地域地質研究報告
５万分の１図幅
札幌（4） 第 84 号
地質調査所 地質部 泰光男
地質調査所 環境地質部 垣見俊弘
昭和 54 年
地質調査所
目次 I. 地形 II. 地質概説 III. 中古生界 III.1 松前層群 III.2 上磯層群 IV. 新第三系 IV.1 福山層 IV.2 桧山層群 IV.2.1 大安在川層 IV.2.2 木古内層 IV.2.3 厚沢部層 [ IV.2.3.1 札苅部層 ] [ IV.2.3.2 佐助沢部層 ] IV.2.4 館層 IV.3 溶岩円頂丘および岩脈 IV.3.1 粗粒玄武岩 IV.3.2 流紋岩 IV.3.3 玄武岩 IV.3.4 輝石含有角閃石安山岩 IV.3.5 角閃石デイサイト V. 新第三系の地質構造 VI. 第四系 VI.1 海岸段丘堆積物 VI.2 河岸段丘堆積物 VI.3 沖積層 VI.4 湿原堆積物 VI.5 砂丘堆積物 VII. 応用地質 VII.1 硫化鉄鉱鉱床 VII.2 褐鉄鉱鉱床 VII.3 マンガン鉱 VII.4 油徴 VII.5 温泉および冷泉 VII.6 地辷り 文献 Abstract
図の目次 第 1 図 （山地地形写真） 第 2 図 （海岸地域および山地地形写真） 第 3 図 木古内地域および周辺の地質図 第 4 図 木古内地域地質総括図 第 5 図 上礫層群・福山層および大安在川層の層序関係見取図 第 6 図 中ノ沢川下流地域の福山層地質柱状図 第 7 図 松前層群と大安在川層との不整合関係を示す見取図 第 8 図 大安在川層地質柱状図 第 9 図 木古内層地質柱状図 第 10 図 大安在川層と木古内層の累重関係 第 11 図 （木古内層中の大川凝灰質砂岩層（Os）の露頭写真） 第 12 図 （木古内層の硬質頁岩層の露頭写真） 第 13 図 （木古内層の塊状泥岩と平偏な泥灰質団塊の露頭写真） 第 14 図 大川凝灰質砂岩層（Os）の堆積様式 第 15 図 厚沢部層地質柱状図 第 16 図 （厚沢部層・札苅部層（As1）の泥岩シルト岩互層の露頭写真） 第 17 図 （厚沢部層の基底部をなす瓜谷川凝灰岩層（Ut）の霧頭写真） 第 18 図 瓜谷川凝灰岩層（Ut）の堆積様式 第 19 図 （瓜谷川凝灰岩層中部のラミナと小断層構造を示す露頭写真） 第 20 図 海岸段丘堆積物の柱状図 第 21 図 褐鉄鉱鉱床分布図 第 22 図 旧八盛湯ノ岱鉱山の鉱床模式柱状図 第 23 図 地辷り地形分布図
表の目次 第 1 表 江差地塊の松前層群対比表 第 2 表 木古内地域および周辺の新第三系層序対比表 第 3 表 福山層産出花粉化石表 第 4 表 大安在川層産出花粉化石表 第 5 表 木古内層産出有孔虫化石表 第 6 表 褐鉄鉱鉱石分析表 第 7 表 天ノ川鉱泉の泉質およびガス分析表
地域地質研究報告
（昭和 53 年稿）
５万分の１図幅
札幌（4） No. 84
木古内地域の調査研究は， 古生界の松前層群の発達する地域については垣見が， その他の主として新第三系からなる地域については秦が担当した。 野外調査は昭和 36 年から昭和 39 年にかけて実施した。 新第三系については， その後に 秦が行った周辺地域の調査研究の成果を参考としながら 室内研究を行ない とりまとめたものである。
新第三系の層序の現地検討と総括を行なうにあたっては， 地質調査所 北海道支所の石田正夫技官および山口昇一技官の協力をうけた。
この研究を進めるにあたり， 北海道大学の佐藤誠司博士には花粉化石を， 海洋地質部の水野篤行技官および地質部の大山桂技官には貝化石を， 石田正夫技官には有孔虫化石の同定をしていただいた。 火山岩の検鏡にあたっては地質部の大沢穠技官の協力をうけた。 薄片作製は北海道支所の谷津良太郎技官ほかによって行われた。 また， 現地調査にあたっては， 木古内町役場・ 上ノ国町役場・ 厚沢部町役場・ 木古内営林署・ 江差営林署および桧山営林署から種々の便宜をうけた。 ここに上記の方々に対し厚くお礼申し上げる。
木古内図幅地域は 北海道 南西部の松前半島の中央東部（東経 140°15' から 140°30'， 北緯 41°40' から 41°50' の範囲）に位置し， 南東側は津軽海峽に面している。
本地域の地形を概観すると， 南東隅の津軽海峽に面する海岸線に沿って発達する海岸段丘地形， その内陸側に形成される 低平な丘陵山地および標高 300～600 m を示す山地とに大別される。 このほか， 主な河川流域に形成された河岸段丘および沖積層などからなる平地がある。
地形は， 行政区画上の渡島支庁と桧山支庁の境界となっている山稜を境として， 太平洋（津軽海峽）側と日本海側とに大きく２分され， 分水嶺をなすこの山稜を境として水系もまた２分されている。
この山稜は， 域内のほぼ中央部を NNE - SSW 方向に縦断する標高 210 m から 593 m の稜線（南から 尖岳 [ 593 m ] ， 稲穂 峠， 瓜谷山 [ 548.8 m ] ， 梯子岳 [ 562.7 m ] ， 梅漬 [ 梅漬 ? ] 峠など）を形成している。 大局的には この山稜からそれぞれ東側あるいは西側に向って山地は低くなっていくが， さらに東西両地域ともこの山稜に直交する稜線によって２分され， 山地全体は４区分される。 この地形区分は 水系区分でもあり， また， 行政区画上の区分ともなっている。
山地および丘陵地は 本地域内の大部分を占めている。 新第三系の堆積岩が発達する地域では 概して壮年期から晩壮年期の開析が及んでおり， 河谷も広く， ゆるやかな地貌を呈している。 なお， 緩傾斜の褶曲構造が発達している 木古内地区の桧山層群分布地域にはケスタ地形が多く認められる。 域内の北西部の松前層群の発達する地域では 地質条件を反映していて， 河谷はせまく， しばしば V 字谷が形成され， 全般的に急峻な地形をなしている。
このほか， 溶岩円頂丘および溶岩台地を形成する 尖 岳 [ ← 図幅地域南西隅より東方に 3.5 km ] および 桂 岳 [ ← 図幅地域北東部 ] などは 新第三系 堆積岩類から突出し， 異なった山容をなしている（第 1 図参照）。
水系は， さきに述べたように日本海側と太平洋側とに大きく２分されるが， 地形的集水地域は４区分され， それぞれ流路方向を異にした特徴をもっている。
すなわち， 日本海側では， [ 本図幅地域の ] 北部の 厚沢部 町の地区の河川（ [ 梅漬峠の西方の ] 泉沢・次郎沢・ 木古内越 沢・ 大糠野 沢・ 頽雪 沢・ 笹毛堂 沢および 矢櫃 川）は北流し， 域外の北部 [ の館図幅地域内 ] で厚沢部川に合流して日本海に注いでいる。 [ 本図幅地域の ] 南部 [ ← 南西部 ? ] の上ノ国町の地区の河川は いづれも本地域から日本海にかけて西流する 天ノ川 およびその支流で， 北側（ [ 図幅地域西部・南北中央よりやや北の ] 桧内沢 川・ 下ノ沢 川・ 中ノ沢 川・ 神明ノ沢 川など）ではほぼ南流し， 南側（ [ 図幅地域西部・南北中央よりやや南の ] 上ノ沢 川 [ ← 大部分が本図幅の西隣の上ノ国図幅地域内 ] および 膳棚 川など）では北流している。
太平洋側では， 北部の 上磯 町の地区の河川（ [ 梅漬峠の南東方の ] 西股 川・ 湯ノ沢 川および 大当別 川）は東流し， 前２者 [ = 西股川と湯ノ沢川 ] は [ 本図幅の東隣の函館図幅地域内で ] 茂辺地 川に合流して津軽海峡に注いでいる。 南部の木古内町の地区の河川（ [ 図幅地域南東隅の津軽海峡に注ぐ ] 亀 川・ 橋呉 川・ 幸連 川・ 大平 川・ 佐女 川・中野川・ 瓜谷 川および木古内川など）は， 木古内川をのぞき すべて南流している。
海岸段丘は， 津軽海峽に面した 幸連 から木古内にかけての海岸線に沿った内陸部に３段の平坦面を形成して発達している。
高位の段丘 [ ct1 ] は標高 40 m 前後， 中位の段丘 [ ct2 ] は標高 20～30 m， 低位の段丘 [ ct3 ] は標高 10～15 m である。 これらの段丘の幅は東側の幸連地域では 1,000 m あるが， 西方に向って狭くなっている。
河岸段丘は 面積的に広く発達するものは少なく， 亀川・中野川の下流・木古内川の下流・天ノ川およびその支流流域に沿って２段認められる。
高位の河岸段丘 [ rt1 ] は [ 図幅地域西端・南北中央付近の ] 湯ノ岱 地区の天ノ川の両岸に認められるもので， 標高は 80～95 m を示し， 比高は 20～25 m である。
低位の河岸段丘 [ rt2 ] は 天ノ川の支流の上ノ沢川・神明の沢川および膳棚川でよく発達している。 最も広く発達する上ノ沢川地域では， 上流部で標高 160 m， 下流部で 60 m の高度変化を示し， 比高は 10 m 内外である。 この低位段丘に相当するものとしては， 前述の木古内川の下流の右岸・中野川の下流の左岸および亀川の中流の左岸に認められる。 平坦面の標高は各河川によって異るが， 110 m から 30 m の高度変化を示し， 比高は 5～10 m である。
沖積地 [ a ] は 各河川の流域および海岸線に沿った部分に発達しているが， 面積はそれ程広くない。 比較的広い分布を示す地域としては 木古内川および中野川流域がある。 なお， 木古内地域の海岸部には 小規模な砂丘 [ s ] とその内陸部に湿原堆積物の泥炭 [ p ] の発達がある。
また， [ 津軽海峡に面した ] 札苅 および幸連の地域の海域には海蝕台が形成されており， 干潮時には第 2 図に示すように露岩する。
以上のほか， 地形的特徴として地辷り地形がある。 本地域に発達する地辷り地形は 新第三系の木古内層および 厚沢部 層の分布地域に多く認められるもので， とくにケスタ地形を呈する地域での発生が顕著である。
本地域を含む渡島半島部は いわゆる東北日本内帯グリンタフ地域の北方延長部にあたる。 基盤岩は 古生代後期から中生代前期の堆積岩類と， いわゆる北上迸入帯に属する白亜紀の深成岩類からなり， 白亜紀および古第三紀の地層を欠いて， 新第三紀以降の活発な火山活動と堆積作用によってもたらされた新第三系が広く発達している。
