅の東隣の早来図幅地域内の ] 下安平）

A-17 と Betula が優勢の点で似ている。 Betula はシラカンバが主体らしいが， Betula Ermanii に注目すると 亜寒帯要素の花粉組成とみられる。 A-17 と Ts-46 の花粉組成は サロベツ付近（阪口， 1958）のものと似ていて， 緯度にして 2.5°位， 高度にして 600～700 m に近い気温降下とみられる。

Ts-324（ [ 本図幅の北東隣の追分図幅地域内の ] 新川の厚さ 50 cm の泥炭層の最上部から 10 cm）

針葉樹では Picea [ マツ属 ] が 10.7 % と多産する。 Abies [ モミの木 ? ] や Pinus [ マツ属 ] も低率ながら検出される。 広葉樹は Myrica [ ブナ ? ] が 11.5 % と多産し， Corylus [ ハシバミ ? ] ， Alnus [ ハンノキ属 ] ， Betula などもよく検出される。 草本類花粉は Gramineae [ イネ科植物 ] と Cyperaceae [ カヤツリグサ科植物 ] が多産する。 その割合は前者が 27.9 %， 後者が 12.7 % である。 これらのことから古環境は Gramineae と Cyperaceae を主体にした草地が形成されており， Myrica もそのなかに生育してしていたものと思われる。 そして， その周囲に Picea を主体にした森林が形成されていたと云えよう。 したがって 古気候は亜寒帯であろう。 また この様な気候に適して生育する Myrica は Myrica Gale（ヤチヤナギ）である。

Ts-325（ [ 本図幅の北東隣の追分図幅地域内の ] 新川の [ 厚さ 50 cm の泥炭層の ] 最上部から 40 cm）

針葉樹は Abies が 6.8 % 検出され， Picea， Pinus は少ない。 広葉樹は Alnus が １6.9 % と多産する。 他に Betula， Corylus， Lepidobalanus などが検出されるが， いずれも低率である。 草本類花粉は Cyperaceae が 35.3 % といちじるしく多い。 Gramineae は 7.7 % 検出される。 シダ類胞子は Monoletespore が 14.0 % 検出される。 古環境は Cyperaceae を主体にした草地であろう。 Abies， Alnus などの樹木はその草地の周囲に繁茂していたか， 草地の中に若干生育してしていたものと思われる。

以上のように， この [ 新川の ] ２つの試料は 共に草本類の生育した亜寒帯性気候を示しているが， 内容的に若干異っている。 草地を構成する植物として Ts-324 は Gramineae と Cyperaceae が主であり， Gramineae の方が Cyperaceae より多い。 また 落葉低木の Myrica Gale も重要な構成要素であろう。 そして， 高木類は Picea， Corylus， Alnus， Abies， Betula などであり， 草地の周囲に生育していたと思われる。 これに対して， Ts-325 は 草地を構成する植物は Cyperaceae が主体であり， Gramineae は Ts-324 のように多くない。 また， Myrica は見当らず， 高木類は Abies と Alnus によって代表され， Ts-324 で多かった Picea は少ない。

IV.3 支笏 しこつ 火山噴出物

ウルム氷期末期に西方の支笏火山が活動を開始し， 10 数回にわたって軽石を噴出した後に 大量の軽石流堆積物を周囲に堆積させ， 広大な火砕岩台地を作った。 本図幅地域内においては 軽石流堆積物 [ Spfl ] と その直下の降下軽石堆積物の１層 [ Spfa1 ] のみを観察出来るにすぎないが， [ 本図幅の ] 東方の早来地域を中心として降下軽石堆積物 [ Mpfa3, Mpfa2b, Mpfa2a, Mpfa1 and Spfa10～1 ] が観察されるので 記述することとする。

[ 本図幅の東隣の ] 早来地域においては 降下火砕堆積物を 10 層に区分することが出来るが， [ 本図幅の ] 南方 [ ← 南東隣の鵜川図幅地域内 ] の鵡川・厚真では その下位に さらに４層の降下火砕堆積物 [ 以下の [注] 参照 ] を認めることが出来る。 これらの大部分は降下軽石堆積物である。 これらについては 勝井（1958・1959）によって 最上部にある支笏降下軽石堆積物 1（Spfa1）と支笏降下軽石堆積物 2（Spfa2）が 支笏カルデラ起源であることがたしかめられ 命名された。 それ以下の降下火砕堆積物は佐藤博之（1969）によって Spfa3, 4, … と 14 まで命名されたが， 分布の確認された地点がほぼ南北の１列なので， これらが支笏火山から噴出したとする明らかな理由はない。 しかし， 最近にいたって， より東方の十勝平野における降下火山砕屑物の調査が進み 層位・岩質が明らかにされる （春日井ほか， 1978）と共に， 最下位の４層を除いて, ほぼ支笏カルデラ起源と推定して差しつかえないと考えられるようになった。

早来を中心とした降下火砕堆積物の柱状図を第 8 図に示す。 これらは 通常は 降下軽石（またはスコリア）堆積物と, その上にある褐色の細粒火山灰とが１組になっている。 火山灰層の中には赤紫色や黒色を呈するものも挟まれており， 通常は「ローム」と呼ばれており， その成因については確定していない。 これらの粘土鉱物や構成する鉱物などから， 岡田（1973）は これらの褐色火山灰層は 氷期の比較的乾燥した寒冷な気候下において, 周囲の火山灰地や さらに遠方の裸地などから 岩粉またはレスとしてもたらされた風成層と考えることを妥当とし， 下位の降下軽石堆積物が Sh1g ならば Sh1lg と命名した。 この場合， Sh1g と Sh1lg とで１輪廻の堆積物（中村ほか， 1963）に相当する。 本報告では， この堆積物の中で 比較的短時間で噴出・堆積した 降下軽石（またはスコリア）堆積物の性質について記述する。 また， 支笏降下火砕堆積物 1 と支笏軽石流堆積物とは同一輪廻の堆積物ではあるが， 後者の地形・地質の意義の大きいことから, 項を 別けて [ ← 別にして or 分けて ] 記述する。

第 8 図 支笏火山噴出物の地質柱状図 [ および 柱状図の位置図 ] 。
Columnar sections of Shikotsu Pyroclastic Fall Deposts.

IV.3.1 鵡川 むかわ 降下火砕堆積物

第 8 図の地点 188 の 上野 うえの [ ← 本図幅の東隣の早来図幅地域の南端・東西中央付近 ] から南 [ = 本図幅の南東隣の鵡川図幅地域内 ] では， 支笏降下火砕堆積物 10（Spfa10）の下位に ３層の降下軽石堆積物と１層の白色細粒火山灰層が認められる。 これらの降下軽石堆積物を 下位から 鵡川降下軽石堆積物 3， 2b， 2a， 1 と命名して， 一応 支笏火山噴出物に含めることとする。

[ IV.3.1.1 ] 鵡川降下火砕堆積物 3（Mpfa3）

本層は [ 本図幅の南東隣の鵡川図幅地域内の ] 鵡川から 軽舞 かるまい にかけて認められるが， 最近， [ 本図幅の東隣の早来図幅地域内の ] 馬追 まおい 丘陵の南端部においても確認された（春日井ほか， 1980）。 軽舞付近では層厚 1 m 前後， 軽石の直径が 1.5～2.0 cm の降下軽石堆積物である。 軽石の有色鉱物は斜方輝石がいちじるしく多く， 単斜輝石・鉄鉱がこれに次ぎ， 角閃石は認められない。 斜長石のほかに微量の石英を伴う。

本層は [ 東方の ] 十勝平野の南部にも分布し， オレンジ降下軽石堆積物 3（Op-3） と称されている（松井ほか， 1974）。 本層の分布を第 9 図に示す。

第 9 図 Mpfa3 の分布図（層厚の単位 : cm ; 春日井ほか（1978）による）。
Distribution of Mpfa3 after KASUGAI et al. (1978)

[ IV.3.1.2 ] 鵡川降下火砕堆積物 2b（Mpfa2b）

本層は [ 本図幅の南東隣の鵡川図幅地域内の北部の ] 豊丘 とよおか から 鹿沼 かぬま にかけ狭い分布を示し， 層厚 12 cm 以下の細粒の降下火山灰である。 構成鉱物の組成は上位の Mpfa2a に似る。

[ IV.3.1.3 ] 鵡川降下火砕堆積物 2a（Mpfa2a）

本層は [ 本図幅の東隣の早来図幅地域の南端・東西中央付近の ] 上野から南にみられ， 層厚は 30 cm 前後， 軽石の直径は 0.3 cm 前後の降下軽石堆積物である。 軽石の構成有色鉱物は斜方輝石・単斜輝石・鉄鉱に少量の角閃石が含まれている。

[ IV.3.1.4 ] 鵡川降下火砕堆積物 1（Mpfa1）

本層は上野から南にみられ， 層厚 30～70 cm を示し， 南にむかってわずかに薄くなる。 軽石の直径は 0.5 cm 前後であり Mpfa2a よりわずかに粗い。 軽石の有色鉱物は鉄鉱が多く， 斜方輝石と角閃石がほぼ同量で， 単斜輝石はきわめて少い。

IV.3.2 支勿 しこつ 降下火砕堆積物

[ IV.3.2.1 ] 支笏降下火砕堆積物 10（Spfa10）

本層は支笏降下火砕堆積物の最下位にあたる。 本層は外観が一般に白色を呈し， 軽石間や軽石中に長径 0.3 cm 前後の有色鉱物が「ゴマシオ」状に点在する特徴を有している。 [ 本図幅の東隣の早来図幅地域内の ] 早来付近で最も厚く， 層厚 150 cm 前後を示して 弱く固結し， 北方では 三川 みかわ [ ← 本図幅の北東隣の追分図幅地域内 ? ] 付近で， 南方では [ 本図幅の東隣の早来図幅地域の南端・東西中央付近の ] 上野において層厚 5 cm となる。 [ 本図幅の南東隣の鵡川図幅地域内の北部の ] 豊丘では層厚 1.5 cm となり， それより南には出現しない。 本層の各地での層厚と おおよその分布を第 10 図に示す [ 以下の [注] 参照 ] 。

第 10 図 Spfa10 の分布図（層厚の単位 : cm）。
Distribution of Spfa10

有色鉱物は斜方輝石・鉄鉱および単斜輝石である。 本層の最上部は細粒の褐色火山灰である。 通常は層厚 5 cm， 最大 25 cm である。

[ IV.3.2.2 ] 支笏降下火砕堆積物 9（Spfa9）

本層は [ 本図幅の東隣の早来図幅地域内の ] 早来から [ その東南東方の厚真町 ] 振老 ふれおい [ ← 現在の名称は 桜丘 さくらおか ? ] 付近に狭少に分布する火山灰の薄層で， 火山灰の中に比較的粗い軽石や岩片が散在する。 岡田（1979）は下位の降下軽石堆積物と関連させて Sh1la としている。 本層は 3～4 cm の層厚を示し， もっとも明らかに分帯される振老の南方である 振内 ふれない [ ← 位置不明 ] 付近では， 下位から 層厚 2 cm の細粒 降下軽石堆積物・ 1 cm の暗紫色 細粒火山灰・ 0.5 cm の細粒 降下軽石堆積物・ 1 cm の褐色 細粒 火山灰の順に累重する。 早来付近では軽石堆積物の部分が消失し， 色調を異にした細粒 火山灰層が層厚約 3 cm を示して累重している。 暗紫色 細粒 火山灰は 将来 噴出源近くで鍵層となることが期待される [ ← 意味不明 ] 。

[ IV.3.2.3 ] 支笏降下火砕堆積物 8（Spfa8）

本層は最上部が 1.0 cm 前後の褐色 細粒火山灰によって Spfa7 と境される降下堆積物であり， 第 11 図に示されるように５つのフォールユニット [ = 最下部層・下部層・中部層・上部層・最上部層 ] からなり， その間に時間間隙は認められない。 しかし， 各フォールユニットの分布の状態から， 本層は 野外では 通常は３層 [ = 下部層・中部層・最上部層 ] からなるようにみえる。

第 11 図 Spfa8 の柱状図（凡例および地点番号は第 8 図に同じ）。
Columnar sections of Spfa8. Legend and locality numbers are same as Fig. 8.

最下部層は 層厚 2 cm の降下軽石堆積物で， 分布は狭く 観察地点は限られる。 軽石の直径は層厚に比べて大であり 最大 2 cm， 岩片も多く含まれる。

下部層は 北方の追分地域で層厚 20～25 cm を示す降下軽石堆積物であり， 南方へ次第に薄くなり， [ 本図幅の南東隣の鵡川図幅地域内の北部の ] 豊丘（地点 299）ではみられなくなる。 より上位の層に比べて軽石が多く， 直径 0.4～0.5 cm の軽石と 0.1～0.2 cm の結晶粒からなり， 最上部はわずかに細粒で 全体として褐色を示す。

中部層は 層厚 3.0～5.0 cm， 最大 8 cm の比較的一定の厚さで分布する細粒 灰色火山灰で， 灰色の色調に特徴があり よい目やすとなる。

上部層は [ 本図幅の東隣の早来図幅地域の南端・東西中央付近の ] 上野（地点 188）より南方に分布する細粒 黒色火山灰で， 5～12 cm の層厚を示す。

最上部層は 最大 15 cm 前後の層厚を示す細粒 褐色火山灰であり， 北から南にわたり [ 本図幅の北東隣・東隣・南東隣の図幅地域内で ? ] 認められる。

Spfa8 は斜方輝石・単斜輝石・鉄鉱・かんらん石などの有色鉱物を有する。 各地での層厚は第 12 図に示されるとおりである。

第 12 図 Spfa8 の分布図（単位 : cm）。
Distribution of Spfa8

第 13 図 ニタッポロ（地点 182）における Spfa8～10。
Spfa8～10 in Loc. 182 of Fig. 8

[ IV.3.2.4 ] 支笏降下火砕堆積物 7（Spfa7）

本層は 支笏降下火砕堆積物の鍵層ともなる厚い黒色の堆積物であり， 下位の Spfa8 とあわせて 勝井（1958a・1958b）の Spfa に相当する。 本層は 早来付近で最も厚く 層厚 300 cm を示すが， 南北方向に薄くなる。 北方の [ 本図幅の北東隣の追分図幅地域の北西部の ] 古山 ふるさん から北ではたしかめられていない。 本層の各地点における層厚と おおよその等層厚線図を第 14 図に示す。 なお， 春日井ほか（1978）は， 十勝平野において 支笏降下スコリア堆積物（Ssfa）として， 本層と下位の Spfa8 を合わせた 第 15 図のような等層厚線図を示している。

第 14 図 Spfa7 の分布図（単位 : cm）。
Distribution of Spfa7

第 15 図 Spfa7～8（Ssfa）の分布図（単位 : cm ; 春日井ほか（1978）による）。
Distribution of Spfa7～8 (Ssfa) after KASUGAI et al. (1978)

本層は 層厚 5～20 cm の 8～15 フォールユニットからなる降下堆積物であり， 下部から 2～3 ユニットのところに薄い細粒 褐色火山灰がみられる以外は 連続した堆積物である。 堆積物は 各ユニットによって わずかの差異がみられるが， 一般に 比較的 やや粗粒の褐色軽石， 中粒の黒色スコリア および 有色鉱物からなり， 野外では黒色を呈する。 スコリアはかんらん石普通輝石紫蘇輝石安山岩である（ [ 後述する「IV.3.4 支笏火山噴出物の性質」の「IV.3.4.4 化学組成」の項で示している ] 第 6 表を参照）。

[ IV.3.2.5 ] 支笏降下火砕堆積物 6（Spfa6）

本層は Spfa7 を覆う降下軽石堆積物で， 最上部は層厚 5～15 cm の細粒 褐色火山灰からなる。 早来を中心として 北は追分， 南は鵡川付近まで分布する [ = 本図幅地域の東隣・北東隣・南東隣の早来・追分・鵡川図幅地域内に分布している ] 。 軽石は 早来付近で 最大の直径が 1.0 cm 前後， 赤褐色で有色鉱物の多い外観を示す。 ところによっては軽石の部分がみられず， 大部分が細粒 褐色火山灰からなることもある。 軽石の有色鉱物は 斜方輝石・単斜輝石 および 鉄鉱からなるが， 岡田（1973）は上部の細粒 褐色火山灰の中に少量の角閃石が含まれていると述べている。 褐色 火山灰の最上部は 濃褐色から赤褐色を示すことが多い。

春日井ほか（1978）は， 十勝平野に分布する オレンジ降下軽石堆積物 2（Op-2） が本層に相当するものとした（ [ 後述する「IV.3.2.8 支笏降下火砕堆積物 3（Spfa3）」の項で示している ] 第 19 図参照）。

[ IV.3.2.6 ] 支笏降下火砕堆積物 5（Spfa5）

本層は Spfa6 より狭く， [ 本図幅の東隣の早来図幅地域内の ] 安平 あびら から 振内 ふれない [ ← 位置不明 ] にかけて分布する。 本層と前述の Spfa6 の層厚分布を第 16 図に示す。

第 16 図 Spfa6（破線）および Spfa5（実線）の分布図。
上段の数字 : Spfa5 の層厚， 下段の数字 : Spfa6 の層厚， 単位 : cm。
Distribution of Spfa6 (broken line) and Spfa5 (full line).
upper numbers : thickness of Spfa5, lower : Spfa6, unit : cm

本層は 早来付近において層厚 15cm で， 軽石の最大直径が 1.5 cm の降下軽石堆積物と その上位にある褐色 細粒火山灰からなる。 軽石も褐色を示し， 鉱物粒も多く含まれる。 有色鉱物は 斜方輝石・単斜輝石・鉄鉱からなり， 角閃石は含まれない。

[ IV.3.2.7 ] 支笏降下火砕堆積物 4（Spfa4）

本層は [ 本図幅の東隣の早来図幅地域内の ] 早来から南へ次第に厚くなり， [ 本図幅の南東隣の鵡川図幅地域内の ] 田浦 たうら において層厚 60 cm を示し， さらに [ 本図幅の南東隣の鵡川図幅の南東隣の門別図幅地域内の ] 豊郷 とよさと から十勝平野にかけて分布する。 層厚分布を第 17 図に示す。

第 17 図 Spfa4 の分布図（単位 : cm）。
Distribution of Spfa4.

