地域地質研究報告
５万分の１図幅
札幌（4） 第 67 号
地質調査所 北海道支所 石田正夫
昭和 56 年
地質調査所
目次 I. 地形 II. 地質概説 III. 先第三紀堆積岩類 IV. 花崗岩類 V. 新第三系 V.1 臼別層 V.2 関内層 V.3 左俣川層 V.4 訓縫層 V.5 八雲層 V.6 貫入岩 Ⅰ V.7 黒松内層 V.8 貫入岩 Ⅱ V.9 瀬棚層 VI. 第四系 VI.1 段丘堆積物 VI.2 オチャラッペ火山灰層 VI.3 扇状地堆積物 VI.4 駒ヶ岳火山灰 VI.5 氾濫原堆積物 VII. 地質構造発達史 VIII. 応用地質 VIII.1 銅・鉛・亜鉛・マンガン VIII.2 温泉 文献 Abstract
図の目次 第 1 図 遊楽部岳地域地質層序総括図 第 2 図 地質構造図 第 3 図 先第三紀堆積岩類中のチャート 露頭写真 第 4 図 遊楽部岳地域及び周辺の新第三系対比図 第 5 図 臼別層中の変質安山岩 露頭写真 第 6 図 関内層中の泥岩砂岩互層 露頭写真 第 7 図 遊楽部岳地域化石産地 第 8 図 左俣川層柱状図 第 9 図 左俣川層砂岩泥岩部層中の互層 露頭写真 第 10 図 訓縫層柱状図 第 11 図 訓縫層凝灰角礫岩部層 露頭写真 第 12 図 八雲層柱状図 第 13 図 八雲層硬質頁岩部層中の硬質頁岩 露頭写真 第 14 図 八雲層硬質頁岩部層中の硬質頁岩 露頭写真 第 15 図 八雲層泥岩砂岩部層中の泥岩 露頭写真 第 16 図 岩子岳写頁 第 17 図 黒松内層柱状図 第 18 図 黒松内層シルト岩砂岩部層中のシルト岩 露頭写真 第 19 図 黒松内層シルト岩砂岩部層中の異常堆積 露頭写真 第 20 図 黒松内層シルト岩砂岩部層中の異常堆積 露頭写真 第 21 図 黒松内層シルト岩砂岩部層中の異常堆積 露頭写真 第 22 図 黒松内層シルト岩砂岩部層中の互層 露頭写真 第 23 図 黒松内層火山角礫岩部層中の火山角礫岩 露頭写真 第 24 図 安山岩岩脈 露頭写真 第 25 図 瀬棚層柱状図 第 26 図 瀬棚層露頭柱状図 第 27 図 瀬棚層有孔虫化石産地 第 28 図 瀬棚層砂岩部層中の砂岩 露頭写真 第 29 図 瀬棚層砂岩部層中の斜層理 露頭写真 第 30 図 瀬棚層礫岩砂岩部層中の礫岩 露頭写真 第 31 図 駒ヶ岳火山灰分布図 第 32 図 八雲鉱山鉱床位置図 第 33 図 鉱化作用の経過図 第 34 図 下の湯試錐柱状図
表の目次 第 1 表 黒雲母角閃石花崗閃緑岩化学分析表 第 2 表 黒雲母角閃石花崗閃緑岩 K - Ar 年代測定表 第 3 表 関内層産植物化石表 第 4 表 遊楽部岳地域花粉分析表 第 5 表 左俣川層産有孔虫化石表 第 6 表 八雲層産有孔虫化石表 第 7 表 瀬棚層産貝化石表 第 8 表 瀬棚層産有孔虫化石表 第 9 表 騎ヶ岳火山灰 Ko-e 層一次鉱物組成 第 10 表 騎ヶ岳火山灰 Ko-d1 層一次鉱物組成 第 11 表 温泉分析表
地域地質研究報告
（昭和 55 年稿）
５万分の１図幅
札幌（4） 第 67 号
遊楽部岳地域の地質図は 北海道開発庁の委託によって作成されたものである。 野外調査研究を昭和 40 年から 45 年にかけて行い， その後 室内研究を継続し その結果をとりまとめた。
この研究を進めるにあたって， 西南北海道に発達する新第三系の層序については 北海道支所の山口昇一 技官， 火成岩については 同支所の 久保和也 技官， 本所の沢村孝之助 技官， 及び 北海道大学の番場猛夫 教授， 貝化石については 鳥羽水族館の大山桂 博士 及び 北海道開拓記念館の赤松守雄 氏， 花粉化石については 北海道大学の佐藤誠司 博士からそれぞれ教示と協力を受けた。 また， 岩石薄片の作製は 谷津良太郎 技官ほか， 製図は 熊谷なな子 技官によって行われた。 なお， 現地調査にあたり 八雲町役場・ 今金町役湯・ 八雲営林署 及び 今金営林署などの各機関から種々便宜を受けた。 上記の方々 及び 各機関に対し厚く感謝の意を表する。
遊楽部岳地域は 北海道 西南部の 渡島 半島のほぼ中央に位置し， 東経 140°0' から 140°15'， 北緯 42°10' から 42°20' の範囲にある。 渡島半島で最も狭い地域で， 太平洋側の 内浦 湾岸の 八雲 市街地と 日本海側の 熊石 町 鮎川 との間は 直距離にして 26 km である。 行政区画上は 本地域の大半が八雲町に属し， 今金 町・ 北桧山 町・ 大成 町 及び 熊石町の一部が含まれている。
本地域の地形は 地質 及び 地質構造を反映して 著しく変化に富み， (1) 山地， (2) 丘陵性山地， (3) 段丘， (4) 扇状地 及び， (5) 沖積地 に５大別することができる。
(1) 山地 : 比較的急峻で起伏に富む地形区である。 その区域は 遊楽部 川の上流・ 鉛 川の上流から遊楽部岳・ 岩子 岳を含む南西部と， [ 図幅地域の北東隅から西方 7 km の地点から 概ね南方に流れて 遊楽部川に合流する ] トワルベツ川の東方から [ 図幅地域の北東隅から南方 4.5 km の ] 花浦 にかけての北東部の山地がこれに相当する。
南西部は 先第三紀堆積岩類・ 花崗岩類・ 新第三紀中新世に属する 比較的堅硬な堆積岩 及び 火山岩によって構成されている。 この地形区は 急峻な山稜と [ 分布の ] 密度の大きい谷とからなり， 下刻作用が著しく ほぼ壮年期の地ぼうを呈する。 遊楽部岳（1275.5 m）をはじめとして 冷水 岳（1175.0 m）・ 太櫓 山（1053.4 m）・ぺンケ岳（855.6 m）・岩子岳（801.6 m）・ 三角 山（741.2 m）及び 賀呂 山（693.7 m）などの高峰が連なっている。
北東部は遊楽部川 及び その支流のトワルベツ川に囲まれた地域であり， 主として新第三紀中新世の訓縫層 及び 八雲層が分布している。 南西部と同様に 比較的堅硬な岩石によって構成され， 谷の密度も大きい。 この地域の特徴は トワルベツ川の支流をはじめ 河川の流路がほとんど東西方向の傾向を有すること [ ← トワルベツ川の本流は 北から南に流れて 遊楽部川に合流する ] 及び 小規模な地すべり地形が非常に数多く認められることである。
(2) 丘陵性山地 : 地域北西部のオチャラッペ川の流域から [ 図幅地域の中央付近の ] 八線 [ 以下の [注] 参照 ] を経て 南東部の 賀呂川 の流域にいたる地形区であり， 主として中新世後期の黒松内層 及び 鮮新世の 瀬棚 層によって構成されている。 両層の岩相が比較的軟質であることから 全体的に浸食が進み 開析されてはいるが， 谷密度の小さい丘陵性山地を形成している。 ただ， この地形区の中で ペンケルペシュペ川 及び 鉛川などの河川の下流域 [ = 八線の東方で賀呂川の西方の地域 ] には 八雲層の硬質頁岩 [ Yh ] が分布しており， この地域は [ そこと同様に 八雲層の硬質頁岩が分布している ] 前述の北東部と同様の地ぼうを呈している。
(3) 段丘 : 地域中央部の 上八雲 ， 北西部の 日進 [ ← 図幅地域の北西隅から南方 2 km ] 及び 南東部の 砂蘭部 川の東方の 大新 [ ← 図幅地域の南東隅から北方 3.5 km ] 周辺などに分布する。 河岸段丘が最も顕著に発達するのは 地域中央部の [ 遊楽部川沿いの ] 上八雲から [ 図幅地域の東部の賀呂川沿いの ] 春日 [ ← 図幅地域の南東隅から北北西方 7 km ] にかけてであり， ９段を数える。
| 段丘の標高 | 分布地 | |
| 第１段丘（t1） | 260～360 m | [ 八線の南西方の ] ハチクマ [ 八熊 ] 川の上流 |
| 第２段丘（t2） | 180～260 m | 八線， 日進 及び 大新 |
| 第３段丘（t3） | 140～190 m | 上八雲の南方 |
| 第４段丘（t4） | 100～160 m | 上八雲～ [ その南東方の ] 鉛川～ 音名川 の中流 |
| 第５段丘（t5） | 80～120 m | 上八雲～ [ その南東方の ] 鉛川～春日 |
| 第６段丘（t6） | 60～100 m | 上八雲～ [ その南西方の ] キリンペタム川の下流 |
| 第７段丘（t7） | 40～60 m | [ 八線の南東方の ] ペンケルペシュペ川の下流 |
| 第８段丘（t8） | 20～40 m | |
| 第９段丘（t9） | 各河川流域 |
第１段丘（t1）:
上八雲付近
[
← 上八雲の南西方
]
のキリンペタム川の中流部の
右岸
[
= 東岸
]
の東方 及び
[
その南方の
]
ハチクマ
[
八熊
]
川の上流部の丘陵地にあり，
標高は 360 m にも達している。
この地域の最も高い面を形成し，
キリンペタム川の河床からの比高は 120 m である。
堆積物はほとんど削剥されており，
北方に向って緩傾斜する平坦面だけが残されている。
第２段丘（t2）:
上八雲
[
← 八線
]
周辺では 第１段丘の前面にあり，
ハチクマ川から
[
その北西方 3 km 前後の
]
セイヨウベツ川の下流域にかけて北西 - 南東方向に分布し，
標高は 180～260 m である。
キリンペタム川の川床からの比高は約 100 m にも達し，
第１段丘と同様に堆積物が残されていない場合が多い。
[ 図幅地域の北西隅付近の ] 日進周辺では， [ 本図幅の ] 西隣の 久遠 地域の第２段丘（吉井ほか， 1973）及び [ 本図幅の ] 北西隣の 瀬棚 地域の高位段丘（佐川・植田， 1969）と連続し， 厚さ 4～5 m 内外の堆積物が認められる。 また， 本段丘は [ 本図幅の ] 北隣の 今金 地域にかけても広く発達する。
地域南東部の大新の周辺では， [ 本図幅の ] 東隣の八雲地域に発達する標高 200～300 m の 境川 面（石田， 1978）と連続する。
第３段丘（t3）: 上八雲 八線周辺に発達する標高 140～190 m の面であり， この延長部は [ 八線の東南東方 6.5 km 前後の ] 鉛川周辺でも認められる。 [ 八線と鉛川の間にある ] ペンケルペシュペ川の河床からの比高は約 80 m である。
第４段丘（t4）: 遊楽部川の右岸 [ = 南岸もしくは西岸 ] で 上八雲から春日まで西北西 - 南東方向に広く分布する標高 100～160 m の面である。 なかでも 鉛川 [ 以下の [注] 参照 ] から春日にかけて広く発達する。 鉛川で [ 遊楽部川および鉛川の ] 河床からの比高は 60～70 m である。
第５段丘（t5）: 第４段丘と同じ地域で その前面に分布し， 標高 80～120 m の面である。 [ 上八雲の南西方の ] キリンペタム川での河床からの比高は約 40 m である。
第６段丘（t6）: 遊楽部川・トワルベツ川・セイヨウベツ川 及び キリンペタム川が合流する地域 [ = 上八雲付近 ] で発達が著しく， 上八雲 市街をのせる標高 60～100 m の平坦面である。 [ 遊楽部川の下流の ] 鉛川に向うにしたがって幅が狭くなる。 上八雲地域で遊楽部川の河床からの比高は 10～20 m である。
第７段丘（t7）: 上八雲市街から鉛川付近にかけて [ 遊楽部川の南岸に ] 分布する標高 40～60 m の面であり， [ 遊楽部川の上八雲の下流で鉛川の上流にある ] ペンケルペシュペ川の 川口 [ = 遊楽部川との合流点 ] 付近に発達する。 ペンケルペシュペ川の川口で 河床からの比高は約 10 m である。
第８段丘（t8）: 遊楽部川とトワルベツ川の合流部 及び ペンケルペシュペ川の川口に小範囲に分布する 標高 20～40 m の面である。 遊楽部川の河床からの比高は 5 m 前後である。
第９段丘（t9）: 現在の各河川に沿って形成されているもので， 標高は河川によって異なる。 各河川の河床からの比高は 2～5 m である。
以上で各段丘について述べたが， これらは [ 本図幅地域の ] 東方の内浦湾岸沿いに 長万部から森にかけて顕著に発達する海成段丘と連続する。 第１・２段丘は [ 本図幅の東隣の ] 八雲地域の境川面（石田， 1978）に， 第３・４段丘は 野田追 面に， 第５～７段丘は山越 段丘面 及び 落部 段丘面に， 第８段丘以下は森 段丘面に対応すると思われる。
(4) 扇状地 [ f ] : 遊楽部川 及び 砂蘭部川の下流域には 本地域から [ 本図幅の東隣の ] 八雲地域にかけて広大な扇状地が形成されている。 [ 本図幅の東隣の八雲図幅地域内で遊楽部川に合流する ] 砂蘭部川の川口から 約 17 km 上流の海抜 100 m 以上の地点 [ 以下の [注] 参照 ] を扇頂として北方へ拡がり， 扇端は標高 10 m 前後となり 平地と連続している。 扇端の [ 東西方向の ? ] 幅は約 5 km にも及んでいる。 この扇状地は緩傾斜で北方へ高度を下げており， 前述の各段丘との関係 及び 平地との境界はきわめて不明瞭となっている。 扇頂近くでは砂蘭部川の下刻作用が著しく， 河床との比高が大となっている。
(5) 沖積地 : 各河川の流域 及び 域内の東部の海岸平野部に分布する。 [ 本図幅地域の北東隅から南方 4.5 km・1 km の ] 花浦・山崎周辺は 内浦湾沿いに発達する海岸平野の西限部にあたる。 いずれも氾濫原堆積物 [ a ] によって構成される。
水系 は 地域西部の桧山・渡島支庁界をつくる山稜が分水界となり， 東側と西側とに２分される。 東側では 太櫓山を源とする遊楽部川が約 25 km の流路をもち， セイヨウベツ川・ キリンペタム川・ トワルベツ川・ ペンケルペシュペ川・ 鉛川 及び 賀呂川など域内の大部の河川を集め， [ 本図幅の東隣の ] 八雲地域内で砂蘭部川と合流し 内浦湾に流入している。 このほか， [ 本図幅地域の東端・北部の花浦の南側を流れる ] ブイタウシ川 [ ← 国土地理の地図では ブイタウシナイ川 ] 及び [ その北方の山崎付近を流れる ] 早瀬川などのわずかな小河川が 直接 内浦湾に注いでいる。 一方， 西側では [ 図幅地域の南西部の冷水岳と岩子岳～赤岳（531 m）の間を南流する ] 見市川 が 遊楽部岳 及び 岩子岳にその源を発して 南流し， [ 本図幅の ] 南隣の 相沼 地域で日本海に流入している。 また， [ 図幅地域の北西部の ] オチャラッペ川は 善右衛門沢川 などを集め， [ 本図幅の ] 北隣の今金地域内で 利別川 [ ← 国土地理院の地図では「 後志利別川 」 ] と合流し， これも日本海に注いでいる。
遊楽部川は 上八雲から [ 本図幅の東隣の八雲図幅地域内の ] 八雲まで ほぼ東西性の流路をとるが， 上八雲から上流部は 北東方向に流れている。 遊楽部川の右岸 [ = 南岸もしくは南東岸 ] 側の大きな支流は ほとんど北東方向に流路をとり 並走している。 一方， [ 本図幅地域の ] 北東部においては トワルベツ川の支流であるポントワルベツ川・ エカシナイ川・ クオペタヌ川 及び ピラマントウシナイ川などは 西流し [ = 西流してトワルベツ川に合流し ] ， [ それらの東側では ] 南北方向に伸びる稜線を挟んで [ 図幅地域の北西端の ] ブイタウシ川 及び 早瀬川が東流している。 [ これらの河川は ] いずれも東西方向の流路をとり並走している。 このように地域によって水系の差異が認められる。
遊楽部岳地域は 東北日本の いわゆるグリンタフ地域の延長部に相当する。
本地域では 先第三紀 堆積岩類 及び 花崗岩類を基盤とし， 白亜紀の堆積岩 及び 古第三系を欠き， 新第三紀 中新世から鮮新世にかけての堆積岩 及び 火成岩が広く発達する。 さらに これらを 第四紀 更新世から完新世の 段丘堆積物・扇状地堆積物・火山灰 及び 氾濫原堆積物などが不整合に覆っている。
本地域の地質層序は 第 1 図に示すとおりである。
| ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
基盤岩類は 本地域から [ 本図幅の西隣の ] 久遠地域にわたる遊楽部岳ドームの中核をなしており， [ 図幅地域の西端付近・南北中央やや北の ] 左俣川 [ 以下の [注] 参照 ] の上流 及び 見市川 の上流に分布するものと， 域内の東部の 立岩 [ ← 図幅地域の東端から西方 1 km・南北中央やや北 ] 付近にごく小範囲に露出するものとがある。 本岩類は 主として先第三紀の堆積岩類 [ Pt ] と， これに貫入した花崗岩類 [ G ] とから構成される。 堆積岩類は チャート 及び 砂岩が卓越し, 粘板岩を伴い， 花崗岩類の貫入によってホルンフェルスとなる部分が多くみられる。 立岩では砂岩を原岩とするホルンフェルスが認められるが， 花崗岩類は地表に露出していない。 花崗岩類のうち 花崗閃緑岩は 域内の西部から [ 本図幅の西・南西 及び 南隣の ] 久遠・熊石 及び 相沼地域にかけて広域的に分布する。 角閃石 及び 黒雲母を多く含み， 一般にカリ長石は少ない。
新第三系は 下位から 中新世の 臼別 層・ 関内 層・ 左俣川 層 及び 訓縫 層・ 八雲 層・ 黒松内 層 及び 鮮新世の 瀬棚 層とに分けられる。
臼別層 [ Ub ] は 地域西部の遊楽部岳の周辺に発達する。 本層は 主として 玄武岩ないし輝石安山岩溶岩 及び 同質の凝灰角礫岩などからなり， わずかに砂岩 及び 礫岩を挟んでいる。 火山岩は 一般に 変質作用により緑泥石が形成され， 緑色が強くなる場合が多い。 本地域では臼別層の時代を示唆する証拠は見出されていない。 しかし， [ 本図幅の西隣の ] 久遠地域において 臼別層と同時異相とされ， 輝石安山岩質の火砕岩からなる太櫓層が分布し， この中に挟まれる凝灰質砂岩から 阿仁合 型植物群に属する植物化石の産出が知られている。 臼別層 及び 太櫓層は ともに関内層 [ Sn ] に覆われることから， 西南北海道の標準層序の福山層に相当する。
関内層 [ Sn ] は 地域西部の左俣川 及び キリンペタム川の上流地域 [ = 遊楽部岳とペンケ岳の間の東西 中央付近 ] に分布し， 臼別層 [ Ub ] を不整合に覆っている。 本層は 主として黒灰～暗灰色の泥岩からなり， 砂岩を伴って しばしば泥岩砂岩互層を形成する。 本地域で化石の産出がみられなかったが， [ 本図幅の西隣の ] 久遠地域に分布する関内層からは 台島 型植物群に属する植物化石 及び 汽水～浅海棲の貝化石の産出が報告されている。 一般に岩相 及び 堆積状況から 臼別層が すべて陸成の堆積物によって占められるのに対し， 関内層の中には 久遠地域でみられるような貝化石の産出があり， 一部は海成の要素が認められている。 しかし， 本地域まで海水の進入した証拠は無く， ここでは陸域の湖沼堆積物と推察される。 本層は西南北海道の標準層序の吉岡層に相当する。
左俣川層は域内の西部に分布し， 一般に 基底部の礫岩をもって 下位の臼別層 及び 関内層を不整合に覆っている。 本層は 礫岩から泥岩まで 粗粒相から細粒相にいたる堆積サイクルを繰り返している。 また， 本層の中・上部には, 輝石安山岩質凝灰角礫岩・火山角礫岩・玄武岩溶岩 及び 同質の火砕岩を伴っているが， これら火山岩類は 緑泥石化 及び 炭酸塩化作用を受けて変質している場合が多い。 [ 本図幅の西隣の ] 久遠地域において 本層から門ノ沢型動物群に属する浅海性の貝化石を産し， また， 花粉分析の結果から台島型植物群に属するものが産出している。 有孔虫化石からも暖海性の環境下にあったことが推定される。 本層は 西南北海道の標準層序の訓縫層に相当する。 本地域では 左俣川層と訓縫層の両地層名を使用した が， これは分布地域が離れ， また， 岩相がかなり異なることなどの理由による。
