地域地質研究報告
５万分の１図幅
札幌（4） 第 74 号
地質調査所 海外地質調査協力室 沢村孝之助
地質調査所 地質部 奏光男
昭和 56 年
地質調査所
目次 I. 地形 II. 地質概説 III. 松前層群 IV. 花崗閃緑岩 V. 新第三系 V.1 臼別層 V.2 関内層 V.3 左俣川層 V.4 大安在川層 V.5 江差層 V.6 突符火山岩類 V.7 花崗斑岩 V.8 館層 V.9 相沼火山岩類 V.10 岩床及び岩脈 V.11 長磯安山岩類 V.12 瀬棚層 V.13 砂蘭部岳安山岩 VI. 新第三系の地質構造 VII. 第四系 VII.1 段丘堆積物 VII.2 扇状地堆積物 VII.3 砂丘砂 VII.4 沖積層 VIII. 応用地質 文献 Abstract 図版
図の目次 第 1 図 相沼地域の切峯面図 第 2 図 突符岬地域に発達する海岸段丘（地形写真） 第 3 図 相沼地域の地質総括図 第 4 図 地質構造概念図 第 5 図 花崗閃緑岩（露頭写真） 第 6 図 臼別層の凝灰角礫岩及び凝灰岩（露頭写真） 第 7 図 関内層地質柱状図 第 8 図 関内層の炭質頁岩を挾む泥岩砂岩の細互層（露頭写真） 第 9 図 相沼～熊石地域にかけての化石産地位置図 第 10 図 左俣川層の基底礫岩（露頭写真） 第 11 図 左俣川層の砂岩礫岩互層（露頭写真） 第 12 図 左俣川層の泥岩層（露頭写真） 第 13 図 大安在川層と江差層の露頭見取図 第 14 図 凝灰岩薄層を多く挾む江差層上部の凝灰質泥岩層（露頭写真） 第 15 図 館層中の軽石凝灰岩層（露頭写真） 第 16 図 館層中の乱堆横層（露頭写真） 第 17 図 館層の凝灰質砂岩層と相沼火山岩類の火山円礫岩（露頭写真） 第 18 図 相沼火山岩類の火山角礫岩と館層の凝灰質砂岩層（露頭写真） 第 19 図 相沼火山岩類の凝灰角礫岩（露頭写真） 第 20 図 江差層中に岩床状に貫入している玄武岩（露頭写真） 第 21 図 見市温泉の湧出状況 第 22 図 平田内温泉の湧出状況
表の目次 第 1 表 新第三系の層序対比表 第 2 表 関内層産出植物化石表 第 3 表 関内層及び左俣川層産出花粉分析表 第 4 表 左俣川層産出貝化石表 第 5 表 左俣川層産出有孔虫化石表 第 6 表 館層産出珪藻化石表 第 7 表 見市温泉及び平田内温泉の化学分析値
図版の目次 第 Ⅰ 図版 1. 菫青石（?）黒雲母ホルンフェルス 2. ざくろ石黒雲母ホルンフェルス 第 Ⅱ 図版 1. 黒雲母角閃石花崗閃緑岩（下方ニコルのみ） 2. 同上（直交ニコル） 第 Ⅲ 図版 1. 臼別層中の安山岩 2. 江差層中のデイサイト凝灰角礫岩 第 Ⅳ 図版 1. 江差層上部に挾在するかんらん石輝石安山岩（下方ニコルのみ） 2. 同上（直交ニコル） 第 Ⅴ 図版 1. かんらん石輝石玄武岩 2. 突符火山岩類中の凝灰質砂岩と安山岩岩片 第 Ⅵ 図版 1. 突符火山岩類のデイサイト軽石凝灰岩 2. 花崗斑岩（斑状岩相） 第 Ⅶ 図版 1. 花崗斑岩（完晶質岩相）（下方ニコルのみ） 2. 同上（直交ニコル） 第 Ⅷ 図版 1. 貫入角礫岩中の花崗斑岩（下方ニコルのみ） 2. 同上（直交ニコル）
地域地質研究報告
（昭和 55 年稿）
５万分の１図幅
札幌（4） 第 74 号
相沼地域の調査研究は 北海道開発庁の委託によって行われたものであり， 野外調査は 昭和 38 年から昭和 41 年にかけて実施された。 この野外調査研究においては， 当時は [ 地質調査所の ] 北海道支所に在勤の沢村が， [ 地質調査所の ] 本所 及び 北海道支所の対馬坤六・石田正夫 及び 曽屋龍典の各技官の協力をうけて, 主部 及び 東部の地域の調査を行い， 秦は 北西部の 見市川 の流域以西の新第三系を主として担当した。 なお， その際に， 本地域東縁部については, 北海道地下資源調査資料に発表されている鉱床調査結果をもとにとりまとめられた。 その後 昭和 53 年に 北海道支所の久保和也 技官の協力のもとに， 沢村・秦は 主として火成岩類と堆積岩類との関係についての補備調査を行い， ここにとりまとめた。
室内研究に際して， 大型植物化石の同定には 北海道大学の棚井俊雅 教授を， 花粉分析には 同大学の佐藤誠司 博士をわずらわした。 また， ホルンフェルス 及び 花崗岩類の顕微鏡観察並びに図版作成には 久保和也 技官の協力を得た。 この研究に用いた岩石薄片は, 北海道支所の谷津良太郎・渡辺真治 及び 木村享の各技官が作成した。 更に 現地調査では 熊石 町役場・ 乙部 町役場 及び 乙部営林署から種々の便宜を受けた。 ここに記して 厚く感謝の意を表する。
本地域は 北海道 南西部を占める 渡島 半島のほぼ中央部で， そのくびれた部分の西半部にあたり， 渡島半島の分水界から日本海に面する地域を占めている。 標高 999.3 m [ ← 999.5 m ? ] の 雄鉾岳 [ 以下の [注] 参照 ] を最高点とする低山性の地域であるが， 地形はかなり急峻で 平地に乏しい。 本地域の切峯面図を第 1 図に示した。
[ 渡島半島の ] 分水界は 海岸から約 6 km 離れ， 海岸にほぼ平行して 北西 - 南東方向に走っている。 その北東側の地域は深い峡谷に刻まれた地域で， 砂蘭部 岳（983.8 m [ ← 984.1 m ? ] ）に連らなる尾根などが分岐している。
分水界の南西側は 日本海に向って やや急な階段的に高度を低下する山地をなし， その間に 毛無山 [ 720.6 m ] ・エガミ山 [ 646.2 m ] 及び ササマクリ山 [ 711.2 m ] などの標高 700 m 内外の峰が 分水界と平行な北西 - 南東方向に点在している。 この状況は 第 1 図で明瞭であり， また， 分水嶺の一部 並びに 分水界の西側に 標高 750 m 内外の定高性をおびる部分 [ = 雄峰岳と その南東方の 突符山 （849.8 m）を結ぶ線の南西方の部分 ? ] が認められる。 これらより日本海に向っては， それぞれの尾根は 鞍部を経て 毛無山・エガミ山・ササマクリ山などの山頂に連らなり， そこから南西へ次第に高度を減じている。
上述のうちの本地域の北西端部， すなわち 毛無山と その西側の 遊楽部岳 の南麓を含む地域 は 他と異なる性質を備えているので 毛無山周辺地域 と呼ぶこととして， 本地域の主部と区別する。 後に述べるように， その両者の差は 地質構造の差と関連しているものと考えられる。
この両地域の境は 南側では ほぼ 冷水川 に沿い， 東側では [ 毛無山の東方を南北に流れる ] 冷水川の上流と [ 毛無山の北方を東西に流れる ] 二股川 の上流を連ねる線に相当する。 毛無山の周辺では [ 毛無山の北西方で 見市川 に合流する ] 二股川の下流部が 深い峡谷となって 毛無山の北腹を東西方向に横切り， 先行谷の形態を示している。 したがって， 毛無山付近は比較的新しい時代に隆起傾向を示したものとみられるが， 後に述べるように， 古い地質時代においても また動揺の激しい 地質構造的に重要な地域にあたっている。
毛無山以外の 分水界から離れた山々， すなわち 焼山 [ 636.9 m ] ・スルカイ岳 [ 882.3 m ] ・エガミ山・ササマクリ山 及び [ 図幅地域の北東隅から南方 6 km の ] 小鉾山 [ ← 小鉾岳 （791.8 m）? ] は, 雄鉾岳～ 沖沢山 [ 951.8 m ] 間の分水嶺 と同じく, 中新世の火砕岩類から構成されており， 侵蝕作用に強く抵抗した部分と思われる。 また， 本地域北東端の砂蘭部岳は 緩斜面に富んだ若い地形を示すが， これは鮮新世末の安山岩溶岩からなるという地質条件によっている。
地域内の主な河川は，
日本海に注ぐものには
北から
[
← 北西から南東へ
]
平田内川
・
見市川
・冷水川・
相沼内川
・
来拝川
・
突符川
及び
姫川
があり，
分水界の東側には 内浦湾に向う
砂蘭部川
・
中二股川
及び
野田追川
がある。
これらの河川の多くは 分水嶺の方向とほぼ直交して流れており，
山地は よく発達した支谷によって 細かく開析され，
山稜が幅狭くなっている。
日本海側の河川の下流部には 標高 40 m 以下に 沖積地をみせるが，
その幅は 500 m 内外と狭少である。
また，
扇状地は 北西端の平田内川に認められるのみである。
海岸に沿って第 2 図に示されるような海岸段丘が分布するが， 段丘面の発達も著しくはなく， 標高 40～60 m の狭少な面（中位段丘面）が断続して認められるほかは， 高位段丘面（標高 120 m 内外）及び 低位段丘面（標高 20 m 内外）が 地域南西端にわずかに見出されるにすぎない。 このほか， 河岸段丘が [ 本図幅地域の南東隅付近の ] 姫川地域で見られ， また， 比高 4 m 以下の砂丘が 鮎川 海岸で認められる。
なお， 冷水川流域・相沼内川流域 及び [ 相沼内川の河口の南岸の ] 折戸 の海岸地域には 大規模な地辷り地形が 数多く認められる。 これらのうち 主なものについては 地質図に示した。
本地域は 東北日本のいわゆるグリンタフ地域の北方延長部に相当する。
本地域での基盤岩としては 石炭紀から三畳紀にかけての 松前 層群に属する粘板岩類 [ M ] と これに迸入する 白亜紀の花崗閃緑岩 [ Gd ] とがある。 基盤岩類の分布は狭小で， 大部分の地域は これらの基盤岩類を覆って発達する新第三系によって占められている。
本地域の地質層序は第 3 図に示す通りであり， その分布と地質構造の概略は第 4 図に示す。
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基盤岩類 [ M・Gd ] は 本地域の北西端， 東縁 [ ← 南北中央やや南に M と Gd が， 南部には M のみがある ] 及び 西部の毛無山～ 館平 [ ← 相沼内川の河口の北北西方 1.5 km ] の間に それぞれ狭少に露出する。 西縁の岩体は [ 本図幅の北隣の遊楽部岳図幅地域内の ] 遊楽部岳（遊楽部岳ドームの核を形成）の縁辺部， 東縁の岩体は [ 本図幅の東隣の濁川図幅地域内の ] 乙部岳の縁辺部に相当するものである。 [ 図幅地域の北西部の ] 見市 断層の東側の毛無山～館平の海岸の間に分布するものは, 隆起部をなして断片的に露出しているが， その分布は南北方向に延伸する傾向を示している。
基盤岩を覆って広く分布する新第三系には， 渡島半島における標準層序のすべてに対応する地層群が認められる。 第３図に示したように， これらは 下位から 臼別 層 [ Ub ] ， 関内 層 [ Sn ] ， 左俣川 層 [ Hc・Hm・Ht・Hs ] ， 大安在川 層 [ O ] ， 江差 層 [ E ] ・ 突符 火山岩類 [ Tv・Tt ] ， 館 層 [ Tm・Ts・Tp ] ・ 相沼 火山岩類 [ Av ] ， 長磯 安山岩類 [ Na ] ， 瀬棚 層 [ St ] 及び 砂蘭部岳 安山岩 [ Sa ] である。
[ 本図幅地域の北西隅付近の ] 遊楽部岳ドームの南部を占める 平田内川～見市川地域の新第三系は [ 本図幅の ] 西隣の熊石地域に連続するもので， 下位から上位の地層までそろっている。 しかしながら， [ その東方の ] 本地域の主部にあたる 毛無山～館平 隆起部以東の 相沼べーズンを形成する新第三系では， 下半部が欠如したり 上半部での火山活動が著しく優勢であるなど， 前者とは異なった地史をもっている。 すなわち， 見市断層の西側の北西部地域では， 臼別層から 瀬棚層までの各層が 不整合によって大きく欠如することなく重っているのに対して， 主部のうちの西寄りの毛無山～館平地域では関内層が全く欠如し， また， 左俣川層の中～上部も欠如している。 更に 東部地域では， 姫川地域に限って 左俣川層に対応する変質安山岩が薄く存在するが， その他の地域では， 大安在川層あるいは江差層が 直接 基盤岩類を不整合に覆って 発達している。
新第三系最下位の臼別層は 主として輝石安山岩と玄武岩の溶岩 及び 凝灰角礫岩からなり， いずれも 緑泥石化や炭酸塩化などの変質作用を強くうけている。 分布は 毛無山周辺地域から北西部にかけてみられ， 基盤の花崗閃緑岩を不整合に覆っている。 地域内では化石は見出されていないが， 層序関係から 道南の新第三系 標準層序の最下位である福山層に対比される。
関内層は 見市断層以西に分布し， 炭質頁岩を挾む砂岩泥岩互層からなる地層で， 植物化石や花粉化石を多産する。 平田内川の本流では 約 230 m の厚さがあるが， 東方の毛無山に向って薄化する。 化石は いずれも 台島 型植物群に属するもので， 前～中期 中新世を指示している。 層序 及び 産出化石から 標準層序の吉岡層に対比される。
左俣川層は 花崗閃緑岩の巨礫を含有する特徴的な礫岩 [ Hc ] にはじまり， 砂岩～泥岩 [ Hm ] と次第に細粒となり， 中～上部では 海底火山活動による火山砕屑岩類 [ Ht・Hs ] を主体としている。 本層は 主として毛無山周辺地域から以西の地域に発達しているが， 毛無山の東麓に沿っては 北から南に向って薄化し， 南部では 中～上部層 [ を構成する Ht・Hs ] が 欠如している。 本層は 八尾 - 門ノ沢 型の貝化石や有孔虫化石を産出する 明らかな中期 中新世の海成層であって， 標準層序の 訓縫 層に対比される。
大安在川層は 細礫を含む砂岩からなる地層で， 後述する江差層の いわゆる硬質頁岩を堆積させた海進（秦・山口（1969）による 桧山 海進）の初期に堆積した地層である。 ただし， この地層は東部の姫川流域から突符川の上流にかけての地域で認められるが， 西部地域には存在しない。
江差層は いわゆる硬質頁岩を主体とする地層で， 本地域を広く覆って発達している。 下位の大安在川層が存在する地域では 整合関係にあるが， 左俣川層と接する地域では 一般的に平行不整合の関係にある。 なお， 毛無山の東麓の冷水川流域では 明瞭な傾斜不整合関係が認められる。 また， 江差層は 本地域の主部で著しく厚く， その堆積時には 主部の地域が沈降域に転じたことが示されている。 これとともに， 本地域の東部に著しい海底火山活動がおこり， 突符火山岩類とした安山岩を主体とする火砕岩や溶岩が, 泥岩と互層あるいは指交関係をもって厚く発達している。 江差層は [ 本図幅の ] 北隣 及び 東隣地域 [ = 遊楽部岳 及び 濁川図幅地域 ] の八雲層に連続する。
館層は 凝灰質ないし珪藻質の泥岩と砂岩を主とし， 江差層から整合 漸移し， 本地域では 両者の境界は不明瞭である。 この堆積時にも 北東部に激しい安山岩を主体とする火山活動があり， 相沼火山岩類とした火砕岩が厚く発達している。 この火山岩類と館層の泥岩や砂岩とは指交関係にあるが， 南部では 火山円礫岩を多く挾む などの特徴が認められ， 火山体が 著しい 同時の侵蝕を蒙ったものと考えられる。
