地域地質研究報告
５万分の１図幅
札幌（4） 第 68 号
地質調査所 北海道支所 石田正夫
昭和 53 年
地質調査所
目次 I. 地形 II. 地質概説 III. 新第三系 III.1 訓縫層 III.2 八雲層 III.3 岩脈 III.4 黒松内層 III.5 瀬棚層 IV. 第四系 IV.1 海成段丘堆積物 IV.2 石倉層 IV.3 河岸段丘堆積物 IV.4 扇状地堆積物 IV.5 泥炭 IV.6 駒ケ岳火山灰 IV.7 氾濫原堆積物 IV.8 砂丘 V. 応用地質 V.1 砂鉄鉱床 V.2 温泉 文献 Abstract
地域地質研究報告
（昭和 52 年稿）
５万分の１図幅
札幌（4） 第 68 号
八雲地域の地質に関する野外調査研究は， 昭和 40 年から 43 年までの 4 年間にわたって実施され， これらの資料をもとに室内研究を行ない 結果をとりまとめたものである。
この研究を進めるにあたって， 新第三系の層序については北海道支所の沢村孝之助・山口昇一両技官に， 本地域内に産する貝化石については 地質部の大山桂技官および北海道開拓記念館の赤松守雄氏に， 空中写真による段丘地形の判読については村瀬正技官からそれぞれ協力および教示を受けた。 また， 薄片作製は谷津良太郎技官ほかに， 挿図の製図は熊谷なな子技官によって行なわれた。 なお， 現地調査にあたっては 八雲町役場ならびに八雲営林署からも種々の便宜を受けた。 ここに上記の方々に対し厚く感謝の意を表する。
八雲地域は北海道 南西部の 渡島 半島のほぼ中央 東部に位置し， 内浦 湾（噴火湾）に面している。 渡島半島のうち 太平洋と日本海にはさまれたもっとも狭い部分にあたり， [ 太平洋側の ] 八雲市街と [ 日本海側の ] 域外南西方の熊石町 鮎川とは直距離にして約 26 km である。 行政区画上は ほとんどが八雲町に属し， わずかに森町の一部である石倉地域が南東隅に含まれる。
本地域の地形を通観すると 海抜 500 m 以下で 丘陵性の地ぼうを呈し， 南部から北部に， また， 内浦湾へ向って次第に高度が減少している。 本地域は， [ 1 ] 南西部の海抜 300 m 以上の比較的開析の進んだ山地， [ 2 ] 海岸段丘面およびこれと連続する丘陵地， [ 3 ] 海岸平野および河川流域の平地 とに３分される。
山地は域内南西部にあって 海抜 300～500 m の高度を示し， 主として新第三紀 中新世の堆積岩および火山岩などの 比較的堅硬な岩石によって構成されている。 この地域は 急峻な山稜と密度の高い河谷とからなり， 下刻作用による開析が進み， ほぼ壮年期の地ぼうを呈している。 [ 図幅地域南西隅付近の ] 海抜 522 m の山をはじめとして， 酒谷 山（445.9 m）および 常丹 山（405.9 m）などがある。
段丘およびこれと連続する丘陵地は前記の山地の前面 [ ≒ 北方 ] にあり， 鮮新世の瀬棚層および第四紀の各種の堆積物によって構成されている。
西南北海道において， 内浦湾の西岸は 日本海側の江差海岸とともに， 海成段丘の発達が顕著であることで知られている。 八雲地域においては， 海岸線とほぼ平行に次のような５段の平坦面が認められる。
| 1) 森 段丘面 | : 海抜 30 m 以下 |
| 2) 落部 段丘面 | : 海抜 20～70 m |
| 3) 山越 段丘面 | : 海抜 40～120 m |
| 4) 野田追 面 | : 海抜 80～200 m |
| 5) 境川 面 | : 海抜 200～300 m |
野田追面および境川面は前記の段丘面とほぼ平行な分布を示すが， 開析が進んだ平坦面であり， 堆積物がほとんど認められないので， ここでは単に「面」として取り扱った。
1) 森 段丘面 : 南東方の [ 駒ケ岳図幅地域内の ] 森町地域を標式地として， [ 図幅地域南東部の海岸沿いの ] 落部 および 野田生 付近に分布する。 ほぼ 20 m 前後の高度を有する海成段丘で， 上限は 30 m である。 なお， 地質図では 30 m 以下の森段丘として一括したが， これには 5～10 m 前後の一段低い段丘も含められている。 この段丘は 瀬川（1971）による [ 本図幅の北々隣の ] 長万部 地域の 飯生 神社段丘（5～20 m）および長万部温泉段丘（5 m 前後）や， 鈴木ほか（1967）の [ 長万部地域の ] 第１段丘に相当する。
2) 落部 段丘面 : 次に述べる山越段丘面とともに顕著なものであり， 急崖をなして内浦湾に迫っている。 落部周辺で上限は 70 m であるが， [ 図幅地域中央やや南西部の ] 山越や浜松付近では上限が40 m となるように， 内浦湾に向って緩斜するとともに西方へも低くなっている。 この段丘は 矢島ほか（1935）の 物岱 段丘面， 森町付近の森川段丘面（長尾・佐々， 1933b）の落部段丘の低い部分， および瀬川（1972）の長万部段丘に対応する（第 1・2・3 図）。
3) 山越 段丘面 : 地域南部にあり海岸線に並行し模式的に発達する。 落部および野田生付近では 60～120 m の高度を有するが， 西方の浜松および八雲市街南部に向うにしたがって しだいに高度を減じ， 下限は 40 m・上限は 80 m と低くなっている。 この段丘は多少の高低の差はあるが， きわめて良く保存された海成段丘である。 この段丘は 矢島・茶木（1935）の石倉段丘面および 鷲の木 段丘面， 長尾・佐々（1933b）の落部段丘の高位部分に対応する。
4) 野田追 面 : 野田追川とハシノスべツ川との間に標式的に発達する。 野田追川の西方および境川の上流地域では高度 120～200 m を示すが， 山越段丘面と同様に西方に向って低くなり， [ ハシノスべツ川の東岸の ] 熱田地域では 80～180 m となる。 この面も他の段丘面と同様に北部の内浦湾側に緩傾斜を示しているが， 多少起伏に富み， いわゆる開析段丘の一つとも考えられる。 この面は 長尾・佐々（1933b）の野田追面であり， 矢島・茶木（1935）による南隣の 濁川 地域の 蛯谷 面・姫川面， および 瀬川（1972）による長万部地域の 三の岱 [ 読み方不明 ; さんのたい ? ] 面にほぼ対応される。
5) 境川 面 : 本地域でもっとも高いところに存在する面で， 野田追面の背後にあって， 野田追川とハシノスべツ川の間の境川の上流および熱田の南方などに分布する。 野田追面と同様に 多少の起伏のみられる面で， 下限は 200 m・上限は 300 m の高度を示している。 この面は 長尾・佐々（1933b）による 茅野 [ 読み方不明 ; ちの ? ] 面（240 m）と さらに高位の 300 m 近い面， および 矢島・茶木（1935）による茅野面に相当する。
河岸段丘は 野田追川および落部川の流域に分布し， 高低２段が認められる。 高位の段丘は比高約 30 m で， 下位の段丘はほぼ 10 m 以下の比高を有する。 また， [ 本図幅西端・南北中央付近の ] 遊楽部 川および 砂蘭部 川の下流域には 広大な扇状地が形成されている。 砂蘭部川川口から約 7 km 上流の海抜 100 m 以上の地点を頂点として拡がり， 扇端は 10 m 前後となって平地と連続し， その境が不鮮明となっているが， 扇端の幅はおよそ 5 km にも達する。
海岸平野は 遊楽部 川から [ 図幅地域北西部の ] 山崎にいたる開に発達している。 これらは泥炭地・氾濫原および砂丘などから構成されている。 また， 各河川流域には氾濫による平地が形成されている。
域内の主な河川は， 北部から山崎川・ 遊楽部 川・ 砂蘭部 川・ ハシノスべツ川・ 奥津内 川・ 酒屋 川・ 野田追川および落部川などである。 これらのうち もっとも大きいのは遊楽部川で， 遊楽部岳に源を発し， 約 25 km の流路をもって本地域内で内浦湾に注いでいる。 域内ではその最下流部の 3 km が存在し， 砂蘭部川と合流している。 野田追川および落部川は， 南隣の濁川地域の 乙部 岳を源として， 両者とも約 20 km の流路を有する。