本層は上部に層厚 5～15 cm の褐色 細粒火山灰を有する降下軽石堆積物であり， 早来付近では 軽石の最大直径は約 1.0 cm である。 一般に淡褐色を示し， 発泡は良好である。 軽石の有色鉱物は 斜方輝石・単斜輝石および鉄鉱からなり， 角閃石は認められない。

[ IV.3.2.8 ] 支笏降下火砕堆積物 3（Spfa3）

本層は [ 本図幅の北東隣の追分図幅地域の北西部の ] 古山 ふるさん から [ 本図幅の南東隣の鵡川図幅地域内の ] 鵡川に至るまでの全域を通じて広く分布するが， 上部の褐色 細粒火山灰が厚く， 下部の降下軽石堆積物は層厚 10 cm 前後にすぎない。 ところによっては 全体が前者 [ = 褐色 細粒火山灰 ] のみからなることがある。 本層の層厚分布を第 18 図に示す。

第 18 図 Spfa3 の分布図（単位 : cm）。
Distribution of Spfa3.

降下軽石堆積物の軽石は褐色を呈し， 最大直径は 早来付近で 1.0 cm 前後を示し， 風化して軟質である。 軽石の有色鉱物は 鉄鉱・斜方輝石・単斜輝石および角閃石からなる。

上部の火山灰は 層厚 25～60 cm を示すが， 褐色 細粒火山灰の中に灰黒色の火山灰が数層認められることがある。 第 8 図の地点 171 の 振内 ふれない [ ← 本図幅の東隣の早来図幅地域内 ] では 層厚 35 cm の細粒火山灰が 上から, 褐（10 cm）- 灰黒（4 cm）- 褐（5 cm）- 灰黒（5 cm）- 褐（11 cm）の累重を示す。 有色鉱物は 斜方輝石・単斜輝石・鉄鉱および角閃石からなり， 角閃石の量比は層準によって異なり， 細粒火山灰の最上部と最下位の褐色火山灰の中に少ない。

春日井ほか（1978）は 十勝平野に分布する オレンジ降下軽石堆積物 1（Op-1） を Spfa3～5 に対比した。 第 19 図は [ Spfa6 に対比した ] Op-2 と [ Spfa3～5 に対比した ] Op-1 の分布図である。

第 19 図 Spfa3～5（Op-1）および Spfa6（Op-2）の分布図（単位 : cm ; 春日井ほか（1978）による）。
Distributions of Spfa3～5 (Op-1) and Spfa6 (Op-2) after KASUGAI et al. (1978).

[ IV.3.2.9 ] 支笏降下火砕堆積物 2（Spfa2）

本層は， 勝井（1959）によって 札幌 - 苫小牧低地帯から十勝平野にかけての分布がたしかめられた。 春日井ほか（1978）による分布図を第 20 図に示す。

第 20 図 Spfa2 の分布図（単位 : cm ; 春日井ほか（1978）による）。
Distribution of Spfa2 after KASUGAI et al. (1978).

本層は 最上部に薄い細粒 褐色火山灰があって， 上位の支笏降下火砕堆積物 1 に覆われる。 [ 本層の主体は その火山灰層の下の ] ２つのフォールユニットからなる降下軽石堆積物であり， 第 20 図の分布は 下位ユニットのそれ [ = Spfa2L ] を示している。 本層のフォールユニットを上位から Spfa2U と Spfa2L と命名する。 両者の間には間隙はない。

第 21 図 Spfa2U（破線）と Spfa2L（実線）の分布図。
上段の括弧 "()" 内の数字 : Spfa2U の層厚， 下段の数字 : Spfa2L の層厚， 単位 : cm。
Distributions of Spfa2U (broken line) and Spfa2L (full line).
upper numbers : thickness of Spfa2U, lower : Spfa2L, unit : cm

Spfa2L : 本層は支笏カルデラから東に向けて分布し， 十勝平野にまで達している。 本層と Spfa2U との分布を第 21 図に示す。 本層は斜長石と石英結晶にとむ降下軽石堆積物で， 軽石の直径は 早来付近で 1.0～2.0 cm を示す。 軽石の有色鉱物は 斜方輝石・単斜輝石・角閃石および鉄鉱からなる。 下部に比べて上部の方が やや粗い。 軽石は紫蘇輝石普通輝石角閃石デイサイトである（ [ 後述する「IV.3.4.4 化学組成」の項で示している ] 第 6 表参照）。 本層は 野外において 上下の各層に比べて際立った白色を示し， 斜長石・石英結晶の多いことから， サラサラした感触を有している。

Spfa2U : 本層は早来付近にわずかにみられ， 主に地点 188 の上野 [ ← 本図幅の東隣の早来図幅地域の南端・東西中央付近 ] から南で認められる。 [ 本図幅の西隣の樽前山図幅地域内の ] 支笏カルデラから南東に狭長に分布するようである。 上野および軽舞 [ ← 本図幅の南東隣の鵡川図幅地域内 ] 付近から Spfa2L の上位に現われ， [ 鵡川図幅の南東隣の門別図幅地域内の ] 門別から南方ではみられない。 本層は 主に 黄褐色の比較的円味を帯びた軽石からなる降下軽石堆積物であり， 軽石の有色鉱物は 斜方輝石・単斜輝石・鉄鉱および角閃石からなる。

[ これらのフォールユニットの上位にある Spfa2 の ] 最上部の細粒 褐色火山灰層は 後述の Spfa1 の化石林の母層となったものであり， 花粉化石が産出している（石狩低地帯グループ， 1965）。

[ IV.3.2.10 ] 支笏降下火砕堆積物 1（Spfa1）

本層は 小笠原（1941）によって襟裳火山砂と呼ばれたが， 勝井（1958・1959）によって Spfa2 と共に 支笏火山の活動によることが明らかにされた [ 以下の [注] 参照 ] 。

本層は [ 本図幅地域の東部の ] 美々 びび を中心として 支笏火砕流堆積物 [ Spfl ] の下位に認められ， 本図幅地域内においては層厚は最大 5 m を示すが， 下底を現わしていない。 [ 本図幅の東隣の早来図幅地域内の ] 早来付近では 4 m となる。 本層は 支笏力ルデラ形成直前の大規模な活動であって， 引きつづく支笏火砕流堆積物とともに １輪廻の噴火活動による産物である。 勝井（1959）は本層を追跡して その分布を示した（第 22 図）。 本層は支笏カルデラから 200 km 東においても層厚 50 cm を示すが， さらに [ 十勝川の河口付近の ] 浦幌郡 新吉野において 35 cm， [ 十勝平野北部の ] 士幌において 30 cm の層厚を示す。

第 22 図 Spfa1 の分布図（勝井（1959）による）。
Distribution of Spfa1 after KATSUI (1959).

本層は 基底部の薄い 2～3 のフォールユニットと 主部をなすユニット からなり ， 直接 支笏火砕流堆積物に覆われる。 支笏火砕流堆積物がない 早来以東の地点で認められる上位の細粒 褐色火山灰は， 火砕流堆積物 [ Spfl ] の上位にあるものである。

第 23 図 早来（第 8 図の地点 233）における Spfa1 の基底部。
The base of Spfa1 in Hayakita (Locality 233 in Fig. 8).

第 8 図の地点 171 の 振内 ふれない [ ← 本図幅の東隣の早来図幅地域内 ] において， 本層の基底部 は 下位から [ ① ] 有色鉱物粒の多い細粒の降下堆積物 [ 岡田（1973）の Sh1i-1 ] ， [ ② ] 降下軽石堆積物， [ ③ ] 淡褐～褐色の細粒火山灰 [ 岡田（1973）の Sh1i-2 ] の３フォールユニットからなる。 最下位の有色鉱物の多い降下堆積物 [ ① ] は層厚 1.0～2.0 cm で， 北の [ 本図幅の北東隣の追分図幅地域内の ] 追分協和 おいわけきょうわ [ ← 千歳市 協和 ? ] （第 8 図の地点 311）から 南方の [ 本図幅の南東隣の鵡川図幅地域内の ] 田浦 たうら （第 8 図の地点 298）にかけて認められる。 有色鉱物は 斜方輝石・単斜輝石・鉄鉱および角閃石からなる。 中位の降下軽石堆積物 [ ② ] は振内（第 8 図の地点 171）から南方に分布し， 層厚 2.0～4.0 cm， 軽石の粒径 0.3 mm 前後を示し， 有色鉱物は 斜方輝石・単斜輝右・鉄鉱および角閃石からなる。 最上位の淡褐～褐色 細粒火山灰 [ ③ ] は層厚 1.5～4.0 cm で, 早来から南に分布し， 南へ厚くなる傾向がある。 有色鉱物は 斜方輝石・単斜輝石・鉄鉱および角閃石からなる。

本層の主部 は第 22 図に示される層厚・分布を示している降下軽石堆積物 [ Spfa1 ] である。 軽石は美々から早来にかけては一般に灰白色を示し， 有色鉱物は少なく， 気泡は一般に柱状を示して 一方向に伸長し， 硬くて破砕された材木という感じを与える。 十勝平野において 本層が細粒になると， 木材を鋸で引いた後の屑の感じを与える。 軽石の有色鉱物は 斜方輝石・鉄鉱・単斜輝石・角閃石であり， 斜方輝石は鉄紫蘇輝石 [ ferro-hypersthene ; Fe²⁺ / ( Mg + Fe²⁺ ) = 0.5～0.7 の (Mg, Fe²⁺)2 Si2 O6 ] である。 なお， 主部の下部には 上記の有色鉱物のほかに かんらん石が認められる（春日井ほか， 1980）。

主部もまた 粒度を異にして分級度の極めて良好な [ 以下の [注] 参照 ] いくつかのフォールユニットからなる。 しかし， 各フォールユニットの間の境界は判然としない。 恐らく連続的に噴煙柱が形成され， 各爆発毎の降下堆積物が相前後しながら着地したものと考えられる。 もっとも粗粒の部分は最上部の８分目あたりにみられるが， ここでも上下位との境界は漸移的である（第 24 図）。 このため， 野外においては 成層状態をなし， 縞状となっている。 美々の付近の土取場においては 最上部は淡紅色を示している。

第 24 図 各地における Spfa1。
1 : 美々（地質図上の地点 15）， 2 : 豊郷（支笏カルデラの東方約 60 km）， 3 : 静内（支笏カルデラの東方約 100 km）， 4 : 襟裳岬（支笏カルデラの東方約 200 km）。
1・2・3 のシャベルの長さ : 100 cm， 4 のシャベルの長さ : 50 cm。
Spfa1 in four localities.
1 : Bibi (Loc. 15), 2 : Toyosato (60 km east of Shikotsu Caldera), 3 : Shizunai (100 km east), 4 : Erimo-misaki (200 km east).
Length of shavels on 1, 2 and 3 : 100 cm, on 4 : 50 cm

第 25 図 Spfa1 の中の化石林。
Fossil Forest in Spfa1.

美々付近においては， Spfa1 の中に埋積されて炭化した化石林が認められる。 直立した樹幹は Spfa2 の最上部の細粒 褐色火山灰の中に根を張っていたと考えられ， 直径が 5～20 cm， ところによっては 1～3 m 間隔で多数認められる。 樹幹はいずれも完全に炭化され， 細い枝が下向きに分岐している状態がよく保存されている。 これらは Spfa1 の成層したいくつものフォールユニットの中に突立っており， 最上部は上位の支笏火砕流堆積物によって一掃されたように境界部にまで達していることにより， Spfa1 の各フォールユニットが時間的に極めて連続的だったことが知られる。 直立した樹幹の樹種は [ 北海道大学 農学部の ] 石田茂雄 [ 教授 ] によって ほぼ確実にエゾマツ（Picea jezoensis）であるとされた（勝井， 1959）。

IV.3.3 支笏 しこつ 火砕流堆積物 [ Spfl ]

支笏火砕流堆積物は本図幅地域全域に広く分布し， 火砕岩台地を作り， 美々付近の国道 [ ← 36 号線 ? ] の切り割りにおいてよく観察される。 [ 本図幅地域の ? ] 東側では非溶結相を示し， 溶結相は [ 本図幅地域の北西部の ] 千歳川の 第四発電所川 [ ← 蘭越 らんこし の西南西方 2.5 km の王子製紙 第四発電所の上流で千歳川と合流する「ユウナイ川」? ] から上流， [ 本図幅地域の南西部の ] 勇払川 ゆうふつがわ [ 沿い ] の丸山から上流に分布する。

本堆積物は 鈴木醇・石川（1933）によって支笏泥流と称されたのが最初である。 長尾巧（1940～1941）は， 札幌の南に認められる 月寒 つきさっぷ 火山灰層（非溶結相）と 石山 いしやま 凝灰岩（溶結相）とが支笏湖畔まで追跡され， 支笏泥流と同じものであると述べた。

戦後， 白老 しらおい 図幅地域を調査した土居（1953）は 支笏泥溶岩と命名し， 下位から Tm'1～5 の五つに区分し， Tm'2 と Tm'4 とを溶結凝灰岩， 他を軽石流堆積物の性状を有すると記載し， さらに樽前山図幅（土居， 1957）では 支笏火山噴出物と改称し， 下位から 社台 しゃだい 浮石層・ 第１期支笏溶結凝灰岩・ 島松 しままつ 浮石層・ 第２期支笏溶結凝灰岩・ 豊平 とよひら 浮石層と区分した。 これらは 主に 支笏湖の南岸から白老にかけての地域において区分されたもので， 土居・小山内（1956）および DOI（1963）によってとりまとめられている。 この区分は， 現在の知識においては, ２つのクーリングユニット あるいは１つの複合クーリングユニットからなるものであり， 第１期と第２期の溶結凝灰岩の間にある 島松浮石層は 上下位それぞれの溶結相に伴う非溶結相に相当するものである。 第１期と第２期の支笏溶結凝灰岩の間には 急激な化学組の成変化がみられ（佐藤文男ほか， 1956）， KATSUI（1963）は 下位を Spfl-2， 上位のものを Spfl-1 と呼んだ。 また， 非溶結相も含めて全体を 湊ほか（1959）は支笏溶結凝灰岩と呼んだ。 勝井（1958）は支笏カルデラに由来する降下軽石堆積物を明らかにした際に， それに対応させて 支笏軽石流堆積物と命名した。

第 26 図 支笏火砕流堆積物の分布図（勝井（1959）による）。
Distribution of Shikotsu Pyroclastic Flow Deposits after KATSUI (1959).