本地域では， 基盤は松前層群および 上磯 層群と呼ばれる厚い堆積岩からなり， 隆起地塊として存在している。 新第三系は 上述の古期堆積岩類をおおって広く分布しているが， とくに南北方向に配列する隆起地塊と隆起地塊との間に大きな沈降部が形成され， これを埋めるように厚く発達している。
本地域ならびに周辺地域を含めた地質と地質層序および地質構造の概略を第 3・4 図に示す。
| 時代 | 地層名 | 層厚 （m） | 岩相 | 化石および火成活動 | 構造運動 | |||||||||||
| … | ||||||||||||||||
基盤岩の 松前 層群 は 橋本（1958）によって提唱され， 吉田・青木（1972）によって再定義された地層で， 塩基性火成岩類を伴うフリッシュ型の地向斜堆積物で， 層厚は 8,000 m 以上におよぶ。 本地域では化石を産出しないが， [ 本図幅の西および南西に ] 隣接する 上ノ国 地域および 大千軒岳 地域の本層群からは石炭紀後期を示す紡錘虫・珊瑚およびコノドントなどの化石 （湊・国府谷（1963）; MINATO and ROWETT（1967）; 吉田・山口（1967）; 吉田・垣見（1970）; 吉田・青木（1972）; 青木・吉田（1974））と [ 本図幅の南南西隣の ] 松前地域からは二畳紀を示す石灰藻類が産出している（MINOURA and KATO， 1978）。
上磯 層群 は 上磯隆起地塊 を構成しており， 堆積物は 松前層群の地層に酷似した 黒色粘板岩・チャート・硬質砂岩・礫岩および石灰岩を主とする地向斜性堆積物からなるが， [ 本図幅の北東に ] 隣接する大沼公園図幅地域内の上礫石灰岩からは 三畳紀後期と考えられるコノドント（坂上ほか， 1969）やジュラ紀の可能性をもつ貝類・有孔虫・ヒドロゾア [ hydrozoa ; ヒドロ虫 ] および紡錘虫を産出している（湊・山本， 1961）。
このようなことから， 吉田・青木（1972）は， 構造区分において， 前者の松前層群は 東北日本の北部北上帯の延長部にあたる古生代層として再定義し， 後者 [ = 上磯層群 ] を 東北日本の岩泉帯の延長部にあたるであろうとした。 なお， 上磯層群の名称は石田ほか（1975）によって与えられた。
本地域の新第三系は 下位から 中新世前期の福山層および中新世中～後期の 桧山 層群の 大安在川 層・ 木古内層・ 厚沢部 層および 館 層からなり， 中新世前～中期の吉岡層（≒ 湯ノ岱 層）および 訓縫 層群や， 桧山層群を不整合におおって発達する鮮新世の 瀬棚 層準の地層（ [ 本図幅の ] 南隣の 知内 地域のイデス川層・東隣の函館地域の 富川 層・北隣の館地域の 鶉 層）は分布しない。
福山層 [ Fy1, Fy2 ] は 新第三系の最下位層で， 基盤の松前層群および上磯層群の地層を傾斜不整合におおって発達している。 大部分が陸成の火山岩および火山砕屑物からなり， これらは著しい変質作用をうけており， いわゆる下部グリンタフ相を呈している。 なお， 地域的には淡水成の非火山性砕屑岩を挾有し， これらの中には炭質物が多く含まれており， しばしば植物化石を産出する。 西隣の上ノ国地域からは冷温性の 阿仁合 型植物群に属する上ノ国植物群（棚井（1963）; TANAI and SUZUKI（1963））が産出しており， 本地域を含む松前半島の福山層からは 同植物群集と同様の古気候を示す冷温性の花粉化石が得られている（秦， 1973b）。
桧山層群 は 中新世中期から後期にかけての広範囲にわたる海進によってもたらされた一連の海成堆積層で， 岩相の特徴によって下位から大安在川層・木古内層・厚沢部層および館層に４区分される。
大安在川層 [ Oa ] は 海進初期の堆積物で， 下位の地層を不整合におおい， 上位の泥質相を主とする地層の基底部層として広く発達している。 比較的淘汰のよい礫岩および砂岩などの浅海性の粗粒堆積物からなり， Patinopecten kimurai などの貝・ 大型有孔虫の Operculina complanata japonica および Liquidamber を含む暖温性の花粉 などの中新世中期を指示する化石を産出する。
桧山層群の主部をなす木古内層から館層にいたる地層は いづれも整合漸移関係にあって， 主として泥質相からなる一連の堆積物である。 これらは西南北海道の標準層序とされている 八雲 層および 黒松内 層にあたる。
木古内層 は いわゆる硬質頁岩相で特徴づけられる地層で， 見事な成層を呈する薄板状の珪質な硬質頁岩層と硬質泥岩軟質泥岩互層 [ Ki ] からなり， 中部には 東隣の函館地域から 南隣の知内地域を含めて広く鍵層として追跡できる凝灰質砂岩層 [ = 大川凝灰質砂岩層（Os） ] が発達している。 なお， [ 本図幅の ] 西部地域では硬質頁岩の発達は悪く， 暗灰色泥岩の厚層を多く挾有する。 本層の基底部には海緑石を含む砂質シルト岩の薄層があって， 下位の大安在川層と整合関係で接している。 化石は Makiyama chitanii および魚鱗を普遍的に産出するほか， 底棲性の砂質有孔虫（Spirosigmoilinella compressa を伴う Cyclammina - Haplophramoides - Martinottiella 群集）および貝化石を稀に産出する。
なお， 硬質頁岩層など著しく珪酸に富む緻密な岩石の成因については， 従来， 東北日本 油田地域の 女川 層の硬質頁岩の研究から 火山活動起源説（田口（1961）など）と 珪藻などの微生物起源説（井上， 1967）などがある。 いづれの説においても 硬質頁岩層の珪質な岩石は陸源堆積物ではないとされている。 また， 一般に寒冷な半深海から深海の環境にあり， かつ停滞的（stagnant）な環境であったと推定されている（田口（1961）; 青柳ほか（1970））。
厚沢部層 は 黒色ないし暗灰色の泥岩 [ As1 ] を主とする下部の 札苅 部層 と 泥岩シルト岩互層 [ As2 ] および砂質シルト岩 [ As3 ] からなる上部の 佐助沢 部層 とに区分される。 なお， 本層中には基底部の 瓜谷川 凝灰岩層 [ Ut ] をはじめ 連続性があって鍵層となる多くの酸性凝灰岩 [ S1～5, S6～9 ] を挾有している。
札苅部層の上部から 佐助沢部層の中部にかけては Makiyama chitanii が非常に多く認められるほか， 魚鱗・砂質有孔虫・Coscinodiscus marginatus などの珪藻および少量の貝化石を産出する。
館層 [ Ta ] は 主として塊状を呈する凝灰質～珪藻質シルト岩からなる。 全般的に珪藻化石を産出するほか， 模式地の館地域においては有孔虫化石や貝化石も産出している（秦・山口（1974）; 石田ほか（1975））。 なお， この層準には Makiyama chitanii は稀にしか認められない。
桧山層群の主部をなすこれら泥質相の古環境は， 木古内層から厚沢部層の下部においては一般に冷温な半深海から深海性で， 厚沢部層の上部から館層にかけて次第に浅海化され， かつ， 寒冷となったことが推定される。 また， 堆積物の岩相変化と層厚変化からは 厚沢部層の時期から堆積盆地の差別的昇降運動 [ の影響 ? ] が顕著にあらわれている。 とくに， 北隣の館地域では 館層の中にスランプ構造や斜層理の発達する粗粒堆積物を挾有するなど， 地域差を生じている [ 以下の [注] 参照 ] 。
このほか， 桧山層群の堆積時から鮮新世にかけて活動したと考えられる火山岩として 粗粒玄武岩 [ Do ] ・ 玄武岩 [ Ba ] ・ 安山岩 [ Ha ] ・ デイサイト [ Hd ] および 流紋岩 [ Ry ] がある。 これらのうち 域内の北東部に分布する流紋岩岩脈は， 北隣の館地域および東隣の函館地域にかけて ほぼ南北方向に連続して貫入している。 また， デイサイトは溶岩円頂丘をなすものが多く認められ， 突出した特異な山体をかたちづくっている。
第四系は [ 本図幅地域の南東部の ] 幸連 から木古内の間の海岸沿いに発達する更新世の 海岸段丘堆積物 [ ct1, ct2, ct3 ] ， [ 図幅地域西端・南北中央付近の ] 天ノ川など大きな河川の流域に発達する 河岸段丘堆積物 [ rt1, rt2 ] ， 各河川流域および海岸に発達する 沖積層 [ a ] などがある。
本地域および周辺地域の地質構造は 南北方向の褶曲および断層構造が支配的である。 本地域内における主な褶曲構造は， 館～木古内堆積区 の沈降部に形成された [ 本図幅地域の ] 北部の 館向斜 と南部の 木古内向斜 ， [ 木古内向斜の西方の ] 江差隆起地塊 の南東部の 瓜谷背斜 ， その西方の 鰔 川向斜 および 鰔川背斜 などがある。 断層は 江差隆起地塊 の東縁を画する [ 本図幅地域のやや東西中央やや東の ] 木古内断層 と その東側の 大平川断層 が地質構造的に大きな意味をもつ断層で， これらはいづれも南北性のもので， 地塊の差別的昇降運動あるいは褶曲構造と密接に関連する断層といえる。 なお， これらの南北方向の褶曲構造および断層を切るものとして， NW - SE 方向および NE - SW 方向の断層が後期に形成されている。
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本地域において新第三系の基盤をなす古期岩は 北西部の 江差地塊 と北東部の 上磯地塊 に分れて分布している。 従来 これらは一括して松前層群（橋本， 1958）と呼ばれてきたが， 吉田・青木（1972）は近年， 断片的ながら発見された化石によって， 江差地塊 のものは古生界の上部層で北部北上帯に， 上磯地塊 のものは中生界の下部層で岩泉帯に それぞれ相当するとした。 本報告においても 上記の見解によって [ 本図幅の ] 北隣の「館」地域を記載した石田ほか（1975）にならい， 前者を松前層群， 後者を上磯層群と称する。 この場合， 両層群の間には大きな構造線が推定されることになるが， 本地域では新第三系に覆われてこれを見ることはできない。