域内北部で各河川はほぼ東に流路をとるが， これに対して， 遊楽部川以南の河川は ほとんど北東ないし北北東と同一方向に流れ， 内浦湾に注いでいるのが特徴的である。
北海道 渡島半島地域は いわゆる東北日本内帯のグリンタフ地域の北方延長にあたり， 古生代および中生代の堆積岩類および花崗岩類を基盤とし， 白亜紀の堆積岩および古第三系を欠いて， 新第三系の堆積岩および活発な火山活動に伴う火山岩が広く発達している。
基盤をなす古期堆積岩類は 松前層群・上磯層群， あるいは時代が判然としないものとして先第三紀層などと呼称されている。 これらは地向斜性の厚い堆積岩からなり， 現在では渡島半島ではいくつかの隆起地塊として存在する。 これらの構成員は 主として粘板岩・チャ―トおよび砂岩である。
新第三系は これらの地塊をとりまき， あるいは隆起地塊の間を埋めるように堆積している。 中新世初期においては， 福山層にみられるように陸域での火山活動が顕著であるが， 中期には大規模な海進があり， これと同時に海域での火山活動が活発になって， いわゆるグリンタフが形成されている。 中新世後期には局地的に火山活動の活発なところもあるが， 泥質岩を主体にした堆積が行なわれている。 さらに， 鮮新世に入っては 一般に浅海性の堆積物が卓越しており， 局所的に火山活動を伴っている。
八雲地域では， これらのうちの 新第三紀中新世中期から鮮新世にかけての堆積岩および火山岩が発達している。 これを覆って第四紀の段丘堆積物および冲積層が分布する。
本地域および周辺地域の層序は第 1 表のとおりである。
| 時代 | 層序 | 岩相 | 火成活動その他 | ||
|
第
四 紀 |
現
世 | 砂丘（s [ ← S ] ） | 砂 | ||
| 氾濫原堆積物（a） | 砂・礫および粘土 | ||||
| 駒ケ岳火山灰 | 軽石・火山灰 |
↑
↑ ↑ ↑ 駒ケ岳火山活動 | |||
|
低位泥炭（Pl）
中間泥炭（Pm） |
泥炭・泥炭質粘土
駒ケ岳火山灰を混える | ||||
| 扇状地堆積物（f） | 砂・礫および粘土 | ||||
|
更
新 世 | 河岸段丘堆積物 （r2） （r1） | 砂・礫および粘土 | |||
| 石倉層（I） |
角閃石安山岩質軽石を主体にした
降下火山砕屑物・火山砕屑流堆積物 | ||||
|
海成段丘
堆積物 | 森段丘（Mt） | 砂・礫および粘土 | |||
| 落部段丘（Ot） | |||||
| 山越段丘（Yt） | |||||
|
野田追面（Nt
[
← Np
]
）
境川面（St [ ← Sp ] ） | [ 堆積物はほとんどなし ] | ||||
|
新
第 三 紀 |
鮮
新 世 | 瀬棚層 | 礫岩部層（Sg） | 礫岩・砂岩， シルト岩を挟む | |
| 砂岩部層（Ss [ and t2 ] ） | 砂岩， シルト岩・礫岩を伴う |
貝化石・
有孔虫化石 （浅海性） | |||
| 礫岩砂岩部層（Sc） | 礫岩砂岩互層 | ||||
|
中
新 世 | 黒松内層 | 火山角礫岩部層（Kv） | 安山岩質火山角礫岩・砂岩・凝灰岩 | 輝石安山岩 | |
| 砂岩部層（Ks） | 凝灰質砂岩， 凝灰岩・シルト岩 | ↙ 粗粒玄武岩岩脈 | |||
| シルト岩部層（Km [ and t1 ] ） | シルト岩， 砂岩・凝灰岩を伴う | ||||
| 八雲層 | 硬質頁岩部層（Yh） | 硬質頁岩・泥岩， 砂岩・礫岩を伴う | |||
| 火山角礫岩部層（Yv） |
玄武岩質～安山岩質火山角礫岩，
凝灰角礫岩・砂岩を伴う | 輝石安山岩 | |||
| 訓縫層 | 火山角礫岩部層（K） |
火山角礫岩・礫岩・緑色凝灰岩，
砂岩・シルト岩を伴う | 安山岩 | ||
| 凝灰角礫岩部層（Kb） | 凝灰角礫岩， 火山角礫岩・砂岩を伴う | ||||
| |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
この地域の基盤をなすものは， 前述のような古生代ないし中生代の堆積岩類あるいは花崗岩類と思われるが， 域内では深所にその存在が予想されるのみで， 全く地表には露出していない。 しかし， 周辺地域をみると， 南隣の濁川図幅地域において 基盤である先第三紀層とした古期堆積岩が乙部岳地域で大きな隆起地塊をなして広く発達し， また， 野田追川の上流でも局所的に地表で観察される。
新第三系は， 下位から中新世の 訓縫 層・ 八雲 層・ 黒松内 層および鮮新世の 瀬棚 層とに区分される。
訓縫層は 本地域にみられる新第三系の最下部の地層で， 南西部に分布し， 火山砕屑物に富み， 溶岩を伴っている。 この火山砕屑物は 輝石安山岩を主体とする凝灰角礫岩・火山角礫岩および火山円礫岩からなり， 凝灰質砂岩や凝灰岩を挟有する。 礫岩は花崗閃緑岩の礫を含んでいる。 これらの火山砕屑岩を構成する輝石安山岩岩片は， 緑泥石化や炭酸塩化の変質作用を受けている。
八雲層は いわゆる硬質頁岩で特徴づけられる海成の地層であり， 地域西部に広く発達する。 本層は おもに硬質頁岩と泥岩の互層からなり， 凝灰岩を挟有する。 また， 八雲地域では その下部に局地的な火山活動によってもたらされた火山砕屑岩を伴っている。 本層は， 松前半島の南部地域において 秦・山口（1969）による 桧山 層群の 木古内 層に相当する。
黒松内層は 地域南西部および南東部に分布し， 主として凝灰質のシルト岩および凝灰質砂岩からなり， 下位の八雲層との関係は整合・漸移である。 本層の上部には 安山岩質火山砕屑岩が発達している。 貝化石および有孔虫化石は 下位の八雲層と同様に少ないが， Makiyama chitanii (MAKIYAMA) のみが多量に含まれている。 本層の下部をしめるシルト岩部層は， 松前半島南部地域の 館 層（秦・山口， 1969）の主部の岩相と酷似している。 松前半島地域では 館層の下部に 厚沢部 層があり， 本地域との対比が問題となるが， 本地域の黒松内層の下部には シルト岩および泥岩の互層からなる いわゆる硬軟互層を示している部分もあり， これが厚沢部層に対比される可能性も考えられる。 しかし， 本地域では区別が困難であり， ここではとりあえず， この岩相を黒松内層に含めている。
岩脈は粗粒玄武岩であり， 訓縫層および八雲層を貫いている。
瀬棚層は 本地域では内浦湾沿岸に広く発達する。 本層は鮮新世に属する浅海性の砂岩を主体として， 下部および上部に礫岩が卓越する。 本層は地域東部では黒松内層を， 西部では八雲層を不整合に覆っている。 中部の砂岩部層には 貝化石および有孔虫化石を多産する層準が認められる。
第四系は 内浦湾沿いに発達する更新世の３段の海成段丘堆積物， 南隣の濁川地域にある濁川盆地を噴出源として考えられている角閃石安山岩質軽石からなる 石倉 層と， 落部 川および 野田追 川流域の河岸段丘堆積物， 現世の扇状地堆積物， 中間および低位泥炭， 氾濫原堆積物および砂丘からなる。 また， 地質図には図示していないが， 本地域全域にわたって駒ケ岳火山灰が分布する。
本地域の地質構造については， 訓縫層が酒屋川の上流に背斜構造の軸部に存在し， 両側に八雲層が堆積している。 八雲層も背斜および向斜の構造支配を受けているが， 全体的にはドーム的な形態となっている。 これに対し， 瀬棚層は北に開いたべーズンの形をとり， 対照的である．
北海道の渡島半島地域の新第三系については， 長尾・佐々（1933a・b, 1934a・b）によって標準層序がたてられている。 本地域周辺はその模式地の１つとなっている。 また， ほぼ同時期に矢島・茶木（1935・1936）によって 八雲地域を含む周辺地域の鉱物資源を対象とした広域的な地質調査が行なわれている。 その後も 層位・古生物および鉱床などの研究が進められ， 各分野からの報告が発表されている。
本地域の新第三系は， 下位から訓縫層・八雲層・黒松内層および瀬棚層であり， いずれもいくつかの部層に分けられる。