第 26 図に示されるように， 支笏火砕流堆積物は 支笏力ルデラの周辺に広く分布している。 前述のように 大きく２つのクーリングユニットからなる。 非溶結相においても， たとえば 白老のポロト沼の東においては 厚さ 25 m の間に３層のフローユニットが認められる。

第 27 図 支笏火砕流堆積物のフローユニットの境界（白老のポロト沼の東）。
The boundaries of flow units of Shikotsu Pyroclastic Flow Deposits at east to Poroto-numa, Shiraoi

本図幅地域において 支笏火砕流堆積物は ほぼ全域に分布するが， 美々付近を除いて 露出は不良である。 本堆積物は 下位の軽石流堆積物と 上位のスコリア流堆積物とに区分される。

[ IV.3.3.1 ] 軽石流堆積物

本層は支笏火砕流堆積物の主部をなし， 本図幅地域のほとんど全域に分布する。 図幅地域の西約３分の１の範囲に溶結相が認められ， それより東は非溶結相のみからなる。

本層の非溶結相は 千歳～苫小牧間および千歳～ 蘭越 らんこし 間の国道に沿って良好な露出を示す。 とりわけ 美々付近においては 上下位の火山砕屑物との関係がよく観察される。 美々付近において， Spfa1 を再堆積した砂礫層や化石土壌 または細粒火山灰を挟むことなく， 本層 [ Spfl ] は [ Spfa1 を ] 直接覆っている（ [ 巻末の ] 第 1 図版の 2 参照）。 層厚は約 6 m で， 基底部は淡紅色を示すが， 上部になると灰白色になる。 細粒のガラス破片と鉱物粒からなる基質中に, 直径 2～20 cm の軽石塊が とくに中～上部に多く含まれ， 下位の Spfa1 に比べて淘汰が悪く 塊状を示す。 軽石は 灰白色・堅硬で 角がすり減ってやや円味を帯び， 気泡は 一方向に長く延びて 長柱をを示し 繊維を束ねた外観を示す。 極めてまれに その周辺に等方状に気泡が配列することが認められることがある。 軽石の有色鉱物は 斜方輝石・単斜輝石・鉄鉱および角閃石で， 角閃石普通輝石鉄紫蘇輝石 流紋岩 である。

本層には二次噴気孔が多く認められる。 二次噴気孔は 直径 20～100 cm におよび， 円柱状をなし， 周囲は赤褐色を示して やや堅く火山灰が固結し， 中央部は やや粗い軽石塊で充塡されることが多い（第 28 図参照）。

第 28 図 軽石流堆積物の二次噴気孔（ 蘭越 らんこし [ の東方 1 km 強の地質図上の ] 地点 6）。
The secondary fumarole in the Pumice-flow deposit, at Loc. 6, Rankoshi

溶結相は [ 図幅地域北西部の蘭越の西南西方 2.5 km の ] 千歳川 第四発電所 [ ← 王子製紙 第四発電所 ? ] から上流 [ の千歳川 ] や [ 図幅地域南西部の ] 勇払川・苫小牧川の上流に認められる。 [ 図幅地域西端付近の ] 千歳川 第三発電所 [ ← 王子製紙 第三発電所 ? ] の右岸（地点 1）では 層厚約 50 m の軽石流堆積物が露出する。 最上部の約 10 m が非溶結相で， その下位には３層づつの弱溶結相と中～強溶結相とからなる複合クーリングユニットであり， 弱溶結部から湧水が認められる。

ナポレオーネ・横山（1970）は, 支笏カルデラの北方約 18 km の 真駒内川 まこまないがわ [ 沿いの ] 常盤 ときわ [ ← 本図幅の北西隣の石山図幅地域内 ] における本堆積物の比重を示しているが， それによれば 単純クーリングユニットの様相を示している。 本図幅地域内の火砕岩台地で行なわれた試錐がいくつかあるが， そのうちのイチシママチ川 [ 沿いの ] 海抜 48.43 m（地点 4）の試錐 [ ← 蘭越の南南西方 4 km 弱 ] では本堆積物の溶結相がみられ， その約 5 km 東方の地点 13 の試錐は非溶結相のみであった [ 以下の [注] 参照 ] 。 地点 4 における柱状図と 1 m 毎の比重は第 29 図に示されるとおりであり， 複合クーリングユニットの様相を示している。 周辺の地形から 本堆積物は さらに約 30 m の厚さが存在することが明らかである [ ← 意味不明 ] 。

第 29 図 イチシママチ川の地点 4 における軽石流堆積物の試錐柱状図 [ と 比重の分布図 ] 。
Drilling column of Pumice-flow deposit at Loc. 4, Ichishimamachi-gawa.

溶結相は 一般に灰～灰黒色を示し， ガラス質火山灰の固結した中に 外来岩片が多く認められる。 黒曜石レンズは 野外においては不明瞭であるが， 前記の試錐試料では明瞭である。

角閃石普通輝石鉄紫蘇輝石 流紋岩 溶結凝灰岩

産地 :

[ 図幅地域西端付近の ] 千歳川 第三発電所 [ ← 王子製紙 第三発電所 ? ] の右岸の崖の水面から約 7 m 上の湧水帯の上の弱溶結部

斑晶 : 斜長石・鉄紫蘇輝石・普通輝石・鉄鉱および角閃石

基質 :

最大幅 1.0 mm の本質レンズが配列し， 無色ガラスの裂片が一方向に並んで溶結している。 ガラスは部分的に淡褐色を示し， 晶子を含んでいる。 また， 粘板岩・砂岩・ホルンフェルス等の外来岩片を含む。

[ IV.3.3.2 ] スコリア流堆積物

本図幅地域内において スコリア流堆積物は, 蘭越の千歳ドリームランド切り割り（地点 6）の１ヵ所において認められるにすぎない。 本層は層厚約 6 m で， 軽石流堆積物を覆っている。 境界は明瞭で， 層厚 30 cm 以下の軽石流堆積物が再堆積した軽石質砂礫層が挟在している。 灰色のスコリア塊は 基底部と上部近くに密集する傾向を示し， 全体として灰色で， 下位の灰白色を示す軽石流堆積物との間の色調の対照はいちじるしい [ 第 30 図 ] 。

第 30 図 軽石流堆積物（P）とスコリア流堆積物（S）（蘭越の地点 6）。
Pumice-flow deposit [ P ] and Scoria-flow deposit [ S ] of Shikotsu Pyroclastic Flow Deposits at Rankoshi

スコリアの有色鉱物は 単斜輝石・鉄鉱・斜方輝石および角閃石であり， 角閃石含有 紫蘇輝石普通輝石 安山岩質 である。 スコリアの分析値を [ 後述する「IV.3.4.4 化学組成」の項で示している ] 第 6 表に示すが， [ 土居（1957）が樽前山図幅で記載している ? ] 支笏カルデラの南方の 別々川 べつべつがわ の上流における第２期支笏溶結凝灰岩の分析値とも差があって， これらの関係は いまだ明らかでない。

IV.3.4 支笏火山噴出物の性質

[ IV.3.4.1 ] 時代

支笏火山噴出物の年代については， 最初は 勝井（1958）によって Spfa1 中の化石林の存在を基礎として 「恐らく洪積世末のいずれかの氷期に噴出したものであろう」， さらに， 「台地上を覆う海侵は 支笏火山砕屑堆積の後になかったようである」 と推論された。 その後， 支笏火山噴出物に関連する ¹⁴C 年代決定が各地において行われ， 上述の結論がほぼ正しく， その年代はウルム氷期の末期と考えられるようになった。

支笏火山噴出物に関連して測定された ¹⁴C 年代を第 4 表に示す。

第 4 表 支笏火山噴出物にかかわる ¹⁴C 年代。
¹⁴C datings related to Shikotsu Volcanics

関連する堆積物 年代（年 B.P.） コード 試料 文献 支笏 火砕流堆積物 30,400 +3,400 -2,400 GaK-1932 炭化木片 熊野（1970） 31,900 ± 1,700 GaK-713 炭化木片 佐藤（1969b） KIGOSHI（1967） Spfa1 32,200 +4,700 -3,100 GaK-519 炭化木片 石狩低地帯研究会（1965） KIGOSHI（1967） 32,200 ± 2,000 GaK-714 炭化木片 佐藤（1969b） KIGOSHI（1967） Op-1 （Spfa3～5） 35,750 ± 1,350 GaK-3669 炭化木片 十勝団体研究会（1972） 春日井ほか（1978） Op-3 （Mpfa3） 43,200 +4,300 -2,700 GaK-4110 泥岩中の 炭化木片 十勝団体研究会（1973） 春日井ほか（1978） 千歳 泥炭層 29,200 ± 600 GaK-712 泥炭 佐藤（1969b） KIGOSHI（1967） 29,900 ± 900 GaK-1694 泥岩 佐藤（1969b） 34,640 +4,190 -2,740 GaK-4717 泥岩中の 炭化木片 北川ほか（1974） 33,000 GaK-4718 泥岩中の 炭化木片 北川ほか（1974）

[ 第 4 表に示したように ] 千歳泥炭層に関連して４コの測定値が存在する。 GaK-712 は [ 本図幅の東隣の早来図幅地域内の ] 下安平の Spfa10 の下位の泥炭層， GaK-1694 は [ 本図幅の南隣の苫小牧図幅地域内の ] 苫小牧地区の地下構造試錐 A（通商産業省地質調査所， 1967）の火山灰直下の地下 50 m の泥炭層であるが， これらは層位的には逆転した値を示している [ 以下の [注] 参照 ] 。 また， GaK-4717 と GaK-4718 は [ 本図幅の北東隣の追分図幅地域内の ] 東千歳 新川の砂利採り場のものである。 北川ほか（1974）の柱状図では GaK-4718 は Spfa10 に， GaK-4717 は Spfa7～8 の下位にあたるとされているが， これらの降下火砕堆積物の対比・同定については問題がある。 千歳泥炭層は支笏降下火砕堆積物の下位の泥炭層と定義されたが， 全体が必ずしも同一， 時代と規定することは出来ず， 降下火砕堆積物からみれば 南部の方がより 旧い [ ← 古い ] と推定される。 また， 試料として「泥炭」を使用することにも問題がありそうであり， 現在では支笏火山噴出物の活動開始の年代は千歳泥炭層の試料から推定出来ない。

GaK-4110 は十勝において Op-3 に関連して測定されたものである。 Op-3 は Mpfa3 の延長と考えられており（春日井ほか， 1978）， 43,200 +4,300 -2,700 年 B.P. の値は 現在のところ 支笏降下火砕堆積物に関運するもっとも 旧い 値である。 Spfa3～5 から火砕流堆積物にわたる５コの値は, 各関連する層準において測定誤差の範囲内でほとんど一致し， 野外における層序とも矛盾しない。 ただし， 試料採取地点の美々における観察では, Spfa1 と その上位の軽石流堆積物との間に時間間隙はほとんど認められず， 熊野（1970）の述べたような 両者の間に 2,000 年近くの時間間隙があるとは考えられない。 支笏火砕流堆積物については， 複合クーリングユニットの存在から， 相当 長期にわたって噴出・堆積したものと考えられる。

[ 以上をまとめると， ] ¹⁴C 年代測定から 支笏カルデラの活動は 約 43,000 年前から 30,000 年前にかけて行われたものと推定されよう。

[ IV.3.4.2 ] 量

支笏火山噴出物について 各層毎に量が算定されたものがある。 MINATO et al.（1972）はこれを図で示した。 従来の算定と第 9・10・12・14・16～18・21 図によって おおよその値を示すと 第 5 表のようになる。

第 5 表 支笏火山噴出物の量。
Volumes of stratigraphic units of Shikotsu Volcanics

地層 体積（km3） 平均比重 重量（109 t） 備考 Spfl 100 1.3 130 勝井・村瀬（1960） Spfa1 25 0.5 12.5 勝井・村瀬（1960） Spfa2U 0.6 0.3 第 21 図 Spfa2L 2.6 1.3 Spfa3 2.5 1.25 第 18 図 Spfa4 1.5 0.75 第 17 図 Spfa5 0.2 0.1 第 16 図 Spfa6 2.5 1.25 Spfa7 5.0 0.7 3.5 第 14 図 Spfa8 0.6 0.42 第 12 図 Spfa9 - - - - Spfa10 0.8 0.5 0.4 第 10 図 Mpfa1 0.4 0.2 ? Mpfa2a 1.2 0.6 ? Mpfa2b - - - - Mpfa3 5.4 0.5 2.7 第 9 図

[ IV.3.4.3 ] 温度

Spfa1 は美々付近 [ = 支笏カルデラの中央部から東へ約 30 km ] において溶結作用も二次噴気活動も認められていない。 ここでは 埋積された化石林の樹幹がほぼ完全に炭化しているので， Spfa1 の美々における堆積時の温度は 最低で約 250 ℃ であったと推定されている（勝井， 1959）。

その保持されている自然残留磁気の測定から， 支笏火砕流堆積物は 堆積時の温度（熱残留磁気を獲得しはじめる時の温度）が推定されている （鈴木建夫（1962）; ナポレオーネ・横山（1970））。 支笏カルデラ周辺の数地点における軽石流堆積物の自然残留磁気の測定から， 鈴木建夫（1962）は カルデラの中心から 23 km 地点で 570 ℃ 以上， 25 km および 26 km 地点では 570～600 ℃， 31 km 地点では 510～580 ℃， 37 km 地点では 430～510 ℃ と算定した。 ナポレオーネ・横山（1970）は 噴出源から 18 km 北方の [ 本図幅の北西隣の石山図幅地域内の ] 常盤 ときわ において詳細な試料採取を行い， 層厚約 20 m の溶結した堆積物の中央部は キューリー温度（約 600 ℃）よりも高温の状態で堆積し， それよりも上下の部分はそれよりも低く， 表層に近い部分は 500 ℃ に近かったと推定した。

[ IV.3.4.4 ] 化学組成

支笏火山噴出物の化学組成を第 6 表に示す。 従来のもの 10 コに 今回は軽石流堆積物とスコリア流堆積物のもの２コを新たに加えた。 従前のものについての考察は すでに KATSUI（1963）によって くわしく行われている。 今回の分析値では 軽石流堆積物 [ = 第 6 表の試料 11 ] は流紋岩の組成を示し， スコリア流堆積物 [ = 第 6 表の試料 12 ] は安山岩であり， 従来の組成よりも はるかに塩基性である。

第 6 表 支笏火山噴出物の化学組成。
Chemical compositions of Shikotsu Volcanics

種類 Spfa7 Spfa2 Spfa1 支笏火砕流堆積物 試料 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 SiO2 51.40 64.92 72.41 69.05 71.28 71.50 72.60 73.62 65.33 63.46 69.98 54.65 TiO2 0.92 0.52 0.31 0.42 0.08 0.04 0.08 0.01 0.11 0.26 0.21 0.91 Al2O3 19.20 15.08 12.83 14.76 13.36 14.26 14.15 12.84 16.05 15.34 14.77 16.57 Fe2O3 3.96 1.81 1.36 1.87 0.80 2.19 0.94 1.00 2.65 4.90 1.51 5.15 FeO 5.82 2.24 1.20 1.27 1.40 1.44 1.26 1.40 2.98 2.96 0.55 4.78 MnO 0.27 0.07 0.05 0.09 0.20 0.20 0.35 0.01 - 0.02 0.08 0.16 MgO 3.84 0.81 0.45 0.68 0.46 0.90 0.88 0.72 1.93 1.90 0.24 3.89 CaO 9.94 3.98 2.04 3.19 2.40 2.02 2.36 2.20 5.07 5.20 1.36 7.52 Na2O 2.67 3.40 3.35 3.91 3.64 3.18 2.90 3.12 3.25 2.50 3.67 2.18 K2O 0.65 1.71 3.50 2.45 2.00 2.00 2.30 2.10 1.48 1.45 2.28 1.05 P2O5 0.20 0.10 0.13 0.11 0.20 0.19 0.22 0.23 - 0.15 0.07 0.11 H2O 0.83 4.20 2.64 2.57 3.30 2.60 2.90 2.80 0.58 2.12 3.86 2.44 H2O 0.27 0.94 0.19 0.28 0.47 0.92 0.46 Total 99.97 99.78 100.46 100.65 99.12 100.52 100.94 100.05 99.90 100.26 99.50 99.87 色指数 28.5 9.0 5.0 6.0 5.1 7.1 6.3 5.5 12.1 13.7 3.3 25.0 分析者 Y.K. S.K. Y.K. S.K. M.K.

[ IV.3.4.5 ] 有色鉱物の組合せと斜方輝石の化学組成変化

鵡川降下火砕堆積物 : 本堆積物は４層のユニット [ = Mpfa3, 2b, 2a, 1 ] からなり， 主に [ 本図幅の南東隣の鵜川図幅地域内の ] 軽舞から南に分布している。 これらの有色鉱物の組合せは Mpfa3 が斜方輝石と単斜輝石からなり， 上位になるにしたがい Mpfa2b と Mpfa2a に角閃石がわずかに加わり， 最上位の Mpfa1 では 斜方輝石 + 鉄鉱 + 角閃石となり， 単斜輝石は極めてわずかに認められるにすぎない。

一方， 斜方輝石の組成変化 [ 以下の [注1] 参照 ] を第 31 図に示す。 斜方輝石はいずれも紫蘇輝石であるが， Mpfa1 [ ← Mpfa3 ] では Fs [ ferrosilite ; Fe²⁺Si2O6 ] が 45～49 [ 以下の [注2] 参照 ] のものが大部分を占め， Mpfa2b と Mpfa2a では その組成範囲が 40～50 とやや広くなり， Mpfa1 では 32～44 と鉄が減少する傾向を示す。 Mpfa1 に角閃石が加わるにもかかわらず 斜方輝石の組成において Fs 成分が減少していることは， 鉱物組合せからみて 鉄鉱が多量に含まれることに関連すると考えられる。

第 31 図 鵡川降下火砕堆積物の斜方輝石の組成。
縦軸 : 頻度， 横軸 : 原子比 100 × Fe / (Ca + Mg + Fe)。
Frequency distribution of atomic ratio 100 × Fe / (Ca + Mg + Fe) of the ortho-pyroxene phenocrysts of Mukawa Pyroclastic Fall Deposits.