ごく最近， [ 本図幅の ] 西隣の上の国地域の松前層群から 三畳紀後期を示すコノドント化石が報ぜられた（豊原・狩野， 1978）ことから， 同層群の時代については再度検討を要することとなった。 しかし， 現段階では 石炭紀・二畳紀・三畳紀の化石とも その産出が散発的であるため， ここでは， 隣接図幅地域（角ほか（1970） [ ← 本図幅の北西隣の江差図幅地域 ] ; 石田ほか（1975） [ ← 本図幅の北隣の館図幅地域 ] ）で試みられた岩相に基づく地層区分をそのまま踏襲して報告する。
本地域の北西部に発達する松前層群は ５万分の１「江差」・「上ノ国」・「館」および「木古内」の４図幅地域にまたがり， 南北 20 km 以上， 東西約 15 km の広範囲を占める 江差地塊 を構成している。
本層群は 全体として 級化層理を示す砂岩の優勢な砂岩粘板岩互層と， 粘板岩およびチャートの厚層を主体とし， 苦鉄質凝灰岩および溶岩や， まれに石灰岩やドロマイトを挾在するフリッシュ型の深海性地向斜堆積物である。 層厚は 江差地塊 の本層群全体では数 1,000 m に及ぶと推定される。 このうち， 本地域では最下部を除く大部分が分布している。
本層群の走向は北西方向で， 江差地塊 全体の平均的走向と一致し， おおむね西方へ急傾斜している。 級化層理などによって地層の正・逆関係を判定したところでは， 局部的な小褶曲のほか， 大規模な等斜的褶曲および走向断層による地層の繰り返しが推定される。 また， ある特定の層を追跡してみると， 測定した走向から期待される位置とやや異なる場所に出現する場合が多い。 その位置からみると多くは左横ずれ成分の大きい胴切り断層の存在が推定される。 この傾向は 隣接図幅地域の松前層群にも認められる（角ほか（1970） [ ← 本図幅の北西隣の江差図幅地域 ] ; 石田ほか（1975） [ ← 本図幅の北隣の館図幅地域 ] ）。 しかし， これらの推定断層は 大規模なものを除き 地質図には示していない。 このほか， 中～小規模の破砕帯は 露頭でも数多く認められ， とくにチャート層と砂岩や粘板岩の境界部に多いが， これらもすべて地質図上には示さなかった。
本層群のなかで チャートのうちの板状（しま状）の部分および粘板岩の一部には， 波長が数 m 以下の微褶曲が発達している。 また， 剥理あるいは劈開の発達は 粘板岩及び凝灰岩の一部を除き 不良であるが， 発達する場合は一般に層理に平行である。
松前層群の時代については 前述のように再検討を要する段階であり， 層序も確立していないので， 地質図には岩相に基づいて区分されたものを示す。 各層間の上・下関係及び隣接地域との関係は 第 1 表のように推定される。
| 江差地域 （角ほか， 1970） | 上ノ国地域 | 木古内地域 （本研究報告） | 館地域 （石田ほか， 1975） | |||
| 西部 | 東部 |
目名沢川～
苔ツ符沢川 |
下ノ沢川～
中ノ沢川 |
笹毛堂ノ沢・
神明ノ沢川上流 |
古佐内沢・
沼の沢上流 |
沼の沢～
ヤビツ沢・ 中ノ沢 |
| … | ||||||
本層の主要部は北西隣の江差図幅地域の元山・笹山および八幡岳などの 江差地塊 の脊梁部をなして分布するが， 本地域には北西隅のきわめて小地域に その延長部が認められるにすぎない。 灰色および黒色を呈する塊状， または層状チャートの厚層からなる。 砕屑物の挾みはほとんど認められない。
本層は当地域の松前層群の最下部をなす。 下限は不明であるが， その層厚は少なくとも 400 m 以上と思われる。 また， 本層の南西縁部に走向断層 -- 逆断層と考えられる -- を想定した。
本層は [ 図幅地域北部・東西中央から西よりの ] 笹毛堂 沢の上流に背斜状をなして分布している。 主として塊状の粗～細粒砂岩からなり， 細礫礫岩や微細粒砂岩の薄層をもはさむ。 粗～中粒砂岩中には黒色泥岩（粘板岩）の偽礫を含むものが多い。 比較的上部（M2 層に近い部分）では細粒砂岩と粘板岩の薄互層部も見られる。 全体としては北西方向に細粒化する傾向がある。
本層は背斜軸部のみに現われ， 下限不明であるが， 見られる限りでは [ 層厚は ] 500 m 以上ある。 上位へは後述の M2 層と整合である。 本層の層序的位置は M1 層（チャート層）とほぼ同層準と考えられる。 [ 本図幅の北隣の ] 館図幅地域（石田ほか， 1975）においては 本層を M2 層の最下部の挾み層（ss）として扱ったが， 本地域では厚層として発達しているのでこれを独立させた（第 1 表参照）。
M1 層の上に整合に重なり， 一部これと指交関係にある。 主としてチャートと泥質岩の互層からなり， 凝灰岩を挾む地層を一括して示した。
本層の岩相は多様で， チャート・珪質粘板岩・粘板岩・珪質細粒凝灰岩および砂岩などからなる。 チャートは このなかでも主体をなして発達し， 塊状のもの， 10～20 cm 単位の厚板状をなすもの， 3～10 cm 単位の縞状を呈するものなど， その産状は多様である。 色調は全般的に黒色～灰色のものが多い。 緑色・赤紫色を呈するものもあるが， これらは後述する凝灰岩と相伴って産する。 ほかに淡灰色～灰色のチャートもあるが， この部分は黒～灰色チャートが鉱化作用により脱色したものと思われ， 多くは表面がサビ色に汚染され， まれに黄鉄鉱鉱染も見られる（ [ 図幅地域北端・M2s 層の東側の ] 矢櫃 川)。
粘板岩と珪質粘板岩も M2 層の全般にわたり発達している。 前者 [ = 粘板岩 ] は黒色で剥理に富み， 後者 [ = 珪質粘板岩 ] は一般に灰～青灰色を呈し 塊状である。 この両者はチャート層のあいだに挾在するほか， 両者の互層として厚く発達するところもある。
砂岩は少なく， 一般に細～微細粒で， 粘板岩と互層， または粘板岩中の薄層として挾在しているにすぎない。
凝灰岩は白色～灰白色， まれに緑色を呈し， 細粒（シルト～粘土サイズ）・緻密で有色鉱物を含まない。 おそらく酸性～中性のガラス質凝灰岩と思われる。 チャート様の外観を呈するもののほか， まれにラミナの発達するものがある。 これらはチャートや粘板岩の間に数 m 以下の薄層として挾まれているほか， 笹毛堂沢の中流部では 粘板岩・凝灰質粘板岩とラミナをもつ細粒凝灰岩薄層からなる 厚さ数 10 m の互層が見られる。 凝灰岩の薄層は M2 層の中でも北西部（館図幅地域）には頻繁に認められるが， 本地域ではあまり発達しておらず， かつ南東部 [ ← 梯子岳の南方 ? ] ではまれにしか認められなくなる。
本層の厚さは [ 図幅地域北端の ] 矢櫃川～ [ その南東方 3 km 程度にある ] 笹毛堂沢の付近で 600～700 m 内外である。
本層のうち 縞状または板状のチャート層には， 波長が数 m 以下の不規則な非調和褶曲がよく発達している。 厚い板状チャートや粘板岩珪質粘板岩互層部には， より長波長のゆるやかな褶曲が見られることもある。 また， 厚い塊状チャートは破砕され， 角礫化していることが多い。
[ 本層は ] M2 層の上位に整合に重なり， 中ノ沢川の上流および下ノ沢川の上流に分布している。 最上部には特徴的なチャート層（M3ch）が発達する。 M2 層から漸移するので， 便宜上 チャートのなくなるところから上 [ = 北東方 ] を本層とした。
本層は中～細～微細粒砂岩と粘板岩および砂質粘板岩からなる。 下部は主として粘板岩勝ちの粘板岩微細粒砂岩互層からなり， 粘板岩の厚層をも挾む。 上部は砂岩勝ちの砂岩粘板岩互層および中～細粒砂岩からなる。 中～細粒砂岩は青灰色を呈し， 主として塊状の数 m 以上の厚層をなし， 粘板岩の薄層をはさんでいる。 級化層理を示し， ときに泥岩偽礫を含み， まれに細礫礫岩もはさむ。 粘板岩は黒色を呈し， 砂質粘板岩や微細粒砂岩と薄い互層をなすことが多い。
最上部のチャート層（M3ch）は 主として黒～灰色のしま状および塊状のチャートからなる。 珪質粘板岩が下部に認められ， チャートや黒色粘板岩と互層している。 まれに細粒白色の層状凝灰岩薄層を挾む。 中ノ沢川の本流では本層の最上部（M4 層との境界付近）に厚さ約 8 m の凝灰岩 [ ← これは新第三系の大川凝灰質砂岩（Os）のことではない ? ] が見られる。 チャートや凝灰岩の一部は鉱化作用をうけて脱色され， 乳白色を呈している。
本層の全層厚は 同斜構造を仮定すれば 1,500 m 以上あるが， 砂岩層の部分にはまれに中規模の褶曲構造（地質図には示していない）が推定され， チャート層の中には微褶曲構造が認められるので， これらを考慮すれば 1,000 m 程度と考えられる。 このうちの最上部の M3ch 層は 下ノ沢川の本流でみかけ上約 400 m， 北西の下ノ沢山方面へ厚く， 南東方へ薄くなる。 [ 瓜谷山 の北西方の ] 神明ノ沢 川 [ ← 左股 沢 ? ] では約 200 m である。
本層は砂岩を主体とし， 粘板岩・チャートおよび塩基性凝灰岩等を挾む厚層で， 南東は神明ノ沢川 [ ← 左股沢 ? ] より， 北西は [ 図幅地域北西隅から 4 km 弱南方の ] 苫ツ符沢川 [ 読み方不明 ; 苫符沢 川 ? ] （沼ノ沢川）に至る各河川の中～上流域に広く露出している。 下位の M3ch 層とは整合で， チャートから珪質粘板岩をへて 本層の粘板岩砂岩互層へ移化する。
本層は全体としては砂岩優勢の地層であるが， 粘板岩も少なくない。 また， 上部によく連続する厚いチャート（M4ch）があり， その上下には凝灰岩が挾まれている。 それらの凝灰岩のうちの 厚く発達するものを M4tf として示した。
砂岩は灰～青灰色を示し， 中～細粒， まれに粗粒で， 粘板岩薄層を挾みつつ一層が 1 m 以上の厚層をなすものと， 黒色～灰色の微細粒砂岩で， 一般に粘板岩と数 cm 単位の薄互層を示すものとに２大別される。 粘板岩は黒色～青黒色を呈し， やや砂質のものが多く， 一般に微細粒砂岩と薄互層を示すが， 数 10 m 以下の単独層として発達している場合もある。