本地域の層序は第 1 表に， 周辺地域の対比については第 2 表に示すとおりである。
| 時代 |
八雲～上八雲地域
長尾・佐々 （1933b） |
八雲～瀬棚地域
矢野・茶木 （1935） |
八雲町地域
小山内ほか （1974） |
濁川図幅
松下ほか （1973） |
森町地域
土居 （1960） |
八雲図幅
石田 （1977） | |||||||
| … | |||||||||||||
模式地・命名者 : 訓縫層は 北隣の 国縫 図幅地域にある長万部町 国縫を模式地としている。 最初は 長尾・佐々（1933a・b， 1934a・b）によって訓縫統として命名された地層であり， その後 大塚（1934）によって訓縫層と命名されている。
分布 : 本地域の南部の酒屋川の上流から野田追川にかけて分布する。
層序 : 訓縫層は 模式地の国縫・瀬棚地域をはじめ松前半島などに広く分布し， 下位の福山層および吉岡層を不整合に覆うか， または 基盤である松前層群を直接 不整合で覆っている。 しかし， 八雲地域においては本層が最下部を占め， 基底層が露出しないために 下位層との関係は見られない。 本層の西側は断層によって上位の八雲層の硬質頁岩部層 [ Yh ] と接する。
岩相・層厚 : 本層はおもに玄武岩質安山岩の火山角礫岩および凝灰角礫岩を主体として， 安山岩溶岩・砂岩・礫岩および緑色凝灰岩を伴っている。 泥質岩はほとんど見られず， わずかに酒屋川の支流において薄層が認められるだけである。
八雲地域においては， 訓縫層を下位から 凝灰角礫岩部層 [ Kb ] と 火山角礫岩部層 [ K ] とに２分した。 しかし， 両者の境界は明瞭なものでなく， 構成する岩石の量比によって分けたものである。
本層は基底が不明であるために 全層厚は判らないが， この地域での層厚はおよそ 600 m 程度と推定される。
化石 : この地域において化石は見出だされなかったが， 南隣の濁川図幅地域では， 野田追川の上流で Chlamys sp. ， Dosinia sp. などの貝化石を産している。
本部層は酒屋川の上流で訓縫層の下部を占め， 背斜の軸部にわずかに分布するにすぎない。 本部層は凝灰角礫岩を主体として， 火山角礫岩をわずかに伴っている。
凝灰角礫岩は 暗灰～黒色の外観を呈する 輝石安山岩 からなる直径 2～30 cm の角～亜角礫によって占められ， 黄～灰色を呈する中～粗粒の凝灰岩によって膠結されている。
火山角礫岩 は暗灰色を呈する 輝石安山岩 の角～亜角礫からなり， 基質は中～粗粒の凝灰岩ないし凝灰質砂岩である。
本部層の層厚は 地表で見られる範囲では 約 60 m である。
本部層は 下位の凝灰角礫岩部層 [ Kb ] と同様に 酒屋川の上流から野田迫川にかけて分布する。 本部層は八雲地域に分布する訓縫層の主部を占めており， 火山角礫岩を主体として， 凝灰角礫岩・安山岩溶岩・砂岩・礫岩および凝灰岩などを伴っている。
火山角礫岩 は 暗灰～暗緑灰色の 輝石安山岩 の角～亜角礫を主体とし， 中～粗粒の凝灰質砂岩ないし凝灰岩によって膠結されている。 安山岩岩片は全般的に変質を受けており， 鏡下で有色鉱物が方解石や緑泥石その他の鉱物に置換されている。
凝灰角礫岩 は 暗灰～黒色を呈し， 径 1～10 cm の角～亜角の 安山岩 礫からなり， 基質は灰～灰黄色の凝灰岩である。
安山岩溶岩 は従来はプロピライトとされていたもので， 大きな岩体をなすものから 他の岩石に挟まれる薄いものまで 存在する。 一般に暗灰～暗緑灰色を呈し， 変質を受けている。 鏡下で有色鉱物は緑泥石あるいは方解石などに置換され， 長石は汚濁しているものが多い。
砂岩は黒～暗緑～赤褐色と種々雑多な色調を呈する。 中～粗粒のものが多く， 一般に凝灰質であって， 火山角礫岩などと互層している。
礫岩は暗灰色を呈し， おもに亜角～亜円礫の安山岩礫からなるが， 径 5～30 cm の花崗閃緑岩の亜円礫を多数 混えている。 このほかに粘板岩や砂岩の小礫も含まれている。
凝灰岩は淡緑～緑色を呈し， 岩質は安山岩質である。
層厚は約 550 m 前後と推定される。
模式地・命名者 : 八雲層は 西隣の遊楽部岳図幅地域の上八雲付近の遊楽部川流域を模式地としている。
長尾・佐々（1933a）によって八雲統と命名された地層である。
分布 : 本層は地域南部のポン奥津内川・奥津内川・酒屋川・境川および野田追川流域に分布する。
層序 : 八雲層は 一般的に いわゆる硬質頁岩をもって代表される地層であるが， 本地域では， 酒屋川や奥津内川にみられるように， 下部に局部的な火山活動によってもたらされたと思われる火山角礫岩が発達する。 下位の訓縫層との関係は ほぼ整合的である。
岩相・層厚 : 前記の酒屋川および奥津内川の流域にみられる火山角礫岩の卓越する地域を除いては， 全般的に硬質頁岩とシルト岩との互層を主体とする地層であり， 泥岩・砂岩・凝灰岩および礫岩の薄層を伴っている。
八雲地域において， 八雲層は下位から 火山角礫岩部層 [ Yv ] および 硬質頁岩部層 [ Yh ] とに２分される。
層厚は， 火山角礫岩部層の厚さが不正確であるが， 約 800 m 程度である。
化石 : 硬質頁岩部層の泥質相中には Cyclammina japonica ASANO， C. cancellata BRADY， Haplophragmoides spp.， Spirosigmoilinella compressa MATSUNAGA， Martinottiella commiunis (d'ORBIGNY) などの有孔虫化石が含まれる。
貝化石は見出だされなかったが， Makiyama chitanii (MAKIYAMA) が普遍的に含まれている。
地域中央部の浜松から 山越 にかけての地域（奥津内川および酒屋川の下流部）に露出している。 本部層は火山角礫岩を主体とし， 凝灰角礫岩・安山岩溶岩および凝灰質砂岩を伴う。
火山角礫岩は暗灰色を呈し， 玄武岩質の輝石安山岩 の角～亜角礫からなり， 基質は中～粗粒の凝灰質砂である。 礫径は種々雑多であり， 2 cm から 1 m を超えるものまで認められる。 この火山角礫岩は変質を受け， 青灰～暗緑色を呈する粘土となり， しばしば黄鉄鉱が鉱染している部分もみられる。
凝灰角礫岩は 黒～暗灰～暗緑色の外観を呈する径 2～10 cm の角礫が 細粒の火山岩岩片や凝灰質砂によって固結している。
安山岩溶岩は厚さ 15 m を超えるものもみられるが， 一般的には厚さ 10 m 以下で 頻繁に火山角礫岩相に挟在している。 この溶岩は 帯緑暗灰色を呈する輝石安山岩であり， 斑晶は斜長石・紫蘇輝石および普通輝石からなる。 斜長石は長さ 0.3～1.5 mm の柱状で双晶をなしているが， 虫喰い状に炭酸塩化や緑泥石化しているものも多い。 紫蘇輝石および普通輝石は いずれも径 0.3～0.5 mm で， 緑泥石化あるいは炭酸塩化作用を受けているのが観察される。 石基はピロタクシティックないしインターサークル組織を示し， 斜長石・ガラスおよび鉄鉱からなる。 この溶岩は 風化すると黄褐色となり， 一見 砂岩状の外観を呈する。
凝灰質砂岩は暗灰～黄灰色を呈し， 細～粗粒である。 上記の火山角礫岩相の中にわずかに挟まれるにすぎない。
本部層はポン奥津内川・奥津内川地域で顕著な発達を示し， また， 境川の上流域および野田追川にかけても分布する。 本部層は全般的に硬質頁岩とシルト岩の互層を主体とする地層であり， 泥岩および凝灰岩を伴なう。 この部層中には 球状ないし扁平な形状の石灰～苦灰質の団球が数多く含まれる。
硬質頁岩は 一般に暗灰～灰色を呈し， 堅硬で珪質なものから泥質のものまであり， 風化して褐灰～赤褐色を呈する尖鋭な破面をもつ岩片となって崩壊する。 一般に厚さ 5～20 cm の硬質頁岩と厚さ 1～2 cm 内外の軟質のシルト岩との細互層を形成し， 河床で櫛歯状の美事な外観を呈する。 また， 層理の不鮮明な塊状の硬質頁岩もあり， これは風化すると大塊となって崩壊する。