館層は 貝化石 及び 有孔虫化石に乏しい。 しかし， Makiyama chitanii や珪藻化石は 豊富に含まれている。 館層 及び 相沼火山岩類の主部は [ 本図幅の ] 北隣の遊楽部岳地域や 東隣の濁川地域の黒松内層に連続するもので， 時代は 後期 中新世～前期 鮮新世にあたる。
長磯安山岩類は [ 本図幅の ] 西隣の熊石地域に分布するものの一部にあたり， 安山岩の溶岩 及び 火山角礫岩よりなり， 下位の江差層と館層を不整合に覆って発達している。
瀬棚層は 本地域では 局地的分布を示し， 下位の館層を不整合に覆っている。 地域の北東隅に分布するものは， [ 本図幅の ] 北隣の遊楽部岳地域から連続するもので, 有孔虫化石に富む砂岩 及び シルト岩が主体をなしている。 地域の西部の 見市 の海岸地域では Placopecten sp. などを含む軟弱な礫岩層からなっている。 本地域から連続する [ 本図幅の ] 北隣の遊楽部岳地域では， 瀬棚 動物群に属する浅海棲の貝化石をはじめ 有孔虫化石や珪藻化石を多産しており， それらは鮮新世を指示している。
砂蘭部岳安山岩は 本地域の北東隅に孤立する砂蘭部岳を形成するもので， 輝石安山岩の溶岩のみからなっている。
第四系の主なものとしては， 西部の海岸地域に発達する更新世の高位・中位 及び 低位の３段の海岸段丘堆積物， [ 本図幅地域の南東隅の ] 姫川流域の河岸段丘堆積物や [ 本図幅の北西部の ] 平田内川の下流域の扇状地堆積物などと， 各河川流域と海岸地域に形成された完新世の沖積層 及び 小規模な海岸砂丘が認められる。
本地域の東縁に沿って断片的に， また 西方の海岸の館平周辺のごく狭い範囲に分布している。 これらの地層は 主に粘板岩からなり， その岩質は [ 本図幅の ] 南隣の江差図幅（角ほか， 1970）及び [ 本図幅の南東隣の ] 館地域（石田ほか， 1975）に分布する松前層群によく似ており， その一部と認められる。 江差地域では ６部層に区分され それぞれの部層について詳細が述べられており， その一部からは石炭紀 後期を示す化石も見出されていた。 しかし， 最近 行われたコノドント [ conodont ] の研究では 三畳紀を指示するものも多く発見されている（豊原ほか， 1979・1980）。 ただし， この地域では いままでのところ 化石の産出はみられない。
本地域の東縁では， 姫川断層以東のものは [ 本図幅の東隣の濁川図幅地域内の ] 乙部岳を構成する岩体の一部にあたり， また その北方延長に相当して [ 本図幅地域の南東隅から北方 8 km 弱の ] 野田追川 及び [ その北方 1.5 km の ] 紋内岳 の北麓 [ = 紋内岳の北方 1 km 弱 ] の中二股川の支流に断片的に現われる。 岩相は 黒色を呈する粘板岩を主体として 砂岩薄層を挾むもので， 更に チャートの薄層も紋内岳の北麓地区で認められる。 これらは 著しい褶曲や破砕を蒙っており， 走向・傾斜は 一定でないが， 紋内岳の南麓地区では 走向が N 70°W， 傾斜が NE 20°で， 南の姫川上流では 走向が N30°W， 傾斜が SW 50°の値がえられた。 しかし， 岩体の分布方向は 南北を示している。 なお， 紋内岳の南麓地区では 花崗閃緑岩 [ Gd ] の迸入に伴い ホルンフェルス化し， 黒雲母を生じている。 ただし， その変質の程度は弱いものである。
[ 相沼内川の河口の北方の ] 館平周辺では 黒色を呈する粘板岩が主として分布し， これに板状のチャートがはさまれ， 珪酸マンガン鉱が伴われている。 粘板岩には片理が著しく， 千枚岩状を呈する。 その構造は乱れているが， 走向は N 20～50°E， 傾斜は 20～50°NW を示している。 その分布は 南北方向に伸びる長径 1 km の隋円形を示しており， そのまわりは花崗閃緑岩 [ Gd ] に囲まれている。 北西縁では 花崗閃緑岩と急傾斜で接触しており， 両者ともに著しく破砕されているが， 南東縁では 粘板岩は緩傾斜を示し， ここでは花崗閃緑岩 並びに 臼別層 [ Ub ] との関係が判定しにくい。
館平周辺， とくに海岸沿いでは 粘板岩類に対する花崗閃緑岩の影響が激しく， 全般的に ざくろ石黒雲母ホルンフェルス化が認められる（小林（1975）; KOBAYASHI（1977）; 針谷（1977・1978））。
顕微鏡下におけるホルンフェルスの構成鉱物は, ざくろ石・黒雲母・白雲母・石英・アルカリ長石・斜長石 及び 鉄鉱からなり， 等粒構造をなす基質中に ざくろ石が斑状変晶状をなしている（ [ 巻末の ] 第 Ⅰ 図版の 2 参照）。 なお， 白雲母は集合体をなし， 菫青石 [ cordierite ] の仮像と思われるものがある（ [ 巻末の ] 第 Ⅰ 図版の 1 参照）。
小林（1975），
KOBAYASHI（1977）及び 針谷（1977・1978）によれば，
この地域にはマンガンを含有する
特種
[
← 特殊 ?
]
な鉱物が産出し，
これらは Kanoite
[
加納輝石
]
(Mn, Mg)2 Si2O6 及び Mn - カミングトン閃石
[
Mn - cummingtonite
]
と同定されている。
また，
マンガン鉱床には電気石
[
tourmaline ; トルマリン
]
が産する。
花崗閃緑岩は 松前層群 [ M ] の中に迸入しており， 松前層群とともに 本地域の新第三系の基盤を構成している。 域内の北西部で 毛無山周辺 及び その北西方の遊楽部岳の南麓にやや広く露出するものが 代表的なものであるが， このほか， 同類の岩石が 冷水川の下流と館平付近の数ヶ所, 及び 東縁の紋内岳の南麓の小範囲にも分布する。
本地域に連続する
[
本図幅の北隣の遊楽部岳図幅地域内の
]
遊楽部岳 花崗岩体（見市川上流）の試料によって行われた K - Ar 法による年代測定では,
114 Ma の値（通商産業省 資源エネルギー庁，
1978）がえられているほか，
北西方の
久遠
地域
[
← 本図幅の北北西隣の瀬棚図幅地域内
]
の
太櫓
では,
河野・植田（1966）によって 111 Ma の値が出されており，
両地域の花崗閃緑岩は ほぼ同時期の，
すなわち白亜紀の迸入岩体と考えられる。
花崗閃緑岩は 一般に岩相の変化は少なく， 中粒 均質の黒雲母角閃石花崗閃緑岩で， 佐藤・白幡(1965）による化学分析の結果でも示されているように カリ長石には乏しい。 ただし， 極めて稀に， やや粗粒で 大型の角閃石を含有し， カリ長石にやや富む岩相が認められる。
本岩は 一般に熱水変質を蒙っており， 有色鉱物は しばしば緑泥石に変化し， 岩石中には 炭酸塩鉱物の細脈や緑泥石の細脈がよく発達している。 また， 節理 あるいは 小断層沿いに粘土鉱物が生じている。
顕微鏡下では 石英は強い波状消光を示しており， 黒雲母も しばしば たわむなど， 固結後に強く変形した特質をもっている。
主成分鉱物は 斜長石・石英・カリ長石・角閃石 及び 黒雲母からなり， 副成分鉱物としては 鉄鉱・燐灰石・ジルコン 及び 屑石などが存在し， 更に 二次鉱物として 緑泥石・絹雲母 及び 炭酸塩鉱物が認められ， ときには 緑れん石もみられる。 組織は 中粒 完晶質で， ミルメカイト構造が散点的に発達する（ [ 巻末の ] 第 Ⅱ 図版の 1・2 参照）。 斜長石は 半自形を呈し， 弱い正累帯構造を示す核心部（An40～45）と， 強い正累帯を示す周辺部（An22～40）とからなっている。 なお， 周辺部の幅は狭い。 石英は 塡間状で， 強い波状消光を示し， また， 消光位を異にする小部分に分割されていることが多い。 カリ長石は 少量にすぎないが， 塡間状を呈して産する。 しばしば 微細な マイクロクリン [ microcline ; 微斜長石 ] 構造を示す。 角閃石は 半自形を呈し， 一般的には 緑色を呈するが， その中心部は やや褐色を帯びている。 黒雲母も半自形を呈するが， たわんでいることが多い。
本地域の大部分を占める新第三系は 下位から 臼別層， 関内層， 左俣川層， 大安在川層， 江差層・突符火山岩類， 館層・相沼火山岩類， 長磯安山岩瀬， 瀬棚層 及び 砂蘭部岳安山岩とに区分される。 また， このほかに花崗斑岩， 玄武岩， 安山岩， デイサイトなどの貫入岩類がある。 本地域では 各時期ともに活発な火山活動があって， 多くの火山砕屑岩類が発達し， 正常な陸源砕屑物堆積層と複雑な指交関係を示すことが多い。 これらの層序関係は 第 3 図に示した通りであり， また， 渡島半島における標準層序 及び 周辺地域との対比は 第 1 表のように考えられる。
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臼別層は 本地域の北西方の [ 本図幅の北西隣の 久遠 図幅地域内の ] 久遠郡 大成 町地内の臼別川流域を模式地として， 吉井ほか（1973）が命名したものである。
本層は 模式地から [ 本図幅の北隣の遊楽部岳図幅地域内の ] 遊楽部岳ドームの南をめぐり， [ 本図幅の西隣の ] 熊石地域を経て本地域に現われており， 毛無山周辺から [ 相沼内川の河口の北岸の ] 相沼の海岸に至る地域に露出している。 これより東方には全くみられない。
本層は 下位の花崗閃緑岩 [ Gd ] を不整合に覆って発達している。 その基底部には薄い細粒の基底礫岩を伴っているところが多いが， 基底面は著しい起伏を呈しており， 基底部は 侵蝕面を埋めて堆積したものと考えられる。
本層の層厚は 西隣の熊石地域から見市川の西にかけてでは 約 600 m である。 毛無山周辺では, 地質構造の詳細が不明なため 1,500 m ないし 2,000 m に及ぶことも考えられるが， おそらく 数 100 m ないし 1,000 m 余りの間であろう。 相沼の海岸付近では 200 m 内外, あるいは更に薄い可能性もあり， 上位の左俣川層 [ Hc ? ] の堆積前に 本層が侵蝕をうけたものと考えられる。
模式地におけると同様に， 本層の岩相は, 全般的に著しく変質して緑色を呈する火山角礫岩・凝灰角礫岩 及び 溶岩からなり， 火山円礫岩・凝灰岩 及び 凝灰質砂岩薄層を伴っている。
[ 本図幅の西隣の ] 熊石地域から見市川にいたる地域では 下部では玄武岩が， 上部では安山岩が優勢である（秦， 1975）。 毛無山では その中腹以上には玄武岩が発達し， その下位を占めて 毛無山の東麓で 斑晶に乏しい優白質安山岩が優勢にあらわれ， 玄武岩岩床や岩脈に貫かれている。 更にその下位にあって 毛無山の南東麓では， 角閃石デイサイトが 細粒凝灰岩 及び 凝灰質砂岩を伴って発達している。 主な岩石の分布とその岩質は 次の通りである。
角閃石デイサイトは 冷水川の河口から約 2 km 上流の西側の枝沢に露出する。 全般的に淡緑色を呈する緻密な岩石で， 斑晶に乏しい。 顕微鏡下では 少量の汚濁した斜長石， ほとんど変質した角閃石と 微凝 [ ← 微粒 ? ] の石英を斑晶として， その石基は 微細な塡間組職を呈する。 なお， 炭酸塩化 及び 緑泥石化が著しく進んでいる。
優白質安山岩は 毛無山の東麓に広く分布する。 本岩は 流理構造が著しく発達するもので， 一見 溶結凝灰岩様を呈するものも二股川の上流部で見られる。 暗緑色を呈する緻密な岩石で， 長径 3 mm 以下の斜長石の斑晶が少量 散点している。 顕微鏡下では 斑晶は 汚濁した斜長石， 自形を呈する普通輝石 及び [ 粘土鉱物の ] サポナイトに置き換えられた紫蘇輝石からなり， 石基は 細粒で それに斑紋状に アルカリ長石が生長している（ [ 巻末の ] 第 Ⅲ 図版の 1 参照）。
玄武岩は 優白質安山岩を貫き， また 毛無山の中腹以上， あるいは 遊楽部岳の南麓地域に広く分布している。 暗緑色を呈するやや粗粒の岩石で， ときにはドレライト [ 粗粒玄武岩 ] 組織を呈する。 斑晶としては 炭酸塩化して汚濁した斜長石， 蛇紋石化と炭酸塩かをうけたかんらん石 及び 自形を呈する普通輝石がみられる。 石基は 一般に塡間状で， ときにはドレライト組織を呈する。 全般的に 緑泥石化や炭酸塩化などの変質が著しい。
安山岩は 主として熊石地域から見市川にかけて 玄武岩の上位に発達・分布する。 この岩石は 斑状構造が明瞭で， 斑晶としては 斜長石 及び 普通輝石からなり， まれに微斑晶状の紫蘇輝石 及び オパサイト化した [ = 磁鉄鉱の反応縁が生じた ] 角閃石を含有している。 石基は 細粒で 変質が著しい。
本地域の臼別層からは 化石を全く産出しないが， その岩相 及び 層序的位置から 松前地方の福山層に対比される。
関内層は [ 本図幅の ] 西隣の [ 熊石図幅地域内の ] 熊石町 関内川の右股沢 [ ← 国土地理院の地図の「白泉沢」? ] を模式地として， 秦（1967）により命名された。
本層は [ 本図幅の ] 北西隣の久遠地域から 模式地を経て [ 本図幅地域の北西部の ] 見市川の流域まで， 遊楽部岳ドームを取りまく形で 幅の狭い帯状の分布を示している。 なお， 毛無山の西麓で尖滅しており， それより東方には分布しない。
下位の臼別層 [ Ub ] とは不整合関係で， 基底部には 第 7 図で示すような礫質砂岩層 が発達している [ ← 第 7 図には「礫質砂岩層」の凡例の説明がない ] 。 層厚は 平田内川の本流で最大で約 230 m あるが， 東方に次第に厚さを減じている。
本層は 主として泥岩砂岩互層 及び 砂岩泥岩互層からなり， 炭質頁岩の薄層を挾んでいる。 基底部の砂岩層は 花崗閃緑岩 [ Gd ? ] や変質安山岩 [ Ub ? ] の細礫を散含する粗粒砂岩からなる。
主部をなす泥岩砂岩互層は， 厚さ約 1 m の板状を呈する泥岩と, 厚さ数 10 cm の細粒ないし中粒の砂岩からなり， その一部には 第 8 図のような 炭質頁岩との細互層をなす部分も認められる。
上部を構成する砂岩泥岩互層は， 厚さ 1～2 m の板状を呈する 中粒ないし粗粒の砂岩と, 厚さ 1 m 以下の泥岩からなっている。
これらの互層を構成する砂岩は 一般に灰色ないし淡灰色を呈する アルコース [ arkose ] 砂岩 [ = 花崗岩質砂岩 ] であって， 基盤をなす花崗閃緑岩 [ Gd ] に由来するものであり， しばしば 黒雲母片が層理面に平行に濃集している。 また， ときには 炭化木片を含んでいる。
泥岩は 黒色ないし暗灰色を呈し 板状の層理面がよく発達しているもので， 炭質物に富み， ときには炭質頁岩との細互層となる。 これらの炭質頁岩や泥岩からは 花粉化石が豊富に産出する。 また， 平田内川では 大型植物化石を多産している。