本層の下部は粘板岩がかなり多く， 細粒砂岩・微細粒砂岩・粘板岩の砂岩勝ち互層と 粘板岩・砂質粘板岩・微細粒砂岩の粘板岩勝ち互層との繰り返しからなる。 地域的には北西部では砂岩勝ち互層が多く， 南東部では粘板岩勝ちとなり， 神明ノ沢川の左股沢や中ノ沢川の上流（三味線沢付近）では粘板岩の厚層も発達している。
中上部では砂岩が優勢で， 主として粗～細粒の砂岩層と細粒砂岩・微細粒砂岩・砂質粘板岩互層の繰り返しからなる。 まれには細礫礫岩も挾在する。 量的には少ないが， 粘板岩勝ち互層も認められ， そのなかには 黒色粘板岩と淡灰色砂岩が数 cm 間幅で互層し, 「虎の皮」状を呈するところがある。 砂岩には級化層理の見られるものがある。
M4ch として地質図に示した部分は 灰色の塊状およびしま状チャートからなる。 層面に平行なひび割れ（クラック）が入っているほか， 角礫化した部分や脱色された部分が多い。 しま状チャートの一部には微褶曲が見られる。 [ M4ch 層の ] 上部と下部には珪質粘板岩や砂岩と互層しているところもある。 下ノ沢川や滝ノ沢川では厚さ 5～20 m の輝緑岩の岩床（または溶岩 ?）が認められた。 M4ch の厚さは最大約 300 m である。 中ノ沢川ではチャート層が見られないが， 断層で欠除しているらしい。 このチャート層 [ = M4ch 層 ] 以外には本層 [ = M4 層 ? ] 中にはチャートは見られない。
塩基性凝灰岩は本層の上部に認められ， なかでも前述の M4ch の直下と 本層 [ = M4 層 ] の最上部に厚く発達している。 この部分を M4tf として地質図に示した。 下ノ沢川および中ノ沢川で観察される。 紫～赤紫色， ときに緑色を呈する層状の凝灰岩で， 層面劈開が発達し 剥理性に富む。 ときにレンズ状（眼球状）の包有物を含む。 まれに粘板岩薄層を挾む。 有色鉱物は炭酸塩化しており， 原岩の組成は不明であるが， おそらく塩基性の粗～細粒凝灰岩であろう。 本層の最上部に見られるものは 緑色～紫色を呈する剥理性に富む層状凝灰岩で， 眼球状の含有物が多く， 凝灰角礫岩～粗粒凝灰岩起源と思われる． 以上の M4tf 層はいずれも北東方に薄化尖滅している。
本層の厚さは， 南西への同斜構造を仮定すると， みかけ上約 3,000 m におよぶが， 級化層理から判断すると， まれには北東側上位のものも認められるところから 中規模の褶曲（地質図には示していない）が推定され， したがって， 層厚もみかけよりはやや薄いものと思われる。
本層は [ 本図幅の ] 西隣の上ノ国地域ではチャート中に凝灰岩が発達し， かつドロマイトや石灰岩をも含む厚層として認められるが， 本地域では大部分がチャートからなり， 層厚も薄い。 このため， 下位の M4 層の上部で凝灰岩の発達している部分は， 上ノ国地域における本層の下部に相当する疑いもある。
本層は中ノ沢川・下ノ沢川および 桧内沢 川でよく観察され， 上位の M6 層を通る向斜軸をはさんで 東西の両翼に分布している。 下位の M4 層 [ ← M4ch 層以外にチャートは見られない ] との境界は 便宜上 チャート層が出現するところに置くが， 多くの場所ではそこに断層が認められる。
本層のチャートは黒～灰～白色を呈し， しま状のものと塊状のものとがある。 まれに赤紫色を呈する しま状チャートの厚層が見られる（桧内沢川）。 黒色の粘板岩・珪質粘板岩および凝灰質粘板岩も見られるが， 量的には少ない。 本地域では凝灰岩にはあまり厚いものはなく（1 m 以下）， 灰～灰緑色を呈し， 細粒かつ珪質で， チャートや珪質粘板岩と互層しているものが多い。 桧内沢川では幅約 10 m の輝緑岩の岩床が３ヵ所で認められた。
本層の層厚は向斜軸の東翼では薄く， 400 m 程度であるが， 下部が断層で欠除している可能性がある。 また， 南方では やや厚くなる傾向がある。 西翼部は上ノ国地域に広く発達し， 1,000 m を越える厚層となる。 上ノ国地域において石炭紀の化石を産した（湊・国府谷， 1963）。 [ 上ノ国図幅地域内の ] 大平山地域の松前層群は 本層の延長部と思われる。
本層は松前層群の最上部に当り， 主として西隣の上ノ国地域で広く発達しているが， 本地域では向斜部にその下部が露れているにすぎない。 中ノ沢川や神明ノ沢川では新第三系に広く覆われているが， 河岸にはわずかに本層の露出が見られる。 下位の M5 層とは整合漸移で， 一部は指交関係にあるものと思われる。
本層は粘板岩・砂質粘板岩および砂岩からなり， 本地域では粘板岩がやや優勢である。 本層の岩相はおよそ４種類に分類できる。 すなわち， 1) ほとんどが黒色粘板岩からなる部分， 2) 粘板岩・砂質粘板岩・微細粒砂岩の互層からなり 粘板岩優勢の部分， 3) 主として細（～中）粒砂岩と粘板岩の互層からなり 砂岩優勢の部分， および， 4) ほとんどが中～細粒砂岩からなり 粒板岩の薄層をはさむ部分である。 本地域では 2) および 3) の岩相を示すところが多いが， 南部 [ ← 湯ノ岱付近 ? ] では 1) の粘板岩の厚い単独層もしばしば見られる。 なお， 本層の最下部（M5 層との境界付近）の粘板岩は珪質であり， 珪質細粒凝灰岩と互層している。
本層は向斜状をなして分布し， 上限が不明である。 層厚は よく発達する西隣の上ノ国地域で 1,000 m 以上に達する。
本地域の上磯層群は， 概説でものべたように， かっては松前層群として一括されていた（橋本（1958）; 長尾・田中（1972）など）が， 上磯石灰岩地域から産出する動・植物化石（湊・山本， 1961）およびコノドント（坂上ほか， 1969）などの化石内容および構造区分上から， 吉田・青木（1972）によって 本地域の古期岩は東北日本の岩泉帯の延長部にあたるであろうことが提唱され， さらに石田ほか（1977）によって命名されたものである。
地域内の上磯層群は 上磯隆起地塊 の南部に位置し， 全域にわたって新第三系によっておおわれていて， その露出は大きな河川の河谷部を中心に窓状に点在して認められる。 したがって， 層序および地質構造について充分明らかにすることが困難である。 さらに， 江差地塊 の松前層群との関係も， 地域の中央部に堆積した厚い新第三系によって隔てられているために不明である。
本地域の上磯層群は 全般的に NNW - SSE の走向を示し， 見掛上の傾斜はほとんどが SW 方向で 同斜構造をなしているように見えるが， 確証はない。
本地域では 便宜上 岩相から次のように６層に区分した。
本層は [ 本図幅地域の ] 北東隅の西股川の本流から桂ノ沢の支流にかけて分布する。 一般的な地層の走向は NNW - SSE 方向で， 傾斜は SW 50°内外である。
本層は暗灰色～黒色を呈する粘板岩を主体とし， 砂岩層を含み， しばしば粘板岩砂岩互層を挾んでいる。 このほか， 西股川の本流では厚さ 2～4 m のチャートを数枚と厚さ約 3 m の泥質石灰岩層が認められた。 西股川本流で向斜構造がある。 本層の厚さは 800 m 以上である。
なお， 本層は 館地域（石田ほか， 1975）での区分による砂岩粘板岩互層（Ka4）の上部および粘板岩層（Ka5）にあたる。 したがって， 館地域において単純な同斜構造をなしていると見た場合には， 本層の下位に約 2,000 m 以上の上磯層群が存在することになる。
本層は前述の粘板岩砂岩層 [ K1 ] と同様の走向および傾斜を示し， その西側に見掛上 重なって発達しており， 西股川の本流から桂ノ沢にかけての地域と， [ その南方の ] 湯ノ沢川の本流筋に新第三系の大安在川層 [ Oa ] によって囲まれた小範囲の地域に露出するものとがある。
本層は 凝灰岩を伴うチャート層を主とし， 薄い粘板岩を挾有している。
チャートは黒色～灰色を呈するものと帯赤色を示すものとがあり， 一般に層状をなしている。 いわゆる赤色チャートは凝灰岩を多く挾有する部分に多い。
凝灰岩は西股川地域で発達がよい。 緑色～赤褐色を呈する比較的細粒の凝灰岩で， 一層の厚さが 3～5 m のものが多い。 鏡下では ほとんどが炭酸塩鉱物に換えられて明らかでないが， 石英はほとんど認められず， 岩質は安山岩質～玄武岩質と思われる。
本層の厚さは 800 m 内外である。
本層は [ 図幅地域北東隅から西南西方 3 km の ] 西股川の本流・ [ その南南東方 1～3 km の ] 藤山ノ沢～湯ノ沢川地域および [ 桂岳の南方 1.5 km の ] 亀川 [ の上流の ] 鴉ノ沢 の上流部の３ヵ所に点在して認められる。 構造は前者 [ = チャートおよび凝灰岩層（K2）? ] とほぼ同様である。 主として黒色を呈する粘板岩からなるが， チャートや砂質凝灰岩を多少挾在している。 粘板岩には かなり珪質なものや 断層による破砕作用をうけて鱗片状になっている部分がある。 チャートは灰色～淡赤色を呈するものが多く， 湯ノ沢川では薄いものが３層認められたにすぎないが， 西股川の本流では比較的厚く， かつ多い。 砂質凝灰岩は 湯ノ沢川の本層の上部に認められるもので， 細粒で 一層の厚さは 5～30 cm と薄く， 20～30 cm 間隔で数枚挾まれる程度である。
本層の厚さは最大で約 750 m である。
本層は [ 図幅地域北東部の桂岳の北方 1 km の ] 湯ノ沢川地域で模式的に認められるもので， 南部延長として桂岳の [ 南西 ] 麓および亀川 [ の上流の ] 鴉ノ沢の上流部に分布する。
本層は 比較的厚い層状チャートと暗灰色を呈する珪質な粘板岩との厚互層をなす地層で， 全体としてチャートが多い。 ただ， 北部の [ 湯ノ沢川の北方の ] 藤山沢ではほぼ等量である。
本層の厚さは湯ノ沢川地域で最大で約 350 m あるが， 南方へ薄くなり， 鴉ノ沢の上流部では 100 m 内外である。
本層は [ 図幅地域北東隅から西南西方 5 km 弱の ] 西股川の支流のヒノキ沢地域・ [ 桂岳の北西方 1 km 弱の ] 湯ノ沢川上流地域および [ 桂岳の南西方 1 km 強の ] 亀川の上流部の３ヵ所に分布する。 これまでの 東側 [ ← 本図幅地域の北東部 ? ] に発達する地層の構造と同一方向で， 西方へ 35～50°傾斜している。