泥岩 [ 以下の [注] 参照 ] は暗灰～黒色を呈し， 層理を有するものと塊状無層理のものがある。 泥岩にはやや硬質なものと軟質なものがあり， しばしば互層している。 この互層は一般に厚さ 5～30 cm 内外でやや硬質な暗灰～灰色の泥岩と， 厚さ 1～5 cm 内外の暗灰色の軟質泥岩とで構成されている。 泥岩は風化すると表面が赤褐～黄褐色の小砕片となって崩壊する。
凝灰岩は淡青～青灰色を呈し， 主として細～中粒サイズのものが多く， 岩質は流紋岩質である。 一般に厚さは 5 m 未満であるが， [ 野田追川の中～上流の ] わらび野地域では厚さが 20 m を超える部分が存在する。
ポン奥津内川地域では， 厚さ 10～15 cm の硬質頁岩と 厚さ 0.5～1 cm のシルト岩からなる薄板状互層が顕著である。 また， 本層中に， 少量であるが， 厚さ 10～50 cm の粗粒砂岩の薄層を挟む部分がある。
奥津内川地域では 硬質頁岩の互層中に連続性に乏しいが， 厚さ約 2 m の暗灰色の中礫岩および厚さ 6 m の細粒の砂岩が挟まれている。
野田追川の周辺では 本層中に塊状で厚さ 120 cm の暗灰色の凝灰岩が挟在する。
この硬質頁岩部層中には 全層を通じて Makiyama chitanii (MAKIYAMA) が普遍的に含まれる。
本層の層厚は約 550 m である。
八雲地域でみられる岩脈は 粗粒玄武岩 である。
域内南部の [ 野田追川の上流の ] 桜野付近では訓縫層 [ K ] を， わらび野および酒屋川などでは八雲層 [ Yh もしくは Yv ] をそれぞれ貫いて 粗粒玄武岩が発達している。
この粗粒玄武岩は 暗緑色を呈し， 堅硬である。 鏡下では斑晶として斜長石および普通輝石が見られ， 斑状構造を示している。 斑晶は多少 緑泥石化および炭酸塩化を受けている。 石基は細粒の斜長石・緑泥石および不透明鉱物である。
模式地・命名者 : [ 本図幅の北方の ] 寿都郡 黒松内町の東方の 朱太川 の下流を模式地として， 長尾・佐々（1933a）によって黒松内統と命名された地層である。
分布 : 本地域では， その西部ハシノスべツ川から奥津内川上流にかけての地域および 域内東南部の [ 落部川の上流の ] 望路 地域に分布する。
層序 : 本層は 岩相によって 下位から シルト岩部層 [ Km ] ・ 砂岩部層 [ Ks ] および 火山角礫岩部層 [ Kv ] とに３分される。
本層と下位の八雲層との関係は整合 漸移である。 八雲層との漸移部における境界 [ = 八雲層の硬質頁岩部層（Yh）と黒松内層のシルト岩部層（Km）の境界 ] は 硬質頁岩がきわめて少なくなり， 相対的にシルト岩が卓越し， 大きく岩相が遷移するところをもって設定している。
岩相・層厚 : 本層は下位から シルト岩を主体とする泥質相にはじまり， ついで軽石粒を多く含む凝灰質砂岩が卓越し， 上部は安山岩を主体とする火山角礫岩が発達している。
層厚は約 700 m である。
化石 : 本層中には Makiyama chitanii (MAKIYAMA) が泥質相および砂質相の中に普遍的に産出する。 しかし， 貝化石および有孔虫化石の産出はきわめて少ない。
本部層は地域西部のハシノスべツ川から奥津内川の上流にかけて分布するほか， 域内南東部の望路地域にもわずかに露出する。 本部層は下位の八雲層から整合漸移する。 八雲層とは [ 八雲層の硬質頁岩部層（Yh）の ] 硬質頁岩が少なくなり， 暗灰～灰色の砂質シルト岩の卓越する部分をもって境界としている。 主として暗緑灰～緑灰色を呈する塊状のシルト岩からなり， 白～黄灰色の 凝灰岩 [ t1 ] の薄層を伴っている。
シルト岩は一般に塊状であるが， 固結度が弱く， 凝灰質である。 一見 均質の外観を呈するが， 内部で粒度は泥質から砂質のものまで変化している。 風化すると灰白～黄褐色の小岩片となって崩壊する。 このシルト岩にはしばしば白色・細粒の軽石を混える部分がある。
[ 常丹 山の西方の ] ハシノスべツ川では 塊状のシルト岩が卓越しており， 厚さ 1 m の灰色の 凝灰岩 [ t1 ] を挟んでいる。
層厚は約 250 m である。
地域南西部のハシノスべツ川から常丹山の西方にかけて分布する。 この部層と下位のシルト岩部層 [ Km ] との関係は整合である。 主として暗緑灰～緑灰色を呈する軽石粒に富む細～中粒の砂岩からなり， 白～灰白色の凝灰岩および比較的 堅硬な暗灰色砂質シルト岩を伴っている。 中部には厚さ 20 cm 前後の凝灰岩が頻繁に挟在し， 厚さ 10～30 cm の細～中粒砂岩および厚さ 10～20 cm の砂質シルト岩と互層している。
層厚は 250 m である。
分布 : 本部層は地域南西部 [ のハシノスべツ川の上流 ] および南東部の望路地域に分布する。
岩相・層厚 : 本部層は火山角礫岩・凝灰質砂岩・凝灰岩・凝灰角礫岩などで構成され， 岩相変化が著しい。
火山角礫岩を構成する礫としては， 径 5～30 cm の普通輝石紫蘇輝石安山岩・角閃石安山岩など安山岩の礫が卓越し， 細～中粒砂サイズの凝灰岩で膠結されている。 しかし， また， 粘板岩やチャ―トなどの小円礫が含まれることもある。
凝灰質砂岩は暗灰～灰色を呈し， 細～粗粒まであり， 非常に凝灰質であり， 厚さ 10～30 cm の薄層が火山角礫岩および凝灰角礫岩の間に挟在される。 一般的に不規則な形態で挟まれることが多い。
凝灰角礫岩は暗灰色を呈し， 径 2～10 cm の輝石安山岩の角礫が凝灰質砂によって膠結されている。
凝灰岩は暗灰～灰色を呈し， 厚さは 30 cm 未満であり， 凝灰質砂岩と同様に不規則な形で火山角礫岩に挟まれる。
層厚は域内の分布が限られているために判然としないが， 200 m 以上と考えられる。
模式地・命名者 : [ 本図幅の ] 北西隣の今金図幅地域内の瀬棚郡 今金町 メップ川流域を模式地として， 長尾・佐々（1933b）によって瀬棚統と命名された地層である。
分布 : 八雲町市街の南方から野田生・落部にかけた地域， および 地域の北部の花浦から山崎にかけた地域で， 内浦湾の海岸線に沿った丘陵地に広く発達する。
層序 : 瀬棚層は渡島半島中央部に広く分布し， 従来から下位層とは不整合関係にあるとされていた。 しかし， [ 本図幅の ] 西隣の遊楽部岳図幅内で 池谷ほか（1968）は黒松内層と瀬棚層との関係について研究を行ない， 周辺部では不整合であるが， 堆積の中心部では両層が整合関係にあることを指摘している。
八雲地域では下位層と不整合関係であり， 落部・望路地域では黒松内層 [ Kv ] を， わらび野および浜松地域では八雲層の硬質頁岩部層 [ Yh ] を覆っている。
本層は， 構成する岩相によって， 下位から 礫岩砂岩部層 [ Sc ] ・ 砂岩部層 [ Ss ] および 礫岩部層 [ Sg ] とに３分される。
岩相・層厚 : 本層は一般に砂岩および礫岩が卓越し， シルト岩および凝灰岩を伴っている。 一般に固結度の弱い粗粒砂岩と礫岩あるいはシルト岩との互層をなすことが多い。 砂岩部には斜層理が発達している。 また， 砂鉄の濃集部分の存在や 貝化石および有孔虫化石などが多産することも本層の特徴である。
本層の層厚は約 600 m である。
化石 : 本層中には貝化石・有孔虫化石および珪藻化石などを多産する層準が存在する。 化石の内容から， 本層は浅海性の堆積物であることが明らかである。
本層産の貝化石および有孔虫化石は第 3・4 表のとおりである。
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本部層は地域南東部のわらび野周辺地域に分布し， 礫岩と砂岩の互層で構成されている。
礫岩は青灰色あるいは褐灰色など種々の色調を呈する。 礫岩を構成する礫は 普通輝石安山岩・角閃石安山岩などの安山岩類， 硬質頁岩の亜角礫， シルト岩および古期岩の礫など多様な礫種が認められる。 礫径も変化が激しく， 径 50 cm 以上のものも多く， また， 円磨度も角礫から円礫まで種々雑多である。 このことは， 瀬棚層が各時代の種々の地層と接することに起因すると思われる。