訓縫層は [ 本図幅の ] 北東隣の 国縫 地域を模式地とし， 本地域では [ 北東部の ] 遊楽部背斜の中核をなして分布する。 本層は 一般に火砕岩が卓越するが， 下部では黒色泥岩が多くみられる。 火砕岩は, 輝石安山岩を主体とする凝灰角礫岩・火山角礫岩・凝灰岩 及び 凝灰質砂岩などからなり， 溶岩を伴っている。 輝石安山岩は 左俣川層の中のものと同様に 緑泥石化や炭酸塩化などの変質作用を受け, 暗緑色を示し， いわゆるグリンタフの主要構成員となっている。 本層は [ 本図幅の北西隣の ] 瀬棚地域の馬場川層に相当する。
八雲層は 域内の東部の遊楽部川沿い地域を模式地としている。 西南北海道に広く分布し， いわゆる硬質頁岩をもって特徴づけられる海成層である。 本層は 下位の左俣川層 及び 訓縫層を整合的に覆う。 本層は 主として硬質頁岩・泥岩 及び 砂岩との互層からなり， 鍵層として有効な数枚の凝灰岩 [ Yt1～5 ] を挟有する。 本層の下部は ほとんど硬質頁岩によって構成されるが， 地域の南部でみられるように 局地的な火山活動によってもたらされた火砕岩を伴っている。 [ 本層の ] 上部は硬質頁岩の量が次第に減少し， シルト岩 及び 砂岩が卓越した互層を主体とする。 化石としては Makiyama chitanii (MAKIYAMA) を普遍的に産し， 有孔虫化石は Cyclammina spp. 及び Haplophragmoides spp. などの 主として砂質殻を有するものが産出する。 貝化石はほとんど見出されない。 本地域で八雲層を３部層に分けたが， このうちの硬質頁岩部層 [ Yh and Yt1～3 ] 及び 泥岩砂岩部層 [ Ys and Yt4～5 ] は その岩相・層序から松前半島の南部地域の 桧山 層群（秦・山口， 1969）の 木古内 層 及び 厚沢部 層にそれぞれ相当する。
貫入岩は 黒松内層の堆積を境として Ⅰ と Ⅱ に分ける。
黒松内層は 域内の中央部に広く分布し， 主として珪藻質ないし凝灰質のシルト岩 及び 砂岩からなり， 一般に 下位の八雲層との関係は整合漸移である。 しかし， 域内の南部では安山岩質火砕岩 及び 同質溶岩が顕著に発達して [ 本層の ] シルト岩砂岩部層と指交しており， この地域では直接 左俣川層を不整合に覆っている。 また オチャラッペ川流域でみられるように， シルト岩砂岩部層中には 大規模な異常堆積層が存在する。 シルト岩の中には 珪藻 及び Makiyama chitanii (MAKIYAMA) を普遍的に産するが， 貝化石 及び 有孔虫化石はごく少ない。 本層は 松前半島の南部地域の 館 層 及び 久遠・瀬棚地域の 真駒内 層に相当する。
貫入岩 [ Ⅰ と Ⅱ ] は 黒雲母石英斑岩 [ Qp ] をはじめ 閃緑ひん岩 [ Dp ] ・流紋岩 [ R ] ・安山岩 [ An ] 及び 粗粒玄武岩 [ ドレライト ; Do ] などで， 左俣川層 及び 訓縫層の堆積末期から 黒松内層の堆積時にかけて しばしば活動が行われている。
瀬棚層は域内の中央部の上八雲向斜の両翼をはじめ 広く分布している。
本層は 鮮新世に属する浅海性の砂岩を主体とし，
礫岩 及び 凝灰岩を伴っている。
本層が厚く堆積する
夏路
[
← 本図幅地域の東西中央・北端から南方 2.5 km
]
付近などでは 黒松内層とは 見掛上は整合様の累重関係を示すが，
東部
[
← 図幅地域の北東隅付近
]
の山崎付近では 訓縫層 及び 八雲層を明らかに不整合で覆っている。
本層の中には 瀬棚動物群に属する浅海棲の貝化石をはじめ,
有孔虫化石 及び 珪藻化石を多産する。
第四系は 遊楽部川の右岸 [ = 南岸 ] 側で顕著に発達する段丘堆積物 [ t1～9 ] をはじめとして 大関火山灰層 [ ≒ オチャラッペ火山灰層（P） ] ， 扇状地堆積物 [ f ] ， 駒ケ岳火山灰 及び 氾濫原堆積物 [ a ] からなる。 駒ケ岳火山灰は 域内の東部を広く覆っているが， 地質図では表現していない。
第 2 図のとおり，
地質構造は いくつかのドーム構造・隆起帯・ベーズン構造 及び 沈降帯によって構成される。
本地域には 南西部の遊楽部岳ドーム，
北東部の花浦隆起帯，
中央南部の
鉛川隆起帯
[
← 鉛川の上流域
]
及び 東部の
小無瀬川隆起帯
[
← 鉛川の下流域
]
などがある。
一方，
これらに対応して
北西部
[
← 本図幅地域の北西隅付近
]
に
瀬棚べーズン
[
← 対応する隆起帯は不明
]
，
中央部には 域内で最も規模が大きい八雲べーズン 及び,
南東部には音名川沈降帯が存在する。
広域調査（通商産業省 資源エネルギー庁，
1978）では，
[
本図幅の西隣の
]
久遠地域の太櫓ドームから遊楽部岳ドームを通り 鉛川隆起帯にいたる,
北西 - 南東方向の構造線を久遠構造線と呼称し，
[
遊楽部岳ドームの
]
花崗岩類の貫入方向として重視している。
ドーム 及び 隆起帯の形成時期についてみると， 遊楽部岳ドームは花崗岩類の貫入時， 花浦隆起帯は訓縫期の末期， 鉛川隆起帯 及び 小無瀬川隆起帯は八雲期の末期にそれぞれ形成されたものと推定される。 べーズン 及び 沈降帯は これらのドーム 及び 隆起帯に挟まれて存在する。
断層系は 遊楽部岳ドーム地域で 基盤の差別的昇降運動の影響を受けて複雑化しており， 北西 - 南東系とともに北東 - 南西系のものも存在する。 域内中央部から東部にかけては 北北西 - 南南東系 及び 北東 - 南西系が多い。 東部の遊楽部川沿いに北西 - 南東系の断層があり， 訓縫層 及び 八雲層を大きく切っている。
本地域で褶曲構造を形成する主なものは [ 図幅地域北西部のオチャラッペ川の東方の ] サックルベツ背斜・ [ 図幅地域北東部の ] 遊楽部背斜 及び これらに対応する上八雲向斜・音名川向斜などが存在する。 また， 鉛川隆起帯・音名川沈降帯 及び [ 図幅地域の東西中央・北部の ] サックルベツ川 [ ← トワルベツ川の他の支流とは異なり， この川は 東流してトワルベツ川に合流する ] 周辺地域では いくつかの小褶曲構造が認められる。
本岩類は [ 後述する ] 花崗岩類 [ G ] とともに この地域の基盤をなしている。 [ 本図幅の西隣の ] 久遠地域から本地域にかけて， 花崗閃緑岩を主体とする大規模な花崗岩類の迸入により, 本岩類は著しくブロック化されている。
分布 : 先第三紀堆積岩類は 地域西部の左俣川の上流 及び [ 本図幅地域の南西部の ] 見市川 の上流域などの遊楽部岳ドーム地域に分布する。 このほか， 東部 [ = 図幅地域の東端から西方 1 km・南北中央やや北 ] の八雲町 立岩でごく小範囲に露出する。
岩相・岩質 : 遊楽部岳ドーム地域において 本岩類は 細粒砂岩 及び チャートからなり， 粘版岩を伴っている。 花崗岩類の迸入によって熱変成を受け ホルンフェルスとなる場合も多く， ときには縞状片麻岩様の外観を呈する部分も認められる。 ホルンフェルスは 鏡下で 石英・白雲母 及び 硫化鉱物がみられる。 また， チャートでは一般に再結晶作用が進んでいる。
東部の立岩では 砂岩を原岩とするホルンフェルスからなり， 新第三紀 中新世の訓縫層 [ Ks ] によって不整合に覆われる。 訓縫層の岩相と比較して非常に堅硬で 削剥されにいことから， 周囲より突出した状態で取り残されている。 鏡下では 石英・斜長石・カリ長石・黒雲母 及び 白雲母などが認められる。 石英 及び 斜長石は ともに粒状であり， 一般に径 0.3～1.0 mm と粗粒である。 とくに 石英は 径 1.2 mm 内外の大きいものまで認められ， 強い波動消光を示す。 黒雲母は 径 0.2 mm 内外であり， カリ長石 及び 白雲母は量的に少ない。 また 局部的に圧砕状の部分も認められる。
対比 : 遊楽部岳ドーム地域の先第三紀堆積岩の時代については， まだ 時代を示唆する化石の産出がみられず 不明な点が多い。 しかし， 本地域は 東北日本の中・古生層の構造区分（吉田・青木， 1972）で北部 北上帯に属しており， 渡島半島の南部地域で石炭紀後期とされている松前層群（橋本ほか， 1958）と岩相が類似することなどから考察して， ほぼ同時代の堆積物である可能性が強い。 一方， 東部の立岩付近の本岩類は， 東北日本構造区の岩泉帯の北方延長部にある 渡島半島部の 上磯 層群 及び 亀田半島に分布する 戸井 層の延長部にあたる。 上磯層群 及び 戸井層からは, 三畳紀後期を指示するコノドント化石が産出している（坂上ほか（1969）; 吉田・青木（1972））。 いずれにしても， 本地域 [ = 立岩付近 ] の堆積岩類は 前述の地層 [ = 遊楽部岳ドーム地域 ] と地域も離れ， また， 化石も未発見で 正確な時代が未詳であることから， ここでは先第三紀堆積岩類として取り扱った。
花崗岩類は 域内の西部から [ 本図幅の西隣・南隣 及び 南東隣の ] 久遠・相沼 及び 熊石地域にかけて 先第三紀堆積岩類 [ Pt ] の中に大規模な迸入を行い， 遊楽部岳ドームを形成している。 本地域は この遊楽部岳岩体の東部にあたり， 先第三紀堆積岩類に接触変成を与えている。
分布 : [ 本図幅地域の遊楽部岳の北方の ] 左俣川の上流・ [ 遊楽部岳 及び その南方の冷水岳の東方の ] 見市川の上流 及び [ 冷水岳の西方の ] 平田内川 の上流にかけての広域に分布する。
岩質 : 本地域の花崗岩類の大部分は花崗閃緑岩である。 しかし， 遊楽部岳岩体の北部の太櫓山岩体では やや塩基性で， 花崗閃緑岩とともにトーナル岩・石英閃緑岩 及び 単斜輝石斑れい岩を伴う。 これらの岩相は 相互に複雑に入りくんだ分布を示すため, 境界を明らかにすることが困難であり， 本報告では [ これらを一括して ] 花崗岩類として総称する。
遊楽部岳岩体は角閃石黒雲母花崗閃緑岩である。 鏡下では完晶質 等粒構造を示す。 斜長石・石英・黒雲母を主体とし カリ長石は少ない。 このほか 副成分鉱物として燐灰石・ジルコン 及び 磁鉄鉱などが含まれる。 石英は波状消光を示し， しばしば圧砕構造を示している。 斜長石は 径 数 mm の半自形ないし他形の結晶で， アルバイト双晶 及び 集片双晶が普通であるが， 累帯構造は少ない。 全般的に変質作用 及び 鉱化作用を受けており， 斜長石の汚濁のほかに 緑れん石 及び 硫化鉱物が認められる。
太櫓山を構成する花崗岩類は 前述の岩相 [ = トーナル岩・石英閃緑岩 及び 単斜輝石斑れい岩を伴う花崗閃緑岩 ] からなる。 花崗閃緑岩は 普通角閃石・黒雲母・斜長石・石英 及び カリ長石からなる 中粒 優白質 完晶質岩である。 石英閃緑岩は 普通輝石・単斜輝石・黒雲母・斜長石・石英 及び カリ長石からなる 細粒 優白質岩である。 単斜輝石斑れい岩は 単斜輝石・角閃石・黒雲母・斜長石 及び 石英からなる 粗粒 優黒質岩である。
なお， 遊楽部岳岩体 及び 太櫓山岩体の黒雲母角閃石花崗閃緑岩についての化学分析が, 通商産業省 資源エネルギー庁（1978）によって行われており， その化学分析値 及び ノルム計算値は 第 1 表のとおりである。
|
|
年代 : この地域の花崗岩類の年代については最近までほとんど測定資料が無かった。 ただ， 河野・植田（1966）が [ 本図幅の西隣の ] 久遠地域で 太櫓ドームを構成する 毛無山 花崗岩体の花崗閃緑岩を K - Ar 法で測定した結果， 111 m.y. を示している [ 以下の [注] 参照 ] 。 このことから， 周辺地域も含めて 花崗岩類の迸入時期は白亜紀末と推定されていた。
最近， 通商産業省 資源エネルギー庁（1978）によって 本地域の花崗岩類の K - Ar 法による年代測定が行われている。 遊楽部岳花崗岩体 及び 太櫓山花崗岩体の花崗閃緑岩の年代測定結果は 第 2 表に示されている。
|
遊楽部岳花崗岩体の花崗閃緑岩は左俣川の上流で 45 m.y.， 見市川の上流で 114 m.y.， また， 太櫓山花崗岩体の花崗閃緑岩は 133 m.y. を示している。 これらの花崗岩体以外に周辺地域で行われている測定結果も含めると， ほぼ白亜紀初期から末期までの範ちゅうに入る。 左俣川の上流の花崗閃緑岩の測定値は 他のものよりも少なく， 古第三紀に相当する若い年代を示すが， これは 新第三紀の火成活動及び構造運動， とくに変質による若返りと考えられている。 なお，太 櫓山花崗岩体は， 最も古い数値を示し 他の岩体と岩相の差異が認められることを考え合せると， 他の岩体よりも迸入時期が古い可能性がある。
北海道 南西部の渡島半島の新第三系については， 長尾（1932）， 長尾・佐々（1933a・1933b・1934a・1934b）によって標準層序がたてられ， 本地域はその模式地の１つとされている。 ほぼ同時期に， 福富ほか（1936）によって, 遊楽部岳地域を含む周辺地域について, 鉱産物資源を対象とした広域的な地質調査が実施されている。 その後， 西南北海道の各地域において, 岩石・層位・古生物 及び 鉱床など各分野からの研究が進められ， 多数の研究報告が公表されている（ASANO（1938）; 矢島・陸川（1938）; 松井ほか（1955）; 藤江ほか（1957）; 橋本ほか（1958）; 魚住・藤江（1958）; 佐藤・白幡（1965）; 舟橋（1966）; 秋葉ほか（1966）; 成田・山田（1967））。 また， 現在までに 渡島半島の大部分の地域で ５万分の１地質図幅調査が行われ， 西南北海道の地質層序・ 地質構造 及び 構造発達史などについて詳細な解明がなされてきている。
本地域の新第三系は， 下位から 臼別層・関内層・左俣川層 及び 訓縫層・八雲層・黒松内層 及び 瀬棚層からなる。 左俣川層以降の地層は いくつかの部層に分けられる。 なお， 左俣川層と訓縫層はほぼ同一時期の堆積物からなるが， 分布地域が離れ 岩相も異なることから並列して取り扱った。
遊楽部岳地域の層序は第 1 図に， 周辺地域との対比については第 4 図に示すとおりである。
| ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
模式地・命名者 : [ 本図幅の西隣の久遠図幅地域内の ] 久遠郡 大成町の臼別川流域を模式地とし， 吉井ほか（1973）によって命名された。
分布 : 遊楽部岳ドームを構成する基盤岩類 [ Pt and G ] を取りまき， 左俣川の中流 及び 見市川流域に分布する。
層序関係 : 本層は 基盤岩類を不整合に覆う。
岩相 : 主として安山岩質ないし玄武岩質の溶岩 及び 同質の火山角礫岩・凝灰角礫岩からなり， しばしば 凝灰質砂岩 及び 礫岩を伴う。 火山岩は一般に変質しており， 緑泥石化・曹長石化 及び 炭酸塩化作用を受けている。
安山岩は 暗緑褐～帯安暗褐色を呈し， 紫蘇輝石普通輝石安山岩が多い。 鏡下で 斑晶は 斜長石・普通輝石 及び 紫蘇輝石である。 斜長石は 長径 0.2～0.6 mm の長柱状であり， 曹長石化している。 普通輝石 及び 紫蘇輝石は 径 0.3 mm 内外で 短柱状であり， ほとんど炭酸塩鉱物が形成されるとともに 緑泥石が生じている。
玄武岩は 暗緑～暗緑褐色を呈し， 斑晶に富むものと ほとんど無斑晶のものとがある。 斑晶に富むものは， 鏡下で 緑泥石化された短柱状の輝石が認められる。 石基は オフィティック組織を示し， 微小な長柱状の斜長石と鉄鉱からなる。 無斑晶玄武岩は 斑晶として ごくわずか輝石の微斑晶が認められる。 両者 [ = 斑晶に富む玄武岩と無斑晶玄武岩 ] とも曹長石化あるいは緑泥石化作用を受け 汚濁している。
火山角礫岩 及び 凝灰角礫岩は， 暗緑灰～帯紫緑色を呈するものから 緑色・褐色・赤紫色などの混合した雑色まで多様な色調を示す。 角礫は 主として安山岩 及び 玄武岩であるが， しばしば基盤からもたらされた花崗閃緑岩礫を混える。 礫径は 3～10 cm のものが多いが， ときには径 20 cm 以上のものもみられ， 細～中粒の火山砂 及び 凝灰質砂によって膠結されている。 これらの角礫は いずれも変質しており， 緑泥石 及び 炭酸塩鉱物が認められる。
砂岩は 暗緑～帯紫暗灰色を呈し， 細粒から粗粒まで多様であり， 一般に凝灰質である。 砂岩は火山角礫岩 及び 凝灰角礫岩の間に薄層として挟在し， しばしば 径 5 cm 以下の安山岩礫を含んでいる。
礫岩は 暗灰～暗赤紫色を呈し， 径 5～10 cm の亜円～亜角礫からなり， 中～粗粒砂によって膠結されている。 礫種は 花崗閃緑岩・チャート 及び 粘板岩など 基盤から由来するもので占められている。
見市川の上流域では 安山岩溶岩 及び 火山角礫岩が顕著に発達するが， 比較的堅硬な 厚さ 10～20 cm の凝灰質砂岩と互層するところもみられる。 また， しばしば 花崗岩類の風化によってもたらされたアルコース砂岩を伴う。 基底礫岩は 細～中礫からなり， 層厚の変化が著しく 連続性に乏しい。 厚さは 0～2 m である。
遊楽部川の上流では 火山角礫岩 及び 凝灰角礫岩が卓越する。 礫は 径 10～20 cm で 亜角～角礫が多く， ときには 径 50～80 cm と大きいものも含まれ， 緑色を呈する中～粗粒砂で膠結される。
層厚 : 断層でブロック化されており 正確な厚さの算定は困難であるが， 700～800 m と推定される。
化石 : 本地域で化石は産出していない。
地質構造 : 本層は 遊楽部岳ドームを構成する基盤を取り巻くように分布し， 基盤とは不整合関係で接する。 本層は 断層によってブロック化され， それぞれのブロックで走向・傾斜が異っている。 しかし， 大局的には ドームの東側の見市川 及び 遊楽部川の上流域で南北方向に延び， ドームの北側のセイヨウベツ川の上流 及び 左俣川周辺では東西方向に向きを変えている。
断層系としては 南北系・北西 - 南東系 及び 北東 - 南西系が認められる。
対比 : 本層は 西南北海道の新第三系では最も古く， 基盤岩を不整合に覆い， 火山岩の卓越する陸成層である。 本地域では化石の産出をみないが， 本層に対比される [ 本図幅の ] 西隣の久遠地域に広く分布する太櫓層からは 火山岩に挟まれる砂岩シルト岩互層中に 阿仁合 型植物化石群が産出している（TANAI and SUZUKI（1963・1972）; 吉井ほか（1975））。 また， 次に述べる 台島 型植物化石群を産する関内層 [ Sn ] に不整合に覆われることから， 渡島半島の南部の福山層に対比される。
模式地・命名者 : 関内層は [ 本図幅の ] 南西隣の熊石図幅地域で 爾志 郡 熊石町地内の関内川の上流の 右股沢 [ ← 国土地理院の地図では「白泉沢」? ] を模式地として， 秦（1967）によって命名された。
分布 :
遊楽部岳の北方の左俣川流域 及び
西方
[
← 東方
]
のキリンペタム川の上流域
[
= 遊楽部岳とペンケ岳の間の東西 中央付近 ?