平田内川沿いで産出する大型植物化石は, 棚井（1963）により「熊石フローラ」として報告されているもので， 花粉化石は 熊石地域の地質（秦， 1975）で報告されている。 その群集組成と産出地点について， これを 第 9 図， 第 2 表 及び 第 3 表として再録した。 なお， [ 本図幅の ] 北西隣の久遠地域では， 植物化石を伴って 汽水ないし浅海棲の貝化石が産出している（吉井ほか， 1973）が， 本地域では 熊石地域と同様に 貝化石は見出されていない。
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Keteleeria ezoana TANAI
[
モミに似た針葉樹
]
Pinus miocenica TANAI [ マツ属 ] Pseudolarix japonica TANAI and ONOE [ 金色のカラマツ ] Comptonia naumanni (NATHORST) HUZIOKA [ ナウマン ヤマモモ ] Carya miocathayensis HU and CHANEY [ クルミ科ペカン属 ] Fagus antipofi HEER [ ブナ属 ] Quercus elliptica TANAI and N. SUZUKI [ ブナ科コナラ属 ] Ulmus longifolia UNGER [ ニレ属 ] Zelkova ungerri KOVATS [ ニレ科ケヤキ属 ] Parrotia fagifolia (GOEPPERT) HEER [ ユキノシタ目マンサク科パロチア属 ] |
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[ 第 2 表に示した ] 本層から産出する大型植物化石（熊石フローラ）は Comptonia naumanii を多産し， 台島型植物群とされており， [ 第 3 表に示した ] 花粉化石も また Liquidambar を伴う温暖な気候を指示している。 これらの植物化石の産出と， 福山層準の地層を不整合に覆って堆積し, 更に上位の訓縫層準の地層によって不整合に覆われることから， 本層は松前地方の吉岡層に対比される。
本層の構造は， その分布に対応して， 西北西の走向をもち 南に傾斜する構造を呈する。 しかし， 走向が 北西 - 南東方向から東西方向へと波曲しているのに応じて， 傾斜もまた 20～35°あるいは 40～50°という変化を示している。
左俣川層は [ 本図幅の ] 北西隣の久遠地域の北桧山町内の左俣川の上流を模式地として， 吉井ほか（1973）により命名された。
模式地から [ 本図幅の西隣の ] 熊石地域を経て 本地域まで 遊楽部岳ドームをとりまいて連続して帯状に発達しており， 域内での分布は 北西部と毛無山周辺に発達している。 このほか， 地域の南東隅の姫川の上流部の小地域で， 本層に相当すると思われる 著しく変質した輝石安山岩溶岩を主とした地層 [ Ht ] が見られる。
熊石地域から見市川の流域では 関内層 [ Sn ] を覆うが， 毛無山の東～南西麓では 臼別層 [ Ub ] を直接 不整合に覆って 分布している。
熊石地域から本地域の北西部にかけては 本層の層厚は 安定しており， 約 1,000 m あるが， 毛無山の東側では変化が著しい。 その北端の二股川の上流では 1,000 m 近い厚さがあるが， 南に向って急激に薄化し， 南端の [ 相沼内川の河口の北岸の ] 相沼付近では約 50 m となっている。 このような厚さの変化は 本層の上部が侵蝕によって失われたこともあるが， 次に述べるような岩相変化があって, 堆積時から すでに南部では薄かったものと考えられる。
熊石地域で， 秦（1975）は 本層を 下部・中部 及び 上部と大きく３区分し， 更に 下部を 基底部を構成する礫岩層 [ Hc ] と [ その ] 上位の泥岩層 [ Hm ] に２分し， 中部層もまた 砂岩層と凝灰角礫岩層 [ Ht ] に２分している。 本地域では この中部層の砂岩層の発達が悪く 不明瞭となるので， [ 砂岩層と凝灰角礫岩層を「凝灰角礫岩層（Ht）」に ] 一括した。 なお， 中部を占める凝灰角礫岩層と 上部の砂岩層 [ Hs ] は [ 毛無山の北東方の ] 二股川の上流地域で急激に薄化し， [ 毛無山の東方の ] 冷水川断層を境にして その南の冷水川の流域では存在しない。 更に 基底部を占める礫岩層も 冷水川の中流の東西系の断層を境にした南部では薄化し， [ 相沼内川の河口の北岸の ] 相沼付近では 泥岩層の下位にわずか数 10 cm の厚さの細礫岩として認められる程度である。
左俣川層の基底部を占めて 一般には厚く発達しており， [ 毛無山の北東方の ] 二股川の上流では その厚さは 250 m に達する。 礫岩と砂岩との律動的な互層で， その下半部は 礫岩に富み， 上半に次第に砂岩の量を増している。
礫岩の単層の厚さは 通常 数 m であるが， ときには 50 m にも達することもある。 礫種は 基盤の花崗閃緑岩 [ Gd ] を主とし， 変質安山岩類・チャート 及び 粘板岩などからなる。 礫は 比較的に円磨のよい細礫ないし中礫からなるが， とくに二股川の上流地域には花崗閃緑岩の巨礫が多く， しばしば 数 m にも及ぶものが認められる（第 10 図参照）。 その基質は 暗緑色 又は 暗灰色を呈する粗粒砂岩で， 黒雲母片に富み， その大半は 花崗閃緑岩に由来するものである。
砂岩の岩質は 前述の礫岩の基質と同様で， 一般には 陶汰の悪い礫質砂岩を主とし， 全般的に炭質物に富み， しばしば斜層理が発達している。
[ 図幅地域の西端付近の ] 平田内川の流域の本層の上部の砂岩層からは 第 4 表に示す貝化石が産出している。 また， 最上部で泥岩層に移り変る付近には Ostrea gravitesta の密集する貝殻層がしばしば発達している（秦， 1975）。
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泥岩層は 本地域の左俣川層のうちでは その厚さの変化が少なく， 最も広く分布している。 その厚さは 50 m 内外で， 均質で， 層理もやや不鮮明な 塊状の泥岩層であり， ときには 砂質泥岩 あるいは 細粒砂岩の薄層を挾んでいる。 泥岩は 黒色ないし暗灰色を呈する 多少 陶汰の悪いシルト質泥岩で， やや硬質であるが， 露頭の風化面では 稜角のある小岩片となって くだけている。 また， しばしば 第 12 図に示すような 玉葱状を呈する風化面をなしている。 挾在する砂質泥岩 及び 細粒砂岩は 数 cm ないし 数 10 cm の厚さのもので， ４～５層認められる。 このほか， 径 10 cm 以下の泥灰質団塊がしばしば含まれている。
本層からは 第 4 表に示される貝化石， 第 3 表に示される花粉化石（産地番号 24）及び 第 5 表の有孔虫化石が産出する。 このほか， サメの歯・魚鱗 及び Makiyama chitanii なども含まれている。
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本層は 安山岩の凝灰角礫岩を主体とする地層で， 輝石安山岩 及び 角閃石安山岩の溶岩や 凝灰質砂岩を伴っている。 左俣川層の中部を占めており， この時期に海底火山の活動が最もはげしかったといえる。 本地域の北西部， 毛無山の北東部 及び 地域の南東縁の姫川の上流に分布する。
[ 本図幅の西隣の ] 熊石地域から連続して発達している 北西部の平田内川の本流では， 下位の泥岩層 [ Hm ] の上部に 凝灰質砂岩層が約 20 m の厚さで重なり， その上に凝灰角礫岩が厚く発達している。 凝灰質砂岩層の中には 厚さ約 5 m の， 石英 及び 黒雲母結晶片を含有する流紋岩質軽石凝灰岩 [ = 石英 及び 黒雲母結晶片を含有する, 厚さ約 5 m の流紋岩質軽石凝灰岩 ? ] が挾まれている。 主体をなす凝灰角礫岩は 約 350 m の厚さがあり， その下部には 約 30 m の厚さで 火山円礫岩が発達している。 この火山円礫岩の礫は 輝石安山岩が主で， まれに流紋岩が含まれている。 凝灰角礫岩は 淡緑灰色ないし帯緑暗灰色を呈する径 2～10 cm の安山岩角礫と， 赤褐色や淡緑灰色などを示す岩片や火山灰によって固結されている。 角礫の多くは 輝石安山岩であるが， 中部には 角閃石輝石安山岩溶岩を伴う凝灰角礫岩がある。 また， 上部には 粗粒凝灰岩 及び 凝灰質砂岩が不規則に挾まれており， ときに 厚さが数 m のものもある。
毛無山の北東部の二股川の上流では 下部に [ 凝灰質 ] 砂岩層は認められず， 下位の泥岩層 [ Hm ] の上に 直接 凝灰角礫岩が重なっている。 角閃石輝石安山岩溶岩を伴うが， 全般的に緑泥石化などの変質が著しく， たんぱく石 [ = オパール ] の細脈に網状に貫ぬかれている。
姫川の上流では， [ 本図幅の ] 東隣の濁川地域へぬける山道から川底にかけて露出している。 上位の大安在川層 [ O ] あるいは江差層 [ E ] に覆われており， 松前層群の地層 [ M ] とは断層関係と考えられる。 ここでは， 緑泥石化などの変質を著しく受けた輝石安山岩溶岩を主とし， 粗粒の凝灰質砂岩や火山円礫岩を挾んでいる。 火山円礫岩の中には ときに よく円磨された 径 3 cm 以下の粘板岩が含まれている。
輝石安山岩は 黒色ないし暗緑色を呈する緻密な岩石で， 曹長石化・炭酸塩化 あるいは 緑泥石化を著しく蒙っている。 鏡下では， 斑晶は 汚濁した斜長石・普通輝石 及び, 全く変質して不明確ではあるが, 紫蘇輝石と思われるものからなる。 石基は 斜長石・普通輝石・鉄鉱 及び ガラスからなり， 流状組織を呈するものが多い。
角閃石輝石安山岩は 緑泥石化 及び 炭酸塩化を蒙っているが， 鏡下では 斑晶としては 斜長石・普通輝石 及び 少量の緑色角閃石が認められ， 石基は ガラスに富み， 少量の斜長石と普通輝石が散在している。
本層は 域内の北西部と, 毛無山の北東部の二股川の上流地域に分布する。 左俣川層の上部を構成するもので， 下位の凝灰角礫岩層 [ Ht ] から漸移して重なっている。 この砂岩層は 淡緑灰色を呈する 中～粗粒の砂岩を主体とし， 凝灰岩や凝灰角礫岩を数 10 m ごとに挾み， 全体として厚い互層状を呈している。 凝灰質砂岩は 風化すると淡黄色や黄褐色に変色する特長をもち， 細粒の軽石 及び 安山岩の小片, 並びに 青色や赤色を呈する火山岩質砂粒を多く含有している。
左俣川層から産出する化石は， さきに述べたように 下部の礫岩層 [ Hc ] からの貝化石， 泥岩層 [ Hm ] から見出される貝化石・有孔虫化石 及び 花粉化石などがある（第 3・4・5 表参照）。 貝化石は 八尾 - 門ノ沢動物群に属するもので， 有孔虫化石は 東北地方の西黒沢層から産出する化石群集に酷似し， Liquidambar を伴っていないが， 花粉化石は 温暖な気候を指示しており， 左俣川層の時代は 中期中新世といえる。 道南の標準層序については 訓縫層に対比される。
左俣川層の構造は， 大きくは 遊楽部岳ドームと毛無山 隆起部 及び 見市断層によって支配されている。 見市断層以西の地域では 下位の関内層 [ Ub ] の示す構造に調和して ほぼ東西の走向をもち， 南に傾いている。 これらの傾斜は 下部で 40～45°と急であるが， 上部では 20～30°に緩くなっている。 見市断層以東の地域では， [ 毛無山の北東方の ] 二股川から [ 毛無山の南方の海岸沿いの ] 館平にかけて露出する基盤岩類 [ M and Gd ? ] と臼別層 [ Ub ] とを挟んで 傾斜が異なる。 その西側 [ = 見市断層以西 ] では 下部の礫岩砂岩互層 [ Hc ] が 西～南西へ傾斜し， それに併走する断層によってみだされており， 東側 [ = 見市断層以東 ] では 礫岩砂岩互層 [ Hc ] や 泥岩 [ Hm ] などが ほぼ南北の走向をもって連らなり， 20～40°で東へ傾いている。 この地域の構造は， 基盤岩の露出に沿う南北方向の軸をもつ背斜的構造から形成されたものと考えられる。 なお， 二股川の上流部 及び 冷水川の中流では 東西方向の小規模な背斜や向斜構造があるなど， 波曲した構造が現われている。
大安在川層は 本地域の南方の [ 本図幅の南南隣の上ノ国図幅地域内の ] 桧山郡 上ノ国町の大安在川流域を模式地として， 金谷・須鎗（1951）が命名したものである。 模式地から伸びて [ 本図幅の ] 南隣の江差地域まで追跡されてきている地層で（角ほか， 1970）， 本地域では小地域に しかも 断片的に露出するにすぎないが， その北方延長部と考えられる。
本層は 域内の南東隅の突符川断層以南と [ その北方 4 km 強の ] 姫川の上流部 及び [ その ] 北西方の突符川の支流部 [ ← 権平股ノ沢 ? ] の３ヶ所で見出されるにすぎない。
域内の南東隅の突符断層以南に分布する本層は [ 本図幅の ] 南隣の江差地域から連続するものである。 岩相は 礫岩の優勢な礫岩砂岩互層からなり， 礫岩のほとんどは中礫礫岩であるが， 一部には大礫を含むものもある。 礫の種類は チャート・粘板岩のほかに 変質安山岩や古期砂岩などが含まれている。
姫川の上流部における本層は [ 本図幅の ] 東隣の濁川地域に通じる山道の切割りで， 第 13 図に示す露出がある。 姫川の川底には 下位の左俣川層の変質した輝石安山岩溶岩 [ Ht ] があって， その上位に当る位置に この露出がある。 江差層のいわゆる硬質頁岩層 [ E ] の基底部には 他の地域と同様な 海緑石を含むシルト岩層が 10～20 cm の厚さで存在する。 その下位には， 20～70 cm の厚さをもつ細円礫岩があってから, 本層の主部をなす凝灰質な粗粒砂岩となっている。
なお， 大安在川層と江差層の境は明瞭であるが， 侵蝕面とはみなされず， 両層の関係は整合と考える。 ただし， 本層の厚さは薄く, 広がりも あまりないようで， この露頭の姫川対岸では 本層に相当する砂岩層は存在せず， 江差層が 左俣川層の火山角礫岩 [ Ht ] を直接に覆って発達している。
主部をなす凝灰質砂岩は， 肉眼的には 変質をほとんどうけていないガラス質砂粒を多く含む粗粒砂岩からなり， よく円磨されたチャート 及び 黒色粘板岩の細礫を散含し， ところどころに 細円礫岩の薄層を 不規則に挾んでいる。
突符川の支流のものは その川沿いに砂岩層が露出するもので， ごく小地域（数 10 m）に限られている。 この砂岩層は 江差層の硬質頁岩層 [ E ] の下位にあって， 灰白色を呈する粗粒なアルコース砂岩からなる。 砂粒は ほとんどが石英で， 汚濁した斜長石を伴うものである。 なお， この周辺の江差層の泥岩は 粘土化ないし珪化作用を蒙っており， 本砂岩もまた その影響をうけている。