砂岩は黄～黄褐色を呈し， 粗鬆である。 砂岩の粒度は中～粗粒で， しばしば白色の軽石粒石粒を含み， 礫岩と互層する。 本部層中には貝化石が散点的に含まれる。
この部層の層厚は約 120 m である。
分布 : 内浦湾の海岸線に沿った丘陵地に広く分布する。
岩質・層厚 : 砂岩部層は砂岩を主体としてシルト岩および礫岩を伴っている。 また， 酒屋川と境川の下流部に 凝灰岩 [ t2 ] が卓越している部分が認められる（第 10 図および第 11 図）。
砂岩は黄～黄褐色を呈し， 細～粗粒まであり， 非常に粗鬆であって白色の軽石粒 [ t2 ] を多く含む部分がある（第 12 図および第 13 図）。 全体的に黒雲母粒を多く含み， 肉眼でも顕著に観察される。 また， 厚さ 150～200 cm の単層中に泥管が密集する部分， 厚さ 3～5 cm の褐鉄鉱の濃集した堅硬な部分， および 厚さ 0.5～3 cm の砂鉄層が存在する。 また， 砂岩中に木片や炭質物が含まれている。 落部川の川口左岸の崖で観察されるように， 粒度の異なる砂岩の 10～30 cm の互層あるいは 厚さ 30～40 cm の砂岩とシルト岩の互層がみられる。 この砂岩中には斜層理が顕著である。
シルト岩は青灰色を呈し， 塊状で風化すると黄灰色となり， 大きな塊りとなって崩壊する。 このシルト岩中には しばしば 径 2～3 cm の粘板岩・安山岩および硬質頁岩などの円礫が含まれる。
礫岩は暗灰色を呈し， 径 1～10 cm の亜円～円礫からなり， 粘板岩・シルト岩・砂岩および安山岩礫など種々雑多の礫が含まれており， 細～中粒の砂によって膠結されている。 また， 弥之助沢では軽石が多く含まれている。
本部層の下部は凝灰質の細～中粒砂岩からなり， 礫岩およびシルト岩が非常に少量である。 中部は， 弥之助沢で観察されるように， 礫岩が頻繁に挟まれて貝化石が多産し， 厚さ 3 m もの Balanus の密集帯が存在する。 上部は， 野田追～落部海岸でみられるように， 砂岩とシルト岩の互層からなり， 砂岩中には斜層理が顕著である（第 14 図， 第 15 図および第 16 図）。
この部層の層厚は約 400 m である。
分布 : 域内西部のハシノスべツ川の下流に分布する。
岩相・層厚 : 礫岩部層は礫岩を主体として砂岩を伴っている（第 17 図）。
礫岩は非常に淘汰が悪く， 凝灰質の中粒砂で膠結されている。 礫径は 3～20 cm のものまであり， 亜円～円の円磨度を示し， 礫種は輝石安山岩・角閃石安山岩・粘板岩などのほか 硬質頁岩および泥岩などの小礫も混えている。
本部層の層厚は約 100 m 前後と思われる。
本地域に分布する第四系は海成段丘堆積物・ 石倉層・ 河岸段丘堆積物・ 扇状地堆積物・ 泥炭・ 駒ケ岳火山灰・ 氾濫原堆積物および砂丘からなる。
海成段丘堆積物は， 内浦湾の海岸に沿って顕著に発達する海成段丘を構成するものである。 地形の項で述べたように， 本地域では５段の面がみられる。 森段丘・落部段丘および山越段丘は堆積物が認められるが， さらに高位の 野田追面 [ Np ] および境川面 [ Sp ] には堆積物がほとんど見られなく， 地質図には段丘面として示したが， 断面図には示していない。
この面は海成段丘としての堆積物が明瞭に存在する最高位のものである。 地域南部で野田追面 [ Np ] の前面にあって， 海岸線に並行して NWW - SEE 方向に細長く発達しており， 海抜 40～120 m を示している。
段丘堆積物は 円～亜円礫で円磨度のよい礫層・含礫砂層・シルト層および粘土層からなる。 礫径は種々認められるが 5 cm 前後のものが多く， 粘板岩・チャートおよび安山岩の礫などが多く含まれる。
この段丘は海抜 20～70 m の高度を示し， 内浦湾に面して急崖を作り， 域内で高位の山越段丘とともに見事に発達している。 北方の内浦湾に向って緩く傾斜するとともに， 東方に向っても少しずつ高度を減じている。
段丘堆積物は比較的厚く， 厚いところで 5 m 内外で， 薄いところでも 1 m 以上ある。 この堆積物は円磨度のよい礫層・砂層・シルト層および粘土層によって構成されており， 浜松地域では 粘土層のなかに， 連続性に乏しいが， 厚さ 5～20 cm の泥炭層がみられる。
この段丘は海抜 30 m 以下の高度を示し， 域内でもっとも新しい段丘である。 落部川および野田迫川の河口付近に小規模な発達がみられる。
段丘堆積物は 前述の各段丘と同様に 礫・含礫砂層・砂層および粘土層からなり， 厚さは約 1 m 内外である。
模式地・命名者 : 域内東部の石倉から南東方の濁川盆地周辺を模式地として， 長尾・佐々（1933 b）によって石倉層群と命名され， 土居（1960）によって石倉層と呼称された。
分布 : 地域東部の石倉地域で本層の西縁部がわずかに分布する。
層序 : 本層の噴出源は [ 本図幅の ] 南隣の濁川図幅地域の濁川盆地と考えられている。 この盆地は 長尾・佐々（1933～1934）・土居（1960）によって 断層運動によって形成されたものとされてきたが， 佐藤（1968）は石倉層を検討した結果から クラカトア型カルデラとしている。
本層の生成の時期については， 長尾・佐々（1933 b）は 240～300 m の段丘面（本地域の境川面に相当する）に対比し， 更新世の古い時期と推定している。
本地域において， 石倉層が落部段丘 [ Ot ] （海抜 20～70 m）を明らかに覆っているのが 落部～石倉間で観察される。 森段丘 [ Mt ] との関係については， 域内では接していないので 不明である。 また， 濁川図幅（松下ほか， 1973）によれば， 石倉層が海抜 20 m および 40 m 段丘を覆っている。 本層の時年について， 佐藤（1969）は 本層の火山砕屑流堆積物から産した炭化木片について 12,900 ± 270 年 B.P.（Gak-1605）の値を報告しているので， 更新世末期と考えられる。
岩相・層厚 : 本層は降下火山砕屑物および火山砕屑流堆積物からなる。 標式地である濁川盆地の西方では 主に安山岩の角礫で構成され， 礫間を暗灰色の火山灰が充填している。 海岸地域では暗灰～灰色の典型的な軽石流堆積物となり， 岩片も小さくなっている。
岩質はほとんど角閃石安山岩質である。
層厚は， 本層の北縁であるため不明であるが， 地域内では少なくとも 7 m 以上である。
野田追川および落部川流域には平坦地あるいは緩斜地を形成して， 上下２段の河岸段丘の小規模な発達がみられる。
堆積物は礫および含礫砂を主体とし， 多少 粘土も含まれている。 厚さは 1～2 m 前後である。
地域西部のハシノスべツ川以西では 砂蘭部 川の下流域に広大な扇状地が形成されている。 砂蘭部川の河床から 3～5 m の比高を有しており， 一部では段丘状の形態をとる部分もある。
堆積物は礫・砂および粘土であるが， 域内では礫に比較して砂および粘土の量比が多い。
地城北西部の花浦・山崎を包含する海岸平野には 標高 5～10 m の低湿地があり， 低位泥炭あるいは中間泥炭が分布する。 いずれにおいても 地表面は 厚さ 15～20 cm の駒ケ岳火山灰 Ko-d2 層および表土に覆われている。 八雲地域を含めて渡島支庁管内に分布する泥炭に関しては， 瀬尾ほか（1970）によって報告されている。
この泥炭は ヌマガヤ（ヨシ・ツルコケモモ・ヤチヤナギ等を含む）が優勢であることから中間泥炭とされ， 低位泥炭 [ Pl ] と分けられている（第 20 図）。