本層は黒色粘板岩を主とし， チャートを伴っている。 なお， 亀川地域の本層 [ K5 ] の上部には厚さ 40～70 m のチャート層 [ ch ] が連続して認められるので地質図に図示した。
本層は全体として厚い均質な粘板岩からなり， チャートのほかに稀に細粒の凝灰質砂岩が認められるにすぎない。
本層の厚さは 1,100 m 内外である。
本層は [ 桂岳の南西方 2.5 km・4 km および 6 km の ] 亀川地域の山越沢・ 幸連 川の上流地域および 大平 川の上流地域の３ヵ所に分布する。
本層は 一層の厚さが 20～100 m の厚いチャートと 5～20 m の厚さをもつ粘板岩との 互層状をなす地層である。 チャートは灰色のものから赤色を呈するものまであり， 層状をなすものが多い。 粘板岩は一般に黒色を呈するが， 珪質部分では灰色を示す。
本層全体の厚さは， 露出が３ヵ所に点在することと， 大平川の上流地域のものは これまでの一般方向とは逆で 東へ 45°内外傾斜しており， 構造的には向斜構造が推定できるが， 明らかでない。 なお， 亀川地域における本層の厚さは 700 m 以上ある。
本地域に分布する新第三系は 下位から 中新世前期の福山層， および 中新世中期～後期の桧山層群からなる。 西南北海道の標準層序と本地域の周辺地域との層序対比を第 2 表に示したが， 本地域では中新世前期～中期の吉岡層および訓縫層（群）は分布しない。
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地域 →
時代 ↓ |
松前半島
秦・山口 （1974） |
渡島福島・
知内図幅 山口 （1976） |
北海道
西南部 長尾・佐々 （1934） |
本報告
秦・垣見 （1979） |
松前半島
中央部 金谷・須鎗 （1951） |
函館図幅
三谷・小山内 ほか （1965） |
館図幅
石田・垣見・ 平山・秦 （1975） |
江差図幅
角・垣見・水野 （1970） | ||||||||||||||||||
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命名 : 高橋・八木・柴田（1934）
原著では 本層の名称が表示されているだけで， 岩相・層厚および層序などの記載がされていない。 しかし， 八木（1933）による松前地方に発達する下部緑色凝灰岩層が福山層に相当するようであり， 長尾・佐々（1934）の福山統あるいは浅野（1939）の福山層群にほぼ同じものと考えられる。
模式地 : 松前郡 松前町 松前市街の海岸
本地域では [ 図幅地域中央やや北西部の ] 瓜谷川の上流（西股）から神明ノ沢川 [ ← 左股沢 ? ] の流域にかけて模式的な露出がある。
分布 : [ 図幅地域西端・南北中央付近の ] 上ノ国町 湯ノ岱 から [ 図幅地域北端付近・東西中央やや西の ] 厚沢部町 頽雪 沢にいたる地域（ 江差隆起地塊 の東南部地域）と [ 図幅地域 ] 東部の亀川の上流部に分布する。
層序 : 本層は新第三系の最下位層で， 基盤の松前層群 [ M1～6 ] あるいは上磯層群 [ K1～6 ] の堆積岩類を 顕著な基底礫岩をもって傾斜不整合に覆っている。 本層は主として陸域での火山活動に由来する溶岩および火砕岩からなり， 側方変化が著しく 複雑な堆積相を示しているが， 模式地の松前地域から大千軒岳地域 - [ 本図幅の ] 西隣の上ノ国地域 - 本地域へと連続して広く発達している（秦（1973b）; 秦・山口（1974））。
本地域では， 主として 玄武岩溶岩および火山角礫岩からなる下部層（Fy1） と， 安山岩溶岩および火砕岩からなる上部層（Fy2） とに区分できる。
岩相 : 下部層（Fy1）は変質玄武岩溶岩を主とし， 一部に同質の火山角礫岩を挾有し， 基底部には基盤岩の粘板岩・チャートおよび砂岩を主とする基底礫岩を伴っている。
変質玄武岩溶岩は赤褐～赤紫色あるいは暗緑灰色の外観を呈する緻密な岩石である。
鏡下では， 斑晶として斜長石および単斜輝石が認められるが， 極く少量である。 斜長石は曹長石および炭酸塩鉱物に置き換えられているものが多く， 輝石は緑泥石化されている。 石基は小卓状の斜長石， 粒状の輝石および鉄鉱からなり， 間粒状織組を示している。
火山角礫岩は 部分的に薄層として挾在するもので， 角礫の岩質は 上記の溶岩と同様で 全般的に緑泥石および炭酸塩化の変質が著しい。
基底礫岩は 瓜谷川の上流の西股で最も厚く 約 3 m 認められるが， その他の地域では数 10 cm から 1 m 程度であり， 松前層群から供給された現地性の亜角～亜円礫からなり， 暗灰色の中粒砂岩によって固結されている。
上部層（Fy2）は 主として変質安山岩溶岩および同質火砕岩からなるが， 中ノ沢川の流域から湯ノ岱地域にかけては 砂岩や泥岩などの非火山性砕屑岩がかなり発達している（ [ 後に示す ] 第 6 図参照）。 なお， 本層 [ Fy2 ] は 中ノ沢川から神明ノ沢川 [ ← 左股沢 ? ] の上流地域 [ ← 瓜谷山の北方 2 km 強の地域 ? ] では下位層の変質玄武岩溶岩 [ Fy1 ] の上位に累重しているが， 他の地域では基盤岩類を直接 覆って発達している。
中ノ沢川上流から瓜谷川にかけての地域に発達する本層 [ = 福山層 ] は主として変質輝石安山岩溶岩 [ Fy2 ] からなり， 中～下部の一部に薄い火山礫凝灰岩と軽石質凝灰岩を挾有しているにすぎない。 この変質輝石安山岩は 肉眼的には帯緑暗灰色から帯褐暗灰色を呈し， 斜長石の斑晶の目立つ岩石である。
鏡下では， 斑晶として斜長石・輝石および鉄鉱からなり， 稀に石英が認められる。 斜長石は大きさ 0.3～2.5 mm で， 大半が曹長石および炭酸塩鉱物に置き換えられている。 輝石は大きさ 0.2～1.2 mm で， ほとんどが緑泥石あるいは炭酸塩鉱物に置き換えられている。 石英は稀に認められるもので， 大きさ 0.2～1.0 mm で円味を帯びている。
石基は長柱状の斜長石・粒状の輝石・ガラスおよび鉄鉱からなり， ガラス基流晶質～毛氈状組織を示し， 炭酸塩化など著しく変質されている。
安山岩溶岩中に挾有する軽石質凝灰岩は 瓜谷川の西股の上流部で認められるもので， 淡緑灰色を呈する軽石凝灰岩と細粒凝灰岩との互層からなる。 厚さは 3 m 内外で 成層しているが， 連続性に乏しいようである。
[ 桂岳の南方 1.5～3.5 km の ] 亀川の上流地域に小規模に分布する本層は いづれも変質輝石安山岩溶岩 [ Fy2 ] からなり， 第 5 図に示すように 厚さは 10 m に達しない。 輝石安山岩溶岩は暗緑灰色を呈し， 岩質は瓜谷川地域の輝石安山岩と同様で， 炭酸塩鉱物および緑泥石化など著しく変質をうけている。 なお， 本地域での基底礫岩は厚さ 5～15 cm である。
[ 図幅地域西端・南北中央付近の ] 中ノ沢川の下流から湯ノ岱にかけて分布する本層は， 前述の地域の岩相と異なり 第 6 図に示されるように 安山岩溶岩は少なく， 安山岩の火砕岩と [ 非火山性の ] 砂岩や泥岩などの堆積岩がかなり発達している。
基底部には いづれの地域でも 現地性の基盤岩の角礫を多く含む基底礫岩が発達している。 下部の礫岩と互層する凝灰岩は 黄褐色～チョコレート色を呈する安山岩質の凝灰岩で， ところによっては安山岩の角礫を多く含んでいる。
安山岩溶岩は 赤褐～赤紫色の外観を呈し， 岩質は瓜谷川地域の著しく変質した輝石安山岩に酷似しているが， 鏡下で角閃石と思われる残晶が認められた。
火山礫凝灰岩および凝灰角礫岩は いづれもチョコレート色～雑色 （帯緑灰色のものと赤褐色のものとが混在）を呈する。 礫は変質輝石安山岩を主とし， そのほかに角閃石安山岩を混えている。 また， 下部のものには基盤岩の礫も含まれている。
中部に発達する泥岩砂岩互層は， 単層の厚さ 5～10 cm の暗灰色泥岩と 厚さ 10～30 cm の灰色中粒砂岩との互層をなすもので， 間に厚さ 1～5 cm の炭質頁岩を 6～7 枚挾み， また厚さ 10～20 cm の含礫粗粒砂岩層も数層認められる。
層厚 : 下部層（Fy1）は 中ノ沢川の上流地域で最大 200 m 内外である。 上部層（Fy2）は 瓜谷川の上流地域で最も厚く 150 m 内外で， 湯ノ岱地域では 60 m 内外， 亀川の上流地域では 10 m に達しない。
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化石 : 本地域では， 前述の本層の中部に発達する炭質頁岩および下部に含まれる炭質物から 第 3 表に示すような花粉化石を産出した。 同定者の佐藤誠司によると， これらは Pinaceae， Tuga などが極めて多く， 冷温性の 阿仁合 型植物群に当るであろうとされている。 なお， [ 本図幅の ] 西隣の上ノ国地域の 木ノ子 付近の福山層中の夾炭層からは阿仁合型植物群に属する上ノ国植物群（棚井（1963）; TANAI and SUZUKI（1963））を産出している。
対比 : 本地域の福山層は， 堆積後， 桧山層群の海進が始まるまでの間（吉岡層よび訓縫層の時期）に かなりの量の削剥を受けたものと思われる。 したがって， 模式地の標準層序との対比において充分明らかにすることができないが， 岩質からは松前地域の福山層の下部（秦（1973b）; 秦・山口（1974））に相当するものと考えられる。 なお， 松前地域の福山層の中部に発達する流紋岩溶結凝灰岩には アノーソクレス・エジリン輝石およびサニジンが含まれることが多く， 宮城（1964）の亜アルカリ岩系と近縁である。 このような岩石の性質および産出化石から， 福山層は東北日本の秋田地域の中新世前期の門前層に対比される。
本層群は， 松前半島地域で訓縫層群以下の地層を不整合に覆い， 鮮新世の瀬棚層準の地層（館地域の 鶉 層・上磯地域の 富川 層および知内地域のイデス川層）に不整合に覆われる 一連の大規模な堆積輪廻を示す海成層に対し， 秦・山口（1969）が命名定義したものである。 なお， 本層群は長尾・佐々（1933b， 1934）の訓縫統の一部・八雲統および黒松内統に相当するもので， 下位から大安在川層・木古内層・厚沢部層および館層に区分されている。