]
で 遊楽部岳ドームを取り巻く臼別層
[
Ub
]
の外縁に帯状に分布する。
層序関係 : 本層は下位の臼別層を不整合に覆う。
岩相 : 本層は 砂岩 及び 泥岩の互層からなり， 細礫岩 及び 炭質頁岩を伴う。 基底部は 粗粒砂岩 及び 細礫岩からなる。 一般に層理は明瞭で， 泥岩と砂岩が細互層する部分では しばしば黒雲母片が層理面に配列し 縞状となる。
砂岩は 緑灰～灰色を呈し， 中～粗粒のものが多い。 主として 花崗閃緑岩が風化して再堆積したアルコース質砂岩である。 また， チャート粒 及び 変質安山岩粒を含む場合もあり， ときには凝灰質となる部分もみられる。
泥岩は 暗灰～黒色を呈し， 炭質物を多く含む。 砂岩と頻繁に互層し， 層理が比較的 明瞭なものと 泥状となるものがある。
礫層は 暗灰色を呈し， 本層の基底部をなし， 比較的 円磨された花崗閃緑岩・チャート・粘板岩 及び 安山岩などの 径 0.5～5 cm の礫からなり， アルコース質砂岩で膠結されている。
[ 遊楽部岳の東方の ] キリンペタム川上流では 厚さ 100～150 cm の泥岩と 厚さ 30～50 cm の砂岩が互層し， 厚さ 20～30 cm の細礫岩を数層伴う。 また， この互層中には厚さ 10 cm の炭質頁岩が挟まれ， 保存の悪い植物化石が含まれる。
左俣川では 比較的堅硬な黒色泥岩が卓越し， 厚さ 100～200 cm の泥岩と 厚さ 20～50 cm の細～中粒砂岩とが互層する。 泥岩中には炭質物が多数含まれ， また， ときどき径 5～10 cm 内外の扁平な団塊が散点する。
層厚 : キリンペタム川の上流で約 200 m， 左俣川流域で約 90 m である。
化石 : 保存の悪い植物化石をわずかに産する。
|
[ 本図幅の南隣の ] 相沼地域の平田内川流域に分布する関内層から植物化石が多産し， TANAI and SUZUKI（1963）によって熊石フローラと名付けられている（第 3 表）。 Comptonia naumanni (NATH.) HUZIOKA を特徴的に多産している。 このフローラは 台島型植物化石群に属し， 比較的温暖な気候を指示している。 また， 花粉化石でも Liquidambar を産するほか， 植物化石とほぼ同様の組成を示している（第 4 表）。
| |||||||||||||||||||||||||||||||||
本地域で貝化石は産出しないが， [ 本図幅の西隣の ] 久遠地域において 本層と同層準とされる 太櫓越 泥岩から 植物化石とともに Glausonome sp.， Macoma sp.， Tapes (Siratoria) siratoriensis (OTUKA)， Modeolus sp.， Mya sp. などの汽水性ないし浅海性の貝の化石を産している（吉井ほか， 1973）。
地質構造 : 本層は 遊楽部岳ドームを構成する基盤岩類を取り囲む 臼別層の外縁に分布する。 キリンぺタム川の上流 [ = 遊楽部岳とペンケ岳の間の東西 中央付近 ? ] では 南北の走向を示し， 20～30°で東へ傾斜している。 ドームの北方の地域では， 北東 - 南西系の断層により 下位の臼別層とともにブロック化されている。
対比 : 本層は 火山活動の休止期にあたり， 比較的静穏な環境下の堆積物である。 このような岩相 及び 古生物の内容から 西南北海道の標準層序の吉岡層に対比される。
模式地・命名者 : [ 本図幅の西隣の久遠図幅地域内の ] 瀬棚郡 北桧山町 [ 左股 付近 ] の左俣川の上流地域を模式地として， 鈴木・高橋（1969）によって左股川層と命名された。 その後， 吉井ほか（1973）によって左俣川層と改称された [ 以下の [注] 参照 ] 。
分布 : 遊楽部岳ドーム地域で基盤岩類 [ Pt and G ] ・臼別層 [ Us ] 及び 関内層 [ Sn ] を取り囲み， ドームの外縁帯を形成している。 本地域では 左俣川からセイヨウベツ川の上流を経て 見市川にいたる地域に分布する。
層序関係 :
本層は 下位の臼別層あるいは関内層を不整合に覆う。
[
本層は
]
域内の
東部
[
← 北東部
]
で遊楽部 背斜の中核をなす訓縫層
[
Km and Ks
]
とほぼ同層準である
が，
両者の岩相が大きく異なり，
また，
地域的にも離れていることから，
本報告では
[
左俣川層に対して
]
同一の地層名を使用せずに
[
訓縫層とは
]
分離して取り扱った。
| 見市川の支流の高滝沢 | [ ← 岩子岳の南南西方 2.5 km ] |
| キリンペタム川の上流 | [ ← 岩子岳の北方 4 km ] |
| セイヨウベツ川の上流 | [ ← 太櫓山の北東方 4 km ] |
| 左俣川 | [ ← 太櫓山の北西方 3 km ] |
岩相 : 本層の下部には基底礫岩があり， その上部は 細礫岩から砂岩をへて 泥岩にいたるサイクルの繰り返しが認められる。 また， 本層の中部から上部にかけては 火砕岩が卓越する。
本層は [ 1 ] 礫岩 部層（Hc）， [ 2 ] 砂岩 部層（Hs・Hsb・Hm）及び [ 3 ] 凝灰角礫岩 部層（Hv・Hd・Ht）とに３分される。 これらの部層は 厳密な意味での上下関係ではなく， 岩相変化に富み， しばしば指交関係で接する場合も多い。 また， [ 本層の ] 最上部には [ 4 ] 玄武岩溶岩（Hb）が分布する。
層厚 : 遊楽部岳ドームの東方の見市川流域では 約 800～900 m の厚さを有するが， キリンペタム川で約 500 m， 遊楽部川で約 300 m と北方に向うにしたがい順次薄くなる。 しかし， ドームの北部のセイヨウベツ川の上流域では 再び層厚が増加し， 約 700～800 m となる。
化石 : 貝化石をはじめ 有孔虫・花粉・珪藻 及び 植物の各化石を産する。
貝化石は， 左俣川地域で 砂岩泥岩 部層から Patinopecten Kimurai (YOKOYAMA)， Chlamys sp.， Clinocardium sp. などを産する。 また， 遊楽部岳ドームの南方の [ 本図幅の南隣の ] 相沼地域では 砂岩層から Siphonaria cf. s-nomurai (HATAI)， Clinocardium cf. shinjiense (YOKOYAMA)， Dosinia tugaruana NOMURA， Tapes (siratoria) siratoriensis (OTSUKA), Mocoma sp.， Mya sp.， Ostrea gravitesta YOKOYAMA などの 八尾 - 門ノ沢 動物群に属する貝化石を産する（秦， 1975）。
有孔虫化石は 一般に少ないが， 左俣川支流で 第 5 表に示すような化石を産する（通商産業省 資源エネルギー庁， 1978）。 この群集組成から考察すると 浅海性の要素が強く， また， Globigerinoides triloba (REUSS) 及び Globoquadrina dehiscens (CHAPMAN，PARR ＆ COLLINS) が含まれ， 比較的暖かい環境を指示している。
| ||||||||||||||||||
第 4 表に示されるように 花粉化石は Pinaceae や Tsuga などが多く, 比較的冷温な気候を示唆するものが産出する一方で， Liquidambar を伴ってはいないが, 温暖な気候下の組成を示すものも認められ， 当時の気候変化が著しかったことが推定される。
珪藻化石については， 本地域から [ 本図幅の西隣の ] 久遠地域にかけて分布する本層から Melosira granulata (EHR.) RALFS， M. clavigera GRUN.， Grammatophora spp.， Denticula nicobarica GRUN.， Stephanopyxis turris (GREV．et ARN.) RALFS， Coscinodiscus stellaris ROP. などを多産する。
植物化石については， 本地域から Fagus sp. などを産するが， 保存が悪く鑑定は困難である。 久遠地域では 本層の上部の久遠夾炭層から Picea Kaneharai TANAI et ONOE， P. ugoana HUZIOKA， Comptonia naumanni (NATHORST) HUZIOKA， Alnus protomaximowiczii TANAI， Fagus antipofi HEER， Zelkova ungeri KOVATS， Acer ezonum OISHI et HUZIOKA， A. subpictum SAPORTA などの台島型植物化石群に属する化石を産する（吉井ほか， 1973）。
以上のように， 本層から 八尾 - 門ノ沢動物群に属する貝化石， 東北地方の西黒沢層と類似する有孔虫化石， 下位の関内層と同様に台島型であるが 冷温種も含む植物化石を産する。 動植物化石の内容から東北地方の台島階から西黒沢階に相当するもので， 本層の時代は中新世中期と考えられる。
地質構造 : 本層は 下位の臼別層・関内層と同様に遊楽部岳ドームを取り巻き， これらの下部層を不整合に覆う。 見市川の流域からセイヨウベツ川の上流にかけては, ほぼ南北の走向をもち 東側に傾斜するが， ドームの北方では 次第に向きを西に変えて北傾斜となる。 太櫓山の北方では 北東 - 南西系ないし南北系の断層に切られてブロック化し， 走向・傾斜もブロックごとに異なっている。
対比 : 本層は 火山砕屑物に富み 緑泥石など変質による緑色化が顕著な岩相を示し, いわゆる硬質頁岩で代表される八雲層に整合的に覆われること， 及び 化石の内容から, 西南北海道の標準層序の訓縫層 及び 瀬棚地域の馬場川層（佐川・植田， 1969）に対比される。
本部層は 左俣川層の下部を占め， [ 遊楽部岳の北方の ] 左俣川 及び [ 遊楽部岳の北東方～南東方の ] 遊楽部川の上流から見市川の流域にかけて分布し， 下位の臼別層 [ Ub ] 及び 関内層 [ Sn ] を不整合に覆う。
本部層は 礫岩と砂岩との互層を主体として 泥岩を伴う。
礫岩は 暗灰～緑灰色を呈し， 礫は 比較的円磨された細～中礫からなり， アルコース質ないし凝灰質の粗粒砂によって膠結される。 礫は 一般に 径 20 cm 以下であるが， ときには 径 50 cm 前後のものも混える。 礫種は 主として基盤から供給されたチャート・粘板岩 及び 花崗閃緑岩からなるが， 下位の臼別層からの安山岩 及び 玄武岩の礫も多数 混える。
砂岩は 暗灰～灰色を呈し， 粒度は細粒から粗粒まで多様であり， 礫岩と互層する。 比較的陶汰が悪く， 全般的に炭質物を含む。
泥岩は 暗灰～灰色を呈し， 礫岩砂岩の互層中に厚さ 10～30 cm の薄層として挟在する。
[ 遊楽部岳の南東方の ] 見市川の流域で, 本部層の下部は 基盤岩類 及び 安山岩などの細～中礫からなる礫岩が卓越し， 粗粒砂岩と互層する。 中部から上部にかけては 細～粗粒砂岩の量が増加し, 細礫岩と互層する。 上部の互層中には 凝灰角礫岩 及び 黒色泥岩の薄層を挟在する。
[ 遊楽部岳の北東方の ] 遊楽部川の上流域で 基底部は赤褐色を呈する中礫岩で構成され， 径 5～30 cm の安山岩礫が特に多い部分が認められる。 本部層の中～上部は, 径 1～2 cm の安山岩・玄武岩 及び 粘板岩等の礫からなる細礫岩が 粗粒砂岩と互層する。 また， 互層中に厚さ 5～10 cm の青灰色 凝灰岩の薄層が数層挟まれる。
[ 遊楽部岳の東方の ] キリンペタム川の上流では 遊楽部川の上流域と同様に礫岩砂岩互層からなるが， 暗灰～褐灰色の中～粗粒砂岩が卓越する。
層厚は 見市川の流域で約 110 m， 遊楽部川 及び キリンペタム川で約 30～50 m である。
本部層は 遊楽部岳ドームを取り巻いて， 左俣川から遊楽部川の上流 及び 見市川の流域にかけて分布する。
本部層は 左俣川層の主部を占める。 細～中粒の砂岩を主とし， 泥岩・シルト岩・凝灰岩・礫岩 及び 凝灰角礫岩を伴う。 砂岩泥岩互層（Hs）を構成の主体とするが， これ以外に 岩相から 凝灰角礫岩と火山角礫岩との互層（Hsb）， 泥岩（Hm）とに分けた。
砂岩は 淡緑灰色を呈し， 細～粗粒で 一般に凝灰質である。 砂粒は 変質安山岩・粘板岩・チャート 及び 斜長石などである。 粒度の異なる砂岩の互層 あるいは 泥岩 及び 礫岩との互層を行う。 炭質物に富み， しばしば炭質物が層理面に濃集し 細かい縞模様を形成する部分が認められる。
泥岩は 暗灰～黒色を呈し， 礫岩から泥岩にいたるサイクルの主要構成員の１つである。 比較的 堅硬なものから軟弱なものまであり， 一般に層理が明瞭である。 泥岩の中には炭質物や植物破片が多く含まれ， [ 遊楽部川の北方 1 km の ] セイヨウベツ川では 厚さ 10 cm の粗悪な石炭を挟む炭質頁岩が認められる。
シルト岩は 暗灰色を呈し， 泥岩と同様に砂岩と互層する。
凝灰岩は 緑～青灰～白色まで 多様な色調を示す。 粒度は細粒から粗粒まで雑多であり， しばしば径 0.5～2 cm の軽石からなるものもみられる。 岩質は 安山岩 及び デイサイトである。
礫岩は 暗灰～暗緑灰色を呈し， 径 1～10 cm 内外の亜円～円礫からなり, 凝灰質砂によって膠結される。 礫種は 粘板岩・チャート 及び 普通輝石安山岩などである。
凝灰角礫岩は 緑灰～暗緑灰色を呈し， 径 2～10 cm の安山岩の亜角礫を主体とし， 細～中粒の火山砂や火山岩片によって膠結される。 本部層の中では 砂岩と礫岩の互層中に薄層として挟まれる。
[ 遊楽部岳の北方の ] セイヨウベツ川の上流から左俣川にかけて， 本部層の下部は 緑～帯灰色の中～粗粒砂岩を主体とする 砂がち砂岩泥岩互層からなり， 細～中礫岩の薄層を挟む。 中部は 細～中礫岩にはじまり 砂岩をへて 泥岩にいたるサイクルを繰り返し， サイクル中に しばしば細粒凝灰岩の薄層を混える。 礫岩は 厚さ 2 m を超えるものもみられ 優勢である。 上部は 淡緑灰色 泥岩と青灰色 凝灰岩との互層が顕著であり， 緑色 砂岩を挟んでいる。 泥岩は 非常に堅硬で 硬質頁岩状の外観を呈する。 凝灰岩は 一般に厚さ 50 cm 以下であるが， この地域で厚さ 4 m を超えるものが１層認められる。 岩質は 黒雲母を多く含み， デイサイトないし流紋岩である。 また， 上部では 互層中に しばしば小規模の異常堆積層が数層認められる。
[ 遊楽部岳の北東方の ] 遊楽部川の上流 及び [ 遊楽部岳の東北東方の ] キリンペタム川の上流域で， 本部層の下部は 炭質物に富む 淡緑灰色の細～中粒砂岩が卓越し， 青灰色の砂質シルト岩と互層する。 上部は 泥状の黒色泥岩が発達し， 細～中粒砂岩との互層が主体となっている。 また， 黒雲母を含む流紋岩質軽石凝灰岩が 数層の互層の中に挟在する。
[ 遊楽部岳の南東方の ] 見市川の左岸 [ = 東岸 ] 側の支流のイワナ沢 及び スベリ沢で， 下部は 暗緑灰色の細礫岩と 淡緑色の中～粗粒凝灰岩の互層を主体とし， 黒色泥岩・淡青緑色凝灰岩 及び 火山角礫岩を伴う。 上部は 緑灰色 細礫岩から黒～暗緑色 泥岩にいたる 30 cm から数 m にわたるサイクルを繰り返している。
層厚は セイヨウベツ川流域で 600～700 m， 遊楽部川 及び キリンペタム川の上流域で約 400 m， 見市川流域で 約 300 m である。
本部層は [ 岩子岳の南方の ] 見市川の支流の高滝沢 及び 八雲 - 熊石道路 [ = 鉛川沿い～雲石峠～見市川沿いの国道 277 号線 ] などに分布する。 見市川の支流の 道路沢 及び 高滝沢 [ ← 岩子岳の南方 2.5 km の赤岳の南方 及び 西方 ] に分布するデイサイト溶岩 [ Hd ] は 本部層に含めた。
本部層は 礫岩部層 [ Hc ] の上位にあり， 砂岩泥岩部層 [ Hs・Hsb・Hm ] と指交する。 主として 安山岩質凝灰角礫岩 及び 火山角礫岩 [ Hv ] からなり， デイサイト熔岩 [ Hd ] 及び 安山岩溶岩 [ Hv ] ・ 凝灰質砂岩・凝灰岩 [ Ht ] を伴う [ 以下の [注] 参照 ] 。
デイサイト溶岩は 暗灰～灰色を呈し， 緻密 堅硬である。 鏡下では 斑状構造を示し， 斑晶は 斜長石・角閃石 及び 石英である。 石基は 微細な斜長石 及び 石英からなる。 一般に 炭酸塩鉱物 及び 緑泥石などの二次鉱物が認められる。
凝灰角礫岩は 赤褐～緑灰色を呈し， 緑泥石化作用による変質を受けた 径 1～10 cm の輝石安山岩の角～亜角礫を主体とし， 細粒凝灰質砂によって膠結されている。
火山角礫岩は, 淡緑灰～暗灰色を呈する輝石安山岩の径 10～40 cm 内外の角～亜角礫からなり， 基質は 中～粗粒の凝灰質砂 及び 火山岩岩片である。
安山岩溶岩は 普通輝石安山岩であり， 帯緑暗灰色を呈し, 緻密 堅硬である。 鏡下では 斑状構造を示し， 斑晶は 斜長石 及び 普通輝石である。 石基は ピロタクシティック組織を示し， 斜長石・普通輝石・ガラス 及び 鉄鉱からなる。 普通輝石は 粒状であり， 緑泥石や炭酸塩鉱物に置換されている。
凝灰質砂岩は 暗灰～緑灰色を呈し， 粒度は細～粗粒であるが 一般に粗粒相が多い。 単層の厚さは数 cm から数 10 cm であり， 凝灰角礫岩 及び 火山角礫岩との互層中に 薄層として挟まれる。
凝灰岩は 緑灰～灰白色を呈し， 比較的粗粒なものが多く， なかには 小粒の軽石からなる軽石凝灰岩も存在する。 厚さは 10～15 cm 内外で, 凝灰角礫岩と火山角礫岩の互層中に数層挟まれるが， 層理の明瞭なものは少なく 不規則な形態で入りこんでいることが多い。
八雲から熊石に通ずる道路 [ = 国道 277 号線 ] 周辺では 凝灰角礫岩が卓越し 凝灰質砂岩と互層するが， このなかに 青灰色の軽石凝灰岩を挟み 著しく粘土化している部分が認められる。 また， 本部層の上部では, 緑色凝灰質砂岩・安山岩 及び 玄武岩などの細礫からなる礫岩の薄層を挟むとともに， 厚さ 10 cm の膨縮の激しい炭質頁岩を伴っている。
本部層は 岩相変化が激しく， また， 砂岩泥岩部層と指交することから 著しく厚さが変化する。 最も厚い部分で約 250 m 内外であるが， 北方に向うにしたがい薄化し， 高滝の沢 以北で尖滅する。
玄武岩は [ 遊楽部岳の北方の ] 左俣川からセイヨウベツ川の上流にかけて， 砂岩泥岩部層 [ Hs ] を覆い 東西方向に帯状に分布する。
本地域では 玄武岩溶岩 及び 同質の火山角礫岩・凝灰角礫岩からなる。
玄武岩は 黒～暗褐色を呈し， 一般に緻密 堅硬であるが ドレライト質の部分も観察される。 鏡下では 斑晶を含むものと 無斑晶のものがあり， 斑晶は 斜長石 及び 普通輝石である。 斜長石は 長径 1 mm 内外の柱状で 自形を示し， 累帯構造をなすものは比較的少ない。 普通輝石は 径 0.5～1.5 mm の柱状ないし粒状であり， 自形ないし半自形を示す。 石基は ピロタクシティック組織を示し， 斜長石・普通輝石・ガラス 及び 鉄鉱からなる。 二次鉱物として緑泥石 及び 炭酸塩鉱物が形成されている。