支笏降下火砕堆積物～支笏火砕流堆積物 : Spfa10 からスコリア流堆積物に至るまでの鉱物組合せと斜方輝石の組成変化は 規則的な対応を示している。

全てに含まれる鉄鉱を除いて考察すると， 鉱物組合せは Spfa10 と Spfa9 は斜方輝石と単斜輝石であるが， Spfa8 と Spfa7 には それらにかんらん石が加わる。 Spfa6， Spfa5， Spfa4 では再び斜方輝石と単斜輝石となり， Spfa3 からは角閃石が加わる。

第 32 図 支笏降下火砕堆積物と支笏火砕流堆積物の斜方輝石の組成。
Frequency distribution of atomic ratio of the ortho-pyroxene phenocrysts of Shikotsu Pyroclastic Fall Deposits and Shikotsu Pyroclastic Flow Deposits.

第 33 図 Spfa8 の斜方輝石の組成。
Frequency distribution of atomic ratio of the ortho-pyroxene phenocrysts of Spfa8

一方， 斜方輝石の組成は第 32 図のように変化している。 前述のように Spfa8 は５つのフォールユニット [ = 最下部層・下部層・中部層・上部層・最上部層 ] からなるが， これらの中の斜方輝石がほとんど同じ組成からなることは 第 33 図から明らかであり， [ 第 32 図では第 33 図の「中部層」の ] １コをもって代表させてある。 [ 8～15 のフォールユニットからなる ] Spfa7 は１コ [ のフォールユニットのもの ] しか測定されていないが， ほぼさしつかえないものと考えられる [ ← why ? ] 。 Spfa10 の斜方輝石の Fs 成分は 36～38 に集り， Spfa8 や Spfa7 のように かんらん石が加わっても Fs 成分はむしろ多少増加し， かんらん石が現出しない次の Spfa6 や Spfa5 とも大きな違いはない。 Fs 成分の違いは次の Spfa5 と Spfa4 との間にみられ， Spfa4 と Spfa3 とは Fs 成分が 43～46 位でほぼ同じである。 しかし， 前述のように 鉱物組合せの変化はむしろ Spfa4 と Spfa3 との間にみられる [ ← Spfa4 になかった角閃石が Spfa3 から加わる ? ] 。 Spfa2 になると さらに Fs 成分が増加して 47～49 の間に多く集り， Spfa1 と軽石流堆積物においては 斜方輝石は鉄紫蘇輝石となり， 岩石の化学組成も流紋岩質となる。 スコリア流堆積物においては 安山岩質になると共に， 斜方輝石の Fs 成分も 30～45 の広い範囲を示すようになる。 また， １コの試料の中で斜方輝石の成分の分布をみると， Fs の少ない方に尾を引くことが多い。

これまでに述べた支笏火山噴出物の性質を総括して 第 34 図に示す。

第 34 図 支笏火山噴出物の性質。
Characteristics of Shikotsu Volcanics

14C 年代 （年 B.P.） 層位 重量 （109 t） 斜方輝石の 100 × Fe / (Ca + Mg + Fe) 有色鉱物組合せ Spfl s ? [ 第 31・32 図 ] cPx ＞ Op ＞ oPx ≫ Ho 31,900 ± 1,700 Spfl p 130 oPx ＞ Op ＞ cPx ＞ Ho 32,200 ± 2,000 Spfa 1 12.5 Op > oPx ＞ cPx ＞ Ho Spfa 2U 0.3 oPx ＞ Op ＞ cPx ≫ Ho Spfa 2L 1.3 Spfa 3 1.25 Op ≧ oPx ＞ cPx ≫ Ho 35,750 ± 1,350 Spfa 4 0.75 Op ≧ oPx ＞ cPx Spfa 5 0.1 oPx ≧ Op ＞ cPx Spfa 6 1.25 oPx ＞ Op ≧ cPx Spfa 7 3.5 oPx ＞ Op ≧ cPx ≫ Ol Spfa 8 0.42 oPx ≧ Op ＞ cPx ≫ Ol Spfa 9 - oPx ＞ cPx ≧ Op Spfa 10 0.4 oPx ≧ Op ＞ cPx Mpfa 1 0.2 Op ≫ oPx ≧ Ho ≫ cPx Mpfa 2a 0.6 oPx ＞ Op ＞ cPx ≫ Ho Mpfa 2b - 43,200 +4,300 -2,700 Mpfa 3 2.7 oPx ＞ Op ＞ cPx

IV.4 再堆積層

IV.4.1 風成二次堆積物 [ d ]

本堆積物は [ 本図幅地域の北東部の ] 千歳市街の南の 日の出 ひので から [ その北東方 1.5 km の ] 祝梅 しゅくばい にかけて分布する。 支笏軽石流堆積物の平坦面上に 比高約 10 m の丘陵を作る砂丘堆積物で， 同堆積物から由来した岩片・結晶・軽石片などからなり， 10～30°の傾斜を持つ層理がみられる。 その上位には 恵庭 a 降下軽石堆積物 [ En-a ] ， 樽前火山灰 c 層 [ Ta-c ] および 樽前火山灰 a 層 [ Ta-a ] が累重している。 この砂丘は東西延長約 1,500 m・幅約 200 m に及ぶものであるが， 東端ではさらに北へ延び， 延長約 1 km を示している [ 以下の [注] 参照 ] 。

北川ほか（1974）は， 本堆積物を覆う恵庭 a 降下軽石堆積物の直下の「ローム質粘土層」から 石器が出土したことを契機として この砂丘をくわしく調査し， いくつかの砂丘が配列しているものとした。 遺跡は砂丘堆積物の上位にあって， 炭出した炭化木片の ¹⁴C 年代は 21,450 ± 750 年 B.P.（Gak-4346）であった。

一般に 火山砕屑物の厚く堆積した後には 全体が砂漠化し， 砂丘や砂礫層が生成することが各地で知られている。 本図幅地域には 他にも砂丘らしい地形があるが， 確認出来ないため， １地点のみ表層を剥いで塗色した。

IV.4.2 水成二次堆積物

支笏軽石流堆積物の上に堆積した水成二次堆積物は [ 本図幅の ] 北隣の恵庭図幅地域から札幌にかけて分布して 厚別 あつべつ 砂礫層と呼ばれ， 低位段丘堆積物と考えられ（土居・小山内， 1956）， 勝井（1958）はこれを河岸段丘堆積物とした。

本図幅地域内において 支笏軽石流堆積物の上位の水成二次堆積物の認められるのは， 以下の２カ所である。

1. [ 本図幅地域の東部の ] 美々の国道分岐点から南へ約 400 m の国道の西側の切り割りに厚さ 1 m の砂礫層がみられ， 礫は安山岩と軽石の亜角礫からなる
2. [ 本図幅地域の南西部の ] 苫小牧川の上流の地点 18 で 溶結凝灰岩 [ Spfl ] の上に樽前火山灰 d 層 [ Ta-d ] に覆われる厚さ 2 m の礫層がみられ， 溶結凝灰岩の亜角礫および砂からなる。

これらはいずれも 地質図の上で省略した [ ← 地質図には水成二次堆積物の凡例はない ] 。

IV.5 恵庭 えにわ および 羊蹄 ようてい 降下軽石堆積物

[ 本図幅の西隣の樽前山図幅地域内で ] 支笏カルデラが形成された後， この地域は 後カルデラの火山活動による [ 支笏湖の北西の ] 恵庭火山 および [ 支笏湖の南の ] 樽前火山の噴出物により覆われるようになったが， 一方 さらに遠隔地で活動した火山による噴出物も堆積し， 火山灰の層序は錯綜するようになった。 支笏火砕流堆積物の上位には恵庭 a 降下軽石堆積物（En-a）が厚く覆っているが， 最近 その下位の火山灰層が, 春日井ほか（1974）および柏原ほか（1976）によって明らかとなった。

本図幅地域の恵庭 a 降下軽石堆積物から樽前火山灰層にいたる火山砕屑物の調査は, 昭和初期から開始されて（浦上ほか， 1933）， 日本における火山灰層序学の発祥の地となっている。 地質図上においては これらの降下火山灰層の層厚 50 cm 以上の部分を塗色し， 可能な限り等層厚線を示した。

IV.5.1 恵庭 えにわ c 降下軽石堆積物 [ 略称 : En-c 層 ; 以下の [注] 参照 ]

春日井ほか（1974）は恵庭火山起源の降下軽石堆積物の追跡調査を行い， それらの分布と層位を明らかにした。 それによると， 恵庭火山起源の降下軽石堆積物は３層となり， 従来の 恵庭 a 降下軽石堆積物（En-a） はそのままであるが， その下位の２層については新たに同定されたものである [ 以下の [注] 参照 ] 。

[ 第 35 図に示されているように， ] En-b 層 [ = 恵庭 b 降下軽石堆積物 ] は [ 本図幅の西隣の樽前山図幅地域内の ] 恵庭火山から分布軸をほぼ真北に示し， [ 樽前山図幅の西隣の双葉図幅地域内の ] 漁岳 いざりだけ [ 標高 1,318 m ] および [ 本図幅の北西隣の石山図幅地域内の ] 島松山 しままつやま [ 505 m ] 方向に厚く堆積し， 本図幅地域には認められない。

第 35 図 恵庭火山起源の降下軽石堆積物の分布図（春日井ほか（1974）による）。
点線 : En-a， 実線 : En-b， 鎖線 : En-c, N : 第１発電所， V : 千歳神社， W : 祝梅
Distribution of Pumice-fall deposits ejected from Eniwa Volcano after KASUGAI et al. (1974).
Dotted line : En-a, Full line : En-b, Chain line : En-c

En-c 層は 恵庭火山から分布軸をほぼ真東に有して堆積し， 第 35 図に示されるように分布する。 本図幅地域内では [ 西端付近の ] 千歳 第３発電所 [ ← 王子製紙 第三発電所 ? ] （地点 2）， 蘭越ドリームランド（地点 6）， 千歳神社 [ ← 国鉄 千歳駅の南西方 1 km の千歳川とママチ川の合流点の西岸 ] および三角山 [ ← 祝梅の三角山 ? ; 以下の [注] 参照 ] にみられる。 本層は支笏火砕流堆積物 [ Spfl ] の最上部が通常 10～50 cm の厚さで再堆積する [ d ] 直上に堆積する 黄褐～暗褐色の細粒軽石からなる降下堆積物である。 [ 本図幅の西隣の樽前山図幅地域内の ] 支笏湖畔から [ その東方の ] 第１発電所 [ ← 王子製紙 第一発電所 ? ] にかけては約 1 m， 第３発電所 で 40 cm， 千歳神社では 5 cm の層厚を有している。 軽石の直径は 支笏湖畔付近では約 3 cm， 蘭越（地点 6）から千歳神社にかけては 0.5～0.3 cm となる。 軽石の有色鉱物は斜方輝石・単斜輝石・鉄鉱および角閃石である。

第 36 図 En-a 層， Yo.Ps3 層および En-c 層の柱状図（凡例は第 8 図に同じ）。 Columnar sections of En-a, Yo.Ps-3 and En-a. Legend is same as Fig. 8.

IV.5.2 羊蹄 ようてい 第３軽石・スコリア層 [ 略称 : Yo.Ps-3 層 ; 以下の [注] 参照 ]

千歳市 蘭越の チトセランド [ ← ドリームランド ? ] の切り割りにおいて 松沢・小坂（1972）が En-b 層とした層厚 20 cm の降下軽石堆積物は， 春日井ほか（1974）によって 羊蹄火山を起源とする羊蹄第３軽石・スコリア層（Yo.Ps-9） とされた。 本層は蘭越において 上半部が黒褐色のスコリア， 下半部が褐色の軽石からなり， [ 軽石の ? ] 直径は 0.5 cm 前後である。 本層は 千歳～支笏湖間の国道 [ 以下の [注] 参照 ] から北において認められ， 西方の [ 本図幅の西隣の樽前山図幅の西隣の双葉図幅地域内の ] 喜茂別 きもべつ では層厚 90 cm に達する。 柏原ほか（1976）は本層の分布を第 37 図のように示している。

第 37 図 羊蹄第３軽石・スコリア層の分布図（柏原ほか（1976）による ; 破線および括弧 "()" 内の数字は cm 単位の軽石の最大粒径）。
Distribution of Yo.Ps-3 after KASHIWABARA et al. (1976). Broken line and number in paraentheses are contour line of maximum diameter of pumices (cm).

本層の直上から産出した炭化細片の ¹⁴C 年代について， 松沢・小坂（1972）は 21,100 ± 700 年 B.P.（Gak-3263）， 石橋ほか（1973）は本層直下の En-b 層の下底の炭化木片の ¹⁴C 年代を 21,350 ± 620 年 B.P.（Gak-4300）および 21,000 ± 900 年 B.P.（Gak-4301）と報告している。 上記の資料から 本層および En-b 層の降下年代は, およそ 20,000 年から 22,000 年 B.P. と推定することが出来る。

本層の軽石の有色鉱物は単斜輝石・鉄鉱・斜方輝石および角閃石であり， スコリアの有色鉱物は単斜輝石・鉄鉱・斜方輝石である。

IV.5.3 恵庭 えにわ a 降下軽石堆積物 [ 略称 : En-a 層 ; 凡例 : En-a ]

本層は 初め 石狩・胆振支庁管内でくわしく調査されたが（浦上ほか（1939）; 山田忍（1958）; 瀬尾ほか（1965・1968））， 春日井ほか（1968）によって 十勝平野の帯広火山砂（貝塚， 1956）が本層の東方延長にあたることが確められた。 本層の分布軸はほぼ東西であり， 本図幅地域の大部分が層厚 2 m 以上の区域に含まれ， 層厚 50 cm の等層厚線がウトナイ付近を通っている。 本層の分布を第 38 図に示す。

第 38 図 恵庭 a 降下軽石堆積物の分布図（春日井ほか（1968）による）。
Distribution of En-a after KASAGAI et al. (1968)

本層は千歳市街で層厚 350 cm， 蘭越で 370 cm， 第３発電所 において 190 cm を示す。 本層は大別して２つのフオールユニットからなる。 美々の地点 15 においては， 下部の 60 cm では軽石の平均直径は 10 cm， 上部の 140 cm では多少細粒で 平均直径は 5 cm であるが， この間に時間間隙や岩質の変化は認められない。 これは, 十勝平野における帯広火山砂が 下部から上部にかけて粗粒から細粒に移化するとの記載（春日井ほか， 1968）に一致する。 本層の上位は褐色細粒火山灰に移化しており， 瀬尾ほか（1968）はこれを恵庭層と呼んでいる。

本層の軽石は 輝石斑晶が目立ち， 気泡は 大体 球形で 等密度に散点しており， 上位の樽前 d 降下軽石堆積物 [ Ta-d ] の軽石が平滑な断面を示し 気泡が少くて やや一方向に延長するのとは いちじるしい対称を示す。

十勝平野における本層の再堆積物である古砂丘の直上の木片の ¹⁴C 年代について， 藤山・田沼（1972）は 13,100 ± 1,200 年 B.P.（Gak-3261）を報告し， 柏原（1970）は [ 本図幅の ] 北隣の恵庭図幅地域の 音江別川 おとえべつがわ の上流で 本層の下位である羊蹄第１軽石・スコリア層（春日井ほか， 1974）の層準からの木片の ¹⁴C 年代を 15,000 ± 400 年 B.P.（Gak-2370）と報告した。 上記の値から， 本層の噴出年代はほぼ 13,000 年から 15,000 年前に相当するものと考えられる。

本層の軽石の化学組成は次の通りである（KATSUI et al.（1978）; 分析者 : 中村忠寿 ; 試料採取地点 : [ 本図幅の西隣の樽前山図幅地域内の ] 支笏湖の北岸のポロピナイ）。

SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 H2O+ H2O- Total 64.32 0.52 16.92 3.06 1.56 0.09 1.81 5.50 3.42 1.47 0.15 1.34 100.61

V. 完新統

V.1 樽前 たるまい d 降下火砕堆積物 [ 略称 : Ta-d 層 ; 凡例 : Ta-d ]

恵庭火山が軽石を噴出して山体を形成するにやや遅れて， 樽前火山が完新世の初頭に活動を開始した。 [ 樽前火山の北西の支笏湖畔にある ] 風不死 ふっぷし 火山の活動の詳細については 現在のところまだ知られていない。 樽前火山は本層 [ Ta-d ] の噴出から始まって 現在まで活動がつづいているが， 末期の円頂丘溶岩を除いて 山体を形成するものはすべて安山岩火山砕屑物からなっている。 それらは下位から樽前統 D 火山灰層， 同 C， B， A と称されたが（浦上ほか， 1933）， 近年はさらに細分されるようになり（山田忍（1951・1958）; 瀬尾ほか（1968））， さらに山体の研究が進められて 平野の火山灰層序との対比が進められ， 降下軽石の活動にともなって軽石流の噴出のあったことも知られるようになった（勝井（1958a）; 曽屋（1965・1971））。

Ta-d 層は 厚い腐植層が最上部にあって， 上位の硬い岩片を主とする Ta-d1 と, 下位の赤褐色に風化したスコリアからなる Ta-d2 とに２分される （瀬尾ほか， 1968）。 両者とも降下堆積物で， その間に時間間隙は認められない。 本層は 樽前火山から東方向に狭く帯状に分布し， 本図幅地域では 千歳飛行場以南に限られるが， 東方では 150 km の帯広市にまで達している。 本層の広域分布をその他の火山灰とともに第 39 図に示す。

第 39 図 樽前火山起源の火山灰の分布図（SASAKI（1974））。
Distribution of volcanic ashes erupted from Tarumai Volcano (after SASAKI (1974)).