従来の八雲層と上位の黒松内層との境界付近には 岩質的に両層の中間漸移層が発達し， さらに地域的（堆積盆地の沈降部）に厚層をなすことがある。 このような地域では， この中間漸移層の取扱いで八雲層・黒松内層のいずれに属させるかで混乱がみられた。 命名者らは， 中間漸移層の厚く発達する館～木古内堆積区（盆地）において， 岩相の特徴と鍵層を基準に 従来の八雲層・黒松内層を 下位から 木古内層・厚沢部層および館層に３区分した。
命名 : 金谷 ・ 須鎗 （1951）
模式地 : [ 本図幅の ] 西隣の上ノ国地域の桧山郡 上ノ国町 大安在川の流域
域内においては中ノ沢川から神明ノ沢川流域で模式的な露出が認められる。
分布 : 模式的な露出をなす上ノ国町地域から [ 本図幅地域の ] 東部の上磯町地域にわたるほぼ全域にかけて 桧山層群の基底層として発達しており， 館～木古内堆積盆地 の両端部（ 江差隆起地塊 と 上磯隆起地塊 周辺）に分布する。
層序 : 本層は 下位の地層とはいづれも不整合関係にある。 すなわち， 福山層 [ Fy1, Fy2 ] の存在する地域では， 第 5 図および第 6 図に示されるように 緩傾斜不整合に， 他の地域では， 第 7 図に示すように 基盤の松前層群 [ M1～6 ] あるいは上磯層群 [ K1～6 ] の地層を急傾斜不整合に 覆って発達している。
岩相 : 本層は 桧山海進初期の浅海性堆積層で， 第 8 図に示されるように 主として礫岩および砂岩からなっている。
礫岩は一般的には径 1～3 cm のチャートおよび粘板岩など古期岩の円礫を主とし， 灰白色の細～中粒砂によって固結されている。 全般的には淘汰がよく， 礫の大きさが揃っているものが多い。 しかし， 厚く発達する神明ノ沢川や [ 図幅地域北東隅から 2.5 km 程度南方の ] 西股川 藤山沢地域における基底部礫岩には 径 20 cm にも達する礫や砂岩層薄層を不規則に挾在している。 また， 下位に福山層が存在する地域では， 福山層の変質玄武岩 [ Fy1 ] および変質安山岩 [ Fy2 ] の礫も混えている。
砂岩は主として灰色～淡灰色を呈する淘汰のよい細～中粒砂岩からなり， 上部の砂岩層中には海緑石粒が含まれている。 一般に塊状であるが， 藤山沢地域では層状を呈するものも認められた。 また， 厚く堆積している地域では 炭質物を多く含むほか， しばしば径 1 cm 以内のチャートの円礫を散含する淘汰の悪い含礫砂岩が形成されている。
これらの堆積物は厚く発達する地域でも 40 m に達しないが， 地域毎に検討してみると次のようなことが考えられる。
堆積輪廻として礫岩から砂岩までを一単位（サイクル）としており， 厚く堆積している地域では３サイクル認められるが， 薄いところでは１サイクルしか認められない。 このことは， 海進初期における堆積地の地形的差異と海進のおよんだ時期とに関連があるものと思われる。 すなわち， ３サイクルをなして厚く発達している地域では， 礫岩や砂岩の単層の厚さが他の地域より厚くなると同時に， 炭質物の濃集・含礫砂岩の形成および泥灰質団塊を含むなどの特徴をもっており， 地形的な凹地であったとも想定される。 一方， 淘汰のよい礫岩および砂岩が薄く発達する地域は， 浅い平坦な堆積台地をなしていたものと思われる。
層厚 : 代表的な地域の層厚は 第 8 図に示される通りで， 神明ノ沢川および西股川地域では最も厚く 30～40 m あるが， 一般には 20 m 内外である。 なお， 大平川の上流地域・湯ノ岱地域および厚沢部町地域では 2～5 m と薄くなり [ 以下の [注] 参照 ] ， ところによっては 10 数 cm のところもある。
化石 : 本地域では， 第 8 図に示される [ ７地点のうちの ] ３ヵ所の地域から次のような貝化石を産出した。 すなわち， 中ノ沢川では， 中部の層状をなす細礫岩層中からは Chlamys cf. cosibensis， Ch. cf. miyatokoensis, Placopecten sp.， Patinopecten kimurai， Patinopecten sp. などを多産するほか Crassostrea gravitesta を伴って産出する。 瓜谷川の支流の前沢では， 下部の灰色細～中粒砂岩中から不完全な Chlamys sp.， Clinocardium ? sp. を， 藤山沢では上部の含礫細粒砂岩中からは Patinopecten cf. murayamai, Mya ? sp. を産出した．
なお， 模式地の大安在川層からは 大型有孔虫の Operculina complanata japonica を産出している（長尾・佐々（1933a）; 金谷・須鎗（1951））が， 本地域では認められなかった。
このほか， 神明ノ沢川の流域の砂岩中に含まれるレンズ状の炭質物からは 第 4 表に示すような花粉化石を産出した。 これらは Liquidamber を含み， 暖温性の台島型植物群に近縁なものである。
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対比 : 本層は 火山岩および火砕岩をほとんど伴わない浅海性の礫岩および砂岩からなり， 下位層にそれそれオーバーラップして薄く発達しており， 前期の訓縫層群 [ = 大安在川層の下位の訓縫層群 ; 第 8 表に示されているように 本図幅地域には出現していない ] の地層とはまったく異った環境を示している。 本層は， かって金谷・須鎗（1951）によっては台島階に， 魚住・藤江（1958）および秋葉ほか（1966）では訓縫層群の一員と見做し 対比されていたが， [ 本図幅の ] 南隣の知内地域における層序関係（秦・山口（1969）; 秦（1973b）; 山口（1978））からも従来の訓縫層群とは区別されるべき地層であることが判った。
なお， [ 本図幅の東に ] 隣接する [ 函館図幅地域内の ] 上磯町地域では， 三谷ほか（1965）の戸田川層 基底岩相と 三谷ほか（1966）の 戸切地川 層が本層に相当する。
本層は， 岩相および貝化石・有孔虫化石および花粉化石などの産出化石から， 東北日本の秋田地域の西黒沢層（上部）に対比される。
命名 : 秦・山口（1969）
模式地 : 上磯郡 木古内町 木古内川の中～上流域。 域内東部の幸連川および亀川流域においても模式的な好露出がある。
分布 : 西部の 江差隆起地塊 を取りまき， さらに南方の瓜谷背斜の芯部を形成する地域と， 東部の 上磯隆起地塊 を取りまく形をなして分布する地域とに大きく２分されている。 その間には館向斜から延びる南北方向の沈降部があって， 上位の厚沢部層 [ As1～3 ] が露出している。 なお， 東西両地域ともその分布面積は広い。
層序 : 本層 [ Ki ] と下位の大安在川層 [ Oa ] との累重関係は， 第 9 図で示されるように多くの地点で観察できる。 いづれの場合も地質構造的に平行しており， かつ漸移関係を示すところがあることから 大安在川層とは整合関係にある。
第 10 図に示すように， 本層 [ Ki ] の基底部には 全域を通じて 厚さ数 cm から 40 cm 程の海緑石を多量に含む灰緑色砂質シルト岩が発達しており， さらに， 上位に発達する硬質頁岩あるいは硬質泥岩中にも 厚さ 1～1.5 m にわたって海緑石粒を散含していて， 明瞭に下位層 [ Oa ? ] と区別することができる。 ただ， 大安在川層の上部の砂岩層と接するところでは， 上述したように この砂岩中にも海緑石粒が含まれていて漸移的である。
岩相・層厚 : 本層 [ Ki ] は 主として 珪質な硬質頁岩および硬質泥岩軟質泥岩互層からなり ， 暗灰色泥岩層や砂岩層および凝灰岩層 [ Os および Kt1～2 ? ] を挾有している。 代表的な地域の柱状図は第 9 図に示した通りである。 なお， [ 木古内層（Ki）の ] 中部には 厚さ 10～20 m 余の連続性のある凝灰質砂岩層（ 大川凝灰質砂岩層（Os） ）が発達しており （第 11 図）， 有効な鍵層として東隣の函館地域から南隣の知内地域を含めて広く追跡できる。 このほか， この砂岩層の上下約 100 m の間には酸性の凝灰岩を多く挾有している。 これらのうち 厚くて比較的連続して追跡できる２層を それぞれ凝灰岩 Kt1 および Kt2 として 地質図に示した。
硬質頁岩層は 暗灰色～暗褐色を呈するきわめて硬質で 貝殻状 断口 を示す珪質岩を主とし， 3～10 cm の間隔で薄い暗灰色～灰色を呈する軟質シルト岩（厚さ 1～3 cm）を挾み， 第 12 図に示されるような見事な薄板状層理をなしている。 風化面は帯赤褐色を呈する。 なお， 本層 [ = 硬質頁岩層 ] 中には球形～楕円体状をなす泥灰質および珪質の団塊を含んでいる。
硬質泥岩軟質泥岩互層（以下では「硬軟互層」と略称する）は やや硬い暗灰色～灰色の珪質泥岩と， 暗灰色～黒色の軟質泥岩の板状を呈する互層からなる。 それぞれの単層の厚さが 2～15 cm と薄互層をなすものと， 厚さ 10～50 cm 単位の厚い互層をなしているものもあり， かつ， その量比も異なり， 多様な成層状態を示す。 硬い暗灰色珪質泥岩は風化すると層面にほぼ直角な割れ目を生じ， 中角ワレとなり， 軟質泥岩は粘土質であって細角片状にくだける。 なお， この互層中に含まれる泥灰質団塊は一般に楕円体状のものが多い。
泥岩層は 暗灰色～黒色を呈するきわめて均質な粘土質泥岩である。 一般には層理に乏しく 塊状を呈するが， かすかにラミナをもち 層理面を示す部分もある。 風化して細角片状にくだける。 なお， [ この泥岩は ] 硬質頁岩の発達する地域では 一般に硬く， 硬質頁岩の発達が悪い [ 本図幅地域の ] 西部の上ノ国町地域では 軟質である。 本岩 [ = 泥岩 ] の中には， 第 13 図に示すような偏平および楕円体状の泥灰質団塊を含んでいる。