火山角礫岩 及び 凝灰角礫岩は 黒～暗褐灰色を呈し， 玄武岩質ないしドレライト質の径 100 cm 以下の角～亜角礫からなり， 同質の火山岩片 及び 凝灰質砂によって膠結されている。 風化すると褐灰～黄褐色を呈し， しばしば 基質が緑泥石化を受け 粘土化している部分がみられる。
層厚は 約 120 m 内外と推定される。
模式地・命名者 : 訓縫層は [ 本図幅の ] 北東隣の 国縫 図幅地域で 山越郡 長万部町 国縫を模式地とし， 長尾・佐々（1933a・1933b）によって訓縫統と命名された。 その後， OTUKA（1937）によって訓縫層群とされている。
分布 : 域内の北東部で遊楽部背斜の中核をなし， ほぼ南北に分布する。
層序関係 : 域内の東部の立岩付近では 本層は下位の地層を欠き， ホルンフェルス化した先第三紀堆積岩類 [ Pt ] を直接覆っている。
訓縫層 及び その相当層は 西南北海道の各地に分布し， 下位の吉岡層 及び 福山層を不整合に覆う。 また， 基盤をなす松前層群などの先第三紀の堆積岩類や花崗岩類を直接, 不整合で覆うところもみられる。 訓縫層の堆積時には激しい火成活動が繰り返され， 溶岩や火砕岩が卓越する。 下位の福山層とともに いわゆるグリンタフの主要構成岩層である。
| 立岩沢 | [ ← 図幅地域の東端から西方 1 km・南北中央やや北の立岩の西方 ] |
| ブイタウシ川 | [ ← 図幅地域の北東隅から南方 4.5 km の花浦の西方 ] |
| 山崎川の南の支流 | [ ← 図幅地域の北東隅付近の山崎の西方 ; 国土地理院の地図では「二股川」 ] |
| 山崎川 | [ ← 図幅地域の北東隅付近の山崎の西方 ] |
岩相 : 凝灰角礫岩・火山角礫岩 及び 凝灰岩などを主体とし， 砂岩 及び 泥岩を伴う。 本層を泥岩 部層 [ Km ] と凝灰角礫岩 部層 [ Ks ] とに２分したが， 両者の境界は漸移しており， 構成する岩石の量比によって分けたものである。
層厚 : 遊楽部背斜の西翼で約 1,400 m と厚いが， 東翼では薄く 300～600 m である。
化石 : 貝化石の産出は無いが， 泥岩中には Makiyama chitanii (MAKIYAMA) が散点的に含まれる。 また， 有孔虫化石としては Cyclammina sp.， Haplophragmoides sp. などがわずかに見出された。
地質構造 : 遊楽部背斜がほぼ南北に延び， 花浦隆起帯を形成している。 走向はほぼ南北で， 傾斜は 西翼で 20～40°W， 東翼で 40～60°E を示し， 全体として西緩東急の傾向を有する。 断層は 北東 - 南西系のものが多い。
対比 : 本層は 左俣川層と岩相は異なるが, [ 左俣川層と ] 同層準と考えられる。 また， [ 本図幅の北西隣の ] 瀬棚地域の馬場川層（佐川・植田， 1969）に対比される。
本部層は 域内北東部で遊楽部背斜の中核をなして分布する。 訓縫層の下部を占め， 上位の凝灰角礫岩 部層 [ Ks ] に漸移するが， 一部地域では指交関係もみられる。
本部層は 主に黒色泥岩からなり， 砂岩・凝灰角礫岩・凝灰岩 及び 礫岩を伴う。
泥岩は 黒～暗灰～緑灰色を呈し， 比較的堅硬で硬質頁岩様の外観を示す。 泥状となるものもあるが， 一般に数 m 単位で砂岩と互層する。
砂岩は 帯緑淡青灰色を呈し， 細～中粒で 一般に凝灰質である。
凝灰角礫岩は 青緑灰～帯緑褐色を呈し， 径 2～5 cm の安山岩角礫を主体とし， 細粒凝灰質砂で膠結される。
凝灰岩は 淡青灰～緑色を呈し， 細粒のものが多く， 砂岩中に薄層として挟まれる。
[ 図幅地域の北東隅付近の山崎の北西 及び 南西方の ] 山崎川 及び 早瀬川では， 厚さ 30～50 cm の緑色凝灰質砂岩と 厚さ 50～100 cm の堅硬な黒色泥岩との互層が顕著であり， 凝灰岩 及び 凝灰角礫岩の薄層を伴う。 また， 早瀬川では 厚さ 6 m の凝灰岩が１層認められるが, 連続性に乏しい。 凝灰角礫岩 及び 凝灰岩は 一般に緑泥石化作用を受けて 非常に緑色が強い。 しばしば 鉱化作用によって粘土化する場合も認められる。
泥岩 部層の泥岩中には わずかに Makiyama chitanii (MAKIYAMA) が含まれる。
本部層の下限が判然としないため 正確な厚さは不明であるが， 少なくとも 400 m 以上と推定される。
本部層は 花浦隆起帯 [ = 遊楽部背斜 ] で 下位の泥岩部層 [ Km ] を取り巻き 分布する。
主として凝灰角礫岩・火山角礫岩 及び 安山岩溶岩からなり， 砂岩・泥岩 及び 凝灰岩を伴う。
凝灰角礫岩は 帯緑暗灰色を呈し， 一般に径 1～5 cm の安山岩の角～亜角礫を含み, 凝灰質砂で膠結される。
火山角礫岩は 径 3～15 cm 内外の普通輝石安山岩の角礫からなり， 基質は赤褐～淡緑灰色の火山砂や火山岩岩片である。 角礫は しばしば径 50 cm を超えるものも認められる。
安山岩溶岩は 帯緑暗灰色を呈し， 緻密 堅硬な普通輝石安山岩からなり， 部分的に自破砕溶岩となっている。 鏡下では 斑晶は斜長石 及び 普通輝石からなる。 斜長石は 長径 0.5～1.0 mm 内外， 普通輝石は 径 0.5 mm 内外であり， 一般に炭酸塩化 及び 緑泥石化作用を受けている。 石基は 毛せん状組織を示し， 斜長石・普通輝石 及び 鉄鉱からなるが， 斑晶と同様に炭酸塩鉱物 及び 緑泥石が形成されている。
砂岩は 淡緑灰色を呈し， 粗粒相で， 全般的に凝灰質である。 層理は比較的明瞭で， しばしば 安山岩の小角礫を混える.
泥岩は 黒～暗灰色を示し， やや硬質であり， 緑色凝灰岩 及び 凝灰質砂岩と互層する。
凝灰岩は 淡緑灰～緑色を呈し， 細粒で 厚さ 20 cm 以下のものが多い。
立岩では ホルンフェルス礫を主とする中礫岩があり， ホルンフェルスとなった先第三紀堆積岩類 [ Pt ] を不整合に覆っている。
ブイタウシ川 及び 立岩沢では 凝灰角礫岩が卓越し， 火山角礫岩 及び 砂岩と互層する。 また， 立岩沢では 普通輝石安山岩溶岩が しばしば 挟まれる。 遊楽部背斜の西翼では 硬質泥岩が多く， 凝灰角礫岩と互層する。
本部層の厚さは 遊楽部背斜の西翼で約 700 m， 東翼で 400 m 以上である。
模式地・命名者 : 八雲層は 本地域の上八雲付近の遊楽部川の流域を模式地として， 長尾・佐々（1933a・1933b）によって八雲統と命名された。
分布 :
本層は 域内の
中央部
[
← 北東部
]
の遊楽部川 及び トワルベツ川の流域で標式的に発達する。
このほか，
南西部
[
← 南部
]
の鉛川の上流部 及び
北東部
[
← 北東隅付近
]
の山崎付近に分布する。
層序関係 : 八雲層は いわゆる硬質頁岩をもって代表される海成層 であり， 渡島半島の各地に広く発達する。 [ 本図幅の ] 東隣の八雲図幅地域と同様に， 本地域では 八雲層の下部には局部的な火山活動による火砕岩 [ Yv ? ] がみられる。 下位の [ 図幅地域の北東部の ] 訓縫層 及び [ 図幅地域の南西部の ] 左俣川層との関係はほぼ整合である。
| 音名川 | [ ← 図幅地域の南東部 ] |
| 鉛川 | [ ← 図幅地域の南東部～南部 ] |
| ペンケルペシュペ川 | [ ← 図幅地域中央部やや南東 ] |
| 大関川の南の沢 | [ ← 八線付近 ? ] |
| 大関川 | [ ← 上八雲の南方 ] |
| ポントワルベツ川 | [ ← 上八雲の北方でトワルベツ川に東から合流する支流 ] |
| エカシナイ川 | [ ← ポントワルベツ川の北方 1 km のトワルベツ川の支流 ] |
| クオペタヌ川 | [ ← エカシナイ川の北方 1 km のトワルベツ川の支流 ] |
| ピラマントウシナイ川 | [ ← クオペタヌ川の北方 500 m のトワルベツ川の支流 ] |
岩相 : 地域の南部では 主として火山角礫岩 及び 凝灰角礫岩からなる火砕岩が卓越する。 その他の八雲層の分布地域では 下半部は硬質頁岩シルト岩互層を主体とし， 上半部はシルト岩砂岩互層が優勢となり 硬質頁岩が著しく減少する。 このような岩相の差異から [ 1 ] 火山角礫岩 部層 [ Yv ] ， [ 2 ] 硬質頁岩 部層 [ Yh（および Yt1～3） ] 及び [ 3 ] 泥岩砂岩 部層 [ Ys（および Yt4～5） ] とに３分される。
硬質頁岩 部層 及び 泥岩砂岩 部層の中には凝灰岩が多数挟まれ [ Yt1～5 ] ， 後者ではとくに顕著である [ = Yt4～5 が顕著 ] 。 両部層に挟在する凝灰岩の厚層のものは 連続性に富み， 鍵層として有効である。
層厚 : [ 図幅地域の北東部の ] 遊楽部背斜の西翼のトワルベツ川の東方の地域で約 1,500 m， [ 図幅地域の東部の ] 鉛川の下流域で約 1,200 m 以上である。 [ 図幅地域の南部の ] 鉛川の上流域では 厚い部分で約 900 m であるが， 北西方に向って急激に厚さを減じ， [ 岩子岳の北西方の ] スベリ沢では約 200 m となる。 また， [ 太櫓山の北西方の ] 左俣川の地域でも比較的薄く 約 250 m である。
化石 : 西南北海道で 本層からの貝化石の産出は極めて少ない。 [ 本図幅の ] 北隣の今金地域において， 八雲層の 貝殻橋 砂岩 部層から Patinopecten kagamianus (YOKOYAMA)， Nanaochlamys notoensis (YOKOYAMA)， Placopecten setanaensis (KUBOTA) など Pectinid [ = イタヤガイ科の二枚貝 ] の産出が報告されている（沢田（1961）; KANNO（1962）; 橋本ほか（1963））。 このほか， 渡島半島では 種数 及び 個体数ともに少ないが， ２～３の地域から本層の貝化石が知られている。
本地域では 貝化石の産出は無いが， Makiyama chitanii (MAKIYAMA) が普遍的に認められる。
| ||||||||||||||||||||||||||||||||||||
有孔虫化石は 本層の泥質相 [ Ys ? ] の中に散点的に含まれ， 第 6 表に示すように Cyclammina cancellata BRADY， C. japonica ASANO， C. orbicularis BRADY， Haplophragmoides spp.， Martinottiella communis d'ORBIGNY， Cribrostomoides spp.， Spirosigmoilinella compressa MATSUNAGA などの砂質有孔虫化石が多い。 一般に 石灰質有孔虫化石の産出は少ないが， 広域調査（通商産業省 資源エネルギー庁， 1978）で行われた エイリンサワ川 [ ← 図幅地域南部の三角山と賀呂山の間の谷から北流して鉛川に合流する ] の構造試錐の結果では， 本層の硬質頁岩 部層 [ Yh ] に相当する部分から Melonis pompilioides (FICHTEL ＆ MOLL)， M. nicobarense (CUSHMAN)， Epistominella pulchella HUSEZIMA ＆ MARUHASI， E. japonica (ASANO)， Bulimina inflata SEGUENZA， Valvulineria sadonica ASANO などのほか Globigerina spp. を産出している。
第 4 表に示されるように， 花粉化石は Taxodiaceae， Pinaceae などの冷温性のものが見出される。
地質構造 : 八雲層は 本地域の北東部で 訓縫層を中核とする遊楽部背斜の両翼, とくに西翼に広く発達する。 西翼部での走向は 一般に南北， 傾斜は 30～40°W であり， 東翼部もほぼ同様の走向を示し, 傾斜は 30°E 内外である。
鉛川の下流域では 小無瀬川隆起帯を形成する背斜がある [ ← 位置は 図幅地域南東隅から北西方 8.5 km 前後 ] 。 西翼部の走向は 北北西 - 南南東性のものが多く， 傾斜は 20～40°W を示し， 東翼部は [ 背斜の東側にある ] 南北系の断層の影響により 50°E 内外の急傾斜となっている。
鉛川の上流域 [ = 図幅地域南部の鉛川温泉 下の湯付近 ] では 南北ないし北北東 - 南南西方向の軸を有するいくつかの小褶曲構造がみられるが， 全体的には 八雲鉱山周辺の隆起帯と遊楽部岳ドームの間で 半べーズン構造を形成している。
[ 遊楽部岳の北方の ] 左俣川の周辺では， 本層 [ Yh ] は 走向がほぼ東西で 傾斜は 20～30°N である。
断層 は 南北系ないし北北西 - 南南東系， 北西 - 南東系 及び 北東 - 南西系からなる。 最も顕著なものは 南北系では 鉛川から 札幌山 [ 539.6 m ] へ延びるもの [ = 小無瀬川隆起帯を形成する背斜の東側の断層 ] と， [ それと 3 km 程度の距離を空けて ] ほぼ平行する 西側の断層である。 北西 - 南東系では遊楽部川沿いに延びている。
対比 :
本層は 通商産業省
ほか
[
← 資源エネルギー庁
]
（1978）の鉛川層に相当する。
このほか
[
本図幅の西隣の
]
久遠地域の
貉岱
層（吉井ほか，
1973），
[
本図幅の北西隣の
]
瀬棚地域の小川峠層（佐川・植田，
1969），
[
本図幅の南西隣の
]
熊石地域の江差層（秦，
1975），
渡島半島の南部の
木古内
層 及び
厚沢部
層（秦・山口（1969）;
石田ほか（1975））などに対比される。
域内の南部の賀呂川の上流域から鉛川の支流のエイリンサワ川， 及び 砂蘭部川 の上流域にかけて分布する [ ← 砂蘭部川の上流域のものは 地表に露出していない ? ] 。 [ 本部層は ] 本地域で八雲層の最下部を占める。
本部層は 主として安山岩火山角礫岩からなり， 凝灰角礫岩・安山岩溶岩 及び 凝灰質砂岩を伴う。
火山角礫岩は 暗灰～暗緑色を呈し， 安山岩質ないしデイサイト質の角～亜角礫からなり， 細～粗粒の凝灰質砂 及び 火山岩岩片によって膠結される。 礫径は多様であり 平均径 2～10 cm のものが多く， ときには 1 m を超えるものもみられる。 この火山角礫岩は しばしば変質を受けて粘土化し， 著しく青灰～暗緑色を示す。
凝灰角礫岩は 黒～暗灰～暗緑色を呈し， 径 1～10 cm 内外の普通輝石安山岩の角～亜角礫が細粒の凝灰質砂によって膠結される。
安山岩溶岩は 帯緑暗灰色の紫蘇輝石普通輝石安山岩で， 一般に厚さ 10 m 以下のものが 火山角礫岩の中に頻繁に挟まれる。 鏡下では 斑晶は斜長石・普通輝石 及び 紫蘇輝石である。 斜長石は 長径 0.5～1.5 mm の柱状で， 炭酸塩化作用を受け 虫喰い状になるものも多い。 普通輝石 及び 紫蘇輝石は 径 0.3 mm 内外で 粒状であり， 緑泥石が形成されている。 石基は 毛せん状組織を示し， 斜長石・ガラス 及び 鉄鉱からなる。
凝灰質砂岩は 暗灰色を呈し， 中～粗粒であり， 火山角礫岩 及び 凝灰角礫岩中に薄層として挟在する。
本部層の厚さは 600 m 以上である。
上八雲周辺の遊楽部川 及び トワルベツ川流域・鉛川地区で顕著に発達する。 とくに， 遊楽部川流域は 西南北海道の標準層序の模式地となっている。 このほか， [ 遊楽部岳の北方の ] セイヨウベツ川の上流 及び [ 本図幅地域の北東隅付近の ] 山崎付近にも分布する。
上部層 [ ← 本部層 ? ] は 下位の訓縫層を整合に覆うが， 地域西部の左俣川層の分布地域では 一部 不整合関係がみられる。
硬質頁岩 部層は 全般的に硬質頁岩とシルト岩との互層を主とし， 泥岩・砂岩 及び 凝灰岩を伴う。 互層の中には 球状ないし扁平な形状をなす石灰～苦灰質の団球が多数含まれる。
硬質頁岩は 一般に暗灰～灰色を呈し， 非常に堅硬で 珪質なものから泥質のものまで認められる。 風化すると表面が褐灰～赤褐色を呈し， 尖鋭な破面をもつ小岩片となって崩壊する。 珪質の硬質頁岩は チョコレート～飴色の外観を呈し， 堅硬 緻密であり， 崩壊するとガラス状の尖鋭な断口を示す。
本地域で いわゆる硬質頁岩と呼ぶものは やや軟質の暗灰色シルト岩と互層し， 以下の３形態に区別することができる。
これらのなかでも 薄板状互層は， 河川の川床において 軟質のシルト岩の部分が浸食により凹み 櫛歯状の外観を呈する。
泥岩 [ 以下の [注] 参照 ] は 暗灰～黒色を呈し， 層理が明瞭なものと 無層理のものとがある。 また， 同じ粒度で 硬質と軟質の固結度の違いによる互層がみられる。 この互層は 一般に暗灰～灰色を呈し， やや堅硬な厚さ 5～30 cm 内外の泥岩と 暗灰色で軟質の厚さ 1～5 cm 内外の泥岩との組合せ（以下では「 硬軟互層 」という） によって構成されている。 泥岩は風化すると 表面が赤褐～黄褐色の小細片となって崩壊する。
凝灰岩は 一般に淡青～淡緑色を呈するが， ほかにも 淡灰～灰白色を示すなど 多様な色調を有する。 粒度は細～中粒を主とするが， 粗粒なものも混える。 しばしば 単層中に 粗粒相から細粒相へのサイクルの繰り返しが認められる。 域内の北東部 [ = 遊楽部川の北方 かつ トワルベツ川の東方 ; 以下の [注] 参照 ] で 本部層中には鍵層となる顕著な厚い３層の凝灰岩（Yt1・Yt2・Yt3）が含まれる。 厚さは Yt1 が約 4～5 m， Yt2 は 約 4～6 m， Yt3 は 約 10～15 m であり， いずれもデイサイトである。
砂岩は 一般に青灰色を呈し， 粒度は細～中粒で 比較的 堅硬であり， 硬質頁岩あるいは泥岩の中に薄層として挟在する。
遊楽部背斜の西翼のトワルベツ川流域で， 本部層は 最下部に海緑石をわずかに含む暗灰色のシルト質泥岩があり， 訓縫層の上部の緑色凝灰質砂岩 [ Ks ] と整合に接する。 本部層の下部（凝灰岩 Yt1 より下位）は ほとんど泥質相で, 厚板状互層を主体とし， 層理の不明瞭な暗灰色 塊状硬質頁岩 及び ごく一部に薄板状互層を伴う。 中部（凝灰岩 Yt1～Yt3 の間）は 一般に厚板状互層を主体とするが， 凝灰岩 Yt3 よりやや下位には, 厚さ 5～15 cm の硬質頁岩と 厚さ 1～3 cm のシルト岩からなる薄板状互層が認められる。 また， 中部には 塊状硬質頁岩 及び 黒色泥岩をわずかに伴う。 エカシナイ川でみられるように, 薄板状互層の中には 径 30 cm 内外の石灰質団球が配列する部分も存在する。 上部（Yt3 より上位）は 薄板状互層 及び 厚板状互層が卓越し， 硬質頁岩は 多少 珪質となる部分も認められる。 また， 上部では しばしば硬軟互層が存在する。 薄板状互層は クオペタヌ川で顕著に発達し， 厚さ 10～20 cm の硬質頁岩と 厚さ 1～3 cm のシルト岩とが細互層する。
[ トワルベツ川の東部の支流の ] ポントワルベツ川・エカシナイ川 及び クオペタヌ川などでは， 上部に 淡緑色を呈し 厚さ 10～40 cm の細粒凝灰岩を数層挟み， また， 径 200 × 80 cm・180 × 50 cm などの扁平で大きな石灰質団塊を含んでいる。 本部層中の凝灰岩は層理が明瞭であり， 凝灰岩 Yt3 が最も厚く 一般に 10～15 m であるが， 膨縮に富み， エカシナイ川では厚さ 20 m に達する。