第 40 図 火山灰層と地形の関係を示す模式図。
Schematic profile showing relation between volcanic ashes and topography.

本層は台地上に分布し， 平野部に臨む崖においては中ほどまで地表面に沿って認められるが， 平野部においては分布していない [ 第 40 図 ] 。 これは 本層の基底部から産した炭化木片 [ 以下の [注] 参照 ] の ¹⁴C 年代が 8,940 ± 160 年 B.P.（Gak-2208）であり（佐藤博之， 1971）， 本層の噴出当時は海面が現在より低く， 平野部に堆積した降下堆積物は その後の縄文海進と沼の端層 [ Nh ] の堆積によって再食され 消失したものである。

Ta-d2 [ Ta-d 層の下位層 ] : 上部は表面が赤褐色に変化して軟質なスコリアであり， 下部のスコリアは黄色でやや硬い。 赤褐色の部分は下部に垂れ下っていることが多い。 スコリアの発泡は En-a 層で述べたように [ ← ? ] 不揃いである。 発泡度は あまりよくない。 本層は 西の山体に近くなって直径が 10 cm 位になると 内部は黒色のスコリアとなる。 [ 本図幅地域の南西部の ] 苫小牧川の上流（地点 18）において 本層は層厚 2 m であるが， 最上部の約 50 cm は急激に陶汰が悪くなり スコリア流堆積物の様相を示す。 将来は 山体近くの調査において Ta-d 期の火砕流が確認されるものと考えられる。

スコリアの有色鉱物は 斜方輝石・鉄鉱・単斜輝石からなる。

Ta-d1 [ Ta-d 層の上位層 ] : 上部に腐植が厚く， 大部分が安山岩の岩片からなる降下堆積物である。 [ 本図幅地域の南東部のウトナイト沼の北部の ] 植苗 うえなえ 付近では 層厚は 50 cm， [ スコリアの ] 直径は平均 1 cm を示す。

V.2 沼の端 ぬまのはた 層 [ Nh ]

本層は完新世の縄文海進によって堆積した砂層であって， 本図幅地域においては [ 図幅地域の南東隅付近の ] 沼の端の市街の東方約 1.5 km の 稔橋 ねんばし の美々川の右岸（地点 30） に Ta-c 層以上に覆われて露出していた [ 以下の [注] 参照 ] 。 縄文海進の性格 および 付近における貝塚の分布からみて， 本図幅地城の平野部に 樽前 c 降下火砕堆積物（Ta-c 層）以上に覆われて広く分布しているものと考えられる。 すでに 金森（1959）は 苫小牧平野の試錐資料を整理し， [ 本図幅の南隣の苫小牧図幅地域内の ] 苫小牧市の若草小学校付近において Ta-c 層の下位の黒色砂土の下の砂層から ホッキ介・ タマキ介・ ホタテ介などの産出を述べている。 また， 佐藤一夫（1976）は [ 本図幅地域内のウトナイト沼の北方 2 km の ] 美々川の植苗橋の下の自然貝殻層から ヤマトシジミ（Corbicura japonica）とマガキ（Crassostrea gigas）の産出を報告し， 金子（1976）はウネナシトマヤガイ（Trapezium liratum）を加えている。

第 41 図 稔橋 ねんばし （地点 30）における火山灰と沼の端層。
b : Ta-b 層， c : Ta-c 層， N : 沼の端層。
Volcanic ashes and Numanohata Formation at Loc. 30

稔橋の右岸においては 水面上に 95 cm， 水面下に 20 cm + の層厚の砂層が観察された。 最上部の 20 cm は腐植土まじりの砂層で， 上部から 5 cm のところに縄文後期末葉の土器が出土する（佐藤博之ほか， 1969）。 全体として黒色～褐色の中粒砂層であるが， 軽石質の粗粒砂も多く含まれる。 付近の水準点からみて， 稔橋における本層の最上部は約 4 m と考えられる。

本層の下底については 苫小牧 工業港において行なわれた地下構造調査（地質調査所（1967）; 第 6 図の「苫小牧 A」）の３本の試錐によると， 海面下それぞれ 25.9 m， 28.6 m， 16.6 m において 支笏火山噴出物を覆っている。 最上部は 海抜 5.5～5.8 m で泥炭層に覆われ， 層厚はそれぞれ 25.4 m， 27.6 m， 22.3 m である。 岩質は シルト質砂から礫まじりの砂で， 貝殻を含むことが多い。 対馬（1969）は 鑑定に耐えるものとして Callithaca adamsi を報告している。

第 6 図の柱状図のうち 支笏火山噴出物と樽前の火山噴出物に挟まれた砂層が本層に相当する。 第 42 図に本層の基底の等高線を示す。

第 42 図 沼の端層の基底の等高線図（山口（1974）による ; 枠は千歳図幅地域）。
Contour lines of the base of Numanohata Formation after YAMAGUCHI (1974).

佐藤一夫ほか（1976）は, 本図幅地域から東方にあたる苫小牧 東部 工業地帯における埋蔵文化財調査を行い， 本層について くわしく述べている。 すなわち， [ 本図幅の南隣の苫小牧図幅の ] 東隣の鵡川図幅地域内の 浜厚真 はまあつま ～ 弁天 べんてん 地区の平野部では Ta-b および Ta-c 層が分布するが， Ta-c 層の下位に 時には層厚 1 m にも及ぶ泥炭層をへだててシルト層が認められる。 弁天地区においては この中に自然貝殻層が存在している。 貝殻は Corbicula japonica， Tapes phillippinarum， Crassostrea gigas， Dosinia sp.， Mactrea veneriformis， Caecella chinensis， Mya arenaria， Macoma tokyoensis， Batillaria cumingii などの９種類が認められる。

[ 本図幅の南東隣の鵡川図幅地域内の ] 弁天開拓道線の弁天２号橋の工事に際し， 地下 5 m のカキ礁のマガキ Crassostrea gigas の ¹⁴C 年代は 5,940 ± 110 年 B.P.（Gak-4683）であった（佐藤一夫・扇谷， 1976）。

沼の端層は 縄文前期から中期（7,000～4,000 年前）にかけて 約 4 m の海面上昇をした 縄文海進の堆積物である。

苫小牧市の周辺には 縄文海進に際して 内陸部に形成された貝塚が存在する。 これらはいずれも 層位的には Ta-d 層と Ta-c 層との間にある。

[ 本図幅地域内のウトナイト沼の北方 9 km の ] 美々貝塚は海岸線より 17 km 内陸にある。 この貝塚は 国鉄 美々駅の海抜 22 m で， 内陸部としては最も海から遠い場所にある。 縄文前期中葉の遺物が出土し（松下ほか（1967）; 佐藤一夫・大谷ほか（1976））， 貝殻の ¹⁴C 年代として 4,500 ± 140 年 B.P.（Gak-485）と 3,800 ± 140 年 B.P.（Gak-484）の値が得られている（KIGOSHI et al.， 1966）。

[ ウトナイト沼の北方 2 km の ] 植苗貝塚は 植苗橋の東方の台地上で， 現海岸線より 11 km 内陸の海抜 22 m の場所にあり， 縄文前期末葉から縄文中期初葉の遺物が出土し， 貝殻の ¹⁴C 年代として 5,640 ± 100 年 B.P.（Gak-4372）の値が与えられている（佐藤一夫・扇谷， 1976）。

これらの貝塚に含まれる貝殻の種類は 松下ほか（1967）， 赤松（1969・1971）， 佐藤一夫（1977）によって報告されているが， 沼の端層のそれとほぼ一致する。

V.3 植苗 うえなえ 層 [ 以下の [注] 参照 ]

植苗層は本図幅調査中に新たに見出された火山灰層である。 起源が確認されていないため 植苗層と命名され， 佐藤博之（1969）によって簡単に述べられているのみである。 本層は [ 本図幅地域の南東部の ] 植苗から [ 本図幅の南隣の苫小牧図幅地域内の ] 苫小牧にかけて認められる。 層厚分布は 第 43 図のとおりで， 植苗で 25 cm， 苫小牧では 55 cm と 南に厚くなる。

第 43 図 植苗層の層厚（単位は cm ; 枠は千歳図幅地域）。
Thickness of Uenai Formation

本層は黒褐色 細粒火山灰で， 直径 0.4 cm 以下の軟い軽石粒を含む。 Ta-d 層の腐植とは不明瞭な境界で接し， 観察された地点の近くでも Ta-d 層の腐植と区別出来ないことが多い（ [ 巻末の ] 第 Ⅲ 図版の 1 参照）。 本層は 恐らく より広く分布しているが， Ta-d 層の腐植と多くの地点で区別されていなものと推察される [ 以下の [注] 参照 ] 。 苫小牧市街の北方の土砂採取場において， 本層は層厚 180 cm の風成二次堆積層 [ d ] となっていることが認められた。

本層の有色鉱物は 斜方輝石・鉄鉱・単斜輝石および角閃石からなる。 角閃石には 緑色角閃石と 褐色角閃石とが含まれる。

分布および岩質からみて， 本層を 樽前火山起源とすることは困難である。 付近に認められる類似した火山灰としては， 支笏湖の南岸の 美笛 びふえ の北海道電力 株式会社の美笛 揚水発電所の揚水池 [ ← 位置不明 ; 白老 しらおい 町 社台 しゃだい ? ] （ 東隣の [ ← 本図幅の西隣の ? ] 樽前山図幅地域内の三角点 614.2 m の東方約 700 m の海抜約 550 m の台地）において， 支笏軽石流堆積物を覆う 層厚約 2 m の降下軽石堆積物（軽石の直径 2～5 cm）と火山灰の互層があり， このなかの有色鉱物の組合せと 角閃石の色が類似することがあげられる。

V.4 樽前 たるまい c 降下火砕堆積物 [ 略称 : Ta-c 層 ; 凡例 : Ta-a～c ]

本層は, 上位の降下軽石堆積物である Ta-c2 と 硬い岩片を主とする下位の Ta-c1 とに細分される。 両者の間に時間間隙は認められない。 両者の分布は第 44 図に示されるが， Ta-c1 の方が わずかに その軸を北東方に向けている。 本層は台地上から平野にかけて分布している。 それは 本層が 縄文海進の海が退いて陸化したところに降下 堆積したからである。 本層の降下年代は 山田忍（1958）によって 800～900 年前と推定された。 本層は, 縄文前期末から中期にかけての 美々貝塚（松下ほか（1967）; 千歳市 教育委員会（1976））および 植苗貝塚（苫小牧市 教育委員会ほか（1976））を覆っている。 佐藤博之ほか（1969）は [ 沼の端の市街の東方の ] 稔橋 ねんばし （地点 30）において 本層の上下位から縄文文化 後期末葉と晩期初頭の文化層を見出し， その降下年代を縄文文化 晩期初頭の約 3,000 年前と推察した [ 以下の [注] 参照 ] 。

第 44 図 Ta-c 層の分布図。
実線 : Ta-c2， 破線 : Ta-c1， 上段の数字 : Ta-c1， 下段 : Ta-c2。
Distribution of Ta-c.
full line : Ta-c2, broken line : Ta-c1, upper numbers : Ta-c1, lower : Ta-c2

V.5 樽前 たるまい b 降下軽石堆積物 [ 略称 : Ta-b 層 ; 凡例 : Ta-a～c ]

本層は, Ta-c 層の活動後に 2～3,000 年の休止期をおいたあとに起った 極めて爆発的噴火の産物である。 高い噴煙柱によって上昇した軽石・火山灰等の噴出物は 火口の周辺および火山体の東方に比較的狭い範囲で厚い降下軽石堆積物をもたらし， 細粒な火山灰は日高山脈を越えて十勝平野にまで分布している。 また， 火山体の周辺には 噴煙柱の下部に形成された dense cloud（HAY， 1959）あるいは base cloud（MOORE， 1967）から由来した軽石流堆積物が分布している（曽屋， 1971）。

第 45 図 捻橋（地点 30）における柱状図。
Columnar section at Loc. 30

Ta-b 層は 本図幅地域においては美々から南方において分布し， 最上部に約 5 cm の腐植層を有し， 灰白～淡褐灰色の軽石を主とし， 安山岩岩片・灰長石の 1 cm 大の結晶片を伴い， さらに上部に縞状の軽石を伴う降下軽石堆積物である。 本堆積物は 単一のフォールユニットからなるのではなく， 少くとも 10 のフォールユニットに分けられ， 上位から Ta-b1， Ta-b2， …， Ta-b10 と命名されている（曽屋， 1971）。 各フォールユニット間には 腐植土層などの噴火活動の休止間隙を示す証拠は認められない。 第 7 表に各フォールユニットの特徴を示す。

第 7 表 樽前 b 降下軽石堆積物（Ta-b）の特徴（曽屋， 1971）。
Characterristics of Tarumai b Pumice-fall Deposits (Ta-b) after SOYA (1971)

[ 名称 ] 層厚 cm 軽石流 堆積物の特徴 0～5 腐植土層 Ta-b1 30～40 ↑ bfl-1 ↓ 降下軽石， 白色， 岩片多い， 分級は比較的悪い， スコリア・縞状軽石を含む Ta-b2 10～15 降下軽石， 褐色， 細粒 Ta-b3 38～85 降下軽石， 褐色， 5～8 層の薄い fall unit の集合 Ta-b4 40～85 + 降下軽石， 白色， 粗粒， スコリア・縞状軽石を含む Ta-b5 0～5 上半分は降下火山灰， 下半分は降下軽石， 岩片多い， 褐色 Ta-b6 15～30 ↑ bfl-2 ↓ 降下軽石， 褐色， 岩片多い， やや粗粒 Ta-b7 10+ 降下軽石， 白色， 軽石の最大径 8.0 cm Ta-b8 125～135 降下軽石， 白色， 細粒 Ta-b9 0～3 降下岩片， 細粒 Ta-b10 0～1 火山灰 ?， 灰色

Ta-b8 は最大のフォールユニットであり， Ta-b4 がそれに次ぐ。 これらの厚いフォールユニットの軽石は， 他の薄いフォールユニットのそれと比較して 一般に粗粒である。 本図幅地域内には分布していないが， Ta-b 期の軽石流堆積物は, これらのフォールユニットをもたらした噴火に引き続いて流下したものと考えられている（曽屋， 1971）。

[ 本図幅の西隣の樽前山図幅地域内の ] 山体周辺のみに分布して 本図幅地域には分布しないが， Ta-b 期には２回の軽石流の噴出があった。 それは Ta-b8 と Ta-b5 の間のもの [ bfl-2 ] ， および Ta-b4 を覆って より上位のフォールユニットとの関係が不明のもの [ bfl-1 ] の２つである。 これらの軽石流堆積物は それぞれ５つのフローユニットに分けられる。 Ta-b 期の活動の特徴は, 1) 降下軽石 - 軽石流の活動が休止期をおかずに くり返して行われたこと， 2) 溶岩の流出がないこと， 3) 比較的規模の大きな降下軽石（Ta-b8 および Ta-b4）の噴出の後に軽石流の噴出のあったこと， などである。

Ta-b 層の降下軽石の量は約 3.4 km³ と概算される。 軽石流堆積物の量はそれよりもはるかに少ない。

本層全体の分布はほぼ真東に向っている。 第 46 図に Ta-b 層の， 第 47， 48， 49 図に Ta-b8， Ta-b4 および Ta-b1 の各フォールユニットの等層厚線図を示す。 それぞれの分布軸は 各フォールユニット毎に多少の差異が認められる。

第 46 図 樽前 b 降下軽石堆積物（Ta-b）の等層厚線図。
× : 測定点， 数字 : 層厚（cm）。
The isopach of Tarumai b Pumice-fall Deposits (Ta-b).
× : Measurement point, Number : Thickness (cm).

第 47 図 Ta-b8 フォールユニットの分布図。
Distribution of Ta-b8 fall unit.

第 48 図 Ta-b4 フォールユニットの分布図。
Distribution of Ta-b4 fall unit.

第 49 図 Ta-b1 フォールユニットの分布図。
Distribution of Ta-b1 fall unit.