本層は 化石も産出せず， 厚さも薄く かつ 断片的な露出しかないので， 標式地の大安在川層に対比される確証はないが， 層序関係から [ 本図幅の ] 南隣の江差地域に分布する大安在川層の北方延長の末端部とみなした。
江差層は 本地域の南隣の [ 江差図幅地域内の ] 桧山郡 江差町の 豊部内川 以北の海岸沿いを模式地として， 角ほか（1970）によって命名された。 本地域では 江差地域から連続して 姫川地域とその北方へ， また， [ 本図幅地域の ] 中央南側の 豊浜 地域から北方の二股川の上流へと 大きくは相沼べーズンの両翼をなして， それぞれ南北方向に連なって露出している。 このほか， 北西部では 見市断層から西へ伸びて [ 本図幅の西隣の ] 熊石地域へ連続するものが分布する。
なお， [ 本図幅の ] 南隣の江差地域において， 本層は 下部の 木古内 層と 上部の 厚沢部 層に２区分されているが， 姫川地域の本層は 域内の南東隅の突符川断層を境にして明瞭な区分ができなかったので, [ 木古内層と厚沢部層を ] 一括して [ 江差層として ] 取りあつかった。
本層の層厚は 変化に富んでいて， 北西部の見市川付近では 約 250 m， 中央北部の二股川の上流で 600 m， 中央南部の豊浜の海岸沿いで 800 m， 東部の姫川地域で 約 500 m と算定される。
下位層との関係も また ところにより異なっており， 北西部では 左俣川層 [ Hs ] と軽微な平行不整合関係で接するが， 中央部の冷水川の流域では 左俣川層 [ Hm ] と明瞭な傾斜不整合関係にある。 なお， 東縁部の突符川から姫川にかけて 大安在川層 [ O ] を伴う地域では， 前項でのべたように 大安在川層とは整合関係にある。 また， [ 江差層は ] 次項にのべる 突符火山岩類 [ Tv・Tt ] とは 同時異相の関係にある。
本層は 珪質な いわゆる「硬質頁岩」と軟質な黒色泥岩との互層からなり， その下部では 珪質な薄板状を呈する硬質頁岩層が卓越し， 上部に向って 次第に 軟質な黒色泥岩の量を増し， かつ， 厚い板状を呈する岩相へと変化している。 このほか， 本層中には凝灰岩 及び 凝灰質砂岩の薄層を多く挾在し， ところによっては 凝灰角礫岩などを伴っている。 また， ところどころに 泥灰岩団塊も含まれている。
本層の基底部には, 海緑石に富む凝灰質砂岩 及び 砂質シルト岩が 20～40 cm の厚さで発達しているところが多いが， ときには 下位層との接触面に沿って, 細礫を散点的に含む泥岩で占められている場合もある。 なお， 基底部からやや上位にかけて 径数 cm の硫化鉄鉱の鉱塊が形成されて散在するところもある。
本層中に挾有する凝灰岩は ガラス質の細粒凝灰岩 及び 軽石凝灰岩である。 一般には 数 cm から 数 10 cm の薄層であるが， 西部地域では発達がよく， ときには 数 m に達するものもある。 凝灰岩は 全くガラスのみからなることもあるが， 通常は 少量の黒雲母・角閃石あるいは石英の結晶片をもっている。
このほか， 中央南部の豊浜 部落の南の崖でデイサイト凝灰角礫岩が認められる。 この凝灰角礫岩は 淡緑色を呈する粗粒凝灰岩を伴うもので， 角礫の岩質は わずかに石英を含有する 黒雲母角閃石デイサイトで， 凝灰岩の中には 外洋性寒流系の珪藻 Coscinodiscus marginatus を散含している（ [ 巻末の ] 第 Ⅲ 図版の 2 参照）。
本層からは Makiyama chitanii 及び 魚鱗が 普遍的に産出するほか， 少量の有孔虫化石 及び 珪藻化石が見出されるが， 貝化石は産出しなかった。
中央部から東部にかけての地域では, 本層の構造は 相沼向斜を中心とする南北方向に走る大規模な向斜構造をなしている。 その西翼は わずかにうねりながらも ほぼ南北の走向をもち， 東方に 15～20°傾斜している。 ただし， 南部の 大岩川 断層以南には 北西 - 南東方向の軸をもつ ゆるい背斜構造が認められる。 相沼向斜の東翼では， 大局的には 南北の走向をもち， その南部で 西方へ 10～30°傾斜する構造をなしているが， [ 図幅地域中央付近の相沼内ダムから南東方 2 km の ] 小川から [ その東方 5 km の ] 突符山周辺では 花崗斑岩 [ Gp ] の迸入があるために かなり乱れ， 北～北東向きの傾斜も含まれている。 [ 本図幅地域内の ] 北西部では， [ 本層は ] 下位の左俣川層 [ Hs ] と調和的な構造を示し， 北西 - 南東方向の走向で 南へ 30°内外 傾斜する同斜的構造をなしている。
本層は [ 本図幅の ] 東隣の濁川地域・北隣の遊楽部岳地域 及び 北東隣の八雲地域の八雲層に連続するもので， その時代は後期中新世と考えられる。
突符火山岩類は 突符山とその周辺に広く発達する火山岩類で， その一部は [ 本図幅地域の東西中央・ ] 北縁の雄鉾岳の北東側にも分布し， また， 厚くはないが， 相沼向斜の西側にも [ 図幅地域中央付近の相沼内ダムの南方 1 km の ] 泉岱 付近から [ その南南西方の豊浜の南方 1.5 km の ] 鮪ノ岬 にかけて連続している。 この火山岩類の模式地は 突符川の上流である。
本岩類と江差層 [ E ] とは， 主として本岩類が域内の中央部を占め 上部に優勢であるが [ 意味不明 ] ， 両者 [ = 突符火山岩類と江差層 ] は互に指交し 同時異相の関係にある。 突符川の上流では， 本岩類の一構成物である緑色の粗粒凝灰岩 [ Tv ] が 江差層の板状層理をなす泥岩 [ E ] の中に多く挾在するようになり， 水平方向に追跡すると その厚さは北方に急激に増加して， 突符山の北側あるいは東側では 凝灰角礫岩類 [ Tv ] の中に 泥岩は 薄層として挾まれるようになる。 なお， [ 突符山の東方 3 km の ] 紋内岳 の南麓の野田追川の上流部では 本岩類 [ Tv ] が 基盤岩類 [ Gd and M ] を直接に覆っており， ここでは 角閃石安山岩と 黒色を呈する頁岩との互層からなる（酒勾ほか， 1964）が， 珪化作用に伴う変質が著しいために 基盤岩との詳細な関係は不明確である。 また， [ 紋内岳の北方 3 km の ] 小鉾山 [ ← 小鉾岳 ] の南側でも 本岩類 [ Tv ] が 松前層群 [ M ] を直接 覆っているとみなされる。
本岩類の厚さは 紋内岳付近で 約 1,000 m と算出される。
本岩類 [ Tv ] は 変質して暗緑色ないし灰緑色を呈する凝灰角礫岩 及び 凝灰岩を主とし， 火山円礫岩や溶岩を挾み， 全体としては複雑な構成を示す火山岩累層である。 岩質の詳細は 全域にわたって把握できなかったが， 模式地を含む突符山周辺では 下部に角閃石安山岩， 上部に輝石安山岩が認められ， 最上部には 黒雲母デイサイト質の軽石凝灰岩（Tt）が局地的に発達している。
角閃石安山岩は 本岩類の下部にみられ， 変質が著しく， 暗緑～緑色を呈する緻密な岩石である。 鏡下では， 斑晶は 炭酸塩化し， 汚濁した斜長石と緑泥石化した角閃石からなり， 石基は 細粒の斜長石・鉄鉱 及び 変質したガラスからなる。
輝石安山岩は 本岩類の上部に多くみられ， 角閃石安山岩と同様に 緑泥石化や炭酸塩化などの変質を著しく蒙っている。 鏡下では， 斑晶は 汚濁した斜長石 及び 普通輝石からなり， 石基は 細粒の斜長石・緑泥石化した輝石・少量のガラス 及び 鉄鉱からなる。
黒雲母デイサイト質軽石凝灰岩（Tt）は 通常は緑泥石化 及び 沸石化の変質を蒙り， 淡緑色を呈しているが， ササマクリ山の北側ではほとんど変質を蒙っていない。 本凝灰岩は 一般に石英の結晶片を多量に含み， 黒雲母と斜長石を伴っている（ [ 巻末の ] 第 Ⅵ 図版の 1 参照）。 突符川の上流では 厚さ 数 m の輝石安山岩火山角礫岩を挾む場合が認められた。 なお， 花崗斑岩岩体 [ Gb ? ] の中に存在する黒雲母片に富む, 白色を呈する凝灰質砂岩は この軽石質凝灰岩の二次堆積物と考えられる。
上記のほか， [ 豊浜の南東方 500 m の ] 花磯の海岸では, 江差層の上部の中に 玄武岩質凝灰角礫岩が 黒色を呈する凝灰質砂岩と互層して見出され， 更に [ 豊浜の南方 1.5 km の ] 鮪ノ岬では, 江差層の最上部に重なる突符火山岩類 [ Tv ] として 玄武岩質安山岩の溶岩が分布している。 この玄武岩質 [ 安山岩 ] 溶岩は 鮪ノ岬を構成するもので， 美事な柱状節理をなしている。 暗黒色を呈し， 緻密ではあるが 斑状を示す岩石である。 鏡下では 斑晶は 斜長石・普通輝石 及び 変質したかんらん石からなり， 石基は 暗褐色のガラスと斜長石の微晶からなる（ [ 巻末の ] 第 Ⅳ 図版の 1・2 参照）。 なお， [ 相沼内川の河口の北岸の ] 相沼の南側から豊浜の地域にみられる玄武岩 [ B ] は この安山岩と異なって 岩床として貫入したものである [ 後述する「V.10 岩床 及び 岩脈」の項 参照 ] 。
本岩類の構造は 同時異相の関係にある江差層の構造と大局的に同じであるが， 中央部 [ = 突符山の付近 ] において 後述の花崗斑岩の岩体 [ Gp and Gb ] とともに 多方向の断層によって複雑な変位をうけ， とくに突符断層以北では その西縁は相沼向斜へ向って傾斜するが， 北東縁は北東へ傾く構造となっている。
本岩類は 江差層の堆積時に突符山付近を中心として， 主として爆発性の火山活動により生じた海底火山体を構成するものと考えられる。 その初期には 角閃石安山岩の， ついで輝石安山岩の活動となり， 末期には黒雲母デイサイトの活動があった。 江差層の泥岩との指交関係が急激なところからみて 本岩類は静隠な海底で生じたもので， 波浪・底層流などによる侵蝕を強く蒙らなかったものと考えられる。 その緑色への変質も 海底における生成を示唆するものであろう。 なお， 本岩類中には 鉛・亜鉛の鉱化作用を軽微にうけた箇所があり， これに伴って 珪化 及び 白色粘土化が局地的に生じている。
本岩類は [ 本図幅の北隣の ] 遊楽部岳地域（石田， 1981）の八雲層の火山角礫岩 部層 [ 第 1 表 参照 ] に連続する。
花崗斑岩は 本地域の [ 陸域の ] ほぼ中央部に 径 約 4 km の岩株状岩体として存在する。 突符火山岩類 [ Tv・Tt ] あるいは 相沼火山岩類 [ Av ] などと接するが， その多くは断層関係で， 突符川の上流の東縁部 [ = ササマクリ山の北東方 1.5 km 付近 ? ] では 明瞭な破砕帯が 本岩と突符火山岩類との間に認められる。 また， 岩体内部にも 南北性の断層が多く発達していて， 構造は複雑となっている。 しかし， 岩体の南西縁あるいは北縁において 本岩体に接する黒色頁岩 [ E ? ] は 著しく堅硬となっており， [ 花崗斑岩の岩体が ? ] 突符火山岩類の中に貫入したものであることは明らかである。 なお， 突符火山岩類の項でのべたように， 本岩体の南側には ほとんど変質を蒙ってない黒雲母デイサイト質軽石凝灰岩 [ Tt ] が接すること， また， 岩体内部にも 黒雲母片を含有する凝灰質砂岩が 接触変質を受けずに存在することから， 本岩体は 突符火山岩類の活動末期には固結し終っており， それが更に 後の構造運動によってブロック化し， 固体貫入を行った という複雑な生成機構をもつ疑いが濃い。
本岩体の岩相は 著しく変化するが， その岩相間は漸移している。 大きな傾向としては 完晶質岩相は 岩体の周辺部に現れ， しかも 地形的に高所まで分布し， その東側では 少なくとも標高 700 m 付近まで認められる。 斑晶と石基とが明瞭な斑状岩相は むしろ 岩体内部を占めており， 小川の南支流 [ 以下の [注] 参照 ] の川底にも広く分布している。 また， この岩相に伴って 貫入角礫岩と考えられる岩相 [ Gb ] が繰返して現われている。 この [ 小川の ] 南支流の上流の川底 あるいは その側壁には， 上述した非変質の凝灰質砂岩層 [ = 突符火山岩類の Tt ? ] が散在している。
本岩体の内部を占める斑状岩相は 斑晶と石基が識別され， 石基には ときに流理構造が認められるものである。 鏡下では 斑晶は 斜長石・石英・黒雲母 及び 鉄鉱からなり， ときに 角閃石は 黒雲母と緑泥石の集合体に変化した仮像として認められる。 石基は 細粒の斜長石・石英・鉄鉱・微量のジルコン 及び 燐灰石からなり， カリ長石の存在は 明らかでない（ [ 巻末の ] 第 Ⅵ 図版の 2 参照）。
[ 岩体の周縁部に現れる ] 完晶質岩相は 全体に微斑晶が多量に存在して， 斑晶と石基との区別が明瞭でない。 とくに完晶質のものには 石英とカリ長石とが文象組織を呈して出現する。 鏡下では， 斑晶状を呈する斜長石・石英・黒雲母・角閃石 及び 鉄鉱の間を埋めて, 斜長石・石英・鉄鉱・カリ長石・燐灰石 及び ジルコンの微晶が認められる。 微斑晶の多くは斜長石である。 なお， 斑晶状の斜長石には 長径 1.5 mm のものが多く， 弱い累帯構造を示している。 石英は 溶食形を示すことが多く， 黒雲母 及び 角閃石は 自形～半自形を呈するが， ほとんどか緑泥石化している（ [ 巻末の ] 第 Ⅶ 図版の 1・2 参照）。
貫入角礫岩 [ Gb ] は 黒灰色を呈し， 流理構造の明瞭な岩石で， 花崗斑岩 [ Gp ? ] 及び 緑色火山岩類の角礫や亜角礫を多量に含んでいる。 鏡下では 破砕化した斜長石・黒雲母片 及び 石英片に富み， 上述の角礫（岩片）を多く含む粗粒部と細粒部とが 互層状をなして存在する。
館層は [ 本図幅の ] 南東隣の館地域の桧山郡 厚沢部町 館 市街周辺からその南東部を模式地として， 秦･山口（1969）により命名された。 本地域では [ 本図幅の南隣の ] 江差地域から連続して広く分布するもののほか， [ 本図幅の ] 西隣の熊石地域から連続して露出しているものとがある。 本地域では 後述する相沼火山岩類 [ Av ] として区別した 激しい火山活動の影響があって， その岩相は地域によって著しく変化している。
本層は 下位の江差層 [ E ] とは整合 漸移の関係にあって， その境界は明瞭でない。 中央部では, 板状層理を呈する泥岩が乏しくなり 軟弱な塊状泥岩が顕著となる部分から本層とした。 また， 北西部地域では 熊石地域（秦， 1975）に準じ， 両層 [ = E と Tm ] の境界部付近に発達する 黒雲母デイサイト質軽石凝灰岩 [ Tt ? ] をもって境界としている。