鉛川の下流域では 本部層の中・下部は厚板状互層を主とし， 薄板状互層を伴うが， 塊状硬質頁岩は比較的少ない。 上部は薄板状互層が卓越し， 硬軟互層を混える。 この薄板状互層中には， 厚さ 40～200 cm の, ほとんど有色鉱物を含まない 淡青灰～灰白色細粒凝灰岩が数層挟まれる。 また， しばしば 径 50 × 20 cm 内外の扁平な石灰質団塊， まれに 径 120 × 30 cm の大団塊も含まれる。
ペンケルペシュペ川の下流から鉛川の下流域にかけては， トワルベツ川の流域と同様に 鍵層として有効な凝灰岩 Yt1～3 が認められる。 各凝灰岩の厚さは Yt1 が 約 4～6 m， Yt2 が 約 8～10 m 及び Yt3 が 約 4 m である。
鉛川の上流域において， 本部層は暗灰色泥岩 及び シルト質泥岩などが卓越し， いわゆる硬質頁岩の量が減少する傾向を有する。 地域東部のトワルベツ川 及び 鉛川の下流域の岩相と異なり， 一般に 厚さ 5～30 cm 内外で やや堅硬な暗灰～灰色の泥岩と， 厚さ 2～5 cm 内外の 暗灰色軟質泥岩あるいはシルト岩との 組合せによる硬軟互層を主体とする。 厚板状互層を伴うが， 薄板状互層はきわめて少ない。 硬軟互層の中には 塊状泥岩も挟まれ， 玉ねぎ状構造を示す部分もみられる。 この塊状泥岩は 暗灰色であるが， 風化すると表面が赤褐～黄褐色を呈する。 本部層の中には 厚さ 10～100 cm の青灰～淡灰色を呈する細粒酸性凝灰岩が数層挟まれる。 また， しばしば 径 30～50 cm 内外の扁平な団塊が含まれる。 八雲鉱山の周辺では 厚板状互層の泥岩が黒色を呈し， 非常に堅硬で 硅化したような部分が認められる。 これは 貫入岩 [ Po ? ] の影響により変質を受け 硬化したものと推定される。
[ 遊楽部岳の北方の ] セイヨウベツ川の上流域では 本部層は硬軟互層からなり， わずかに薄板状互層を混える。 互層中には 硬質の暗灰色細粒砂岩を数層挟むとともに， 淡青色を呈し 黒雲母片を含む細粒凝灰岩の薄層を挟有する。
[ 図幅地域北東隅付近の ] 山崎周辺で 本部層は比較的 堅硬な青灰～暗灰色泥岩を主体とし 砂質シルト岩を伴うが， 硬質頁岩の量はきわめて少ない。 山崎川では 輝石安山岩の小角礫を主とする 厚さ 80 cm の凝灰角礫岩を挟む。
本部層中には貝化石が産出しなかったが， 全層を通じて Makiyama chitanii MAKIYAMA を普遍的に産する。
本部層の厚さは 遊楽部背斜の西翼のトワルベツ川流域で 約 1,300 m， 鉛川の下流域で 約 1,000 m， 鉛川の上流の八雲鉱山周辺で 約 800 m， セイヨウベツ川の上流域で 約 800 m である。
本部層は, トワルベツ川からペンケルペシュペ川・鉛川の中流部をへて音名川までいたる地域と， 鉛川の上流域 及び セイヨウベツ川の上流域に分布する。
本部層は 八雲層の下部の硬質頁岩 部層 [ Yh ] から漸移する。 いわゆる硬質頁岩と 上位の 黒松内層の主部を占める砂質シルト岩 [ Kms ? ] との中間的な岩相であり， 渡島半島の南部の厚沢部層（秦・山口（1969）; 石田ほか（1975））に相当する。
本部層は 泥岩・砂岩・硬質頁岩 及び シルト岩の互層からなり， 凝灰岩を伴う。 下部は 硬質頁岩がちで 泥岩 及び シルト岩と互層し， 上部に向うにしたがって 順次 シルト岩 及び 砂岩の量が増加し， 硬質頁岩がほとんど認められなくなる。 本部層中には 鍵層として有効な２層の凝灰岩 [ Yt4～5 ? ] をはじめとして 薄い凝灰岩が頻繁に挟まれる。 また， [ 図幅地域南部の ] 鉛川の上流域では 火山角礫岩 及び 凝灰角礫岩を伴っている。
域内の東部で 本部層は シルト岩・泥岩 及び 硬質頁岩の互層を主体とし， 砂岩はごく少ない。 一方， 西部では砂岩シルト岩互層が卓越し， 両地域で岩相がかなり異なっている。
泥岩は 暗灰～暗緑灰色を呈し， 層理を示すものと 無層理 塊状のものとがあり， 全体的に下位の硬質頁岩 部層 [ Yh ] の中の泥岩より軟質である。 泥岩は 青緑灰色を呈するシルト岩と互層し， 硬軟互層の形にを示すものを主体とするが， 本部層の中・下部では 硬質頁岩とともに厚板状互層 及び 薄板状互層が卓越する。
硬質頁岩は 暗灰色を呈し， 本部層の下部において 泥岩ないしシルト岩と薄板状互層 及び 厚板状互層を形成する。 しかし， 上部に向うにしたがって 徐々にその量が減少する。
シルト岩は 暗灰～暗緑灰色を呈し， 本部層の下部では比較的 堅硬であるが， 上部に向ってやや軟質 塊状となる。 上位の黒松内層のシルト岩 [ Kms ] と同様に 青緑色が強くなり 凝灰質となる。
砂岩は 一般に 青灰～黄灰色を呈し， 細～中粒で 凝灰質なものが多く 堅硬であり， 暗灰～青灰色シルト岩 ないし シルト質泥岩と互層する。
凝灰岩は 青灰～灰白色を呈し， 粒度は 極細粒から細礫サイズのものまで多様であり， 硬軟互層中に数多く挟まれる。 域内の東部では 鍵層として顕著な 酸性凝灰岩 Yt4 及び Yt5 の２層が認められる。 この凝灰岩は 最下部が火山礫凝灰岩であり， 順次 軽石凝灰岩を経て 細粒相へのサイクルを示している。 軽石凝灰岩は 黒雲母 及び 角閃石を含んでいる。 厚さは 一般に Yt4 が 3～4 m， Yt5 が 約 3 m 内外である。
トワルベツ川の流域では 硬軟互層中に多類の凝灰岩が挟まれ， 一般に 厚さ 1 m 以下のものが多い。 前述の鍵層としての凝灰岩 Yt4 及び Yt5 のほかに 1～2 m の凝灰岩が３層認められる。 凝灰岩は 軽石質のものが多く， 軽石は 平均径 3～5 mm であるが， しばしば 径 10 cm 内外のものもあり， 黒雲母を含んでいる。
鉛川の下流域 及び 音名川流域では， 暗灰～暗緑灰色を呈するシルト岩 及び シルト質泥岩からなる硬軟互層が発達する。 互層中には， 有色鉱物の少ない 厚さ 1 m 以下の灰白色細粒凝灰岩が数層認められる。
鉛川の上流域では硬質頁岩が少なく， 黄褐～暗灰色を呈する凝灰質細粒砂岩が多くなり， 青緑灰色のシルト岩と細互層する。 本部層中には 厚さ 1～6 m 内外の凝灰岩が数層挟まれる。 凝灰岩は 淡灰～緑灰色を呈し， 黒雲母片 及び 石英粒を含んでいる。 また， 本地域では 火山角礫岩 及び 凝灰角礫岩を頻繁に挟む部分がある。 これらの火山角礫は 暗緑灰～暗灰色を呈し， 主として普通輝石紫蘇輝石安山岩質であるが， しばしば 角閃石 及び 石英を伴い デイサイト質のものも混える。
セイヨウベツ川から左俣川の流域にかけて， 本部層は 硬軟互層を主体とし， 黄灰色を呈する細粒の凝灰質砂岩の薄層を挟有する。 なお， 本部層の最下部には, 灰白色を呈し 黒雲母片を含む 厚さ 5～7 m の軽石凝灰岩（Yt4）があり， 硬質頁岩 部層 [ Yh ] を整合に覆っている。
本部層中には Makiyama chitanii (MAKIYAMA) が普遍的に含まれるが， 貝化石 及び 有孔虫化石は ほとんど産出しない。 花粉分析の結果は 第 4 表のとおりで， 冷温な環境にあったことが推定される。
層厚は トワルベツ川の流域で 約 200 m， 鉛川から音名川の上流にかけては 約 300 m， 鉛川の上流域では 約 300 m， セイヨウベツ川の上流から左俣川にかけては 約 150 m である。 このように， 分布地域によって厚さがかなり変化する。 なかでも [ 図幅地域南部の ] 鉛川の上流域から賀呂川の上流にかけては著しく薄化する。
主に八雲層の堆積後から黒松内層の堆積時にかけて活動した貫入岩類である。
遊楽部岳ドームを構成する花崗閃緑岩 [ G ] を貫ぬく小岩体として分布する。
灰白色を呈し， 鏡下では 斑晶として斜長石・角閃石 及び 石英が認められる。 石基は 完晶質であり， 斜長石が多く 石英を従としている。 緑泥石化あるいは炭酸塩化作用を受けている。
貫入時期については， 本地域では花崗閃緑岩を貫ぬくだけであるが， [ 本図幅の西隣の ] 久遠地域では左俣川層を貫ぬいており, 左俣川期 [ = 八雲層の堆積前 ? ] と推定される。
[ 図幅地域の南端・東西中央付近の ] 八雲鉱山地域の [ 東方の ] 三角山 及び 賀呂山を構成する岩体である。
暗緑灰～灰白色を呈し， 鏡下では 斑晶は 斜長石・石英 及び 角閃石が認められ， 斑状構造を示す。 石基の中には少量の輝石がみられる。 一般に変質が著しく， 二次鉱物として緑泥石 及び 炭酸塩鉱物が形成され， 一部に緑れん石 及び 石英なども認められる。
貫入時期の上限は八雲期である。
岩子岳 及び その北方の標高 657 m の山体 [ = スベリ沢の北方の山体 ] を構成する 比較的大きな岩体である。
灰色を呈し， 堅硬 緻密である。 鏡下では 斑晶は 斜長石・石英 及び 黒雲母である。 石基は 粒状組織を示し， 比較的 変質が少なく， 多少 緑泥石 及び 炭酸塩鉱物が形成されている。
貫入時期の上限は八雲期である。
[ 図幅地域北東部の ] 訓縫層 [ Km・Ks ] の中に 岩床あるいは岩脈として多数貫入するほか， 遊楽部岳ドームの花崗閃緑岩体 [ G ] の中 及び 八雲層 [ Yv・Yh・Ys ] の中に小岩体として分布する [ 以下の [注] 参照 ] 。
暗灰～暗緑灰色を呈し， 鏡下では 斑晶としては 斜長石 及び 普通輝石を主とするが， ときにはかんらん石を混え， 斑状構造を示している。 石基は 小短冊状の斜長石 及び 粒状の輝石からなるが， 鉄鉱を伴う。 二次鉱物として 緑泥石 及び 炭酸塩鉱物がみられる。
キリンペタム川の上流地域 [ = ペンケ岳の西方 2.5 km ] に分布するほか， 八雲鉱山地域 [ の東方 2.5 km ] 及び 遊楽部岳ドームの花崗閃緑岩体 [ G ] の中に小岩体として貫入する。
暗灰～灰色を呈し， 鏡下では 斑晶として 斜長石・角閃石 及び 石英が認められ， 斑状構造を示す。 石基は 多少 流理構造を呈し， 斜長石 及び 石英などからなる。 二次鉱物として 炭酸塩鉱物 及び 緑泥石が形成されている。
貫入時期の上限は八雲期である。
模式地・命名者 : [ 本図幅の北北北東隣の 歌棄 図幅地域内の ] 寿都 郡 黒松内町の東方の 朱太川 の下流を模式として， 長尾・佐々（1933a・1933b）によって黒松内統と命名された。
分布 : 本層は 域内中央部の上八雲向斜の両翼部において標式的に発達する。 すなわち， 東翼部は トワルベツ川の西方からペンケルペシュペ川の中流にかけて， 西翼部は 日進・オチャラッペ川の流域から セイヨウベツ川の中流・キリンペタム川の上流 及び 鉛川の上流域にかけて分布する。 このほか， 域内南東部では 砂蘭部川から賀呂川の上流にかけて分布する。
層序関係 : 本層は 一般に八雲層 [ Ys ] を整合に覆うが， キリンペタム川の上流 [ = ペンケ岳の西方 ? ] では 左俣川層 [ Hs ? ] を直接 不整合で覆っている。
| キリンペタム川 | [ ← ペンケ岳の北方 3.5 km ? ] |
| 鉛川 | [ ← 図幅地域の南東隅から北西方 8 km 強 ? ] |
| ペンケルペシュペ川 | [ ← 図幅地域の南東隅から北西方 11 km ? ] |
| サックルベツ川 | [ ← 上八雲の北方 3.5 km ? ] |
| トワルベツ川 | [ ← 上八雲の北方 4 km ? ] |
岩相 : 黒松内層は 一般にシルト岩 及び 砂岩を主体とする海成層である。 本地域では 局部的な火成活動の結果， 主に普通輝石紫蘇輝石安山岩の火山角礫岩 及び 凝灰角礫岩からなる火砕岩類と 同質の溶岩を伴っている。
本層は 岩相によって シルト岩砂岩 部層 [ Kms・Kmt1～3・Kmb ] と 火山角礫岩 部層 [ Kmv・Kma ] とに２分したが， 両者は指交しており， その境界は 必ずしも明瞭な上下関係を示すものではない。
シルト岩砂岩 部層は 主に細粒砂岩と凝灰質ないし珪藻質シルト岩との互層からなり， 凝灰岩 及び 礫岩などを伴う [ 以下の [注] 参照 ] 。 火山角礫岩 部層は 主に普通輝石安山岩質の火山角礫岩・ 凝灰角礫岩 及び 同質の溶岩からなり， 凝灰質砂岩を伴う [ 以下の [注] 参照 ] 。
[ 図幅地域の北西部の ] オチャラッペ川の流域では シルト岩砂岩 部層の中に大規模な異常堆積層が認められる。
層厚 : 本層は 分布地域により 厚さの変化が著しい。 トワルベツ川の流域で 約 500 m， [ 図幅地域北西隅付近の ] 日進の周辺で 約 1,000 m， 遊楽部川 及び キリンペタム川の上流域で 約 1,100 m， 鉛川の上流域で 約 700 m 及び 砂蘭部川の流域で 約 650 m である。
化石 :
本部層
[
← 本層 or 本層のシルト岩砂岩 部層
]
の泥質相 及び 砂質相から Makiyama chitanii (MAKIYAMA) を普遍的に産出する。
しかし，
貝化石 及び 有孔虫化石は極めて少ない。
第 4 表のように，
花粉化石は 温暖・冷温の混合型から冷温性の組成を示している
（通商産業省 資源エネルギー庁，
1978）、
また，
珪藻化石は 黒松内層と同層準の真駒内層から産出が知られ，
North-boreal 型の Coscinodiscus marginatus EHRENBERG，
Denticula kamtschatica ZABELINAE，
Thalassionema nitzschioides GRUNOW，
Fragilariopsis pliocena (BRUNOW) SHESHUKOVA など外洋浮遊性種が優勢である。
地質構造 : 黒松内層は 上八雲向斜 及び 音名川向斜などの縁辺部で 瀬棚層を取り巻くように分布する。 上八雲向斜の北部で 走向は 南北～北 15°東を示すが， 南へ向うにしたがい 南東方向に向きを変える。 傾斜は 一般に 30°内外で， ベーズンの中心へ緩く傾斜する。
断層系は 八雲層と同様に 南北系あるいは北東 - 南西系が主であるが， 一部に北西 - 南東系のものも存在する。
対比 : 本地域の黒松内層は 通商産業省 資源エネルギー庁（1978）のキリンペタム層に相当し， [ 本図幅の北西隣 及び 西隣の ] 瀬棚 及び 久遠地域の真駒内層(佐川・植田（1969）; 吉井ほか（1973））， 渡島半島の南部の館層（秦・山口（1974）; 石田ほか（1975））に対比される。
域内北西部のオチャラッペ川の流域などでみられる スランプ構造をもつ異常堆積層 の部分に関して， 池谷・植松（1968）は瀬棚層の最下部として取り扱っているが， 異常堆積層の上位に本層のシルト岩砂岩互層 [ Kms ] が認められることから ここでは 黒松内層に含めた。
本部層は 上八雲向斜 及び 音名川向斜の両翼部で瀬棚層 [ Ss（および Sg ?） ] の下位に広く分布する。 すなわち， 東部では トワルベツ川からペンケルペシュペ川の下流部を経て 賀呂川から砂蘭部川に至る地域に， 一方， 西部では サックルベツ川の上流から日進周辺にかけて分布する。
[ また， 本図幅地域の西南部では 遊楽部ドームの東側の ] 遊楽部川 及び キリンペタム川の上流域で， 本部層の中・下部は火山角礫岩 部層と指交する。
本部層は 砂岩 及び シルト岩の互層 [ Kms ] を主体とし， 礫岩・凝灰岩 [ Kms ] 及び 凝灰角礫岩 [ Kmb ] を伴う。 一般に 本部層の下部はシルト岩が卓越するが， 上部では砂岩の量が増加し 礫岩も伴って 粗粒相となる。 オチャラッペ川では 本層の中にスランプ層からなる異常堆積層が認められる。
シルト岩は 青緑灰～暗緑色を呈し， 一般に 塊状で 比較的 固結度が低い。 岩質は 凝灰質あるいは珪藻質のものが多い。 一見 均質のような外観を示すが， 詳細に観察すると粒度に変化があり， 泥質のものから砂質のものまで多様である。 また， このシルト岩は風化すると 灰白～黄灰色の細片となって崩壊する。 塊状のシルト岩には しばしば 細～中粒の白色軽石を多く混えるとともに, 長さ 1～2 cm の細～中粒砂 あるいは 軽石粒の小さな溜りを散点的に含むとともに, 石灰質団塊も伴っている。
砂岩は 青緑灰～淡緑灰色を呈し， 粒度は細粒から粗粒までと多様であり， 固結度は一般に低い。 黒雲母片 及び 軽石粒に富み 凝灰質であり， しばしば斜層理が発達する。
礫岩は 本部層の上部に多く， 暗灰～褐灰色を呈し， 主に普通輝石安山岩の細～中礫からなるが， 玄武岩・粘板岩・砂岩 及び 泥岩などの礫も混える。
凝灰岩は 淡青灰～灰白色を呈し， 粒度は極細粒から粗粒まである。 厚さ 1 m 以下の軽石凝灰岩が多く， シルト岩砂岩互層中に頻繁に挟まれる。 厚層の軽石凝灰岩は 上八雲地域でみられるが， 厚さは約 10 m となる。 岩質は 安山岩から流紋岩である。 本部層に挟まれる凝灰岩は, 塊状 無層理のものから 層理が明瞭で薄い板状に剥離する堆積形態を示すものまで, 多様である。
凝灰角礫岩 [ Kmb ? ] は 本部層の上部の砂岩中に挟まれ， 暗灰～褐灰色を呈する輝石安山岩の細～中礫からなり， 凝灰質砂あるいは凝灰質シルトによって膠結される。
トワルベツ川 及び サックルベツ川周辺で 上八雲向斜の東翼に分布する本部層は, 青緑灰色を呈する塊状のシルト岩が卓越し， 最下部に酸性凝灰岩（Kmt1）がある [ 以下の [注] 参照 ] 。 中部から上部にかけては 厚さ 10 m の灰白色酸性凝灰岩をはじめとして, 厚さ 50 cm 以下の凝灰岩が多く挟まれる。 また， 上部では 黄褐色で厚さ 150 cm 以下の細～中粒砂岩が, シルト岩と頻繁に互層する部分もみられる。
オチャラッペ川で観察されるように， [ 本図幅地域の北西隅付近の ] 日進地域では 本部層の中部に しばしば南北方向に延びる 幅約 500 m 以上にわたって, スランプ層からなる異常堆積層が認められる。 これは， 安山岩の亜角～亜円礫からなる礫岩・ 礫質の粗粒砂岩・ 黒色中粒砂岩・ 青灰色シルト岩 及び 凝灰岩の大きな岩塊を不規則に取りこみ， 基質は 固結度がやや弱く， 軽石粒を混える 粗鬆な凝灰質砂である。 この異常堆積層の中にスランプ褶曲を行う部分があり， 全体的に 斜面流下型の海底地すべりによって形成されたものと推定される。 本部層の中には黒雲母を含む軽石凝灰岩が多数挟まれ， 青灰色シルト岩ないし砂質シルト岩と互層する。 軽石は 一般に 径 0.5～5 cm 内外のものが多く含まれる。 異常堆積層を挟んで 上下とも砂岩がち砂岩シルト岩互層からなるが， 上部の岩相は下部の岩相よりもやや粗粒で 全体的に凝灰質である。 また， 上部では 厚さ 1～10 cm 単位の砂岩・シルト岩の細互層が多く認められる。
[ 図幅地域の北西隅から南東方 約 9.5 km の ] セイヨウベツ川の中流域では， 暗灰～褐灰色を呈し 軽石粒を多く含む細粒砂岩と, 中～粗粒砂岩との数 m 単位の互層が顕著である。 この中に 径 10～30 cm の安山岩礫を含む細～中礫岩 及び 含礫砂岩が数層挟在する。