軽石の岩質は 普通輝石紫蘇輝石 安山岩である。 斑晶は 斜長石・普通輝石・紫蘇輝石および鉄鉱である。

Ta-b 層の年代は 山田忍（1958）により 自然樹木の年輪， 噴火記録， 泥炭層の厚さをもとに 1667 年（寛文 7 年）の噴火によるものとされている。 本層は 有珠火山起源の降下軽石堆積物のうち Us-b 層（山田忍， 1951・1958）を整合に覆っているが， 大場ほか（1964）は この Us-b 層の噴出年代を 1667 年より旧く， 350～500 年前とした。 また， 鈴木守ほか（1970）は Us-b 層の直下から得た炭化木片の ¹⁴C 年代が 580 ± 80 年 B.P.（Gak-2604）であると報告している。 一方， 樽前山の火口から東南東およそ 9 km の小糸魚川の上流の Ta-b 層（Ta-b8）から 炭化木片が採取され， その ¹⁴C 年代は 590 ± 130 年 B.P.（GaK-1595）と測定された。 この値は Us-b 層の直下の ¹⁴C 年代とよく一致し， Ta-b 層ならびに Us-b 層の噴出年代がおよそ 600 年前と考えられた（曽屋（1971）; 石川ほか（1972））。 ところが， 樽前山の火口から東南東およそ 70 km の 沙流 さる 郡 門別 もんべつ 町 宇 賀張 かばり で， 中村ほか（1973）は Ta-b 層に覆われた腐植土層中から発見された古銭の分類を行なった。 その結果， 出土した古銭は 16 世紀中期以後に埋没したもので， Ta-b 層の噴出年代は ¹⁴C 年代が示したおよそ 600 年前よりも若く， 先に推定された 1667 年に近いことが明らかとなった。

以上のことから， ここでは Ta-b 層の噴出は およそ 300 年前の 1667 年（寛文 7 年）のことであったとする。

V.6 樽前 たるまい a 降下軽石堆積物 [ 略称 : Ta-a 層 ; 凡例 : Ta-a～c ]

Ta-b 期の活動と Ta-a 期の活動との間には 活動様式において本質的な差異はない。 活動の規模は Ta-a 期の方が小さい。

本地質図幅地域内に分布する Ta-a 層は 最上部に約 5 cm の腐植土層を有し， 白色から灰白色の軽石を主として 安山岩岩片を伴った降下軽石堆積物である。 そして， 下位のフォールユニットは スコリア・縞状軽石を含み， また， 火山豆石を含むフォールユニットも認められる。 本層は Ta-b 層と同様に 複数のフォールユニットからなり， 曽屋（1971）は 上位のTa-a1 から最下位の Ta-a8 までの８つのフォールユニットに細分した。 Ta-b 層と同様に， これらのフォールユニット間には腐植土層などの噴火活動の休止期を示す証拠は認められない。

第 8 表に各フォールユニットの特徴を示す。

第 8 表 樽前 a 降下軽石堆積物（Ta-a）の特徴（曽屋， 1971）。
Characterristics of Tarumai a Pumice-fall Deposits (Ta-a) after SOYA (1971)

[ 名称 ] 層厚 cm 軽石流 堆積物の特徴 5～10 腐植土層 Ta-a1 250 降下軽石， 白色， 全体として粗粒， 上部が粗粒で下部は細粒 Ta-a2 6～7 ↑ afl-1 ↓ 降下軽石， 褐色， 分級はあまりよくない， 上部に褐色の火山灰有り Ta-a3 3～4 降下火山灰， 火山豆石を含む， 分布が広い Ta-a4 20～185 降下軽石， 白色， 岩片多い， 分級悪い Ta-a5 10 ↑ afl-2 ↓ 降下軽石， 粗粒， 岩片多い， 分級悪い Ta-a6 4～6 降下軽石， 細粒， 分級悪い Ta-a7 2～4 降下火山灰， 桃色 Ta-a8 20～185 降下軽石， 岩片多い， スコリア・縞状軽石を含む

Ta-b 層と異なり， これらの Ta-a 層のフォールユニットの中では最末期に活動した Ta-a1 が最も規模が大きく， Ta-a8 がこれに次ぐ。 Ta-a3 とTa-a7 は 主として火山灰からなるフォールユニットで， 火山豆石を含む。 これらの火山灰のフォールユニットは他のフォールユニットと比較して， 1) 厚さに比して広く分布すること， 2) 火口からの距離に無関係に 2～4 cm のほとんど一定の厚さで分布していること（ [ 後で示す ] 第 52 図参照）， 3) 火山豆石とほぼ同じ大きさ（平均直径 1.5 cm）の軽石を含み， 時にはユニットの厚さを超える 直径 4～5 cm 大の軽石を含み， 分級が悪いこと， などの特徴がある。 これらの特徴は降下軽石堆積物としては特異であり， これらのフォールユニットが比較的厚いフォールユニットを直接に覆っていること， 同時期 または これらのフォールユニットを覆って軽石流堆積物の流出が認められること などから， これらのフォールユニットは 降下堆積物ではなく 軽石流堆積物の末端部であるのか， または 独立の火砕流堆積物であるのかも知れない。 Ta-b 層中の Ta-b7 は その分布・層厚変化などについて充分な資料を得られていないが， Ta-a3 や Ta-a7 と似た特徴を有している。 Ta-a 層の容積はおよそ 1.9 km³ と見積られている（曽屋， 1971）。

本図幅地域内には分布していないが， Ta-a 期には少なくとも２回の軽石流の噴出があった。 それは Ta-a7 と Ta-a4 の間， および Ta-a3 と Ta-a1 の間の２回である。 前者 [ afl-2 ] は３つのフローユニット， 後者 [ afl-1 ] は４つのフローユニットからなっている。 Ta-b 期と同様に, これらの軽石流の流下は 比較的 規模の大きなフォールユニットに引き続いて起っているが， Ta-b 期との差異は, [ Ta-a 期では ] 最大のフォールユニットである Ta-a1 の噴出後に 軽石流の噴出の認められないことである。

本層全体の分布は火口から東北東方向で， 火口から約 30 km の千歳空港の付近で約 1 m の層厚を示している。 第 50 図は本層全体の等層厚線図であり， 第 51～54 図 [ の４つの図 ] は Ta-a8， Ta-a4～6， Ta-a3， Ta-a1 の各フォールユニットの等層厚線図である。

第 50 図 樽前 a 降下軽石堆積物（Ta-a）の等層厚線図。
The isopach of Tarumai a Pumice-fall Deposits (Ta-a).

第 51 図 Ta-a8 フォールユニットの分布図。
Distribution of Ta-a8 fall unit.

第 52 図 Ta-a4～6 フォールユニットの分布図。
Distribution of Ta-a4～6 fall unit.

第 53 図 Ta-a3 フォールユニットの分布図。
Distribution of Ta-a3 fall unit.

第 54 図 Ta-a1 フォールユニットの分布図。
Distribution of Ta-a1 fall unit.

軽石の岩質は 普通輝石紫蘇輝石 安山岩である。 斑晶は 斜長石・普通輝石・紫蘇輝石および鉄鉱である。

Ta-a 層の噴出年代は， 浦上ほか（1933）および佐々（1933）により 自然樹木の年輪と考古学資料により 約 200 年前と推定された。 また， 河野（1932）は 千歳市のアイヌ竪穴住居跡を覆う Ta-a 層を 約 200 年 または それよりも やや旧い時代の噴出物と考えた。 山田忍（1958）は 泥炭層の成長速度を 1 年に 0.1 cm と見積り， この値から Ta-a 層が 1739 年（元文 4 年）の噴火記録に対応するものとした。 一方， 曽屋（1971）は, 火口から北東 4.5 km の地点で Ta-a 層中から採取した炭化木片の ¹⁴C 年代を 980 ± 80 年 B.P.（Gak-1596）と報告している。 また， 石川ほか（1972）は 樽前山の南東麓において, Ta-a 層中の炭化木片の ¹⁴C 年代を 0 ± 80 年 B.P. と報告している。 両者の ¹⁴C 年代は 従来の山田忍（1958）以前の推定年代とは いちじるしく異なり， 理由はよく分らないが， いずれも Ta-a 層の噴出年代を示しているとは考えられない。

以上のことと共に, Ta-b 層が 1667 年（寛文 4 年）の噴出物であることが確かなことを考慮すると， Ta-a 層の噴出年代は 1739 年（元文 4 年）と考えられる。

第 56 図は 本図幅内及び周辺における Ta-b 層と Ta-a 層の柱状図である。 また， 第 55 図はそれらの位置図である。

第 55 図 第 56 図の柱状図の位置図。
Locality map of columnar sections of Ta-b and Ta-a in the Fig. 56.

第 56-1 図
第 56-2 図
第 56-3 図
千歳図幅地域とその周辺の Ta-b および Ta-a 層の柱状図。
Columnar sections of Ta-b and Ta-a aroung the Chitose District.

V.7 樽前火山の噴火史および火山噴出物の性質

V.7.1 噴火史

本州や九州の火山の記録に比較すると， 北海道の火山噴火に関する記録は 質・量ともに劣っている。 その理由は 北海道の開発が明治以降に始められたこと， 先住民族のアイヌ人が文字を持たなかったためである。 樽前火山の周辺は 北海道のうちで比較的早くから開発された地域であったが， もっとも旧い噴火記録は 津軽秘鑑に記された 1667 年（寛文 7 年）の記録である。 この記録には「松前山崩レ， 其ノ響キ当国聞ユ」とあるのみで， 詳細は伝えていない。

1667 年から 1867 年（慶応 3 年）までの 200 年間に記録された噴火は４回のみである [ 以下の [注] 参照 ] 。 一方， 明治以後の 1955 年までの記録は 70 弱である（苫小牧測候所， 1966）。

歴史時代における記録は これまで 大井上（1909）， 大森（1918）， 田中館（1926）などにより とりまとめられた。 近年， 気象庁 苫小牧測候所の安西定一により 樽前火山噴火史が編集された。 石川ほか（1972）はこれをもとに 噴火年表を編んだ。 最近， 村山（1978）は 出来るだけ国史書や原典に接して再調査し， さらに最近の活動資料を付加して 樽前火山を含む日本全国の活動記録を再録した。

第 9 表は 主に苫小牧測候所（1966）をもとに樽前火山の噴火史をまとめたものである。

第 9 表 樽前火山の噴火記録。
Activity record of Tarumai Volcano

西暦	邦歴	記述・規模
…

先史～歴史時代における活動

樽前火山から噴出された降下軽石堆積物によって覆われた先住民族の遺跡も多く， これらをもとに噴火年代の推定も行われた。 佐々（1933）によると， 千歳市の台地の上の千代神社の遺跡において Ta-a 層に覆われたアイヌ竪穴住居跡と, 恵庭 a 降下軽石堆積物（En-a）の上位の腐植土層の上下から 金石併用の鉄器・石器・土器などが出土する。 アイヌ人の竪穴生活は約 200 年前に終っており， 浦上ほか（1933）が推定した Ta-a 層の噴火年代とよく一致するとしている。 また， En-a 層の腐植土層の上位から発掘された遺物は 300～2000 年前のもの， 腐植土層の下位からの遺物は 5000 年以前のものであった。

松下ほか（1967）により詳細に検討された美々貝塚は Ta-b 層の上位の腐植土層中に挟在し， 土器・石器・骨器および自然遺物として ヤマトシジミ・マガキ・アサリなどの貝殻， すずき・鮭などの魚類， 鹿や犬などの獣類が出土する。 出土した土器は保存の悪い破片が主であるが， 静内中野式 [ ← ? ] に類似のもので， 縄文文化中期（3700～4500 年前）に相当する。 同時に出土した黒曜石製の石器片についての 黒曜石の水和層の測定による年代決定 [ 以下の [注] 参照 ] では 4600 年 水和層年代を示している（KATSUI et al.， 1965）。 また， 炭化木片とカキ貝殻の ¹⁴C 年代は それぞれ 4500 ± 140 年 B.P.， 3800 年 ± 140 年 B.P. とされている。

樽前火山の東南東およそ 28 km の勇払川にかかる 稔橋 ねんばし の上流約 50 m の地点における Ta-c 層の上下位から出土した土器については 「V.4 樽前 c 降下火砕堆積物」の項の最後において述べた。

これらのほかに， 正確な出土地点などの詳細は不明であるが， [ 本図幅の北隣の恵庭図幅地域内の ] 長都 おさつ 田中遺跡における Ta-c 層上位の腐植土層から擦文式土器が出土している。 また， 同時に採取された炭化木片の ¹⁴C 年代が 1100 ± 160 年 B. P. と報告されている。 また， 植苗遺跡における Ta-d 層の上位の腐植土層から縄文後期の土器が出土し， 同時に出土した炭化木片の ¹⁴C 年代は 3230 ± 160 年 B.P. であった（RUBIN and ALEXANDER， 1958）。

さらに， 前述したように， 中村ほか（1973）は 沙流 さる 郡 門別町 宇 賀張 かばり で Ta-b 層に覆われた腐植土層中から発掘された古銭の分類を行った。 その結果， 出土した古銭は 16 世紀中頃以降に埋没したものであることが判明した。

第 10 表は以上の結果と 佐藤博之（1969・1971）， 佐藤博之ほか（1969）， 曽屋（1971）および 石川ほか（1972）などの 樽前火山の噴出物に関連する ¹⁴C 年代をまとめたものである。

第 10 表 樽前火山形成史の総括表。
Summary of formation of Tarumai Volcano

層序 活動時代 14C 年代 測定試料 文献 人類遺跡 最新期 円頂丘熔岩 Ⅱ の形成 1909 円頂丘熔岩 Ⅰ の破壊 1874 円頂丘熔岩 Ⅰ の形成 1867 中央火口丘 降下スコリア堆積物， 一部スコリア流 1804～1817 0 ± 80 B.P.（Gak-3737） W 6 Ta-a 期 Modern ＜ 200（Gak-732） C 1 軽石流堆積物 降下軽石堆積物 1739 0 ± 80 B.P.（Gak-3738） 980 ± 80 B.P.（Gak-1596） W W 6 5 Ta-b 期 （200 年前） 千歳竪穴住居跡 軽石流堆積物 降下軽石堆積物 1667 210 ± 70 B.P.（Gak-3739） 590 ± 130 B.P.（Gak-1595） 580 ± 80 B.P.（Gak-2604） W W W 6 5 7 Ta-c 期 1100 ± 160 B.P.（W-419） 1640 ± 90 B.P.（Gak-733） W C 2 1 擦文式土器 擦文式初期土器 縄文晩期初頭土器 降下火砕堆積物 3,000 年前 Ta-d 期 3230 ± 160 B.P.（W-322） 3420 ± 90 B.P.（Gak-734） 3800 ± 140 B.P.（Gak-484） 4500 ± 140 B.P.（Gak-485） W C O W 2 1 3 3 縄文後期土器 縄文中期土器 4500 年（黒曜石水和層年令） 黒曜石 8 降下火砕堆積物 9,000 年前 8940 ± 160（Gak-2208） W 4

V.7.2 樽前火山噴出物の性質

[ V.7.2.1 ] 樽前火山噴出物の量

樽前火山から拠出された火山噴出物は すでに述べたように すべて火砕物質からなっている。 これらの火砕物質のうち 火砕流堆積物は 火口から最大 7 km の範囲の主山体周辺に限られ， 本図幅地域内には分布していない。 一方， 降下火砕堆積物は 偏西風の影響をうけて 火口の北東から東にかけての分布主軸を有し， Ta-d 層および Ta-b 層は遠く十勝平野まで分布している。

一般に 大規模な火砕流と降下火砕堆積物をもたらす噴火活動においては， 噴出物の量では火砕流堆積物の方が多い。 たとえば 支笏軽石流堆積物は 60～90 km³ と見積られているが， 降下火砕堆積物（Spfa 1 と Spfa 2）は およそ 30 km³ である（勝井， 1959）。 しかし， 第 11 表に示したように， 樽前火山の火山噴出物の量は, Ta-b 期および Ta-a 期の軽石流堆積物の合計量が 1.8 km³ [ ← これは第 11 表には示されていない ? ] であるのに対し， それに伴った降下軽石堆積物の合計量は 5.3 km³ [ = 1.9 + 3.4（第 11 表に示されている降下火砕堆積物の噴出量の和）? ] に達している。 このことの説明として 曽屋（1971）は２つの期の活動について以下のように考えた。 すなわち， これらの堆積物は１（噴火）輪廻の（火山性）堆積物（NAKAMURA（1960）; 中村ほか（1963））であるが， １輪廻の堆積物をもたらす活動の様式の変化が 噴火の継続中の水蒸気圧の低下（山崎（1959）; 勝井（1959））や 噴火中の火口の拡大（石川ほか， 1969）によるものでは説明出来ないとし， 「樽前火山の活動が非常に爆発的で かなりの高さの噴煙柱が形成され， この噴煙柱での分級作用によって噴煙柱の下部に形成された "dense cloud" または "base cloud" が火砕流として流下した」 と考えることによって説明出来るとした。