本地域の中間泥炭は， 瀬尾ほか（1970）によると， 地表から泥炭までの 20 cm は腐植に富んだ表土と駒ケ岳火山灰 Ko-d2， 22 cm から 45 cm までは 分解のやや悪いヨシ・ヌマガヤにヤチヤナギ・ミズゴケを混える暗赤褐色の泥炭， 45 cm～60 cm までは分解のやや良いヨシ・マスガヤを混える暗黄色泥炭， 60 cm 以下は分解不良のヌマガヤにミズゴケ・ツルコケモモを混え， 駒ケ岳火山灰 Ko-e の薄層をはさむ 鈍黄色 泥炭となっている。
この泥炭は ハシノキ・ヨシ泥炭とされている。
低位泥炭は地表から 20 cm 以下で， 上位は 中間泥炭 [ Pm ] と同様に 駒ケ岳火山灰 Ko-d2 と表土である。 20 cm から 33 cm までは分解の良い暗褐色ヨシ泥炭， 33 cm から 55 cm までは分解の良いヨシにハンノキを混え， 駒ケ岳火山灰 Ko-e を挟む黒褐色泥炭， 55 cm 以下は分解の悪いハンノキ・ヨシを混える鈍黄色泥炭である。
駒ケ岳は八雲市街の南東方の直距にして 40 km に位置し， 現在まで幾多の噴火を繰り返している。 駒ケ岳の噴火に関する最初の記録は 1640 年（寛永 17 年）であるが， さらに古い時期の火山灰が存在することから， これ以前にも数多くの噴火が行なわれたものと推定されている。
駒ケ岳の噴出物は 溶岩・軽石流堆積物・火山砕屑流堆積物および降下軽石などであり， 広範な地域にわたって分布している。
本地域において分布するのは， これらの噴出物のうちの降下軽石および火山灰であり， いずれも輝石安山岩質である。 駒ケ岳火山灰は 八雲地域のほぼ全域を覆っているため， 地質図上には示さなかった。
駒ケ岳火山灰については 佐々木ほか（1970）による詳細な報告がある。
駒ケ岳火山灰の分布および細分は 第 21 図および第 5 表のとおりである。
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八雲地域では これら火山灰のうち 駒ケ岳火山灰 Ko-d1， Ko-d2， および Ko-e などが観察され， Ko-f の存在も推定されている。
Ko-d1 層 : 腐植をはさまず Ko-d2 の直上に堆積している砂壌土型の細粒火山灰であり， 野田生周辺で厚さは 10 cm 程度である。 この火山灰は広い範囲に分布し， 噴出源を離れるにつれて 3～5 cm と薄くはなるが， 長万部地域でも確認されている。 駒ケ岳火山灰 Ko-d1 層の一次鉱物粗成を第 6 表に示す。
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Ko-d2 層 : 本層の降灰地域は広範囲であり， 域外南西方の [ 駒ケ岳図幅地域内の ] 森町で厚さ 100～200 cm（粒径 1～5 cm）ともっとも厚く， 落部で厚さ約 50 cm（粒径 0.1～0.3 cm）， 八雲市街周辺では厚さ 20 cm（粒径 0.1～0.2 cm）， [ 本図幅地域の北方 ] 域外の長万部地域では厚さ約 10 cm となっている。
石倉地域での駒ケ岳火山灰 Ko-d2 層の粒径分布を第 7 表に示す。
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Ko-e 層 : 本層は Ko-d2 の下位に腐植を有する黄褐色火山灰である。 他の火山灰との区別はかなり難しいが， 野田生付近では厚さ 8～10 cm である。 本層の腐植中から 続 縄紋期 [ = 紀元前 3 世紀頃から紀元後 7 世紀（弥生時代から古墳時代 ; ただし， 北海道には弥生時代はない） ] の土器類が出土している。 また， 14C の測定によって 本層は約 1,700 ± 130 年前の噴出物と考えられている。 駒ケ岳火山灰 Ko-e 層の一次鉱物組成は第 8 表のとおりである。
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Ko-f 層 : 本層は域内南東部の石倉地域で厚さ 20～30 cm を数えるが， 落部地域では確認されていない。 しかし， Ko-e 直下の古期火山灰（ローム）に腐植が多く含まれることから， この地域にも， 厚さの変化はあっても， その存在が予測される。
この堆積物は， 遊楽部川の北方の海岸平野および 各河川の流域に発達する砂・礫および粘土からなる現世堆積物である。 海岸平野に発達する氾濫原は扇状地性のものも含まれる。
八雲市街を中心とした内浦湾の海岸線には連続的に砂丘が形成されている。 海水準より 4～6 m の高さを有し， 幅は 100～200 m におよんでいる。 砂丘は海浜砂で構成されている。 かつては砂鉄が濃集した部分を砂鉄鉱床として採掘されたこともある。
内浦湾の西岸地域は砂鉄鉱床が賦存し， 第２次世界大戦以降に大量に採掘されたが， 現在は稼行および探鉱ともに行なわれていない。 海底砂鉄鉱床についても 鉱量調査が行なわれたが， 海域での採掘は技術的な困難さもあって実施されなかった。
温泉は， 浜松地域および上の湯 [ ← 「上の湯」は濁川図幅地域内にあるので， これはその北方の（図幅地域南東隅付近の）「下の湯」の間違い ? ] 地域などに存在する。
北海道南西部の内浦湾沿岸地域では 各所に海成段丘および海岸平野が発達している。 なかでも， 長万部から八雲を経て鹿部に至る海岸線の海浜および段丘地帯は 日本有数の砂鉄鉱床賦存地域として古くから知られ， 砂鉄鉱床に関する数多くの報告がなされている。 海底砂鉄鉱床については後述することとし， ここでは陸域の鉱床について述べるが， 詳細については各文献にゆずり， 概括的な記載にとどめる。
砂鉄鉱床は 明治末期から近年まで長期間にわたって開発されてきた。 とくに， 昭和 26 年頃から急激な鉄鉱石の需要に伴って， 採掘に従事した業者数は 昭和 28 年には 20 社， 昭和 36 年には 40 社を数えた。 しかし， 最盛期は昭和 40 年頃までで， その後は鉱量の減少とともに鉱山数は減少の一途をたどり， 本地域では 昭和 51 年まで操業した 1 社を最後に 現在はすべての鉱山が稼行を中止している。
本地域に賦存する砂鉄鉱床については 前述のようにほとんど開発されているが， 斎藤ほか（1956）・牛沢ほか（1954）などの報告にもとづいて概要を述べる。
地形および堆積状況の相異もあり， ここでは便宜的に山崎～浜松間と浜松～石倉間に２分して説明する。
この地域は 遊楽部川をはじめ 山崎川・早瀬川・ブイタウシ川・ハシノスべツ川などの下流域を包含し， 南北約 8 km， 幅は最大 4 km であって， 内浦湾沿岸の中で広い海岸平野が形成されている。
この地域の後背地の地質については， [ 本図幅の ] 西隣の遊楽部岳図幅地域で広く発達する新第三系の堆積岩および火山岩であるが， ここでは瀬棚層 [ Ss, Sg ] が分布する。 また， この地域は海岸段丘 [ Yt, Ot ] が発達し， 堆積物は砂・礫・粘土などで構成されている。 さらに氾濫原堆積物 [ a ] ・扇状地堆積物 [ f ] および泥炭 [ Pm, Pl ] なども発達するが， これらすべてに含砂鉄砂層はほとんどみられない。
砂鉄鉱床は 大部分が汀線から幅約 500 m 以内の部分 [ ← 砂丘（S）? ] に胚胎している。 これらの砂鉄は， 新第三系の火山噴出物ないし火山岩類から由来したものと考えられている。 鉱石は黒～帯紫黒色を呈し， 粒度は 0.1～0.4 mm である。 構成鉱物は， 鉄鉱物として 磁鉄鉱・チタン鉄鉱・赤鉄鉱・褐鉄鉱， 随伴鉱物としては 輝石・角閃石・黒雲母などで， このほか 安山岩・軽石・泥岩および凝灰岩などを混えている。 本地域における代表的な柱状図および鉱石品位は第 22 図および第 9 表のとおりである。
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海岸線は約 18 km であり， 一般に海岸段丘が海に迫り 波蝕崖となっている部分が多い。 野田追川および落部川の川口でこの単調性が破られているが， 全般的に海岸平野の発達が悪い。 わずかに山越から野田生 一区の間に幅 150～200 m の平野部がみられ， 海岸線に沿って砂浜が存在する [ ← 地質図上では砂丘（S）になっていない ] 。 後背地を形成するのは瀬棚層 [ Sc, Ss ] であり， 上位に段丘堆積物 [ Yt, Ot ] が観察される。