[ 図幅地域の北西隅から南東方 10.5～12.5 km の ] 遊楽部川 及び キリンペタム川の流域では， 本部層は 軽石粒に富む中～粗粒砂岩が主体で， しばしば 径 20 cm 以下の礫を混える。 一般に砂岩が卓越するが， ときに 塊状のシルト岩・ 厚さ 20 cm 以下の黒雲母を含む軽石凝灰岩 及び 白色ガラス質凝灰岩を伴う。 また， しばしば 安山岩 及び シルト岩の巨礫を含み， 異常堆積をする部分もみられる。 本部層の砂岩は 次章に述べる火山角礫岩部層と指交関係にある。
[ 図幅地域の南東隅から北西方 約 11 km の ] ペンケルペシュペ川流域で 本部層は 上八雲向斜の東翼に分布する。 下部は 青緑灰～青灰色のシルト岩が卓越し， 厚さ 1 m 以下の粗粒凝灰岩 及び 細粒砂岩の薄層を伴う。 上部は 異常堆積が行われ， 亜角礫の安山岩を含む礫岩 及び シルト岩の岩魂が凝灰質粗粒砂岩の中に取りこまれている。
[ 図幅地域の南部・東端に近い ] 音名川・賀呂川 及び 砂蘭部川流域では， 暗褐～黄褐色を呈し 軽石粒に富む粗粒砂岩が卓越し， 青緑灰色のシルト岩と互層する。 ときには 暗灰～褐灰色を呈し 安山岩の角礫を主とする凝灰角礫岩を伴う。
本部層中のシルト岩 及び 細粒砂岩中には, Makiyama chitanii (MAKIYAMA) が普遍的に認められ， 珪藻化石にも富むが， 貝化石 及び 有孔虫化石の産出は極めて少ない。
層厚は トワルベツ川流域で 約 500 m， 日進周辺で 約 900～1,000 m， 賀呂川から砂蘭部川流域で 約 150 m である。
本部層は キリンペタム川 及び 遊楽部川の上流域など 遊楽部岳ドーム東方で顕著に発達する。 このほか， 域内東部の賀呂川の上流から砂蘭部川にかけても分布する。
火山角礫岩 部層は 火山角礫岩・凝灰質砂岩・凝灰角礫岩 [ Kmv ] ・ 安山岩溶岩 [ Kma ] 及び 凝灰岩 [ Kmv ] などから構成され， 岩相変化が著しい。
火山角礫岩は 暗灰色を呈し， 輝石安山岩 及び 角閃石安山岩などの 径 5～40 cm の礫からなり， 細～中粒の凝灰質砂 及び 火山岩岩片で膠結される。
凝灰質砂岩は 暗灰～暗褐色を呈し， 細～粗粒までの多様の粒度を示し， ときには軽石に富む部分もみられる。 凝灰質砂岩は 一般に火山角礫岩 及び 凝灰角礫岩の中に薄層として挟在する。
凝灰角礫岩は 暗灰色を呈し， 輝石安山岩の 径 2～10 cm の角～亜角礫が凝灰質砂によって膠結されている。
溶岩 [ Kma ] は 暗灰色の普通輝石安山岩であり， 比較的 堅硬 緻密である。 鏡下では 斑晶は長径 0.5～1.5 mm の斜長石 及び 径 0.5 mm 内外の普通輝石からなり， 一部に紫蘇輝石 及び 角閃石などが認められる。 また， 石英を含み デイサイト質のものも含まれる。 石基は毛せん状組織であるが， ときには 多少 流理組織を示すものもみられる。 斜長石・輝石 及び 鉄鉱からなるが， しばしばクリストバル石を含む。 一般に炭酸塩鉱物が形成され， ときには緑泥石化している部分も存在する。
凝灰岩は 灰白色を呈し， 極細粒から極粗粒まで 粒度変化に富む酸性凝灰岩で， 厚さ 20 cm 以下の薄層として砂岩の中に挟在する。
遊楽部川 及び キリンペタム川において， 本部層は ほとんど火山角礫岩 及び 凝灰角礫岩で占められ， 普通輝石安山岩溶岩が頻繁に挟まれる。 とくにキリンペタム川 及び [ その南方の ] ハチクマ川の上流では， シルト岩砂岩部層 [ Kms ] の細～中粒砂岩と指交する。
[ 八線の南東方の ] ペンケルペシュペ川で 本部層は火山角礫岩・凝灰角礫岩 及び 凝灰質砂岩からなり， 礫岩 及び 凝灰岩の薄層を伴う [ 以下の [注] 参照 ] 。 凝灰質砂岩の中に安山岩やシルト質泥岩の巨礫を不規則に取りこむ異常堆積がみられる。
砂蘭部川では 火山角礫岩が黒雲母片を含む中～粗粒砂岩と頻繁に互層しており， 厚さ 20 cm の灰白色凝灰岩が数層挟まれる [ 以下の [注] 参照 ] 。
層厚は キリンペタム川で 最大約 1,100 m， 砂蘭部川の流域で 500 m 以上である。
[ 図幅地域の南西部の ] キリンペタム川の上流・ぺンケ岳周辺 と [ 図幅地域の北東隅付近の ] 山崎付近 及び [ 図幅地域の東部・南北中央やや南部の ] 鉛川の中流域に分布する。
キリンペタム川の上流・ぺンケ岳周辺・山崎付近の流紋岩は ネバダイト質 [ = 斑晶が多い 深成岩様の岩石 ] であり， 灰白色を呈し 肉眼でも石英 及び 斜長石の斑晶が観察される。 鏡下では 石英・斜長石のほか 黒雲母 ときには 角閃石 及び 輝石も認められる。
鉛川の中流域の流紋岩は 青灰～灰色を呈し， パーライト質 [ = 黒曜石様のガラス質の岩石 ] である。 鏡下ではパーライト組織を示し， ガラスが非常に多い。 二次鉱物として 炭酸塩鉱物 及び 緑泥石が形成されている。
本岩の貫入時期の上限は 黒松内期である。
遊楽部岳ドーム周辺・ ペンケ岳地域 [ = ペンケ岳の西方および南東方の地域 ] ・ 八雲鉱山地域 [ = 鉛川温泉 下の湯の西方の地域（鉛川の上流 ?） ] 及び [ 図幅地域の北西部の ] 日進・オチャラッペ川地域に分布する。
暗灰～暗緑～灰色を呈し， 一般に堅硬 緻密である。 鏡下では 斑状構造を示すものと 無斑晶のものとがある。 斑状構造を示すものは， 斑晶として, 長径 0.5～1.6 mm の斜長石 及び 径 1 mm 以下の普通輝石あるいは紫蘇輝石が認められる。 斜長石は 双晶が発達している。 石基は 多少 流理構造を示す短冊状長石 及び 粒状の輝石を主とするが， クリストバル石を多量に含むものもみられる。 二次鉱物として 炭酸塩鉱物 及び 緑泥石などが形成されている。
本岩の貫入時期の上限は黒松内期であるが， オチャラッペ地域では比較的新鮮であるのに対し， 八雲鉱山周辺 及び ペンケ岳付近では変質作用を著しく受けている。 また， クリストバル石を多く含むものなどの岩質の違いもあり， 地質図では一括しているが， いくつかの貫入時期があるものと推定される。
模式地・命名者 : 瀬棚層は [ 本図幅の ] 北隣の今金地域の瀬棚郡 今金町のメップ川流域を模式地として， 長尾・佐々（1933a・1933b）によって瀬棚統と命名された。 しかし， その後， 沢田（1961）・KANNO（1962）及び 橋本ほか（1963）は， メップ川の 貝殻橋 付近で瀬棚層とされていた地層から産する貝化石の検討の結果， この模式地は中新世 八雲層に属することを明らかにした。 再定義された瀬棚層の模式地は [ 貝殻橋の東方 8 km 弱の ] 現在の瀬棚郡 今金町 花石 付近の 利別川 [ = 後志 利別川 ] 流域である。
分布 : 本層は [ 本図幅の ] 北隣の今金地域から連続して 域内中央部で八雲べーズンを構成し， ほぼ南北に 広域にわたり分布する。 また， [ 本図幅地域の ] 東部では 賀呂川・音名川 及び 砂蘭部川流域， 北西部では 瀬棚べーズンの南端部があり， わずかに分布する。
層序関係 : 瀬棚層は 渡島半島の中央部に広く発達し， 従来から 下位の黒松内層とは不整合関係にあるとされてきた。 これに対し， 池谷・植松（1968）は 瀬棚層と黒松内層との関係について， 瀬棚層堆積盆の周縁部では不整合現象が認められるが， 堆積盆の中心部で両層は整合関係にある としている。 本地域での両層間の関係は， 堆積盆の中心部でも地層の走向・傾斜に多少の擾乱が観察され， また， その延長部で 平行不整合 あるいはわずかに斜交する関係が認められる。 このことから 完全に両層が整合関係にあるとは結論しがたいため， 従来の見解に従うことにした。
岩相 : 瀬棚層は 砂岩 及び 礫岩の量比によって 砂岩 部層 [ Ss（および St1～2）; 以下の [注] 参照 ] と礫岩砂部 部層 [ Sg ] とに２分した。 両部層は 側方変化が顕著であること， 指交関係も認められることから 必ずしも厳密な上下関係を示すものではない。
本層は砂岩 及び 礫岩が卓越し， シルト岩 及び 凝灰岩を伴っている。 一般に固結度が低い粗粒砂岩・礫岩と, 多少 固結した泥質砂岩 及び 砂質シルト岩とが互層する [ 以下の [注] 参照 ] 。
層厚 : [ 図幅地域の東西中央付近を南北に延びる ] 八雲べーズンで 約 600 m， [ 図幅地域の南西部の ] 音名川沈降帯で 約 450 m である。
化石 : 本層は 貝化石・有孔虫化石・珪藻化石 及び 花粉化石を多産する。 化石内容から 本層は 浅海性の堆積物であることが明らかである。
|
第 7 表に示すように， 貝化石は Chlamys daishakaensis MASUDA ＆ SAWADA， C. cosibensis (YOKOYAMA)， Patinopecten yessoensis (JAY)， Monia macrochisma DESHAYES などを多産する。 これらの多くは 寒流系 瀕海域での はき寄せ密集型の産状を示す。 本地域の貝化石については， 大炊御門 （1935）・ 小山内ほか（1974）・ 通商産業省 資源エネルギー庁（1978）及び 沢田（1961）などの報告がある。
| ||||||||||||||||||||||||||||||
第 8 表に示すとおり， 有孔虫化石は 石灰質殻を有するものが優勢である（石田， 1974）。 夏路 ・ハチクマ川流域 及び 砂蘭部川流域で特に多産する。 ハチクマ川流域では 全体を通じて Anomalinidae， Nonionidae 及び Cassidulinidae が多く， Textulariidae， Miliolidae 及び Polymorphinidae は少ない。 なかでも Cibicides spp.， Cassidulina spp.， Elphidium spp. 及び Nonion spp. が豊富である。
花粉化石は Pinaceae 及び Taxodiaceae が多く含まれ， 比較的冷温な気候を指示している。
このほか， 腕足類・蘚苔虫類・Balanus [ フジツボ属 ] ・海胆類 及び 石灰藻類等も含まれる。
地質構造 : 八雲べーズンで 本層の走向は 北部が南北， 南部が北西 - 南東方向であり， 傾斜は 一般に 10～20°であるが， 下位の黒松内層に近い部分では 20～30°と多少 急傾斜となっている。 鉛川の中流域から札幌山にかけては， 北北西 - 南南東系の断層によって切られる。
音名川沈降帯 [ = 音名川向斜の領域 ? ] で， 本層は 下位の黒松内層 [ Kms（および Kmv ?） ] を不整合に覆い， 北北西 - 南南東方向の音名川向斜軸の両翼 及び この向斜の東方の背斜の東翼に分布し， 傾斜は 10～30°内外である。 この地域では 北北東 - 南南西系の断層が顕著である。
日進周辺で 瀬棚べーズンの本層はわずかに分布するが， [ 本図幅の北隣・北西隣の ] 今金・瀬棚地域では黒松内層を傾斜不整合で覆い， 北北西 - 南南東方向の軸をもつ 緩やかな波状褶曲を行っている。
対比 : 本層は 道南 標準層序の瀬棚層にほぼ相当する。 また， 池谷・植松（1968）の瀬棚層のうち 花石 砂礫岩 部層の下部を除いたもの， 渡島半島の南部の 鶉 層（石田ほか， 1975）に対比される。
本部層は 域内の中央部のサックルベツ川の中流からペンケルペシュペ川の中流にかけて 広く分布する。 このほか， 南東部の音名川周辺・北東部の山崎 及び 花浦付近・北西部の日進周辺に分布する。
本部層は 砂岩を主体とし， 礫岩・シルト岩 及び 凝灰岩を伴う。
砂岩は 黄～黄褐色を呈し， 細粒から極粗粒まであり， 非常に粗鬆である。 しばしば 白色の軽石粒を多く混え 凝灰質となる部分も多い。 また， 本部層中には砂岩と軽石層とが互層し， 斜層理が発達する。 全般的に黒雲母片が多く， 木片・炭質物 及び 砂鉄が濃集する部分が認められる。
シルト岩は 青灰色を呈し， 一般に 塊状で， 風化すると黄灰色の大塊となって崩壊する。 砂岩と互層しており， しばしば 径 2～5 cm の粘板岩・安山岩 及び 硬質頁岩などの円礫が含まれる。
礫岩は 暗灰～褐灰色を呈し， 一般に 径 1～10 cm の亜円～円礫からなる。 礫種は 普通輝石安山岩・ 角閃石安山岩・ 玄武岩・ 粘板岩・ チャート・ 砂岩・ シルト岩 及び 軽石などであり， 基質は 中～粗粒砂である。
凝灰岩は 青灰～灰白色を呈し， 粒度は 細粒から極粗粒まで多様である。 厚さは 一般に数 cm から 10 数 cm のものが多いが， 本部層の下部で 厚さ 1 m 内外のもの数層， また， 厚さ 6 m に達する軽石凝灰岩が１層だけ砂岩中に挟まれる。
サックルベツ川の中流域では， 上八雲向斜の東翼の本部層の最下部は シルト岩の巨礫を多数とりこみ， その最も大きいものは 径 50 × 100 cm にも達する。 基質は 比較的 粗鬆な凝灰質粗粒砂である。 この直上には, 有色鉱物が少ない 粗粒から細粒へサイクルを示す 厚さ 1 m の凝灰岩が累重する。 本部層の中・下部は 灰色を呈し 黒雲母片を含む細粒砂岩が卓越し， 厚さ 6 m の黒雲母含有軽石凝灰岩が挟まれる。 上部は 米粒大の軽石に富む 細粒と粗粒砂岩が細互層し， 斜層理が発達する。 本部層の中には 貝化石 及び 微化石が多数含まれる。
上八雲向斜の西翼では， 本部層の基底部には 東翼と同様に灰白色を呈し, 塊状で黒雲母を含む軽石凝灰岩が認められる。 この凝灰岩の軽石は 平均 径 0.5 cm であるが, 径 5 cm 内外のものも含まれる。 本部層の主部は 細～中粒砂岩が卓越しているが， しばしば 軽石凝灰岩の薄層を挟み， また， 径 20～50 cm の普通輝石安山岩の亜角礫を散点的に含んでいる。
ポンセイヨウベツ川においても サックルベツ川と同様の岩相を示す。 軽石粒が多く含まれ 斜層理が発達しており， 砂岩中には黒雲母片 及び 少量の角閃石が含まれる。 本部層中には貝化石 及び 微化石が多数認められる。
八線の周辺では 主として黄褐色を呈する細～中粒の砂岩からなる。 本部層の下部では 青灰色を呈し 板状に剥離する細粒砂岩と 砂質シルト岩が細互層し， この中に 径 10 cm 内外の泥灰質団塊が配列する。 中部では 褐灰色を呈する細粒砂岩の中に 厚さ 1.5 m の軽石礫岩が挟まれる。 軽石は 良く円磨され， 平均径 2 cm 内外であるが, ときには 径 20 × 30 cm と大きいものも含まれ， 基質は 比較的 粗鬆で 軟弱な細粒砂である。 上部には 細粒砂岩と砂鉄が細互層し， 縞状を呈する 厚さ 80 cm のものがみられる。
ペンケルペシュペ川では 細～中粒の砂岩からなるが， 径 5 cm の安山岩の亜角礫を主とする厚さ 30 cm の火山角礫岩・ 青灰色シルト岩・ 細礫岩 及び 厚さ 15 cm のガラス質凝灰岩などの薄層を伴う。
鉛川と [ 図幅地域南部の三角山と賀呂山の間の谷から北流する ] エイリンザワ川との合流部付近で， 本部層は 褐灰～黄灰色を呈する軽石質～凝灰質の中～粗粒砂岩からなり， 斜層理が顕著である。 エイリンザワ川では 斜層理の発達する 中～粗粒砂岩が卓越するが， 粘板岩 及び 安山岩の小円礫からなる細礫岩と互層をなす部分があり， Pecten sp. が含まれる。 この地域の本部層の下部には 厚さ 1 m 以下の酸性凝灰岩が数層挟まれる。
山崎 及び 花浦付近では， 主として灰～褐灰色を呈し, 黒雲母片が散点する粗鬆な細粒砂岩と中粒砂岩が互層し， 一般に斜層理が発達する。 山崎川で 本部層は八雲層 [ Yh ] を直接 不整合に覆う。 また， 砂岩中に 泥管を含む塊状砂質シルト岩が挟まれる。
砂蘭部川の流域では 斜層理に富む細～中粒砂岩を主体とし, シルト岩を伴っている。 砂岩中には 炭質物 及び 木片に富む部分も認められる。
層厚は 八雲べーズンで 約 550 m， 音名川流域で 約 250 m である。
域内中央部の遊楽部川の中流からハチクマ川の中流域にかけての上八雲向斜の両翼， 南東部の音名川から賀呂川の下流部にかけて分布する。
本部層と前述の砂岩部層とは ほぼ漸移であるが， 一部 指交する。
本部層は 礫岩 及び 粗粒砂岩の互層が主体で， シルト岩 及び 凝灰岩を伴う。
礫岩は 暗灰～青灰～褐灰色と多様な色調を呈する。 礫種は 先第三系から由来する粘板岩・チャート・砂岩 及び 花崗閃緑岩をはじめ， 新第三系の安山岩・玄武岩・硬質頁岩 及び シルト岩など種々雑多である。 亜角～円礫が多く 中～粗粒砂によって膠結される。
砂岩は 黄灰～黄褐色を呈し 粗鬆である。 砂岩の粒度は中～粗粒のものが多く， 礫岩と頻繁に互層し， 軽石粒 及び 炭質物を多く混える。
シルト岩は 青灰色を呈し， 砂岩 及び 礫岩との互層中に薄層として挟在する。
凝灰岩は 灰白色の極細粒なものから平均径 0.5～2 cm の軽石凝灰岩まで認められ， シルト岩と同様に 礫岩砂岩互層の中に薄層として挟まれる。
[ 図幅地域中央付近の ] セイヨウベツ川・遊楽部川 及び 八線付近で， 上八雲向斜の両翼の岩相は 礫岩と砂岩の量比が大きく異なる。 すなわち， 西翼部では 礫岩が卓越し， セイヨウベツ川で観察されるように 陶汰の余り良くない細～中礫岩が優勢で， 黒雲母片を多く含む 淡緑灰色の細～粗粒の砂岩と互層する。 東翼部では 黒雲母片に富む 淡角緑～黄褐色の細～粗粒砂岩を主体とする。 厚さ 30 cm 内外の凝灰質の黄色泥岩・ 径 0.5～1 cm の亜角～亜円礫を主とする細礫岩, 及び 径 13 × 20 cm の安山岩礫を含む中礫岩などを挟む。 八線・ハチクマ川 及び 遊楽部川では 砂岩中に泥管が含まれる。
[ 図幅地域南東部の ] 音名川 及び 賀呂川流域では， 本部層は 音名川向斜の両翼に分布する。 本部層は 主として 細～粗粒砂岩と細～中礫岩が互層し， シルト岩を伴っている。 砂岩中には 黒雲母片・軽石 及び 炭質物 ときには 炭化木片が多く含まれる。 また， 礫岩は 一般に安山岩をはじめ 多様の礫種から構成されるが， 部分的には 下位の黒松内層からの供給による シルト岩ないしシルト質泥岩の小礫が卓越する場合もある。 賀呂川流域では， 軽石層と細～粗粒砂岩が頻繁に互層し 斜層理が顕著である。 また， 本部層の上部では 厚さ 90 cm 内外の細粒凝灰岩 及び 凝灰角礫岩が数層挟まれる。
層厚は 八雲べーズンで 約 200 m， 音名川沈降帯で 約 250 m である。
本地域に分布する第四系は， 段丘堆積物・オチャラッペ火山灰層・扇状地堆積物・駒ヶ岳火山灰 及び 氾濫原堆積物である。
本地域内で最も高い面を形成し，
上八雲市街の
南方
[
← 南西方
]
のキリンペタム川 及び ハチクマ川の上流部の丘陵地に分布する。
堆積物はほとんど削剥されており，
わずかに ハチクマ川の流域で 厚さ 50 cm 程度のものが見られる。
主として チャート・粘板岩 及び 花崗閃緑岩など基盤岩からの供給物と,
新第三系の安山岩 及び 変質安山岩などの 径 5～20 cm の円礫からなる砂礫層である。
本段丘は
[
本図幅の東隣の
]
八雲地域の境川面に対応する。
域内北西部の日進・
[
中央部の
]
上八雲 及び 南東部の
大新
[
← 図幅地域の南東隅から北方 3.5 km
]
の周辺に分布する。
日進周辺では 見事な平坦面を作り，
堆積物の厚さは 約 4～5 m 程度である。
礫径 50 cm 以下で,