第 11 表 樽前火山の噴出物の量。
Volumes of Tarumai Volcanics

分布面積（km2） 噴出量（km3） 降下火砕物堆積物 火砕流 降下火砕物堆積物 火砕流 熔岩 円頂丘熔岩 Ⅱ - - - - 0.02 円頂丘熔岩 Ⅰ - - - - ? 中央火口丘スコリア ? ? ? ? - Ta-a 層 2,800 ｝59 1.9 ｝5.9 - Ta-b 層 6,700 3.4 - Ta-c 層 2,200 - 1.8 - - Ta-d 層 2,100 - 2.9 - -

[ V.7.2.2 ] 全岩の化学組成

上述の [ 「V.5 樽前 b 降下軽石堆積物」と「V.6 樽前 a 降下軽石堆積物」の項に記載した ] ように， 樽前火山噴出物の岩質はすべて普通輝石紫蘇輝石 安山岩である。 樽前火山噴出物の化学組成を第 12 表に示した。 全岩の化学組成は SiO2 で 55～62 % の範囲を示し， 島弧のカルクアルカリ岩系に属する 一般的な安山岩の組成を示している。 また， Ta-b および Ta-a 層の軽石は 後に噴出したものほど SiO2 に乏しくなる傾向を示す。 第 57 図に示した 全鉄 - マグネシウム - アルカリ [ ← FeO + Fe2O3 - MgO - Na2O + K2O ] 図で明らかなように， 円頂丘溶岩 → 中央火口丘スコリア → 軽石と 先に噴出したものほどより分化が進んでいる。

一方， マグマの液組成を示す石基ガラスの組成は 第 12 表に示してあるように SiO2 に富み， とくに軽石の石基ガラスの組成は 75～76 % と極めて SiO2 に富んで鉄に乏しい。 第 57 図においても， 軽石の石基ガラスの組成は 極めて分化の進んだ位置にある。

第 12 表 樽前火山噴出物の化学組成。
Chemical compositions of Tarumai Volcanics

Ta-d Ta-c Ta-b Ta-a CCS （中央火口丘スコリア） Dome （円頂丘熔岩） Sample 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 SiO2 58.49 55.45 61.26 76.15 60.88 71.84 60.69 59.76 61.85 71.69 60.22 75.33 56.16 55.30 67.48 58.94 TiO2 1.22 1.13 0.71 0.30 0.63 0.33 0.67 0.64 0.56 0.33 0.69 0.38 0.78 0.82 0.69 0.80 Al2O3 16.86 16.47 16.66 12.50 16.28 13.77 16.77 16.74 16.19 13.78 16.83 12.27 17.29 18.09 13.95 16.97 Fe2O3 4.45 3.30 2.28 1.96 2.46 0.94 2.15 2.67 2.37 1.06 2.15 2.10 2.55 2.41 5.71 2.72 FeO 2.98 5.97 4.68 4.76 1.54 4.62 4.83 4.43 1.29 4.47 6.26 0.06 5.35 MnO 0.16 0.15 0.14 0.04 0.14 0.06 0.16 0.15 0.14 0.05 0.11 0.06 0.18 0.14 0.13 0.13 MgO 1.56 4.24 2.51 0.37 2.84 0.43 3.01 2.95 2.56 0.45 2.96 0.45 4.31 4.20 1.40 3.27 CaO 5.42 8.35 6.45 2.14 6.77 2.87 6.69 7.09 6.63 3.18 6.86 2.21 8.31 8.68 4.93 7.30 Na2O 3.07 2.57 3.37 2.25 2.94 3.92 3.10 2.93 3.12 4.03 3.24 3.24 2.55 2.87 3.92 3.04 K2O 0.76 0.80 1.22 2.23 1.19 2.09 1.06 1.09 1.21 2.15 1.19 2.09 0.53 0.65 1.18 0.92 P2O5 0.27 0.07 0.09 n.d. n.d. n.d. 0.08 n.d. n.d. n.d. 0.11 n.d. 0.10 0.09 n.d. 0.12 H2O (+) 2.65 0.85 0.62 n.d. 0.59 0.88 0.64 0.32 0.97 0.60 0.75 n.d. 0.41 0.51 n.d. 0.14 H2O (-) 1.97 0.27 0.17 n.d. 0.39 0.79 0.14 0.28 0.39 0.50 0.03 n.d. 0.02 0.04 n.d. 0.08 Total 99.86 99.62 100.16 97.94 99.87 99.46 99.78 99.45 100.42 99.11 99.88 98.13 99.45 99.86 99.39 99.78 FeO + 0.9 Fe2O3 56.4 54.0 49.5 28.8 50.0 26.7 47.8 50.9 48.8 25.3 47.5 26.3 54.4 52.3 46.7 52.6 MgO 12.6 25.6 17.9 5.4 20.4 4.8 21.9 20.8 19.0 5.0 21.0 5.6 26.6 25.9 11.5 21.4 Na2O + K2O 30.9 20.4 32.6 65.8 29.6 68.5 30.3 28.3 32.2 69.7 31.5 68.1 19.0 21.7 41.8 25.9

第 57 図 樽前火山の歴史時代噴出物の全鉄 [ FeO + Fe2O3 ] - MgO - アルカリ [ Na2O + K2O ] 図。
AFM diagram showing bulk and glass compositions of historic Tarumai Volcanics

[ V.7.2.3 ] 斑晶鉱物の化学組成

すでに [ 「V.5 樽前 b 降下軽石堆積物」と「V.6 樽前 a 降下軽石堆積物」の項で ] 述べたように， 樽前火山噴出物の斑晶鉱物の組合せは 斜長石・紫蘇輝石・普通輝石および鉄鉱である。 中央火山丘スコリアおよび円頂丘熔岩では これらに極く少量のかんらん石が加わる。 歴史時代 の噴出物の斑晶のモード分析の結果（曽屋ほか， 1976a・1976b）を第 13 表に示したが， いずれの噴出物についても 比較的 斑晶が多く， 軽石でも 23～24 重量 % の斑晶 斜長石を含む。

第 13 表 樽前火山の歴史時代噴出物のモード分析。
Modal analyses of historic Tarumai Volcanics (volume %).

1 Pumice Ta-b fall 2 Pumice TA-a flow 3 Central cone Scoria 4 Lava Dome Ⅰ 斑晶 (33.6) (36.2) (36.7) (38.7) 斜長石 23.7 24.3 24.8 27.8 紫蘇輝石 5.4 5.9 5.5 5.9 普通輝石 3.4 3.7 4.2 4.4 かんらん石 .0 .0 .1 .2 鉄チタン酸化物鉱物 1.1 2.3 2.0 2.5 燐灰石 tr. tr. .1 .1 石基 (66.4) (63.8) (63.3) (61.3) 斜長石 4.9 4.8 5.8 26.1 紫蘇輝石 .5 .4 .7 6.3 普通輝石 .4 .3 .8 鉄チタン酸化物鉱物 .0 .0 .4 3.2 アルカリ長石 .0 .0 .0 25.7 鱗珪石 .0 .0 .0 ガラス 61.6 58.3 55.6 空隙率 54.6 52.8 30.9 4.2

[ V.7.2.3.1 ] 斜長石

歴史時代噴出物の斑晶 斜長石は それぞれ広い組成範囲を有し， いちじるしい累帯構造を示している。

Ta-b 軽石の斜長石 : 組成範囲は An53～93　と広いが， An53～80 と An83～93 の不連続な２群に分れる。 Ab 成分に富んだ組成範囲を示す斜長石は いちじるしい累帯構造を示し， 最外縁の組成は An70～60 である。 一方， An 成分に富んだ斜長石は An90 前後の均質な内核を有し， 周縁部で An83 の組成を示す。 An 成分に富んだ斑晶 斜長石は SiO2 が 76 % の液と平衡であったと考えられず， おそらく外来結晶であろう。

Ta-a 軽石の斜長石 : 組成範囲は An53～83 である。 Ta-b 軽石に認められた An 成分に富んだ組成はまだ認められていない。 累帯構造は Ta-b 軽石の場合と同様に いちじるしい。 最外縁の組成は Ta-b 軽石と比較して Ab 成分に富み， An58～66 である。

中央火口丘スコリアの斜長石 : 組成範囲は An55～93 である。 累帯構造は Ta-b や Ta-a のそれと異なり An 成分に富んだ内核を有し， くり返しの累帯構造を示しながら 外縁にむかって Ab 成分に富んで行く。 最外縁の組成は An68～70 である。

円頂丘溶岩の斜長石 : 組成範囲は An55～94 である。 累帯構造は 中央火口丘スコリアと同様に An 成分に富んだ内核を有し， 外縁で Ab 成分に富む。 最外縁の組成範囲は広い。

[ V.7.2.3.2 ] 輝石の化学組成と輝石温度

輝石の EPMA 分析の結果を輝石の台形 [ = Di - Hd - En - Fs ] にプロットしたものを第 58 図に示す。 また， [ 第 58 図では ] 中央火口丘スコリア [ CCS ] に含まれるかんらん石を 仮りに 輝石の台形の En - Fs の線の上にプロットした。 普通輝石と紫蘇輝石 および かんらん石と紫蘇輝石のタイラインは 互に接する鉱物間で引いた。 [ 第 58 図の ] 円頂丘溶岩 [ Dome ] で 紫蘇輝石の分析点を結ぶ鎖線は １粒子内の組成範囲を示している [ 以下の [注] 参照 ] 。

第 58 図 樽前火山噴出物の斑晶 輝石の「台形」の図。
Part of pyroxene quadrilateral showing compositions of phenocrystic pyroxene from historic Tarumai Volcanics.

Ta-b 軽石の輝石は狭い組成範囲を示すが， 円頂丘溶岩ではやや広い組成範囲を示す。 また， Ta-b 軽石から円頂丘溶岩へと 新しいものほど En 成分に富む傾向が認められる。

WOOD and BANNO（1973）の方法で， 互いに接する２輝石の組成をもとに 輝石の平衡晶出温度を算出した（第 14 表および第 58 図）。 軽石は 1,050 ℃ で， 中央火口丘スコリアは 1,080～1,050 ℃ の範囲を示した。 これは 新しいものほど高温を示しているのかも知れない。

第 14 表 Ta-b 軽石と Ta-a 軽石および中央火口丘スコリアの互いに接する輝石の組成と平衡晶出温度。
Chemical compositions of pyroxenes contracting with each other from Ta-b and Ta-a pumice, and central cone scoria, and thir equibrium temperature.

Ta-b Ta-a 中央火口丘スコリア（CCS） … Temp. …

第 15 表は 以上の樽前火山噴出物の諸性質をまとめたものである。

第 15 表 歴史時代の樽前火山噴出物の特徴。
Characteristics of historic Tarumai Volcanics.

Ta-b Ta-a CCS （中央火口丘スコリア） Dome （円頂丘熔岩） Age (A.D.) 1667 1739 1804～1817 1909 Volume (km3) 3.4 1.7 - 0.02 Bulk comp. (SiO2) 61.3 60.2～60.7 55.3～56.2 55.9～57.4 Glass comp. (SiO2) 76.3 75.3 67.5 - Pyroxene Range Wo En Fs Wo En Fs Wo En Fs Wo En Fs CPX 43～ 45 38～ 40 17～ 18 42～ 44 39～ 40 17～ 19 38～ 45 38～ 43 16～ 21 38～ 43 39～ 43 17～ 21 OPX 2.5 59～ 60 37～ 39 2.5 58～ 62 36～ 40 2.5～ 4.0 58～ 63 33～ 40 2.2～ 4.5 54～ 70 26～ 42 Temp (℃) 1050 1070 1080～1050 ? Plagioclase Range An84～55 An82～52 An93～54 An94～54 Rim An70～66 An58～56 An70～68 ?

V.8 湿原堆積物 [ p ]

本図幅地域では Ta-c 層の下位と Ta-b・Ta-a 層の下位と上位に泥炭が認められる。 瀬尾ほか（1965・1968）にしたがって， 地質図には Ta-b， Ta-a 層の上位の泥炭を塗色した。 Ta-b， Ta-a 層の上位の泥炭は極めて最近の生成によるものであり， 瀬尾ほか（1965）は 美々川の上流において, Ta-a 層の上に層厚約 40 cm のスゲ・ハンノキを含むヨシ泥炭を記載している。 瀬尾ほか（1968）によって, ウトナイト沼周辺は厚真川の下流地域とともに勇払第１低位泥炭上亜区とされ， Ta-a 層の上位に層厚 0～15 cm の黒褐色のヨシ泥炭が記載されている。 勇払川に沿う泥炭も上記とほぼ同様である。

[ 本図幅の ] 東隣 [ ← 南東隣 ] の鵡川図幅地域内の弁天沼の南東約 2 km 地点において， 山田悟郎（1976）は Ta-c 層の下位の層厚 1.2 m の泥炭の４点と, Ta-b 層との間の層厚 0.6 m の泥炭の２点の花粉分析を行い， 苫小牧低地帯では Quecus， Ulnus， Juglans， Abies が優先し， 花粉の組成上からは渡島半島と 石狩低地帯の東部地域 の中間に位置していると結論している。

V.9 沖積層 [ a ]

最近 300 年間に 厚い降下軽石堆積物の被覆があったため， 本図幅地域では 地表における [ 冲積層の ] 観察例は乏しい。 ここでは 南部では沼の端層 [ Nh ] を覆う現河川堆積物， 北部では支笏火砕流堆積物 [ Spfl ] の上にある砂礫層を沖積層とする。

南部においては 沼の端層が 地層 [ ← 地表 ? ] 近くまであるので， 沖積層の分布は限られる。

千歳市街の浅井戸資料 [ 地質調査所 北海道支所の村瀬正 技官の教示による ] によれば， 北部では 支笏火砕流堆積物までの深さは 6.6 m から 8.2 m を示している。 また， 日本道路公団が北海道 縦貫 千歳～札幌線の建設の際に調査した資料によれば， 千歳川を横切る地点において 北半分の沖積層の厚さは約 6 m であるが， 南半分の現在の千歳川付近では約 16 m に達している。

いずれも砂および礫からなる。

VI. 応用地質

VI.1 温泉

本図幅地域の温泉は２カ所あるが， いずれも大深度ボーリングによるものである。

ウトナイ温泉は ウトナイト沼の傍（地点 23 ; 第 6 図の柱状図参照）にある温泉で， 1967 年に深度 1,300 m まで掘削された。 噴量が 40 l / 分， 泉温が 28 ℃ で [ 以下の [注] 参照 ] ， かつ Cl が異状に高濃度だっため 深部を埋没し， 深度 600～700 m にガンパー [ = ガン・パーフォレーション ; 火薬により弾丸を打ち出し孔をあけること ] をかけて 現在の湧出する温泉を得た。 化学組成は NaCl を主成分とし Ca (HCO3)2 を副成分としているが， 色度がいちじるしく高いほかは 特徴的な成分はみられない。 この温泉は多量のガスを付随し， その組成はメタンが 81.5 % と わりあい高い含有率を示している。 この泉源は 現在は利用されていない。

蘭越 らんこし 温泉（地点 7）は深度約 1,040 m のボーリングによって得られたものである。 現在の自噴量は 409 l / 分， 温度は 30.8 ℃ であるが， 利用されていない。 この温泉は単純泉で， 組成からみると 深層地下水型の泉質を示していると云われる。 付随するガスは メタンをわずかに含む窒素系のガスである。

両温泉の組成を第 16 表に示す。

第 16 表 温泉分析表（北海道立地下資源調査所（1977）による）

温泉名 ウトナイ温泉 蘭越温泉 所在地 苫小牧市 植苗 千歳市 蘭越 所有者名 ウトナイ観光ホテル 京信産業 K.K. 深度（m） 1,300 1,040 ストレーナー （m） 600～700 925～945 975～1,026 口径（mm） 100 150 湧出量（l / 分） 133 409 分析年月 51.6 51.6 泉温（℃） 31.1 30.8 pH 7.8 8.7 T.S.M. mg / l 3,747 304 Ca 123.4 0.9 Mg 16.2 0.9 Na 1,255 76.1 K 32.5 4.4 Total Fe 0.17 0.00 Fe+2 0.17 0.00 Fe3+ 0.0 0.0 Al 0.10 0.12 Mn 0.45 0.04 Cu 0.001 0.001 Zn 0.000 0.004 As 0.005 0.029 Cl 1,877 7.6 HCO3 619.8 208.6 SO4 1.2 0.0 F 0.66 0.58 HBO2 32.5 10.9 SiO2 99.4 91.1 Free CO2 17.1 18.3 H2S 0.05 0.05 Ig. loss 136.5 47.5 O2 vol. % 0.00 0.08 Ar 0.44 1.37 CO2 0.41 0.06 CH4 81.46 4.70 CnHm 0.04 0.00 N2 etc 17.65 93.79 H2S 0.000 0.000 概要 色度 1,313° 色度 280.3°， 着色