本層の層厚は その上部が削剥されているか， または 相沼火山岩類 [ Av ] に移化するために明確ではないが， 北西部では 約 400 m， 南東部では 約 500 m である。
本層は 通常は下部の泥岩層 [ Tm ] と上部の凝灰質砂岩層 [ Ts ] とに２区分されるが， 地域によっては 泥岩の発達が悪く 欠けている場合も少なくない。 すなわち， [ 本図幅地域の ] 中央北部から北東部にかけての地域では 塊状を呈する泥岩の発達がほとんど見られず， 江差層 [ E ] の上に凝灰質砂岩 [ Ts ] が直接している。 また， 中央南部の 穴澗岬 の南側では 凝灰質砂岩の間にやや砂質の泥岩が厚く発達しているが， この泥岩も北東方に急激に薄くなり， やがて尖滅している [ ← 地質図上には「この泥岩」を示す Tm は見あたらない ] 。 このように， 相沼火山岩類 [ Av ] を堆積させた火山活動が著しかった中央部～北部の地域に近ずくほど， より凝灰質で粗粒な堆積物に置き換えられている といえる。 また， 火山活動と関係したものとして， 下部の泥岩層 [ Tm ] の中には角閃石結晶片が， 砂岩層 [ Ts ] の中には輝石片が多く認められる。
泥岩層（Tm）を構成する泥岩は 層理を全く示さず 塊状を呈する。 暗灰色ないし暗緑灰色を示すが， 乾乾すると灰白色となる。 風化して板状片となって剥落する特質があり， 露頭は多くの場合に急崖をなしている。 泥岩は 一見 均質であるが， 軽石粒や炭質物を含有しており 陶汰が悪い。 一般に 化石珪藻を豊富に含んでいるが， 鮪ノ岬付近では 最下部には珪藻が認められず， 細礫が散含する上部で Denticula kamtschatica ほかの群集が急に出現している。
泥岩層 [ Tm ] は 上部に向って全体的にやや粗くなり， やがて 凝灰質砂岩の薄層を挾み， ときにはほぼ等量の互層となり， 上部の凝灰質砂岩層 [ Ts ] へと移り変っている。 この凝灰質砂岩層との境界付近には， 比較的厚く かつ 広く追跡できるガラス質ないし軽石質の凝灰岩が発達している。 この凝灰岩は 域内の北西部と南西部地域で顕著であり， 地質図で凝灰岩（Tp）として表示した。
北西部の凝灰岩 [ Tp ] は [ 本図幅の西隣の ] 熊石地域から連続するもので， 平田内川の河口付近に良好な露頭がある（第 15 図参照）。 この付近では 厚さは 20 m 以上ある。 また， 南東部の突符川の下流部から来拝川にかけて発達する凝灰岩は [ 本図幅の ] 南隣の江差地域に連続するもので， 角ほか（1970）によって軽石凝灰岩（Tp2）とされたもので 20 m 内外の厚さがある。
これらの凝灰岩 [ Tp ] は いずれも 海底下に噴出された軽石質の火山砕屑流堆積物で， 最下部にはデイサイトの岩片や 下部の灰色泥岩 [ Tm ? ] の岩片などがとりこまれている。 この凝灰岩はデイサイト質で， 含まれる鉱物には 石英・黒雲母・角閃石 及び 少量の斜長石がある。
主として上部層を構成する凝灰質砂岩層（Ts）は 暗緑～青灰色を呈し， 風化して黄褐色を示すものが多い。 地域の北西部では 細粒で 比較的 陶汰の良好な砂岩が発達しているが， 他の地域では 一般に粗粒で， 火山岩の細礫や軽石粒などに富み， 現在の海岸地域から内陸に向って火山岩礫は粗大となり， やがて 火山円礫岩あるいは凝灰角礫岩へと移化している。 なお， この地域で火山角礫岩あるいは火山円礫岩が厚層をなして挾まれる場合には， その下位の泥岩あるいは凝灰質砂岩は著しく乱されており， しばしば 第 16 図に示すような 乱堆積層や複雑な褶曲構造をみせている。 また， 火山活動の中心があったと思われる [ 本図幅地域の陸域の ] 中央東部から北部にかけては， 砂岩層 [ Ts ] は不規則な分布で断片的にしか見出されない。
本層の泥岩 [ Tm ] からは 第 6 表に示すような珪藻化石が産出するほか， Makiyama chitanii が散含している。
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本層の構造は 大局的には下位の江差層 [ E ] の構造と調和的であるが， 小さな波曲構造が顕著となっている。 地域の北西部では ほぼ東西の方向をもち， 南に 20～40°傾斜する構造を示し， その東端で 見市断層に接して 走向を北北西 - 南南東に転じ， 傾斜も 50°以上と急になり， 一部では逆転している。 中央部から東部にかけては， 大局的には 相沼向斜で代表される南北性の相沼べーズン構造に支配されている。 その西翼は 中部以北ではほぼ南北の走向を示し， 東に 20～40°傾斜している。 南部の大岩川断層の南では ゆるやかな波曲を呈する背斜構造があって， 海岸地域の地層は 南へ向って 10～20°傾斜している。 また， 可笑内川の下流部には 北西 - 南東方向の軸をもつ小褶曲構造も認められる。 東部地域では 館層の大部分が同時異相の相沼火山岩類 [ Av ] に置きかわっており， 両者が共に相沼向斜の東翼となって 西方へ緩く傾斜している。 その走向は 南部地域では 北西 - 南東方向を， 中央部で 南北方向を， 北部で 北東 - 南西方向をとっている。 [ 本図幅地域の北東部の ] 中二股川 断層の北側， すなわち 域内の北東部では 地層は北東へ向って傾いている。
本層は [ 本図幅の ] 東隣の濁川地域 及び 北隣の遊楽部岳地域の黒松内層にほぼ連続する地層である。
相沼火山岩類は 相沼べーズン [ = 相沼向斜 ] の中央部を占め， 南北方向に広く分布している。 その中央の相沼内川の支流の小川を模式地とする。 小川の中流の相沼向斜の東翼では， 淡褐色を呈する変質の微弱な本岩類が 強く変質して緑色を呈する突符火山岩類 [ Tv・Tt ] を覆い， 西翼の [ 相沼内ダムの南方 1.5 km の ] 小川の入口 [ = 相沼内川への合流点 ] 付近では 館層の凝灰質砂岩層 [ Ts ] と接している。 なお， 域内の南東部の突符川～姫川の上流部では 江差層の頁岩 [ E ] を直接 覆っており， 分布の形態は不整合的である。 中央南部 及び 北部では 館層の凝灰質砂岩層 [ Ts ] と複雑な指交関係を示し， 本岩類は館層と同時異相の関係にある。
本岩類の厚さは くわしく見積れないが， 700 m 内外と考えられる。
本岩類は 主として火山角礫岩からなり， 凝灰角礫岩・安山岩溶岩・火山円礫岩 及び 薄い凝灰質砂岩を伴っている。 館層の下部の泥岩層 [ Tm ] には ときに角閃石結晶片が含まれ， 上部の凝灰質砂岩層 [ Ts ] に輝石片が豊富なこととよく対応して， 本岩類の下部には 局地的ではあるが角閃石安山岩が存在し， その上に 輝石安山岩が厚く発達している。
角閃石安山岩は [ 相沼向斜の ] 東翼部で顕著で， [ 図幅地域の南東部の ] 突符川の支流の権平股ノ沢地域 及び [ 図幅地域の中央付近の ] 相沼内ダム（相沼湖）の東方地域に分布する。 権平股ノ沢地域では 江差層 [ E ] を覆っていて， その最下部に 暗青色を呈し, 泥質の基質に富む火山円礫岩層が 少なくとも数 m の厚さで発達している。 この火山円礫岩の礫の多くは角閃石安山岩であるが， その中に, まれに 斑れい岩の円礫が含まれている。 この斑れい岩は 斜長石・普通輝石 及び 褐色角閃石からなり， オフィティック組織を呈するもので， 著しく圧砕されている。 角閃石安山岩の主部は 火山角礫岩 及び 凝灰角礫岩からなり， 相沼内川の東支流沿いでは まれに 数 m の溶岩が挾まれている。 一般に弱い変質を蒙り, 褐色を呈していることが多く， 一部には 著しい赤鉄鉱化をうけているものがある。
輝石安山岩は 本岩類の主部を構成するもので， 角閃石安山岩の部分に整合的に重なっている。 主として火山角礫岩からなり， 凝灰角礫岩 及び 溶岩をしばしば挾み， これに火山円礫岩や凝灰質砂岩が不規則に伴われている。 地域南部の突符川の下流部から 可笑内川 の流域にかけての地域では 本岩類の火砕岩と館層の凝灰質砂岩層 [ Ts ] が 大規模な互層をなして発達していて， その構造が地質図に表現できた。 他方， 中央部から北部にかけては， 火砕岩を主体とし 凝灰質砂岩層を不規則に挾む岩相となって， かつ， 両者の間に判然とした境界を示さないところも多い。 したがって， 地質図には その大勢を表わすに止った。
輝石安山岩は 黒色を呈するガラス質の岩石で， 鏡下では 斑晶は 斜長石・普通輝石 及び 紫蘇輝石からなり， ときには かんらん石を伴っている。 石基は 細かい斜長石・普通輝石・紫蘇輝石 及び 多量のガラスからなる。 なお， 斑晶にかんらん石の多い岩石では 微斑晶状のかんらん石もみられ， 石基には普通輝石と紫蘇輝石の両者が認められる。
本岩類と館層の凝灰質砂岩層 [ Ts ] とが互層する南部地域では， 火山円礫岩の発達が優勢であると同時に, 凝灰角礫岩の中にも異質岩片が多く含むなどの特徴があり， これらが 火山活動の中心部から火砕流あるいは岩砕流として， 泥岩や砂岩の堆積している海域に流入して堆積した様子がうかがわれる。
本岩類の構造は， 同時異相の館層と互に伴って， 館層について述べたと同様な構造を示している。 なお， 見市断層に沿っても分布が見られることから， 本岩類が 相沼向斜の西翼から毛無山～ 館平 [ ← 相沼内川の河口の北北西方 1.5 km ] の隆起部の西翼まで連らなっていたことが推定される。
本岩類は [ 本図幅の ] 南隣の江差地域（角ほか， 1969）で区分された館層の Tc～Te2 岩相の火砕岩に連続し， 北隣の遊楽部岳地域（石田， 1981）で黒松内層の火山角礫岩 部層とされたものに連続して発達している [ 第 1 表 参照 ] 。
本地域には 小規模な貫入岩体が数多く存在する。 地質図には その主要なもののみを示した。 その岩質は 玄武岩・輝石安山岩・角閃石安山岩・角閃石石英斑岩 及び デイサイトにわたる。
玄武岩（B）
は 江差層
[
E
]
の中に岩床あるいは岩脈として貫入するものが多い。
これらの主なものは 突符川の上流地域
[
= ササマクリ山の北西方の地域
]
，
[
相沼内川の河口の南岸の
]
折戸
の海岸地域（
立待岬
など）
，
雄鉾岳の北西地域 及び
冷水川の上流地域
[
以下の [注] 参照
]
で見られる。
このほか，
館層
[
Ts
]
を貫くものが 砂蘭部川の上流 及び 地域
南端
[
← 南東隅付近
]
の
小茂内川
の流域で認められる。
玄武岩は 多少変質して暗緑灰色を呈する やや粗粒の岩石で， 折戸の海岸で急に肥大する部分では 更に粒度が粗くなり， オフィティック組織を呈するドレライトとなっている。
鏡下では 斜長石・蛇紋石化した かんらん石 及び 普通輝石を斑晶とし， 石基は 種々の大きさの斜長石・単斜輝石・鉄鉱 及び 少量の褐色ガラスからなり， 結晶度の高いものでは アルカリ長石が結晶粒の間を埋めていることがある。
輝石安山岩（An） は 地質図に記入していない小岩脈も数多く分布し， 臼別層 [ Ub ] ・左俣川層 [ Hc・Hm ] ・江差層 [ E ] ・突符火山岩類 [ Tv ] 及び 相沼火山岩類 [ Av ] を貫いている。 そのうち 突符火山岩類の中に最も多く認められる。 しかし， 見市断層より西には少ない。 突符山の北側 及び 雄鉾岳の北東側には突符火山岩類 [ Tv ] を貫く 大きい岩脈があり， 前者 [ = 突符山の北側のもの ] は 径 500 m 以上の岩株状のものである。 また， 相沼内ダムの西方や小鉾岳の南西には 江差層 [ E ] を貫く 幅広い岩脈がみられ， その幅は 250 m にも達する。 これらの大きい岩脈の岩石は いずれも 完晶質に近い岩質を示している。
輝石安山岩の多くは 黒灰色ないし暗褐色を呈する緻密な岩石で， 多少の変質を蒙っている。 斑晶としては 普通輝石・斜長石 及び しばしば緑泥石化した かんらん石が認められ， 石基は 細粒の斜長石 及び 単斜輝石からなり， 塡間組職を呈しており， 玄武岩に近い安山岩である。
角閃石安山岩（Ah） は 相沼火山岩類 [ Av ] の中に多く， そのうち 突符川の中流 及び 可笑内川の中流の岩脈は 大きいもので， 前者 [ = 突符川の中流のもの ] は 幅 約 100 m である。 このほか， 来拝川の上流 もしくは 相沼内川の支流の小川の上流部 [ = ササマクリ山の北西方のもの ] には 花崗斑岩 [ Gp ] を貫く岩脈が， 小鉾山 [ ← 小鉾岳 ] の南側には 江差層 [ E ] を貫く岩脈が認められる。
鏡下では 斑晶は 斜長石と 緑色 ときには褐色を呈する角閃石からなり， 石基は 多量のガラスの中に細かい斜長石 及び 鉄鉱が散在するものである。
角閃石 石英斑岩（Po） は 地域中央北部の [ 本図幅の ] 北隣の [ 遊楽部岳 ] 図幅に接合する地域に４個の岩体として露出している。 暗緑灰色・灰色・灰白色などを呈し， 斑状構造を示す。 鏡下では 一般に緑泥石化 及び 炭酸塩化などの変質が著しいが， 斑晶としては 斜長石・石英 及び 角閃石が認められ， 石基中には 斜長石のほかに 少量の単斜輝石がみられる。
デイサイト（Da） は 雄鉾岳の東部で 突符火山岩類 [ Tv ] ・江差層 [ E ] 及び 館層 [ Ts ] を貫く 径 1 km ほどの貫入岩体として２個， ササマクリ山の北側で突符火山岩類の軽石凝灰岩 [ Tt ] を貫く 小さいものなどが認められる。
鏡下では 斑晶は 多量の石英・斜長石 及び 黒雲母からなり， 石基は ほとんどがガラスからなるものと, 斜長石や石英を多く含むものとがある。
これらの岩脈類の貫入時期は明確でないが， 貫入されている地層と火山活動との関連で推定すると， 玄武岩 [ B ] 及び 輝石安山岩 [ An ] は 江差層 [ E ] 及び 突符火山岩類 [ Tv・Tt ] の堆積時期に， 角閃石安山岩 [ Ah ] は 相沼火山岩類 [ Av ] の活動時期に， 角閃石石英斑岩 [ Po ] 及び デイサイト [ Da ] は 館層 [ Ts ? ] の堆積末期と思われる。
長磯安山岩類は [ 本図幅の ] 西隣の熊石地域の大成町 長磯の海岸地域を模式地として， 秦（1967）が 長磯層と命名し， その後, 吉井ほか（1973）によって改称されたものである。
本地域では 平田内川の河口の東側の海岸から稜線部にかけて認められる。 北側では 館層 [ Tm ] 及び 江差層 [ E ] を 不整合に覆い， 南端は 海中に没している。 なお， 後述の瀬棚層 [ St ] とは接していないので， 相互の上下関係は不明である。
本地域では 新鮮な輝石安山岩溶岩 及び 火山角礫岩からなり， その厚さは 50 m 内外にすぎない。 黒色を呈する 緻密なガラス質輝石安山岩で， 火山角礫岩の角礫の大きさは さまざまで， ときには 2 m にも達するものもある。