本地域の砂鉄鉱床は海浜砂鉄に属し， 海岸平野内部にはほとんど存在しない。 砂鉄層が発達するのは 野田追川の川口から境川の川口の間の約 3 km， 落部川の川口から北西方 700 m の間の海岸である。 この海浜砂鉄は現在の汀線に平行し， 幅 2～5 m， 深さは地表から 10～40 cm の狭い範囲の分布を示している。 この成因については， 波浪によって集積したものと考えられている。 なお， 奥津内地域 [ ← 奥津内川の下流地域 ? ] では 瀬棚層 [ Ss ] の中に Fe が 10 % 以下の品位で， 厚さが 5～20 cm 程度の山砂鉄が認められる [ 以下の [注] 参照 ] が， これは局所的にごく小規模の濃集が行なわれたものと思われる。
砂鉄の粒度は おおよそ 0.05～0.4 mm であり， 含チタン鉄鉱を主体としている。 鉱石の品位は第 10 表に示す。
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以上で述べたように 本図幅地域には多量の砂鉄鉱床が存在したが， ほとんどの地域で採掘が行なわれた結果， 残存埋蔵量は少なくなっている。 第 11 表は昭和 16 年から昭和 48 年までの八雲町管内における精鉱生産実績である。
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地質調査所では 昭和 35～36 年および 40～42 年の２回にわたり調査を実施した。
調査は プロトン磁力計による磁力探査・ 音波探査・ 海上試錐・ 海底地形調査および採泥調査などである。 各専門分野からの綜合調査の結果， 砂鉄鉱床の賦存状況が把握された（丸山ほか， 1968）。
調査の範囲は， 異常値を示す八雲地区を中心として， 北方は [ 本図幅の ] 北隣の国縫図幅地域の国縫沖から 南東方は駒ケ岳図幅の砂原沖までの約 60 km の海域である。 汀線から 1 km 以遠， 水深 30 m 以内， 幅 2～4 km の細長い地域であり， 堆積物の厚さも最高 3.6 m で 平均 2.2 m である。
海底の地質は， 新第三系および第四紀 更新世の堆積物を基盤として， 表層堆積物と未固結堆積物などの海底の新期堆積物からなる。 これらの堆積物は 含礫砂層を主体にして礫層から細粒砂層まで種々あり， 厚さは 10 数 m 内外である。
表層堆積物は厚さ 20～50 cm で， 軽石を含み， シルト質ないし泥質である。 下位の未固結堆積物よりも砂鉄含有率が高いことが多い。
未固結堆積物は 直径 10 cm 以上の礫を含む含礫粗粒砂からシルト質・泥質までの種々の粒径を示す [ 第 23 図 ] 。 この堆積物は 一般に海岸から沖合にかけて次第に細粒化している。 この堆積物の鉱物組成は 石英・長石が 53 % 内外， 輝石・角閃石などの鉄苦土鉱物類が 14 % 内外であり， ほかに雲母・鉄鉱物・安山岩質岩片・凝灰岩岩片および泥などが含まれる。
海域の新期堆積物の砂鉄含有率は最高で 21.5 % に達する部分もあるが， 平均では 2.76 % である。 表層堆積物は最高で 7.6 %， 平均 3.33 % であり， 未固結堆積物よりも高品位である。
八雲の北部の海底の砂鉄鉱床の分布は第 24 図のとおりであり， a・b・c・d および d' の範囲である。
海底試錐試料の化学分析および着磁品位は第 12 表のとおりである。
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この調査の結果によって判明した埋蔵鉱量を第 13 表に示す。
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本図幅地域内では山越地区と落部地区に温泉が存在し， 利用されている。 これらの温泉のほかに， 山越地区では古くから 2～3 の鉱泉の存在が知られている。
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コタン温泉および浜松温泉は八雲市街の南東方約 4 km に位置し， いずれも試錐によるものである。 コタン温泉では昭和 35 年に深度 180 m で泉温 30 ℃， 浜松温泉では昭和 50 年に深度 550 m で 28 ℃ の温泉が湧出している。 両温泉の分析表は第 14 表のとおりである。
下の湯は函館本線 落部駅から道々 八雲 - 厚沢部線に沿って約 3 km のところに位置する。 さらに落部川の約 7 km 上流で [ 本図幅の ] 南隣の濁川図幅地域に湧出する上の湯温泉とともに古くから知られているが， 現在は付近の農家が利用しているにすぎない。 温泉付近は黒松内層のシルト岩 [ Km ] が分布し， 温泉は割れ目からの湧出で， 脈状泉型と考えられている。 下の湯の分析表は第 14 表のとおりである。
山越付近の温泉徴候地は函館本線 山越駅を中心として 東へ 700 m， 西へ 200 m の地域である。 従来から油徴およびガスの存在が知られており， 水温が一般に高い地域であって， 25～27 ℃ の井戸が存在する。 これらの泉源の形態は 化石水型の層状泉とされている。
QUADRANGLE SERIES
SCALE 1 : 50,000
Sapporo (4) No. 68
By Masao ISHIDA (Written in 1977)
The mapped area is situated in Oshima Peninsula, western Hokkaido, latitude, 42°10' to 42°20' N, and longitude, 140°15' to 140°30' E.
This sheet map area is geologically composed of Tertiary sedimentary and volcanic rocks, and Quaternary sediments.
The statigraphical sequence of the mapped area is summarized in Table 1.
| Age | Stratigraphy | ||
| Quaternary | Recent | Sand dune | |
| Overflow deposits | |||
| Koma-ga-dake volcanic ash | |||
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Low peat
Transitional peat | |||
| Fan deposits | |||
| Pleistocene | River terrace deposits | ||
| Ishi-kura Formation | |||
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Marine
terrace deposits | Mori Terrace Deposits | ||
| Otoshi-be Terrace Deposits | |||
| Yama-koshi Terrace Deposits | |||
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Noda-oi Planation Surface
Sakai-gawa Planation Surface | |||
| Neogene | Pliocene |
Setana
Formation |
Conglomerate member
Sandstone member Conglomerate sandstone member |