VI.2 地下水

苫小牧工業地帯である本図幅地域の水理地質は 工業地帯の発展のために重要な役割を担っている。 そのために本図幅地域の水理地質， とくにその地下水については多くの調査がなされ（地質調査所（1967）; 北海道立地下資源調査所（1969）; 山口（1969）; 山口ほか（1963・1974））， 現在もなお 北海道立地下資源調査所によって 調査・観測が行われている。 ここでは 最も新しい山口ほか（1974）によって 地下水の大要を述べることとする。

本図幅地域における事業用の水は地下水に頼ることが多く， 多量の用水を必要とする事業所は 100 m 以上のボーリングに頼ってきた。 それに加えて 調査用のボーリングのため， 第 6 図以下に示されるような およその地下構造が判明して来た。 これらの諸元を示すと第 17 表のようになる。 さらに千歳川の水を太平洋側に導水する調査も行われて来た。

第 17 表 深井戸の諸元表

地点 深井戸番号 所在地 名称 井深 （m） 井径 （mm） 自然 水位 （m） 地盤高 （m） 分析 年月 pH Cl 以下 （ppm） SO4 HCO3 CaCD3 Fe SiO2 NH4 COD A B C D …

軽石流堆積物からなる火砕岩台地は， その孔隙率の大きさからみても 巨大な水溜めであると云える。 それで [ 千歳 ] 空港の西南部， ママチ川， 勇払川， 国道 36 号線で囲まれた範囲を考えてみると， 支笏火山噴出物の体積は 16 km³， 有効孔隙率が 0.4， 地下水までの平均深度が 40 m と仮定すると その貯水量は 38 億 m³ と算出される。 これから各河川に流出する水量は 年間で約 1 億 1 千万 m³ （日の平均は 30 万 m³）であり， 貯水量の 3 % にすぎない。 そのため 一般に 支笏火山噴出物中に包含される地下水の水質は劣っている。

支笏火山噴出物の下位の海成更新統 [ Cm ] は水量も多く， 水質は良好であり， 多く利用されている。 千歳付近には支笏火山噴出物の直下に帯水層があるが， 水質はよくない。 140 m 以深にも厚い帯水層が賦存し 水質は良好であるが， [ 図幅地域北東部の ] 駒里 こまさと 方面では不良となっている。 南の [ 本図幅の南隣の苫小牧図幅地域内の ] 苫小牧 工業港では 帯水層は地下 200 m までの間に 60 m 付近， 100 m 付近， 120 m 付近， 145 m 付近， 190 m 付近と５層あって， 145 m 付近のものが 他に較べて水質が良好のため多く利用されているが， 塩素イオンが 100 ppm を上まわる。 しかし， 海成更新統中における地下水の動態は いまのところ まったく判っていない。

超深層地下水は本図幅地域では蘭越（地点 7）と ウトナイの地点 23 の２カ所である。 これらの概要は 第 18 表のとおりである。

第 18 表 千歳・苫小牧周辺の超深井（山口ほか， 1974）

No. 所在地 標高 （m） 井深 （m） 帯水層位置 （m） 摘要 26 千歳市 チトセランド （蘭越温泉） 23 1,040 ＜ 300 略 319～339 370～378 410～422 476～571 684～656 770 m 以下で厚いシルト岩となる。 770 m 以浅で採湯する（30.8 ℃）。 48 苫小牧市 ウトナイ温泉 3 1,300 ＜ 200 略 215～250 320～337 398～466 641～710 710 m 以下は厚いシルト岩となり， 地層水の塩分濃度が高まる。 710 m 以浅で採湯する（31.8 ℃）。

結論として， 千歳川と苫小牧川との間を流れる地下水流は 30～50 万 m³ / 日と見積られる。 技術的には その 20～30 % を取水することが可能とみられるが， 環境保全や自然災害防止の点から これらを予測するためには, 開発に先行して地下水位の長期観測を実施しなければならない。

VI.3 地盤災害

1968 年 5 月 16 日に発生した 1968 年 十勝沖地震は 苫小牧地区に震度 5 の値を与え， 函館地区と共に北海道内で最高だった。 とくに 支笏火砕流堆積物の地盤に宅地造成をした札幌市 清田団地に多くの被害を与えたことは， 地盤問題に対する関心を呼び起した。

第 59 図 1968 年 十勝沖地震の震度分布図。
Distribution of seismic intensities of Tokachi-oki Earthquake, 1968, after Dep. Geoph. Fac. Sci. Hokkaido Univ. (1969)

対馬（1968）によると 苫小牧地区の被害は局部的地盤変動（地盤沈下）と地割れであった。

地盤沈下の例としては 苫小牧市 清水小学校の例が挙げられる。 これは Ta-b の直下の地下 2～3 m に 厚さ 2 m の泥炭層が分布する軟弱地盤のため， 地震によって振動が与えられて 圧密を受け， 間隙水が校庭に湧出すると共に 約 25 cm の不等沈降を行い 校舎に被害を与えた。 泥炭地に設けられた国道も部分的に被害をうけた。

地割れは火山灰地の上の新しい宅地， 旧河川跡の農地， 新しい盛土による築堤にいちじるしく， 国道・苫小牧 工業港の埠頭などにもみられた。

札幌市 清田団地の被害は 支笏火砕流堆積物の土質工学的特性の研究を進めた（坂上， 1971）。 平野の地盤特性としては， 地質調査所（1967）は以下の数値を与えている。

区分 土質 地盤強度 N 備考 [ 括弧 "()" 内は本図幅で使用した地層名 ] A 表土・火山灰 0～10 樽前火山降下堆積物（Ta-b・Ta-c） B 泥炭 0～2 腐植物 層厚 0.5～3.0 m C { 1 2 腐植土～火山灰混じり砂 シルト 2～10 1～3 腐植物 層厚 1.0～2.0 m 腐植物 層厚 5.0 m D { 1 2 砂 礫混じり粗砂・礫 10～15 10～5 砂丘構成層 D1 の凹地 層厚 4.0～7.0 m E 貝殻混じりシルト質砂 15～30 海成層（沼の端層） 層厚 2.0～12.0 m F 火山灰・火山礫 25～120 支笏火山噴出物 G シルト質砂 10～50 海成層（伏在海成更新統） H 砂礫 50 以上 海成層（伏在海成更新統）

以上をみると， 軟弱地盤と云われるものは区分 E あるいは D 以上の地層であり， とくに D 層以上が地盤対策の対象となる。

一方， 丘陵地の支笏火砕流堆積物を地盤とする地域の地震災害をみると， その特徴は 切土地区では被害はなく， 盛土地区の被害が大きかった。 坂上（1971）は清田地区の軽石流堆積物を清田火山灰と称して土質試験を行った結果， 以下のように考えている。

清田火山灰は 液性限界 : 63～50.5 %， 自然含水比 : 30～35 % であり， 自然状態においては一応の安定性が考えられるが， 含水比 50 % を境として急激な状態変化することを意味している。 このことは， 保水能力ギリギリまで安定を保ち， その限界において 突然崩壊する特性を示している。

前述の区分 F の貫入値 [ = 地盤強度 N ] が 25～120 と大きいのは， 軽石流堆積物は自然状態（限界条件下）に於ける安定性を示し， 限界条件を外れると急激に不安定となる。 盛土に被害が大きかったのは このような理由であろう。

VI.4 土砂

美々付近（地点 15）において， 支笏火山砕屑物の軽石流堆積物と降下軽石堆積物が 道路工事などのために小規模に採取されている。 この付近の Spfa1 の中の化石林は， 小規模で断続的な採取のために 遂次 新鮮な様相を呈しているのは事実であるが， 何らかの保存の施策を講じる必要があると考えられる。

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QUADRANGLE SERIES
SCALE 1 : 50,000

Sapporo (4) No. 42

GEOLOGY OF THE
CHITOSE
DISTRICT

By Tatsunori SOYA and Hiroyuki SATOH (written in 1979)

Abstract

Mapped area, 141°30'～141°45' E longitude and 42°40'～42°50' N latitude, is situated in the southern part of Sapporo - Tomakomai (Ishikari) Lowland where divides Hokkaido into two parts, namely, main island and south-western part of island characterized by Green Tuff Region which is extending of Honshū. Topographically, this area is a part of vast pyroclastic plateau surrounding Shikotsu Caldera. There is a divide between the Pacific Ocean and the Japan Sea in this area and height of that is only 24 m above the sea level. Only strata deposited after Würm Glacial Stage crop out.

[ Legend on the geological map ]

Quaternary Holocene Alluvium a Gravel and sand Moor deposits p Peat Tarumai a and b Pumice-fall Deposits and Tarumai c Pyroclastic Fall Deposits Ta-a～c Augite - hypersthene andesite pumice and ash Numanohata Formation Nh Gravel and sand Tarumai d Pyroclastic Fall Deposits Ta-d Augite - hypersthene andesite scoria and lithic fragment Pleistocene Eniwa a Pumice-fall Deposits En-a Augite - hypersthene andesite pumice Aolian deposits d Sand Shikotsu Pyroclastic Flow Deposits Spfl Hornblende-bearing augite - ferro-hypersthene rhyolite pumice and ash, and andesite scoria and ash ◀ Shikotsu Pyroclastic Fall Deposits 1 Spfa Hornblende-bearing augite - ferro-hypersthene rhyolite pumice ○ Concealed marine Pleistocene series Cm Mud, silt, sand and gravel (with peat) ● Neogene Pliocene Moebetsu Formation Mb Sandy siltstone (intercalated with conglomerate) ● Miocene Nina Formation Nn Siltstone, mudstone, conglomerate and sandstone ●

Geology

Geological sequence in this area is shown in Table 1.

Table 1

Holocene Alluvium Moor deposits Tarumai Volcanics Tarumai a Pumice-Fall Deposits 1739 A.D Tarumai b Pumice-Fall Deposits 1667 A.D Tarumai c Pyroclastic Fall Deposits ca. 3,000 ys B.P. Uenai Member Numanohata Formation Jōmon Transgression Tarumai d Pyroclastic Fall Deposits 8,970 ± 180 B.P. Pleistocene Eniwa a Pumice-fall Deposits ca. 13,000～15,000 B.P. Yotei 3 Pumice-fall Deposits ca. 20,000～22,000 B.P. Eniwa c Pumice-fall Deposits Shikotsu Volcanics Shikotsu Pyroclastic Flow Deposits Scoria-flow deposits } ca. 32,000 ys B.P. Pumice-flow deposits Shikotsu Pyroclastic Fall Deposits Spfa 1 Spfa 2 ← (not exposed in the mapped area) → Spfa 3 Spfa 4 Spfa 5 Spfa 6 Spfa 7 Spfa 8 Spfa 9 Spfa 10 Mukawa Pyroclastic Fall Deposits Mpfa 1 Mpfa 2a Mpfa 2b ca. 43,000 ys B.P. Mpfa 3 Chitose Peat Concealed marine Pleistocene Series Neogene Moebetsu Formation Nina Formation

Neogene is confirmed by deep drillings. Miocene Nina Formation below -1,200 m is composed of siltstone, mudstone, conglomerate and sandstone.

Moebetsu Formation, between -1,200 m and -200 m, is sandy siltstone and Pliocene in age.

Concealed marine Pleistocene Series under Shikotsu Volcanics is 150 m thick and divided into two parts by peat. The lower part is composed of silt and snad, and the upper part is more predominant in gravel than the lower part.

The Shikotsu Volcano, located to the west of this district, erupted voluminous pyroclastic falls and flows in Würm Glacial Age. Initially pumice falls were andesite and became to rhyolite through dacite. Last rhyolite pyroclastic fall deposits（Spfa1 are estimated as about 12.5 × 10⁹ t in weight and include fossil forest (plate Ⅱ-1). Rhyolite pyroclastic flow deposits, successively erupted and estimated as 130 × 10⁹ t in weight, made vast pyroclastic plateau. Andesite pyroclastic flow deposits in small scale are observed in one locality of this area. The formation of Shikotsu Caldera resulted in eruption of these pyroclastics is estimated to be ca. 32,000 years B.P. by ¹⁴C dating.

Aeolian and reworked deposits on the pyroclastic plateau are distributed in limited area.

Pumice-fall deposits ejected from Eniwa and Yōtei Volcanoes are developed in this area.

Tarumai Volcano formed in side of Shikotsu Caldera, erupted pyroclastics four times, Tarumai d Pyroclastic Fall Deposits to Tarumai a Pumice-fall Depposits. Tarumai d Pyroclastic Fall Deposits dated as 8,940 ± 180 years B.P., are scoria fall deposits and a part of them deposited on the Alluvium plain was reworked by Numanohata Formation, deposits resulting in Jōmon transgression.

Uenae Member, thin volcanic ash layer is distributed in southern part of this area and its volcanic source has not yet been detailed.

Tarumai c Pyroclastic Fall Deposits, and b and a Pumice-fall Deposits (Ta-c, b and a) are erupted before about 3,000 years, 1667 A.D. and 1739 A.D., respectively. Ta-b and Ta-a are composed of 8 and 10 fall units, respectively, among of which pumice flow deposits are developed on the slope of body of volcano.

Distributions and petrologic character of Shikotsu and Tarumai Volcanics are shown in figures and tables in Japanese text.

Economic Geology

There are two hot springs found by deep drillings but are not used now.

Under ground water included in Shikotsu Volcanics and Pleistocene sediments is now being prospected for industrial utility.

図版

第 Ⅰ 図版

1. 早来（第 8 図の地点 233）における支笏降下火砕堆積物の遠望。
   Sd : 砂丘堆積物， 1，2，… : Spfa1，Spfa2，…。
   View of Shikotsu Pumice-fall Deposits at Hayakita (Loc. 233 on Fig. 8).
   Sd : Sand dune deposit, 1, 2, … : Spfa1, Spfa2, ….
2. 美々（地点 15）における支笏軽石流堆積物（Spfl）と支笏降下火砕堆積物 1（Spfa1）。
   f : 直立炭化木。
   Shikotsu Pumice-flow Deposits and Shikotsu Pumice-fall Deposit 1 at Bibi (Loc. 15).
   f : Chared erect stump.

第 Ⅱ 図版

1. 直立炭化木 Picea jezoensis， 美々（地点 15）。
   Charred erect stump, Picea jezoesis, at Bibi (Loc. 15)
2. 支笏火砕流堆積物と二次噴気孔（島松）。
   Shikotsu Pyroclastic Flow Deposits and secondary fumarole at Shimamatsu.

第 Ⅲ 図版

1. 植苗（Loc. 21）における火山灰層。
   Un : 植苗層
   Volcanic ash layers at Uenai (Loc. 21).
   Un : Uenai Formation
2. 美々貝塚の柱状断面。
   1 : 表土， 2 : 樽前 a 降下軽石堆積物， 3 : 樽前 b 降下軽石堆積物， 4 : 黒ボク土， 5 : 樽前 c 降下火砕堆積物， 6 : 黒ボク土， 7 : 貝層， 8 : 黒ボク土， 9 : 樽前 d 降下火砕堆積物 ; 松下ほか（1963）による。
   Columnar section of Bibi Shell Mound.
   1 : Soil, 2 : Ta-a, 3 : Ta-b, 4 : Kurobuku soils, 5 : Ta-c, 6 : Kurobuku soils, 7 : Shell mound, 8 : Kuroboku soils, 9 : Ta-d ; after Matsushita et al. (1967).

第 Ⅳ 図版

1. 樽前 b 降下軽石堆積物。
   火口から S 80°E， およそ 13 km の地点における樽枚 b 降下軽石堆積物（第 56-3 図の柱状図番号 135）。 全層厚はおよそ 190 cm で， 本層を約 10 cm の Ta-a 層が覆う（写真には写っていない）。
   Tarumai b Pumice-fall Deposit.
   Tarumai b pumice fall deposit (Ta－b) at the point, about 13 km, S 80°E, from the vent (see column no. 135 on fig. 56－3). The total thickness is about l90 cm.
2. 樽前 a 降下軽石堆積物。
   火口から N 60°E， およそ 23 km の地点における樽前 a 降下軽石堆積物（第 56-1 図の柱状図番号 122）。 全層厚はおよそ 60 cm で， ７フォールユニットに区分できる。 本層の下位は Ta-b 層を欠いて Ta-c 層の上部の腐植土層である。
   Tarumai a Pumice-fall Deposit.
   Tarumai a Pumice-fall deposit (Ta－a) at the point, about 23 km, N 60°E, from the vent（see column no. 122 on fig. 56-1). The total thickness is about 60 cm. Ta-a in this plate can be subdivided into 7 fall units and directly overlie Ta-c humus bed.

文献引用例

曽屋龍典・ 佐藤博之 （1980）

千歳地域の地質．

地域地質研究報告（５万分の１図幅）， 地質調査所， 92 p.

SOYA, T. and SATOH, H. (1980)

Geology of the Chitose district.

Quadrangle Series, scale 1 : 50,000, Geol. Surv. Japan, 92 p. .

(in Japanese with English abstract, 3 p. )

昭和 55 年 3 月 21 日 印刷
昭和 55 年 3 月 25 日 発行
著作権所有 通商産業省 工業技術院 地質調査所

(C) 1980，Geological Survey of Japan