鏡下では 斑晶は 斜長石・普通輝石 及び 紫蘇輝石からなり， 石基は ほとんど ガラスで占められている。
瀬棚層は 本地域の北方の [ 本図幅の北北隣の今金図幅地域内の ] 瀬棚郡 今金町のメップ川流域を模式地として， 長尾・佐々（1933）によって命名された。
本地域においては 北東隅の砂蘭部川の流域と 北西部の [ 見市川の河口の南東岸の ] 見日 付近に それぞれ ごく狭い地域を占めて分布する。 前者は [ 本図幅の ] 北隣の遊楽部岳地域から連続して発達するものの末端部にあたるが， 後者 [ = 見日付近のもの ] は まったく孤立した分布を示すものである。
砂蘭部川の地域では 館層の凝灰質砂岩 [ Ts ] や 相沼火山岩類 [ Av ] を覆い， 主として砂岩と泥岩との互層からなり， その厚さは 200 m 以上と算定される。 見日付近では 館層の凝灰質砂岩 [ Ts ] を覆って， やや固結した砂岩礫岩層からなる。 厚さは 薄く 20 m 以下である。 両地域ともに 下位層との間には構造差が認められて， 不整合関係にあると考えられる。
砂蘭部川の地域の砂岩泥岩互層を構成する砂岩は 黄色や黄褐色を呈する粗粒砂岩で， 軽石粒や黒雲母結晶片を多く含む特徴があり， また， その一部には 斜層理がよく発達している。 泥岩は 青灰色・黄灰色などを呈し， 分級が悪く， しばしば 基盤岩や安山岩の細円礫を散含している。 なお， 本地域では 化石を見出しえなかったが， [ 本図幅の北隣の ] 遊楽部岳地域では 主として砂岩中に, 瀬棚動物群の貝化石 及び 有孔虫化石が豊富に含まれており， 泥岩からは 珪藻化石が産出する（石田， 1981）。
見日付近の砂岩礫岩層は 灰褐色あるいは赤褐色を呈し， 分級が良好で よく成層した礫岩を主体としている。 礫は よく円磨された基盤岩類と安山岩類が主で， 下位の館層の泥岩 [ Tm ] の亜角礫もとりこんでいる。 この泥岩の亜角礫は 他の円礫に較べて 一般に大型である。 礫岩に挾まれる砂岩層は 砂鉄を多く含む 細～中粒の砂岩で， 風化して褐色を呈し， 表面は 褐鉄様となり, 著しく堅硬なものとなることが多い。 この砂岩中に まれではあるが Placopecten sp.， Serripes sp.， Macoma sp. など貝化石の印痕が残されている。
砂蘭部川の地域では ほぼ南北方向の軸をもつ向斜構造をなしており， その両翼は 20°内外の傾斜を示している。 見日付近では 小さな盆状をなしていると思われるが， 測定した範囲では 東北東 - 西南西の走向をもち， 南に 10～15°傾斜している。
砂蘭部岳安山岩は [ 本図幅地域の ] 北東隅の砂蘭部岳を構成するもので， その北麓の沢沿いに良好な露頭がある。 この安山岩は [ 本図幅の ] 東隣の濁川地域の 横山 溶岩（松下ほか， 1973）の一部に連続するものである [ 第 1 表参照 ] 。
瀬棚層 [ St ] との直接の関係は認められないが， その分布からみて 瀬棚層を不整合に覆うものと考えられる。
砂蘭部岳の山麓には 新鮮な輝石安山岩溶岩があって， 地形からみて 山頂に至るまでの約 300 m は 同質の溶岩のみの累重と考えられる。
安山岩溶岩は 暗灰色を呈する 緻密な岩石で， やや斑晶に富み 斑状を呈するものである。 鏡下では 斑晶は 斜長石・普通輝石 及び 紫蘇輝石からなり， 石基は ガラス基流晶質で， 細かな斜長石・輝石・鉄鉱 及び ガラスからなる。
本地域の北西部の遊楽部岳ドームの南縁にあたる北西部地域と, 相沼べーズン [ = 相沼向斜 ] を作る主部とは かなり異なった地質構造をなしている。 このことは 地形にも現われている。 地質構造の概要は 第 4 図 [ の地質構造概念図 ] に示した通りである。
北西部と主部との境界には 見市断層があり， 東側に併走する断層とともに 構造帯を作っている。 見市断層は 右逆ずれ断層と思われ， 堆積岩は これに近ずくと 大きく走向・傾斜を変える。 [ 毛無山周辺の ] 臼別層 [ Ub ] は 見かけ上 大きく変位しているが， 左俣川層の基底 [ Hc ? ] ， 江差層 [ E ] の基底と， 新しい地層ほど同地層間の見かけのずれが小さい。
基盤の花崗岩 [ Gd ] と臼別層 [ Ub ] で構成されている毛無山地区の周辺では， これ [ = 毛無山 ] に向って 地層の厚さが とくに変化する傾向が認められる。 すなわち， 西方から向う関内層 [ Sn ] は この地区に近ずいて 急激に厚さを減じ， この地区の東側では 全く見出されない。 また， この地区の北東側では 左俣川層の中・上部 [ Ht and Hs ? ] が 急に薄化し， 東側と南東側で欠けている。 一方， 左俣川層の基底部の礫岩砂岩互層 [ Hc ] は この隆起部の中核 [ ≒ 毛無山 ? ] を廻って 厚く発達している。 このことは， 毛無山を中心とする地区が， 関内層の堆積時と左俣川層の中・上部の堆積時とに 隆起傾向をもっていたことを示すものと思われる。 更に， その東側では 左俣川層の岩相変化は著しく， 第 10 図 [ の露頭写真 ] に示されるような 基底部における花崗閃緑岩の巨礫の形成と 中・上部の欠如が認められ， 南東側では 基底部の礫岩砂岩互層が発達しない と共に 臼別層が薄いということから， この毛無山の隆起地区は 南ほど早く隆起したと見るべきであろう。 なお， 江差層 及び 突符火山岩類の堆積時においては， この地区が 相沼べーズンの厚い堆積と 北西部での薄い堆積との境に当っていたとみられる。
[ 本図幅地域の ] 北西部は 遊楽部岳の花崗閃緑岩体を基盤に， 新第三系は ほぼ東西の走向をもち， 南に傾斜する構造をなしている。 これらの傾斜は 新期の地層ほど緩やかであって， これも 毛無山地区の場合と同様に 遊楽部岳ドームの隆起を示している。
本地域の主部 [ = 相沼向斜に沿った 相沼ベーズン ] では， その東縁には 臼別層 [ Ub ] ・関内層 [ Sn ] 及び 左俣川層 [ Hc・Hm・Hs ] （ただし 変質安山岩類 [ Ht ? ] を除いて）が存在しない。 臼別層の火山活動は 西部に限られていたかもしれないが， 東端部に点々と基盤岩類 [ M and Gd ] が分布する地域は, 臼別層・関内層 及び 左俣川層の堆積期を通じて隆起部をなしていたものと解される。
江差層 [ E ] の堆積の時期には， 相沼向斜部を中心とする相沼べーズン地域が 北西部地域に比べて 急激に沈降している。 毛無山の東側（冷水川の流域）では 左俣川層と江差層とは傾斜不整合で， 北西部での平行不整合関係と大きく異なる。 主部における沈降量は 江差層の厚さにも現われている。 すなわち， 北西部では 約 250 m なのに対して， 相沼付近では 800 m 内外， 東部の姫川でも 500 m と厚くなっている。 上位の館層 [ Tm・Ts・Tp ] も 同様の傾向を示しているが， 明確ではない。
江差層 及び 館層の堆積時期には 主部において激しい海底火山活動が生じている。 これらの産物である突符火山岩類 [ Tv・Tt ] 及び 相沼火山岩類 [ Av ] は ともに， おそらく中心噴火を主とした活動によって 大きな火山体を形成したものと思われる。 両火山の中心位置は明確でないが， 突符火山岩類の方が より東部で厚く, その中央付近に南北性の背斜が推定されることと， 相沼火山岩類は 毛無山の西側まで分布がおよび, 突符火山岩類の中心より西へ寄って更に広がった とみられることなどから， 両火山岩類が 別個の火山体をなしていたと推定する。
突符火山岩類の上部には 軽石凝灰岩 [ Tt ] が 局地的に厚く発達しており， カルデラ形成の可能性がある。 この軽石凝灰岩を生じた火山活動に関連して 花崗斑岩 [ Gp・Gb ] も生じたものであろう。 ただし， これは おもに 固結後の上昇によって突符火山岩類などに貫入したものと思われる （貫入角礫岩 [ Gb ] がよく発達している）。
突符火山岩類は 江差層 [ E ] とは急激な指交関係にあるが， 江差層の岩相に大きな影響をあたえておらず， 深い海底で形成されたとみられる。 これに対して， 相沼火山岩類 [ Av ] と 館層 [ Tm・Ts・Tp ] とは 種々の中間的岩相を伴った 複雑な指交関係を示し， 館層の岩相が 火山噴出物の影響を大きく受けている。 当時の火山体の一部は海上に姿を現わし， 激しい侵蝕を蒙ったであろうことが 多くの火山円礫岩の形成や堆積構造から推定される。
主部 [ = 相沼向斜に沿った 相沼ベーズン ] では， さきに述べたように その東側と西側とに基盤岩類があって， 大局的には 相沼向斜を中心とする相沼べーズンを形成していて， 南北性の構造が基本である。 しかし， 主部においても， 左俣川層以前の地層には 東西方向あるいは北西 - 南東方向の小褶曲が一部に認められる。
断層は 主な方向性として 南北方向と北西 - 南東方向のものがある。 南北性のものは見市断層と [ その ] 東側に併走する断層が大きく， 主部では それ程 大きなものは認められないが， 冷水川断層・花崗斑岩 [ Gp・Gb ] を切る南北性の小断層 及び [ 図幅地域の南東部の ] 姫川断層がある。 主部においては 北西 - 南東方向の断層も顕著で， 北から 砂蘭部川断層・中二股川断層・突符山断層・大岩川断層 及び 突符川断層などがある。 このほか， 北西 - 南東方向の断層と共役する形の北東東 - 南西西方向の断層もかなり発達している。
なお， 北西 - 南東方向の構造は 突符火山岩類 [ Tv・Tt ] の中の変質帯の配置にも現われており， 更に この方向は [ 本図幅の ] 東隣の濁川地域（松下ほか， 1973）での銅・鉛・亜鉛鉱脈の方向や, 北隣の八雲鉱山（土居・酒勾， 1967）の鉱脈方向とも近似している。
本地域内にみられる第四系は 段丘堆積物・扇状地堆積物・沖積層 及び 砂丘砂である。 段丘堆積物は， 更新世の中期から後期にかけて形成されたと思われる３段の海岸段丘 （高位・中位 及び 低位）と, 姫川沿いに形成された河岸段丘がある。 沖積層は 各河川の沿岸に沿って堆積して平地を形成しており， また， 海岸の一部には砂丘が形成されている。
前述のように， 段丘堆積物は 海岸地域に発達する高位・中位 及び 低位段丘の堆積物と, 姫川沿いに形成された河岸段丘のものとがある。
高位段丘堆積物（t1） は 海岸地域では [ 図幅地域の南端付近の突符岬の北東方の ] 元和 付近にやや広く発達するのみである。 標高 130 m から南西方に低下し, 標高 90 m 内外に至る緩斜面をなすもので， 谷に深く刻まれている。 厚く表土に覆われており， その堆積物は 段丘崖の付近に散乱する円礫からその存在を推定されるにすぎない。
中位段丘堆積物（t2） は 本地域で最もよく発達する。 海岸沿いに ほぼ全域にわたって存在するが， その幅は 通常 200 m 以下である。 段丘面は 標高 50 m 内外で， ほぼ平坦であり， 海岸の崖の上部にその堆積物が認められる。 崖で見られる堆積物の厚さは 通常 2 m 内外であるが， [ 見市川の河口の南東岸の ] 見日 付近の 最も厚いところでは 約 3 m ある。 堆積物は 主として 径 10 cm 以下の円礫からなり， ところどころに砂層を不規則に挾んでいる。 なお， [ 見市川の河口と冷水川の河口に挟まれた ] 鮎川海岸の 人住内川 から 大沢 [ 以下の [注] 参照 ] に至る間の一部では 段丘面は他の地域よりも高く, 60 m を越える標高を示し， 小谷により顕著に刻まれている。
姫川沿いの河岸段丘堆積物は これらの [ 中位段丘堆積物の ] 海岸段丘と同時期に形成されたものと考えられる。
低位段丘堆積物（t3） は [ 本図幅の ] 南端部の 栄浜 付近に 標高 20～30 m の狭小な段丘面を構成している。 堆積物は 安山岩類の拳大の礫を主とする礫層からなり， 基質は 砂からなるが 泥質なところもある。 その厚さは 1～2 m である。
扇状地堆積物は 地域北西部の平田内川の下流の西岸沿いに認められる。 標高 100 m から 20 m にまで低下する面を構成し， [ 海岸沿いの ] 平 部落の背後で急崖を作って終っている。 この形状からみて， おそらく低位段丘の形成時に生じたものと考えられる。 堆積物は 花崗閃緑岩 及び 安山岩類の亜円礫を主とする砂礫層からなり， 一部に粘土を挾んでいる。
鮎川海岸の人住内川の河口付近には， 比高 約 4 m の数個の小型砂丘が 海岸線に平行して存在する。 これを構成する砂は 分級のよい細砂で， 著しい斜層理を示している。
各河川の下流沿岸地域 及び 人造湖である相沼内ダム上流部には, 沖積層がやや広く発達している。 堆積物は 主として砂礫からなり， 粘土層を挾んでいる。 なお， 鮎川海岸などには 砂質堆積物がみられ， 浜堤 が発達しているところがある。
本地域には 珪化 及び 粘土化を伴う 変質帯 が多く散在して認められ， これらの変質帯のうち主なものは地質図で示した。 ただし， 鉱化作用には乏しく， 稼行の対象となるような金属鉱床は発見されていない。 一部で 小規模な ウラン鉱床 が認められている。 利用されている 温泉 としては 見市温泉 及び 平田内温泉がある。 このほか， 変質帯とは無関係に， 地すべり などによる大規模な崩壊地地形が数多く認められる。
珪化を伴う
変質帯
としては
[
本図幅の東部中央付近の
]
花崗斑岩岩体
[
Gp・Gb
]
の北東側の小川の支流
[
= モロミ沢の最上流
]
，
突符山の北東部 及び 紋内岳の南西部に その著しいものがみられる。
これらの地域では 岩石は珪化脱色されて白色岩化し，
黄鉄鉱が 多数 生じている。
これらは N 60°W 方向をもつ 一つの帯をなし，
[
本図幅の
]
東隣
[
の濁川図幅
]
地域の野田追川の上流での 鉛 及び 亜鉛を伴う黄鉄鉱～石英脈が発達する鉱化帯（酒勾ほか，
1964）に続くようである。
この変質帯の南側の突符川の上流部にも 全く同様な，
強い珪化を伴う変質帯が散在し，
上記の帯に平行に存在するようである。
これらの変質帯は いずれも 突符火山岩類
[
Tv・Tt
]
の分布地域内に発達しているが，
この南の突符川沿いの相沼火山岩類
[
Av
]
の中と，
中央北部の
銀山沢
[
←
鉛川
の東方
]
での館層の凝灰質砂岩
[
Ts
]
中にも変質帯が存在する。
しかし，
ここでは 粘土化が局地的に著しいのみで，
珪化までは 至っていない。