礫種は第１段丘と同様に 基盤岩起源のチャート・花崗岩類が多く含まれ，
新第三紀火山岩類の礫を伴う砂礫層である。
上八雲地域の
南方
[
南西方
]
での堆積物は 厚さ 1～3 m である。
大新周辺では
[
本図幅の東隣の
]
八雲地域において 海成段丘と考えられる境川面に連続するが，
削剥が進み 堆積物はほとんど残されていない。
上八雲 八線 及び 鉛川 [ ← 遊楽部川と鉛川の合流点付近の南西岸付近の地名 ] 周辺に分布する。 堆積物は 厚さが 2～5 m で 陶汰のあまり良くない砂礫層が主体である。 礫径は 50 cm 以下で 高位の段丘と同様に 基盤岩類 及び 火山岩の円礫が多いが， 上八雲から東部では硬質頁岩の礫も混える。 本段丘は [ 本図幅の東隣の ] 八雲地域の 野田追 面に対応する。
上八雲から 春日 [ ← 図幅地域の南東隅から北北西方 7 km ] にかけて [ 遊楽部川の右岸（= 南岸もしくは西岸）に ] 広く分布する。 [ 遊楽部川と鉛川の合流点付近の ] 鉛川周辺では 厚さ約 6 m の堆積物が認められる。 下部 約 4 m が淘汰の良くない礫層からなる。 礫径は 一般に 10 cm 内外であるが， 径 20～50 cm の安山岩・チャート・粘板岩 及び 硬質頁岩を混える。 上部は 砂層と礫層の互層からなり， 最上部は 粘土質土壌が堆積している。
上八雲から春日付近にかけて 第４段丘の前面に分布する。 鉛川・春日周辺で 堆積物の厚さは 約 4～5 m であり， 下部は 礫層 及び 砂層の互層が卓越し， 上部は 粘土質土壌からなる。 礫層は 比較的淘汰され， 礫径は 一般に 5～10 cm 以下であるが， ときには 径 20～40 cm の基盤岩類 及び 火山岩の礫も含まれる。
上八雲周辺で標式的に発達する。 堆積物の厚さは 5～6 m で 砂礫層を主体とし， 上部には 厚さ 30～50 cm の粘土質土壌を伴う。 礫は 一般に 径 5～20 cm のものを主とするが， ときには 径 80 cm 程度のものも混える。 礫種は 安山岩や基盤岩類が多く， 新第三紀 堆積岩の礫は少ない。
上八雲から [ 遊楽部川と鉛川の合流点付近の ] 鉛川付近にかけて分布する。 堆積物は 径 3～5 cm の硬質頁岩礫が多く認められ， 径 10～30 cm の基盤岩類 及び 火山岩の礫を伴う砂礫層である。 第５～７段丘は [ 本図幅の西隣の ] 八雲地域の山越段丘 及び 落部 段丘に対応するものと思われる。
遊楽部川とトワルベツ川の合流部 及び [ その東方の ] ペンケルペシュペ川の 川口 [ = 遊楽部川との合流点 ] などに分布する。 堆積物は 厚さ 3～4 m で， 比較的淘汰の良い砂礫層を主体とし, 粘土層を挟む。 礫種は チャート・粘板岩・花崗閃緑岩・火山岩類 及び 新第三紀堆積岩と種々雑多であり， 一般に 3～10 cm の円～亜円礫からなる。 分布状況 及び 標高などから， この段丘は 次の第９段丘に含まれる可能性もある。
各河川流域に分布するが， 各河川により 標高 及び 比高も異なり， その形成時期は それぞれの地域によって差異が認められる。 また， 堆積物の礫径 及び 礫種などは 流域の地質も反映し 多様である。
分布 : 本火山灰層は 域内北西部のオチャラッペ川 及び 日進付近の 善右衛門沢川 流域に分布する。
層序関係 : ほとんど水平であり， 下位の黒松内層 [ Kms ] を不整合に覆う。
岩相 : オチャラッペ火山灰層は 灰白色を呈する軽石 及び 火山灰からなる。 軽石は 一般に 径 0.5～2 cm であるが， しばしば 径 5～10 cm のものも混える。 また， 軽石は 比較的発泡度が良い。 鏡下では 黒雲母・斜長石 及び 石英の斑晶が認められ， 流理構造を示している。 火山ガラスが非常に多く含まれる。 岩質は デイサイトないし流紋岩である。
オチャラッペ川では 厚さ 7 m 以上で 塊状 無層理の白色細粒ガラス質火山灰が発達し， 黒松内層 [ Kms ] を不整合に覆っている。
日進付近の善右衛門沢川流域では 本火山灰層は厚さが 10 m 以上であり， 径 1～2 cm で石英 及び 黒雲母を含む軽石を主体とする。 無層理で外来物をほとんど含まないが， 軽石流堆積物様の外観を呈する.
前述の地域 [ = 善右衛門沢川流域 ? ] から約 300 m 南方に厚さ 4 m 以上の露頭があり， 径 1～2 cm の軽石が配列するようにも観察されるが， 整層状態は あまり良く無い。
対比 : 本火山灰層は 福富ほか（1936）の利別層群 オチャラッペ白色火山灰層にあたり， また， 長尾・佐々（1933a・1933b）の大関火山灰層 [ 以下の [注] 参照 ] の一部に相当する。
域内東部の賀呂川以東で遊楽部川から南方では， 砂蘭部川の下流域に広大な扇状地が形成されている。 砂蘭部川 及び その周辺河川によってもたらされた堆積物である。 砂蘭部川では 河床から 3～5 m の比高を有し， 一部では段丘状の堆積形にを示す部分もみられる。
堆積物は 礫・砂 及び 粘土であり， 扇頂部はほとんど礫で占められ， 扇端に向うにしたがって砂 及び 粘土の量比が増加する。 礫は 亜角～亜円の安山岩 及び 新第三紀堆積岩が多く， また， 礫の大きさは大小様々である。
この扇状地堆積物と前述の段丘堆積物との関係は， 扇端部で遊楽部川沿いの段丘群と接する部分では, 堆積物の違いから区別できるところもあるが， 概して不明瞭となる場合が多い。 また， 東部では 扇頂近くで [ 本図幅の東隣の ] 八雲地域に発達する海成段丘と連続する。
駒ヶ岳は 本地域の南東方の直距離にして 40 数 km に位置し， 現在まで幾多の噴火活動を行っている。 駒ヶ岳の噴出物は 溶岩・軽石流堆積物・火山砕屑流堆積物 及び 降下軽石などであり， 広範な地域にわたり分布している。
本地域には これらの噴出物のうちの降下軽石 及び 火山灰が分布し， いずれも輝石安山岩質である。 駒ヶ岳火山灰は 遊楽岳地域の東半部を広く覆っているため， 地質図上には表現しなかった。
渡島半島部の駒ヶ岳火山灰の分布については 佐々木ほか（1970）による詳細な報告がある。 駒ヶ岳火山灰の分布は 第 31 図のとおりである。
遊楽部岳地域では 駒ヶ岳火山灰 Ko-e， Ko-d2 及び Ko-d1 などがみられ， さらに古期のものも多少存在するものと考えられている。
Ko-e 層 : 本層は Ko-d2 層の下位に腐植を有する黄褐色火山灰である。 域外東方の八雲地域の 野田生 [ 以下の [注] 参照 ] 付近で 厚さ 8～10 cm を示し， 本地域でも 厚さ 3～5 cm のものが認められる。
本層の腐植中から 続縄紋期 [ = 弥生時代から古墳時代 ] の土器類の出土が知られている。 また， 14C 年代測定により 本層は 約 1700 ± 130 年前と推定されている。 駒ヶ岳火山灰 Ko-e 層の一次鉱物組成は 第 9 表のとおりである。
|
Ko-d2 層 : 本層の降灰分布地域は広範囲にわたり， [ 本図幅の東隣の八雲図幅地域内の ] 八雲市街周辺で厚さ 20 cm（粒径 0.1～0.2 cm）及び [ 本図幅地域の北東隅付近の ] 山崎地域で 10 cm となり， [ 本図幅の北東隣の国縫図幅地域の北部の ] 長万部町まで達する。 これは Ko-d2 層の中でも上部の砂質層とされている。
Ko-d1 層 : 本層は 腐植層をへだてずに Ko-d2 の上に直接 堆積する砂壌土型の細粒角火山灰である。 この火山灰は広範囲に分布し， [ 本図幅地域の東方～北東方の ] 八雲から長万部にかけて 厚さ 3～5 cm 程度のものが確認されている。 駒ヶ岳火山灰 Ko-d1 層の一次鉱物組成を第 10 表に示す。
|
このほか， Ko-e 層の下位に火山灰が確認されているが， 正確な対比が困難なことから 古期火山灰 とされている。
氾濫原堆積物は 域内の東部の遊楽部川流域で広く発達するほか， 各河川流域に狭い範囲で分布する。 堆積物は， それぞれの河川流域の地質を反映した砂・礫 及び 粘土などからなる完新世堆積物である。
このほか， 山崎 及び 花浦などの内浦湾沿いの海岸平野の西縁部にも発達する。 この氾濫原堆積物の中には 小規模な扇状地性の堆積物が含まれる。
本地域の基盤をなす先第三紀堆積岩類 [ Pt ] は 砂岩・粘板岩 及び チャートの互層からなるフリッシュ型の深海性 地向斜堆積物である。 本岩類は 東北日本の構造区分のうちの北部北上帯（吉田・青木， 1972）の北方延長部にあり， 渡島半島の南部地域で 石炭紀後期に位置づけられている松前層群の岩相と酷似する。 しかし， 本地域をはじめ周辺地域からは 時代を指示する化石の産出がみられないために， 正確な時代は不明である。
先第三紀堆積岩類の堆積後の 中生代 白亜紀に入って， [ 本図幅の西隣の ] 久遠地域の 太櫓岳 花崗岩体から遊楽部岳花崗岩体を経て 八雲鉱山周辺の半深成岩類分布地域に至る 北西 - 南東方向に延びる久遠構造線（通商産業省ほか， 1978）に沿う大規模な花崗岩類 [ G ] の貫入がある。 これらは 堆積岩類に熱変成を与え, 一部がホルンフェルスとなっている。 花崗岩類の貫入に引続き， 基盤は隆起を伴う地塊運動を蒙っている。 渡島半島では 白亜紀 及び 古第三紀に属する堆積岩を全く欠除することから， 長期にわたって大きく削剥を受けていたと推定され， 明らかに陸域であった。
新第三紀 中新世前期には， いわゆるグリンタフ変動に伴い 火成活動の激化とともに沈降がはじまり， 臼別層 [ Ub ] 以降の地層を堆積させている。
臼別期は， 基盤岩類の弱線に沿う活発な火成活動によって, 多量の安山岩 及び 玄武岩溶岩と同岩質の火砕岩を堆積した。 この時期は 新第三紀初期の火山活動の最盛期に相当する。 臼別層と同時異相とされる大櫓層の中には 阿仁合型植物化石群が含まれるが， 海域を示唆する貝化石 その他の資料は現在まで知られていない。 植物化石群の内容から 冷温性の陸域環境下にあったものと推定される。
関内期は， 本地域の瀬棚べーズン 及び [ 本図幅の西隣の ] 久遠地域の熊石べーズンを中心にした 沈降の時期である。 域内西部の遊楽部岳ドームの周辺の関内層 [ Sn ] は 植物化石を含む砂岩泥岩互層からなり， 貝化石の産出も無く， 海域を示唆する証拠もないことから 湖沼の堆積物と考えられる。 久遠地域で 関内層に対比される 太櫓越 泥岩から 台島型植物化石群とともに 汽水～淡水性の貝化石が産出する。 全体に温暖な気象状況の下で 湖沼堆積物を主とし， 一部に海の進入があったと推察される。 臼別期に活発であった火成活動は この時期に終息し， 静穏な環境下で 砂岩 及び 泥岩の堆積が行われている。
左俣川期に遊楽部岳ドームは断裂を伴いながら隆起し， 相対的にドーム周辺は徐々に沈降している。 この時期には海進も本格化し， 左俣川層 及び 同層準層の厚い堆積物が形成されている。 また， 同時に 火成活動が再び活発化している。 この時期の正常堆積岩は 粗粒相から細粒相への堆積サイクルを繰り返している。
一方， [ 左俣川層と ほぼ同層準の訓縫層が堆積した ] 訓縫期では 海進によって泥岩 及び 砂岩の堆積が行われているが， 多少遅れて海底火山の活動も活発化し， 多量の安山岩溶岩 及び 同質の火砕岩を厚く堆積している。 訓縫層の泥岩 [ Km ] の中には Cyclammina spp. 及び Haplophragmoides sp. などの有孔虫化石が含まれ， 多少 深く 冷温な海況を示している。
八雲期には さらに海域が拡大して半深海化し， 間けつ的な火成活動の産物を伴いながら 硬質頁岩など泥質相の堆積物が卓越している。 八雲層の中には Makiyama chitanii (MAKIYAMA) や魚鱗を普遍的に含むほかに， 有孔虫化石の Cyclammina - Haplophragmoides - Martinottiella 群集 及び Spirosigmoilinella compressa MATSUNAGA などを産する。 一方， 本地域の南部では， 海底火山の活動によって 多量の火山角礫岩をはじめ 火砕岩の堆積が行われている。 八雲期の後期には 全般的に沈降から隆起に転じ， 海退が進み, シルト岩 及び 砂岩など浅海相の堆積物が多くなる。 また， 八雲期の末期には， 鉛川の上流地域の半深成岩の貫入活動によって 鉛川隆起帯が形成されている。
黒松内期には八雲期の末期からの浅海化が続き， 八雲べーズン内で砂質シルト岩 及び 砂岩などの粗粒相の堆積物が卓越する。 一方， 黒松内期の前期から中期にかけて， 八雲鉱山周辺 及び キリンペタム川の上流域では火山活動が激しく行われ， 安山岩の溶岩と同質の火山角礫岩をはじめとする大量の火砕岩をもたらした。 黒松内期の後期に 本地域は全域的に陸域ないし瀕海域となる。 とくに [ 本図幅地域の北西隅付近の ] 日進の東方のオチャラッペ川 及び 域内の中央部のペンケルペシュペ川の下流域などの 隆起量の大きな地域では 異常堆積が行われている。 また， この時期にはこれまでは１つのべーズンであったものが， 瀬棚べーズン・八雲べーズン 及び 音名川沈降帯と ３つに分化している。
瀬棚期には， 全域的に差別的な昇降運動の影響によって これらのべーズンが形成され， 浅海相の砂岩 及び 礫岩が大量に堆積している。 瀬棚期の末期には 全域的な 削やかな隆起によって 海退・陸化が進んでいる。 瀬棚層の堆積後も褶曲 及び 断層などの構造運動が継続している。 本層中には動物化石 及び 珪藻化石などを多産し， その化石内容から 比較的 冷涼な環境が推察される。
第四紀に入り， 更新世には氷期・間氷期の経過をたどるなかで 海成 及び 河岸段丘が形成され， また， 地域的な火山活動に伴う火山砕屑物が堆積した。 完新世では 各河川流域における小規模な段丘 及び 扇状地が形成され， 平地部では 氾濫原堆積物が形成されている。 また， 駒ヶ岳火山灰が広域的に覆っている。
本地域の応用地質を通覧すると， 鉱物資源関係は 銅・鉛・亜鉛・マンガンなどを対象として稼行された, 明治以前から稼行した八雲鉱山が著名であるが， 昭和 44 年に 当時の経済情勢と採掘条件の悪化などによって長い歴史を閉じている。 昭和 31 年には セイヨウベツ鉱山がマンガンを対象に, 地域西部のセイヨウベツ川の上流で開発を試みたが， わずか数年で休山している。 このほか， 遊楽部岳周辺地域で ２・３の金属資源徴候地（長谷川・酒匂， 1961）が知られている。
温泉については， 八雲鉱山の稼行時に坑内から多量の温泉水の湧出が知られている。 また， 当時は鉱山の北方の鉛川の河岸で試錐を行い， 下の湯 及び 上の湯として鉱山で浴用に供していた。 現在は 八雲町が 下の湯付近で新たに試錐を実施し， 八雲町営温泉として利用している。
鉱物資源 及び 温泉の詳細については各文献にゆずり， ここでは概略的な説明にとどめる。
位置 :
[
本図幅地域の南端・東西中央付近の
]
渡島国
山越
郡 八雲町にあり，
八雲市街の
西方
[
← 南西方
]
約 24 km の鉛川の上流に位置する。
沿革 : 八雲鉱山の歴史は古く， その創業は安政 4 年（1858 年）あるいは明和 3 年（1766 年）ともいわれる。 大正 5 年（1916 年）から鉛川鉱山としてマンガンを採掘し， その後， 昭和 6 年（1931 年）に八雲鉱山株式会社， 昭和 11 年（1936 年）に中外鉱業株式会社， 昭和 40 年（1965 年）に八雲鉱業株式会社の経営となり 稼行されたが， 昭和 44 年（1969 年）の 6 月に休山， 昭和 48 年 10 月に廃山となった。
鉱床 及び 鉱石 : 鉱床は八雲層の硬質頁岩 [ Yh ] と これを貫ぬく角礫状変質安山岩 及び 石英ひん岩 [ Yv ? ] の中の剪断帯の中に胚胎される 浅熱水性裂罅充塡鉱床で， その主要鉱石鉱物は 閃亜鉛鉱・方鉛鉱 及び 菱マンガン鉱である。
鉱化帯は 2 × 3 km2 の拡がりを示し， その中に 主に 北 60～70°西と, 北 75～80°東との２系統の鉱脈や変質帯が 約 50 コ 分布する。 主要鉱床には 走向が 北 60°西， 傾斜が 80°北東 の 大切鉱床 [ 読み方不明 ; おおぎりこうしょう ? ] と５号鉱床， 走向が東西・傾斜が 80°北 の７号鉱床 [ ← 第 32 図の「万才鉱床」のことか ? ] ， 走向が 北 75°東・傾斜が 80°南東 の８号鉱床 及び 10 号鉱床などがある。
鉱床の形態は鉱脈で， これは 同一の剪断帯の中に, 小さな単位鉱脈が雁行状に連なって配列することによって構成されている。 大切鉱床と５号鉱床とを胚胎する剪断帯の延長は 約 1.4 km であるが， その中に 30～60 cm の単位鉱脈が配列する。 ７号鉱床は 400 m の中に 60 m のものが， ８号鉱床は 1 km の中に 50～70 m のものがそれぞれ複数配列する。
鉱石鉱物の形成順序は 珪化岩の形成後， 1) 第１期 : 黄鉄鉱・石英鉱体の形成， 2) 第２期前期 : 黄鉄鉱・閃亜鉛鉱・方鉛鉱・石英脈の形成， 3) 第２期後期 : 石英に富む淡紅色 塊状の菱マンガン鉱の形成， 4) 第３期 : 赤紅色 及び 薄紫色の結晶質 縞状の菱マンガン鉱と， 最後に黄鉄鉱の形成である。 鉱化作用の経過を第 33 図に示す。
鉱脈の産状は 鉱床によって若干異なる。 大切鉱床の露頭では， 第１期の黄鉄鉱が鉱染した絹雲母・石英化岩と 第２期後期 及び 第３期の菱マンガン鉱脈が認められる。 後者には閃亜鉛鉱・方鉛鉱・黄鉄鉱 及び やや多量の重晶石が伴われる。 ５号鉱床では 第２期後期の菱マンガン鉱が網状に， これを切って第３期の菱マンガン鉱が形成されているが， この両者の胚胎場所が 同一鉱脈内で 全く異なる場合がある。 最後に第３期末期の黄鉄鉱（白鉄鉱）脈が晶出している。 10 号鉱床の 通洞地並着脈点 付近では， 第１期の黄鉄鉱の鉱染する強珪化岩の中に， 第２期前期の閃亜鉛鉱と方鉛鉱の鉱染 及び これらと石英との細脈が形成され， 以上のものを切って 第２期後期の菱マンガン鉱脈， 第３期末期の黄鉄鉱脈が晶出している。 なお， この鉱床は 第３期の菱マンガン鉱は認められない。 ７号鉱床 及び ８号鉱床の鉱脈は 10 号鉱床のそれと同じである。
なお， 中本（1965）が本鉱山の菱マンガン鉱脈の晶洞の中に 微量の辰砂を見いだしている。
生産量 : 生産実績は 昭和 6 年以降の粗鉱の中の含有量で およそ マンガン : 85,000 t， 鉛 : 6,000 t， 亜鉛 : 1,300 t， 金 : 35 kg 及び 銀 : 150 kg である。
位置 :
[
本図幅地域の北西隅から南南東方 7 km の
]
渡島国 山越郡 八雲町 セイヨウベツにあり，
[
本図幅の北隣の今金図幅地域内の
]
国鉄 瀬棚線の今金駅から八雲町に通ずる
国道
[
← 道道 263 号線（八雲 今金線）?
]
を約 22 km 南下したところに位置する。
沿革 : 昭和 31 年に国富鉱業株式会社が探鉱を開始し， 昭和 37 年まで継続したが， 現在は廃山となっている。