本層 [ Ki ] の層厚は 中央部地域の瓜谷背斜部で 700 m 余と最も厚く， 東部地域では 500～600 m， 西部地域では 400 m 内外と薄くなっている。 この傾向は北部の館向斜の両翼においても同様で， 両翼の大糠野沢地域では約 500 m であるが， 西へ向って薄くなっている。
以下では 地域別に [ 木古内層の ] 岩相の特徴と層相変化の概略について述べる。
大平川断層以東の地域で 上磯隆起地塊 の西翼および南縁部をなして発達している。 幸連川では厚さ約 500 m で， 東部の亀川へ向って厚く 600 m 以上となっている。 ただ， 大平川の上流部で基盤（上磯層群 [ K6 ? ] ）が露出する地域では厚さ 200 m 内外と極端に薄くなっている。 このように薄くなる傾向は 北方の西股川の上流部においても同様で， 堆積当時から隆起部として存在していたことがうかがえる [ ← 意味不明 ] 。
この東部地域は全般的に硬質頁岩層の発達はよく， 粘土質な泥岩層をほとんど挾まない。 層厚に対する硬質頁岩の比率は 70 % 以上のところが多く， 大平川の上流地域では 層厚は薄いが 比率は 90 % 近くなっている。 また， 珪質な団塊を多く含むのも特徴である。 この珪質団塊は赤褐色～チョコレート色を呈し， 破面はチャートを思わせる。 大きさは 50 cm～1 m 程のものが多いが． ときには 2 m に達するものもある。 なお， 幸連川から亀川にいたる地域では， 第 9 図 [ の幸連川と亀川本流の地質柱状図 ] に示されるように， Kt1 および Kt2 に相当すると思われる層準に凝灰岩の薄層を挾有している。
瓜谷背斜を中心とする木古内川の上流地域から中野川にいたる地域で， 層厚は瓜谷背斜の東翼部で最も厚く， 700 m 以上ある。
本地域では， 第 9 図 [ の瓜谷川と中野川の地質柱状図 ] に示すように， 大きな単位をなす硬質頁岩層と硬軟互層 [ = 硬質泥岩軟質泥岩互層 ] の繰返しからなっている。 すなわち， 下部から [ 1 ] 硬軟互層を挾む硬質頁岩層帯， [ 2 ] 泥岩層を伴う硬軟互層帯， [ 3 ] 硬質頁岩層帯， [ 4 ] 大川凝灰質砂岩層， [ 5 ] 硬質頁岩を挾む硬軟互層帯 および [ 6 ] 硬質頁岩層帯に区分することができる。 凝灰岩 Kt2 は最下部の硬質頁岩層帯 [ 1 ] の上限付近に存在する [ ← 第 9 図の中野川の地質柱状図ではそうなっているが， 瓜谷川の図では Kt2 は硬軟互層を挾む硬質頁岩層帯 [ 2 ] に含まれているように見える ] 。 このほか， 大川凝灰質砂岩層 [ Os ] の上位約 20 m および下位 25 m 内外のところには 青白色～灰白色を呈する酸性凝灰岩の薄層を頻繁に挾む層準があって, "tuff zone" として追跡できる。 また， まとまった暗灰色泥岩は Kt2 の上位約 50 m の硬軟互層帯 [ 2 ] の中に挾在する。
このように 硬質頁岩層の発達は東部地域より悪い。 硬質頁岩の層厚に対する比率は瓜谷背斜の東翼部では 40 % 以下で， 硬軟互層中の珪質な硬質泥岩を含めても 60～70 % である。 西翼部では硬質泥岩を含めても 60 % 弱で， さらに西方に向って低下の傾向を示している。 とくに西翼部では 下部にまとまった泥岩層を伴うなど， 粘土質の陸源堆積物を多く含むようになる。
天ノ川流域の湯ノ岱から鰔川にいたる地域では [ ← 第 9 図の膳棚， 鯎 川～神明ノ沢川と下膳棚川～稲穂峠の地質柱状図 ? ] ， 層厚は 400 m 内外と薄くなると同時に硬質頁岩層の発達は極めて悪い。 硬質頁岩層は基底部近くと中部の大川凝灰質砂岩層 [ Os ] の直下および直上部， 本層最上部に認められるのみである。 大半は硬軟互層によって占められており， さらに下部には厚い泥岩層が発達している。 したがって， この地域における硬質頁岩の比率は， 硬軟互層の硬質泥岩を含めても 40 % 内外と低下している。
[ 図幅地域東西中央・北端付近の ] 館向斜の西翼を形成する糠野川 以西の地域では， 層厚は最大 550 m である。 上半部では硬質頁岩層の発達が顕著であるが， 下半部では硬軟互層を主とし， 頽雪 沢 以西では軟質な泥岩層を多く挾んでいる。 なお， 笹毛堂 沢では下半部に鍵層となる凝灰岩 Kt1 および Kt2 を伴っている [ ← 地質図上では Kt2 を確認できない ] 。 層厚に対する硬質頁岩の比率は 大糠野沢で 60 % 内外であるが， 西方に減じている。
館向斜の東翼をなす [ 図幅地域北東部の ] 西股川および湯ノ沢川地域では， 層厚は最大で 500 m 程度あるが， 西股川の上流部など基盤が隆起部をなしているところでは 300 m 以下と薄くなっている。 他地域と同様に上半部では硬質頁岩層の発達もよいが， 全般的に硬軟互層が主体をなしている。 層厚に対する硬質頁岩の比率は 60 % 内外である。
大川凝灰質砂岩層（Os） は 木古内層の中部に挾在し， [ 本図幅の ] 東隣の函館地域から南隣の知内地域にかけて広く発達しており， 良好な鍵層として追跡できる。 模式地は木古内町 大川 [ ← 木古内の市街地の西北西方 5.5 km ] の西方約 2 km 付近の道路筋の崖である。 なお， この砂岩層 [ Os ] は [ 本図幅の ] 東隣の函館図幅（三谷ほか， 1965）の 茂辺地川 層の下部の 細小股沢 砂岩部層に連続する。
域内における厚さは 亀川地域で 20 m 以上で， 中野川地域で 15～20 m， 瓜谷川地域で 10～20 m， 神明の沢川地域で 3～5 m と西方へ薄くなっており， 湯ノ岱地域では不明確である。
本層 [ Os ] は灰色～灰白色を呈する凝灰質砂岩で， 第 14 図に示されるように 例外なく下部には塊状を呈する粗粒部があって， 上部へ細粒となるとともに， きれいな平行ラミナの発達する部分に移りかわる級化成層をなしている。 ときには， さらにその上位に斜交層理を示す部分を伴うこともあるが， 連続性はない。 なお， 基底部は不規則な凹凸面をもっていて， 基底近くの粗粒部には安山岩の角礫， 下位層準の硬質頁岩や珪質あるいは泥灰質団塊， ときには硬軟互層のブロックをとりこんでいる。 このことは， 本層が海底を移動して堆積した乱流堆積物であることを示している。
この砂岩は 凝灰質であるが， 石英・斜長石および鉄鉱以外の鉱物は 緑泥石あるいは炭酸塩鉱物にかわっていて識別できない。 石英は径 0.3～1.5 mm で円味を帯びたものも多い。 斜長石は径 0.5～1.1 mm で 破片状をなしているが， 比較的新鮮である。
凝灰岩 Kt1 は 瓜谷背斜部では基底部から約 150 m 上位のところにあって， 厚さは 3～5 m である。
青灰色～灰色を示す酸性な細～中粒の砂質凝灰岩で， 下半部は塊状を呈する粗粒部からなり， 上半部は平行ラミナをもつ細粒部からなっている。 鏡下では， 石英および斜長石のほか 黒雲母の破片， 他形の緑泥石が識別できるのみである。
凝灰岩 Kt2 は Kt1 の上位約 50 m のところに発達する。 厚さは 6～10 m で， Kt1 と同様の堆積形態をもっている。 灰色～灰白色を呈する細～中粒の砂質酸性凝灰岩で， 鏡下では 石英・斜長石および緑泥石が識別できるが， 有色鉱物は認められない。
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化石 : Makiyama chitanii を普遍的に産出し， 密集して産する部分も多い。 魚鱗も比較的多く認められる。 泥岩部からは， 第 5 表に示すように， Spirosigmoilinella compressa を伴う Cyclammina - Haplophragmoides - Martinottiella 群集からなる 底棲性の砂質有孔虫を産する。 貝化石の産出は稀であって， 稲穂峠 [ ← 尖岳の東北東方 6 km 弱 ] の西方の上部泥岩から Thyasira bisecta, "Malletia" sp.， Liocyma ? sp.， Neptunea sp. を産したにすぎない。 なお， 高橋・相馬（1934）によると， 泥灰質団塊には しばしば珪藻化石（Coscinodiscus）が多く保存されているようである。
対比 : 本層は， 岩相および層序から， 長尾・佐々（1933b・1934）の八雲統主部に対比されるものである。 隣接する地域との関係では， [ 本図幅の ] 東隣の函館地域（三谷ほか， 1965）の戸田川層および茂辺地川層の最下部， 本地域を含めた [ 本図幅の西隣の ] 上ノ国地域の鰔川層（金谷・須鎗， 1951）， および [ 本図幅の北西隣の ] 江差地域の江差層の下部（角ほか， 1970）にほぼ対比されるが， それぞれ岩相区分による境界はまちまちである。 なお， 本層は岩相・層序および産出化石から東北日本の秋田地方の女川層に対比できる。
命名 : 秦・山口（1969）
模式地 : 桧山郡 厚沢部町 厚沢部川の上流
本地域においては大平川において模式的な露出がある。
分布 : 域内中央を南北方向に発達する沈降部（ 館盆地 [ ← 本図幅の北隣の館図幅地域内 ] から木古内 [ ← 本図幅地域 ] ～知内 [ ← 本図幅の南隣の知内図幅地域内 ] にいたる沈降地域）を中心とする地域と， [ 本図幅地域の ] 南西隅の膳棚川から上ノ沢川 [ ← 大部分は本図幅の西隣の上ノ国図幅地域内 ] 地域に発達・分布する地域とがある。 その分布面積は下位の木古内層 [ Ki ] と同程度に広い。
層序 : 本層は 下位の木古内層 [ Ki ] から引きつづく一連の泥質相を主とする地層で， その累重関係は整合である。 最下部には黒雲母を含むデイサイト質の凝灰岩（瓜谷川凝灰岩層 Ut）が発達しており， その直下には 地域によって厚さは異るが 珪質な硬質頁岩層 [ Ki ] が存在し， 凝灰岩層の上位には泥岩層 [ As1 ? ] が顕著に発達することから， この凝灰岩層 [ Ut ] を基底層とした。 ただ， [ 本図幅地域の ] 南東部の橋呉川地域などでは 直下に硬質頁岩の発達がないところもある [ 以下の [注] 参照 ] 。