[ 本図幅地域の ] 北部の雄鉾岳の北東側では 突符 [ Tv ] ～相沼 [ Av ] の両火山岩類にわたって変質帯が存在する。 ここでは 珪化 及び 粘土化が ともに著しく， [ 本図幅の ] 北隣 [ の遊楽部岳図幅 ] 地域でかつて稼行された 八雲鉱山地区の鉱化作用（杉本ほか， 1962）がおよんでいるものと考えられる。 なお， 見市川流域の変質帯は 粘土化を主とする変質である。
小規模ではあるが， 堆積性の ウラン鉱床 （放射能異常地）が [ 図幅地域北西部の ] 見市温泉の北東の, 熊石から八雲へ通じる道路 [ = 国道 277 号線 ] 沿いで成田・五十嵐（1969）によって発見され， 詳しく記載されている。 この放射能異常を示すものは 炭質物を多く含むアルコース質粗粒砂岩層からで， 炭質物の部分に濃集して認められるものである。 ただし， 成田・五十嵐は， この砂岩層の層準について 本論文の関内層 [ Sn ] ないし左俣川層の下部 [ Hc ? ] に相当するように考えているようであるが， その分布位置から 臼別層 [ Ub ] の基底部である可能性が大きい。
温泉 は 利用されているものとして 見市 温泉 及び 平田内 温泉がある。
見市温泉は 前述の見市川地域の変質帯の南端にあって， 見市断層に近接した位置にある。 第 21 図に示されるように， その湧出源は 見市川の川底などで N 65°E 方向に 延長 700 m にわたる間に， 60 数ヶ所認められている。 泉温の最高は 68.7 ℃ で， 微酸性の炭酸泉である（北海道地下資源調査所， 1976）。
その分析値は 第 7 表に示した通りである。
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平田内温泉は，見市温泉の西方 約 3.5 km， 平田内川の中流に位置する。 この温泉については, 二間瀬（1968）及び 北海道地下資源調査所（1976）によって詳しく報告されている。 これによると， 泉源は平田内川の西岸にあって， 第 22 図に示されるように， N 20°E 方向に 約 600 m 以上にわたって配列して 30 数ヶ所から自然湧水している。 これらは 珪化した福山層の中から湧出しており， その最高温度は 65 ℃ ぐらいである。 なお， 泉質は 見市温泉と同様である。
地すべり などによる崩壊地地形は 毛無山からその東側にかけて 大規模なものが認められる。 これらは 江差層 [ E ] の分布地域に多いが， 臼別層 [ Ub ] ・左俣川層 [ Hc・Hm・Ht・Hs ] 及び 相沼火山岩類 [ Av ] の分布地域にもみられる。 これらの主なものは地質図に示した。
大規模なものは 江差層の いわゆる硬質頁岩からなる地域で多く， とくに相沼の北東方で見られる地すべり地は 幅 約 2 km， 奥行 1.5 km， 比高 200 m にもおよぶ。 これらは 主として地層の傾斜側， すなわち 流れ盤側に崩壊を起こしている。 海岸地域の豊浜の北方では， 昭和 37 年に 江差層の硬質頁岩層を貫く 玄武岩 [ B ] をまきこむ崩壊が生じて 大きな被害が出た（石田（1963）; 松下ほか（1963））。 また， 地域東縁の小鉾岳の南西側では 江差層と突符火山岩類とにわたっても生じている。
臼別層の中のものでは 冷水川の下流地域で認められ， 左俣川層の中のものとしては 毛無山の北東側にみられるものである。 相沼火山岩類の中のものとしては， 江差層の分布地域に次ぐ規模で スルカイ岳の西側 及び 雄鉾岳周辺に発生している。
QUADRANGLE SERIES
SCALE 1 : 50,000
Sappro (4) No. 74
By Konosuke SAWAMURA and Mitsuo HATA (Written in 1980)
The area mapped is situated in the central part of the Oshima Peninsula, South-western Hokkaido, at the latitude 42°0' to 42°10' N and the latitude 140°0' to 140°15' E. It is composed from Paleozoic to Mesozoic sedimentary rocks of Matsumae Group, Cretaceous granodiorite and Neogene and Quaternary sedimentary and volcanic rocks. The geological sequence here is shown in Table 1.
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It is exposed narrowly along the western and eastern margins of the mapped area. It is composed mainly of slate and some intercalations of sandstone and chert in this area, and it is an extension from the huge mass existed in the south and south-east of this area, where Carboniferous fusulinid and coral, and Carboniferous, Permian and Triassic conodonts were found. The geological age of the Matsumae Group is assumed to be of the Carboniferous to Triassic.
It is exposed both in western and eastern border areas of the district. It intruded into the Matsumae Group and affected clear but weak contact metamorphism on the group. It is a member of the Creataceous granodioritic masses scattered in the south-western Hokkaido and is made up of biotite - hornblende granodiorite rather poor in alkali-feldespar. One of them has the K - Ar age of 114 Ma.
It is the lowest member of the Neogene in this area and its distribution is restricted in the north-western part. It is composed almost wholly of volcanic rocks, altered strongly by albitization, chloritization and sericitization. There is a tendency that the lower part of the formation is predominated by dacite and leucocratic andesite, the middle part by basalt and basaltic andesite and the upper part by pyroxene andesite.
It exposes in accompany with the Usubetsu Formation in the north-west part of the mapped area. It covers unconformably the lower volcanic formation and its basal part is composed of coarse grained arkose pebbly sandstone, while the main part is the alternation of sandstone and mudstone with intercalations of coaly shale. The thickness of the formation is 200 - 280 m. The fossil floras of plant pollen included in mudstone have the composition of "Daishima type" which indicate Middle Miocene in age.
It lies on the Sekinai Formation with para-unconformity, and its thickness is variable from 1,000 m to some ten meters. It consists mainly of marine clastic rocks and associated some andesitic rocks in the middle to upper part of the formation. At the basal part developes well alternating bed of conglomerate and sandstone ; the former contains bolders of granodiorite and accessory amount of well rounded pebbles of slate and chart, and the latter is the medium grained arkose sandstone rich in coaly materials and also marine shell fossils are found sporadically among it. A massive black mudstone covers the basal part. It is rich in flakes of biotite and marine fossils ; Shell, foraminifera , fishscale and teeth of Sharks. Above the mudstone lies andesitic rock, composed mainly of tuff breccia, volcanic conglomerate and some lava flows of hornblende andesite or basaltic andesite. The rocks are suffered weak chloritization and locally crossed by network vein of opal. The andesitic rocks are covered by tuffaceous sandstone bed, composed from light green colored sandstone rich in flakes of plagioclase and biotite and some intercalations of conglomerate, mudstone and tuff breccia. The top of the bed comes to alternating bed of sandstone and dark grey mudstone.
It exposes on the eastern margine of the mapped area only in three locations under the black shale bed of the Esashi Formation. It is composed of pebbly arkose sandstone and pebbly sandstone rich in fresh volcanic glass.
The formation covers rather broad area with the relation of para-unconformity with Hidarimatagawa Formation in the northwest area, clino-unconformity with it in the central area, and conformity with Ōanzaigawa Formation in the east area. It is composed of black shale ; in the lower part it is hard and thin platy and in the upper part it comes softer and thick platy. It intercalates some thin layers of glassy tuff and biotite dacite pumice tuff, which are rich and thick in the north-west area.
The rocks interfinger with the Esashi Formation and compose a thick accumulation in the east part of the mapped area. It is composed mostly of pyroclastic rocks, tuff, tuff breccia and volcanic conglomerate and accompanies lava flows of hornblende andesite and pyroxene andesite. At the top part, there exists locally biotite dacite pumice tuff. The rocks are wholly altered to green clolored rocks by chrolitization, albitization and sericitization except the top part where some pumice tuff are fresh, as in the southern part of the Granite Porphyry mass.