鉱床 及び 鉱石 : 鉱床は ピリカ型 [ ← 詳細不明 ] で， 芋状のマンガン鉱塊が あずき色を呈する粘土化の著しい凝灰岩層の中に点在するものである。 この凝灰岩層は 左俣川層の凝灰質砂岩礫岩互層 [ Hs ? ] を下盤とし， 玄武岩質凝灰岩 [ Hb ? ] を上盤として その間に狭まれるもので， 厚さは 20～200 cm である。 ときには 下盤に 虎石 と呼ばれる硅質岩がみられる。
生産量 : 出鉱した粗鉱量は約 20 t である。
以上の２鉱山のほか， 銅・鉛・亜鉛の鉱徴地の存在が 遊楽部川の上流 及び 見市川の上流に知られている （長谷川・酒匂， 1961）。
遊楽部川の上流のもの [ 以下の [注] 参照 ] は 先第三紀堆積岩類 [ Pt ] の中の 北 70°東方向の剪断帯に胚胎され， 幅 約 30 cm の閃亜鉛鉱・方鉛鉱・黄銅鉱・石英脈が網状に発達するもので， 地表で 約 50 m 追跡されている。
また， [ 遊楽部岳の東方 2 km の ? ] 見市川の上流の [ 熊追沢の上流の ] ものは 北 30°西方向の剪断帯の中に 幅 50 cm の 黄鉄鉱・閃亜鉛鉱・黄銅鉱 及び 石英脈の存在が確認されている。
八雲鉱山の稼行時には 坑道内で高温の温泉水が大量に湧出しており， 北海道において [ 札幌付近の ] 定山渓 地域の 豊羽 鉱山とともに 坑内水温度が高いことで良く知られている。
鉱山周辺の鉛川沿いに上の湯 及び 下の湯の２ヵ所に温泉があるが， 現在利用されているのは 下の湯である。
本地域内の各温泉の化学分析値は第 11 表のとおりである。
| ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
八雲町市街の西南方 約 15 km で鉛川の左岸 [ = 西岸 ] に位置する。
鉱山稼行時には２ヵ所で自然湧出があり， その１つは泉温が 40℃， 湧出量が 15 l / min. 程度である。 また， 鉱山の試錐によって 深度 23 m で泉温が 44℃， 湧出量が 約 40 l / min. の温泉が出ている。 八雲町では 昭和 49 年に深度 205.5 m の試錐を実施しており， その記録は第 34 図のとおりである。 堀さく当時は泉温が 53℃， 湧出量が 1,000 l / min. であったが， その後 減少し 300 l / min. となっている。 この温泉は 現在は 八雲町の保養センターとなっている。
下の湯の南方約 1.3 km に位置する。
この地域は 記録によると ３ヵ所に自然湧出があり， 鉱山の試錐で 泉温が 29.5～40℃， 湧出量が 60～120 l / min. の温泉が出ている。 現在は 鉱山の廃坑に流れ込み 地表では認められない。
八雲鉱山の稼行時に 大切抗では 泉温が 38℃， 湧出量が 約 4,000 l / min.， 160 m 坑では 泉温が 58℃， 湧出量が 約 6,000 l / min. であり， 最高で 70℃ の温度上昇記録がある。
坑内温泉 及び 上の湯は 主要鉱脈が胚胎する 北 60°西の剪断帯に沿って分布している。
QUADRANGLE SERIES
SCALE 1 : 50,000
Sappro (4) No. 67
By Masao ISHIDA (Written in 1980)
The mapped area is situated in central part of Oshima Peninsula, south-western Hokkaido. It is located between latitude 42°10'～42°20' N. and longitude 140°0'～140°15' E.
The sheet map area is composed of pre-Tertiary sedimentary rocks, intrusive masses of Cretaceous granites, Neogene volcanic and sedimentary rocks and Quaternary sediments.
The stratigraphical sequence of this mapped area is summalized in Table 1.
| ||||||||||||||||||
| |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
The Pre-Tertiary sedimentary rocks of uncertain age are the basement rock of the area. They are spread in the western part of the area, and distributed only in one portion in the eastern part. They are composed of chert, slate and sandstone which often undergo contact metamorphism.
Granites intruding in the sedimentary rocks consist mainly of hornblende - biotite granodiorite accompanied with quartz diorite, tonalite and gabbro. The K - Ar age of hornblende - biotite granodiorite occurring in Yurappu-dake dome district is measured to be 114 to 133 Ma, which corresponds to Cretaceous.
Neogene in the area is divided into Usubetsu, Sekinai, Hidarimatagawa, Kunnui, Yakumo, Kuromatsunai and Setana Formations in ascending order.
The formation is the lower-most strata of the Neogene system in the area. It unconformably overlies the pre-Tertiary sedimentary rocks and granites. The formation distributed in the western part of the area consists mainly of andestitic and basaltic pyroclastic rocks and lavas. The volcanic rocks are thought to be the products of non-marine volcanic activities in early Miocene.
The thickness of the formation is 700 to 800 meters.
The formation unconformably covers the Usubetsu Formation. It consists mainly of alternation of mudstone and sandstone with plant fragment. The basal part of the formation is conglomerate which contains small pebbles of granodiorite, sandstone, chert, slate and altered andesite, and alternates with sandstone.
The fossil plant and pollen are found in the formation. They are thought to belong to the "Daishima type flora" indicating middle Miocene in age.
The thickness of the formation is 50 to 200 meters.
The formation unconformably covers the Usubetsu and Sekinai Formations. It is lithologically divided into three members and basalt lava, i.e. Conglomerate (Hc), Sandstone and mudstone (Hs, Hsb, Hm) and Tuff-breccia (Hv, Hd, Ht) members and basalt lava (Hb) in ascending order. The Conglomerate member is composed mainly of conglomerate and sandstone. The former contains a considerable amount of boulders of granodiorite, and round pebbles of chert and slate dirived from pre-Tertiary sedimentary rocks, altered basalt and andesite from the Usubetsu Formation. The latter contains coaly matters. The Sandstone and mudstone member is composed mainly of sandstone and mudstone, which are accompanied with siltstone, tuff, conglomerate and tuff-breccia. The Tuff-breccia member is consists mainly of andesitic tuff-breccia and volcanic breccia accompanied with dacite and andesite lavas, tuffaceous sandstone and tuff. The pyroclastic rocks show interfinger relations to the Sandstone and mudstone member.
Shallow-sea molluscan fossils belonging to "Yatsuo - Kadonosawa type fauna" and plant fossils of "Daishima type flora" occur in this formation.
The total thickness of the formation is 300 to 1,000 meters.
The formation develops widely on both sides of Yūrappu Anticlinal Axis in the north-eastern part of the area. It is divided lithologically into two members, i.e. Mudstone (Km) and Tuff-breccia (Ks) members in ascending order. The former consists mainly of mudstone accompanied with sandstone, tuff-breccia, tuff and conglomerate. The latter is composed of tuff-breccia, volcanic breccia and andesite lava.
The formation rarely contains foraminifera and Makiyama chitanii.
The total thickness of the formation is 300 to 1,000 meters.
The formation is characterized lithologically by "hard shale". It conformably overlies the Hidarimatagawa and Kunnui Formations, and is divided into three members, i.e. Volcanic Brecca (Yv), Hard Shale (Yh), and Mudstone and sandstone (Ys) members in ascending order. The Volcanic breccia member is composed of andesitic volcanic breccia accompanied by tuff-breccia, andesite lava and tuffaceous sandstone. The Hard shale member is composed mainly of alternation of hard shale and siltstone accompanied with mudstone, sandstone and tuff. The Mudstone and sandstone member is composed of alternation of mudstone and sandstone, hard shale, siltstone and tuff.
The formation yields foraminiferal fossils represented by Cyclammina cancellata, Haplophragmoides spp. and Spirosigmoilinella compressa, and generally occurs Makiyama chitanii.
The total thickness of the formation is 500 to 1,500 meters.
The formation covers conformably the Yakumo Formation, but unconformably overlies the Hidarimata Formation in the Western part of the area. It is divided into two members, i.e. Siltstone and sandstone (Kms), and Volcanic breccia (Kmv) members in ascending order. The Siltsone and sandstone member is composed of siltstone and sandstone associated with conglomerate, tuff and tuff-breccia. The Volcanic breccia member is composed of andesitic volcanic breccia, tuffaceous sandstone, tuff-breccia, andesite lava and tuff.
Diatom and Makiyama chitanii occur as fossils in this formation.
The total thickness of the formation is 150 to 1,100 meters.
The formation is distributed widely in the area, and covers unconformably lower formations. It is divided lithologically into two members, i.e. Sandstone（Ss), and Conglomerate and sandstone（Sg）members in ascending order. The former consists mainly of sandstone accompanied with conglomerate, siltstone and tuff. The latter is composed of conglomerate and sandstone accompanied with siltstone and tuff.
Mollusca, foraminifera and diatom ocour as fossils throughout the formation.
The total thickness of the formation is 200 to 600 meters.
The Quaternary sediments are river terrace deposits, Ocharappe Volcanic Ash, fan deposits, Komagadake Volcanic Ash and Overflow deposits.
The river terraces are found in Kami-yakumo district along the Yurappu-gawa especially, and they are distinguished by their height. Each terrace deposit consists of gravel sand and clay.
The Ocharappe Volcanic Ash is distributed in the north-western part of the area. It is composed of dacitic to rhyolitic pumice and volcanic ash.
Fan deposits, Komagadake volcanic ash and overflow deposits are Holocene in age.
Several underground resources as copper, lead, zinc, manganese and hot spring are hitherto known in the area.
Yakumo Mine which was known to work manganese deposits with copper, silver, gold, lead and zinc, is situated at the southern part of the area but now has been closed.
Two hot springs Kami-no-yu and Shimo-no-yu are found along the Namari-kawa.
昭和 56 年 1 月 10 日 発行 著作権所有 通商産業省 工業技術院 地質調査所 (C) 1981，Geological Survey of Japan