| Miocene |
Kuro-matsu-nai
Formation |
Volcanic breccia member
Sandstone member Siltstone member | |
|
Yakumo
Formation |
Hard shale member
Volcanic breccia member | ||
|
Kun-nui
Formation |
Volcanic breccia member
Tuff-breccia member | ||
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This system is divided into the Kun-nui, the Yakumo, the Kuro-matsu-nai and the Setana Formations in ascending order.
The Kun-nui Formation is the lower-most strata of the Neogene System in the mapped area. It is lithologically divided into two members, i.e. Tuff-breccia and Volcanic breccia.
The thickness of this formation attains about 600 m in the area.
The Yakumo Formation overlies conformably the Kun-nui Formation, and it is divided into two members, i.e. Volcanic breccia and Hard shale in ascending order. The former consists mainly of volcanic breccia, and the latter is hard shale with some intercalation of siltstone, mudstone and sandstone. In the Hard shale member, arenaceous foraminifera and Makiyama are included commonly.
The total thickness of this formation attains about 800 m in the area.
Dolerites intrude into the Kun-nui and Yakumo Formations, and they are found in the lower stream area of Sakaya-gawa and some others.
The Kuro-matsu-nai Formation covers conformably the Yakumo Formation, and distribution of this formation is in the south-western part and south-eastern part of the mapped area. It is lithologically divided into three members, i.e. Siltstone, Sandstone and Volcanic breccia. The Siltstone member is composed principally of siltstone and some associated sandstone and tuff. The Sandstone member consists mainly of tuffaceous sandstone with small amounts of tuff and siltstone. The Volcanic breccia is composed of andesitic volcanic breccia associated with sandstone.
The total thickness of this formation is 700 m in this area.
The Setana Formation is distributed widely in the coastal area along the Uchiura-wan, unconformably covering the Yakumo and Kuro-matsu-nai Formations. It is lithologically divided into three members, i.e. Conglomerate sandstone, Sandstone and Conglomerate in ascending order. The Conglomerate sandstone member consists mainly of the alternation of conglomerate and sandstone. The Sandstone member is composed of sandstone with some amounts of siltstone and conglomerate. The Conglomerate member consists mainly of conglomerate with some sandstone and siltstone.
The total thickness attains about 600 m in this area.
The Quaternary system is classified into following groups ; Coastal marine terrace deposits, the Ishi-kura Formation, River terrace, Fan deposits and Recent deposits.
The coastal terraces are formed during early to late Pleistocene and they are clearly distinguished by their height to the following names ; Sakai-gawa, Noda-oi, Yama-koshi, Otoshi-be, Mori.
The Ishi-kura Formation consists of pyroclastic fall and pyroclastic flow deposits of late Pleistocene epoch.
Fan deposits extend only along the Yurappu river.
The Recent deposits are classified to Peat, Koma-ga-dake volcanic ash, Overflow deposits and Sand dune.
Placer iron deposits have been found along the coastal area of the Uchiura-wan in the past. The almost all of them had been worked and exists no working mine at present.
Hot springs of the temperature about 30 ℃ are found in the Hama-matsu and Otoshi-be area.
昭和 53 年 2 月 24 日 印刷 昭和 53 年 3 月 1 日 発行 著作権所有 工業技術院 地質調査所 (C) 1978，Geological Survey of Japan