It composes a mass of about 4 km in diameter in the southern part of the area covered by the Toppu Volcanic Rocks. The mass is crossed by many small faults of north-south in trend and intrusive relation with surrounding rocks is estimated by the fact that black shales are baked to very hard rock. The rock facies are variable, some are holocrystalline and others are porphyritic with phenocryst of quartz, plagioclase, orthoclase, hornblende and biotite. It accompanies intrusion breccia composed from breccia of granite porphyry and altered andesitic rocks. The structure is complicated, intrusion breccia and porphyritic facies are found inside of the mass along the steep valley while the holocrystaline facies exposes surrounding the former until the top of the mountain.
The formation lies on the Esashi Formation conformably and it is composed from massive mudstone and tuffaceous sandstone ; the former dominates in the lower part of the formation and the latter, in the upper part in general, but the complicated relation with the Ainuma Volcanic Rocks disturbs such tendency. The mudstone is a homogeneous and massive one and contains fossil diatoms Denticula Kamtschatica and others. In the central area, mudstone often intercalates black tuffaceous sandstone and show banded structure. The tuffaceous Sandstone is rich in volcanic materials and often intercalated volcanic conglomerate, volcanic breccia and lava flows of pyroxene andesite, especially in the central area and it obscures the boundary with the Ainuma Volcanic Rocks. A thick layer of biotite dacite pumice tuff rich in biotite flakes is intercalated in the upper part of the sandstone bed at the south-eastern coast of the mapped area and it decreases clearly its thickness and disappears rapidly in the inland area.
The rocks show complicated relations with mudstone and sandstone of Tate Formation, while it overlies directly on the Toppu Volcanic Rocks in the central area, where the latter is strongly altered to show green in color while the former is rather fresh and shows brown in general. At the base of the Ainuma Volcanic Rocks in contact with black shale of Esashi Formation, at the south-eastern area, there exists muddy volcanic conglomerate with pebbles of andesites and crushed gabbro, and many hornblende flakes scattered in the matrix. Volcanic breccia and tuff breccia rich in hornblende flakes and in some case lava flow of hornblende andesite compose lower part of the Ainuma Volcanic Rocks but the main part is composed from thick alternating bed of volcanic breccia and subordinate amount of lava flow of pyroxene andesite.
In accompany with the intensive igneous activities occurred in this area, there are many minor int rusives ; olivine augite basalt and dolerite occurrs as sheet in the black shale of Esashi Formation, olivine augite andesite, some of which are dikes of the width 250 m, intruded in many places. Some of pyroxene andesite compose a tiny stock in the area covered with Toppu Volcanic Rocks. Hornblende andesite intrude Granite Porphyry and other formatio ns. Biotite hornblende dacite also compose a tiny stock in the Toppu Volcanic Rocks.
The andesite exposes only in the north-western part of the mapped area, covering the Esashi and Tate Formations. It is an extention of the mass existed in the west and only pyroxene andesite volcanic breccia is distributed in this area.
The bed exposes in the north-west part and north-east margine of the mapped area. At the former location, it covers the Tate Formation unconformably and it consists of conglomerate intercalted thin layer of sandstone which contains Placopecten sp. The alternating bed of sandstone and mudstone, lie on the Tate Formation at the north-east corner, is rich in fossils of foraminifera.
At the north-east corner, it compose a lava plateau of pyroxene andesite on the alternating bed of Setana Formation and Ainuma Volcanic Rocks.
In this area very narrow the coastal terraces develops : the higher one of 80 to 120 m high above sea level, middle one of about 50 m which is most distinct in this area extends along the coast, and the lower one of 20 to 30 m. Each terrace is composed from gravel, sand and clay. A fan at the north-west corner of the mapped area, extens from the height of 100 m to 20 m high. It ends with a steep cliff suggesting the construction at the same time of lower terrace construction. Sand dune of very minor one exists at the coast of north-west area. Alluvial plain in this area is also not so distinct.
The area mapped is composed from two provinces having clearly different geologic structure and geologic development. The Ken-ichi fault trending north to south at the north-western part of this area compose the boundary of the provinces. It is a large fault associating branches and parallel ones in its east-side. It dislocated right lateraly the Hidarimatagawa Formation about 1,500 m and less then 500 m the Esashi Formation. The block east of the fault, which is composed granodiorite and the Usubetsu Formation mainly, had the tendency to lift up ; there lacks the Sekinai Formation, and only in this block exists clinounconformity between the Hidarimatagawa and the Esashi Formation.
The west province defined by the Ken-ichi fault is the southern margin of a large dome consisted of granodiorite, and the Neogene accumulated there show monoclinal structure of east - west trend and south-ward dip, which is steeper in the lower formation, about 50 m, and gentle in the upper formation, less than 20 m.
The east province covers the main part of the mapped area and it is characterized by a large syn clinal s tructure. At the east and west margine of the province exists basement rocks composed from Paleozoic slate and Cretaceous granodiorite extending north - south. Except the western margin of this province, Usubetsu and Sekinai and most part of Hidarimatagawa Formation seem to be lacking, and minor altered andesite covers directly the basement rock, which is believed to be the equivalent of the volcanic rocks of Hidarimatagawa Formation. The east province is characterized by thick accumulation of Esashi and Tate Formations and also violent volcanic activity of marine and submarine at that stage, which accompanied intrusion of granite porphyry and minor scale Pb - Zn mineralization in the Toppu Volcanic Rocks.
昭和 56 年 3 月 16 日 印刷 昭和 56 年 3 月 20 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