岩相・層厚 : 本層は 渡島半島地域の標準層序とされている 八雲層および黒松内層の代表的岩相の中間漸移的な岩相をなしている。 すなわち， 下位の硬質頁岩相 [ Ki（木古内層） ] と上位の塊状珪藻質シルト岩相 [ Ta（館層）? ] との中間に発達する 泥岩およびシルト岩を主体とする泥質相である。 本層は岩相から， 暗灰色泥岩および泥岩シルト岩互層を主体とする 札苅部層（As1） と， 泥岩砂質シルト岩互層および砂質シルト岩からなる 佐助沢部層（As2～3） に２分される。
なお， このような２区分は さきに秦・山口（1969）によって知内～木古内～館地域で設定したものであるが， 館堆積区 と 木古内堆積区 では鍵層となる凝灰岩の発達状況も異なり， また， 沈降部に厚く堆積したこれらの地層は 堆積盆地周縁部へ向って急激に薄くなると同時に岩相変化をすることがあって， それぞれの地域での境界はかならずしも同時面を示すものではない。
主な地域の岩相と層厚は第 15 図に示した通りである。
本層中には全般的に多くの酸性凝灰岩を挾有している。 これらのうち広域にわたって連続して追跡でき， よい鍵層にしうるものも多い。 とくに北部の 館堆積区 ではその発達がよく， 基底をなす瓜谷川凝灰岩層 [ Ut ] を含めて札苅部層中に 5 層， 佐助沢部層に 5 層認められている（石田ほか， 1975）。 南部の 木古内堆積区 では その発達は多少悪く， 鍵層として追跡できるものは札苅部層で 2 層， 佐助沢部層で 4 層である。
本層の層厚は， 木古内堆積区 では瓜谷背斜部から木古内向斜部にかけての沈降量の最も多い地域で 約 1,100 mを示す。 西部地域には札苅部層 [ As1 ] も薄くなり 全体として薄化している。 なお， 北部の館向斜部では上部の佐助沢部層 [ As2～3 ] がほとんど分布しないので明らかでないが， 石田ほか（1975）の資料によると [ 図幅地域北東部の梅漬峠の西方 1 km 弱の ] 泉沢 地域で 1,400 m 以上ある。
化石 : Makiyama chinanii は全般的に多いが， 札苅部層 [ As1 ] では比較的少なく， 佐助沢部層 [ As2～3 ] には多量に含まれている。 とくに砂質シルト岩層 [ As3 ] には密集して産することが多い。 有孔虫化石は札苅部層のとくに暗灰色泥岩 [ As1 ? ] の中から多く産出している。 本地域では処理箇数が少なく， Spirosigmoilinella compressa, Martinottiella communis を見出したにすぎないが， 知内地域（山口， 1978）および館地域（石田ほか， 1975）による本層準から産出する化石は， 大局的に木古内層と酷似した Spirosigmoilinella compressa を伴う Cyclammina - Haprophragmoides - Martinottiella 群集といえるものである。
貝化石は稀ではあるが， 幸連川の下流の札苅部層中から Macoma calcarea， Neptunea sp. を， 大平川の中流の札苅部層の上部から Lucinoma acutilineatum， Macoma calcarea を産出した。
なお， 金谷・須鎗（1951）によって， 大平川流域の本層準から Lucinoma acutilineatum， Lucinoma sp.， Natica sp.， Solemya tokunagai， Venus ? sp.， Yoldia scapha および Yoldia sp. の産出が報告されている。
対比 : 本層は 泥岩・泥岩砂質シルト岩互層および砂質シルト岩を主体とし， 下部の札苅部層中には硬質頁岩層を挾有することから， 八雲地方の八雲統の上部および黒松内統の下部（長尾・佐々， 1933b・1934）に対比されるものであろう。 本層は金谷・須鎗（1951）の大平川層および 大釜谷川 層にほぼ相当し， 三谷ほか（1965）の 茂辺地川 層の泥質岩相部層にあたる。 また， 本層は長谷川・松下（1965）の鰔川層の上半部に相当し， [ 本図幅の北西隣の ] 江差地域の江差層の上部（角ほか， 1970）に対比される。
本層は 岩相および産出化石から， 東北日本の秋田地域の船川層に対比できる。
本層の模式地は域内の幸連川の下流から中流にいたる地域である。
分布は 江差地塊 および 上磯地塊 をそれぞれ取りまく形で発達する木古内層 [ Ki ] の上位にあって， 館向斜から木古内複合向斜部を形成して分布する地域と， 瓜谷背斜の西翼以西の西部地域とに大きく２分されている。
[ 第 15 図によると ] 模式地 [ = 幸連川の下流から中流 ] では基底層をなす瓜谷川凝灰岩層 [ Ut ] の上位に 厚さ約 30 m の暗灰色のやや硬い塊状の泥岩と， やや層理の発達する硬質泥岩の互層があって， さらに上位には 塊状で風化して細角ワレする暗灰色の泥岩が発達している。 基底から約 190 m のところには 鍵層となる厚さ 4～6 m の凝灰岩（S2）が発達しているが， この間では塊状を呈する暗灰色泥岩が優勢である。 凝灰岩 S2 から佐助沢部層の基底層としている凝灰岩 S6 までの岩相は， 全体として砂質なシルト岩が多くなり， 互層も暗灰色泥岩と灰色シルト岩との単層の厚さが 10～15 cm とやや厚くなっている。 凝灰岩 S2 の上下におけるこのような岩相の特徴は全域を通じて認められる。
なお， 木古内層の硬質頁岩に近い珪質な板状互層は， 下部のところどころに薄層として認められる。 まとまった厚さのものとしては， 中野川流域で S2 の上位約 120 m 付近に数 10 m の厚さで挾在する。
本層の厚さは 沈降域で 450～500 m あるが， 西部地域では薄く， 300 m からそれ以下となる。
凝灰岩は 淡灰色～淡青灰色を呈するデイサイト質凝灰岩で， 細粒なものから軽石質粗粒なものまである。 域内で鍵層とした凝灰岩は 館堆積区 で 6 層（石田ほか（1975）の表示番号と多少異なる）あって， 木古内堆積区 では 2 層である。 そのほか， 幸連川付近では S2 の上位約 150 m のところに S5 に相当すると思われる厚さ 3～4 m の凝灰岩がある。
瓜谷川凝灰岩層（Ut） は [ 本図幅の北隣の ] 館地域（石田ほか（1975）の凝灰岩 S1 にあたる）から [ 本図幅の ] 南隣の知内地域（山口, 1978）までよく連続して発達している。 本層は第 17・18 図に示すように， 例外なく下部には塊状の粗粒部をもち， 上部へより細粒となるとともに， きれいな平行ラミナの発達する部分（第 19 図）に移りかわり， さらにその上位の最上部には極細粒（やや粘土質）で層状を呈する部分で構成されている。 また， 最下部には硬質頁岩および団塊などの下位層から由来した礫あるいはブロックを含んでおり， さらに， 基底面は凹凸をなしていると同時に下位層を削っている部分も認められる。 このような堆積構造は 木古内層中の大川凝灰質砂岩層 [ Os ] と酷似したもので， 海底を移動して堆積したことを示している。 松田・中村（1970）は 水底に堆積した火山性堆積物の分類を行っているが， 堆積様式の特徴から この凝灰岩層は乱流堆積物（turbulent flow deposit）といえるもので， 噴出 - 移動 - 堆積の環境区分を示す略号 [ 以下の [注] 参照 ] によると AWW あるいは WWW にあたるものと考えられる。
本層 [ Ut ] は淡青灰～灰白色を示し， 粗粒部には黒雲母結晶を多量に含み， 風化して黄褐色を呈する。
厚さは 10 m 内外で， 層厚変化は少ない。
鏡下では， 石英および斜長石を一様にほぼ等量に含み， 黒雲母を伴っている。 粗粒な部分では軽石や堆積岩および火山岩の岩片も認められる。 また， 一部には緑泥石が生成している。
凝灰岩 S1 は 厚さ 6 m 内外で， 灰色～淡青灰色を呈し， 石英・斜長石および多少変質した黒雲母を含んでいる。
凝灰岩 S2 は 厚さ 4～6 m で， 一般に中粒～細粒で 淡灰色～灰色を呈する。 鏡下では 石英・斜長石のほかに 軽石粒や緑泥石粒が認められる。
凝灰岩 S3 は [ 図幅地域北端付近・東西中央やや東の ] 次郎沢で認められるもので， 厚さ 5 m 内外で， 石英・斜長石および黒雲母が含まれている。
凝灰岩 S4 は 厚さ 4 m 内外で， 灰色～灰白色を呈するガラス質細粒なもので， 有色鉱物は不明である。
凝灰岩 S5 は 厚さ 3～4 m で， S4 と同様にガラス質で細粒である。 下部の粗い部分には有色鉱物としては黒雲母が含まれている。
本層は 北部の館向斜の芯部 [ ← 図幅地域北端・東西中央付近 ] と南部の木古内複合向斜部 [ ← 図幅地域南東部 ] および西部の膳棚向斜部 [ ← 図幅地域南西隅付近 ] との３ヵ所に分布する。 本層の模式地は [ 本図幅の北隣の ] 館地域の厚沢部川の支流の佐助沢である。
本層は 砂質シルト岩を主とする岩相からなる。 岩相の特徴から さらに， 下部の泥岩砂質シルト岩互層(As2）と 上部の塊状シルト岩層（As3） [ ← 地質図の凡例では As3 は砂質シルト岩 ] に２分される。 本層の下部の互層は 泥岩も札苅部層 [ As1 ] のものより明るい色調となり， より砂質な感じのもので， 互層の単位も 15～25 cm とさらに厚くなっている。 [ 本図幅地域の北部の ] 館向斜部と [ 南東部の ] 木古内向斜部では境界付近に鍵層である凝灰岩（S6）が発達しているので， これをもつて基底層とした。
鍵層となる凝灰岩層は 木古内向斜部で４層 [ = S6～9 ] 認められる。
本層 [ = 佐助沢部層 ] の層厚は 木古内向斜部で最大で 600 m 内外である。
泥岩砂質シルト岩互層（As2）の泥岩は暗灰色～灰色を呈し， 風化すると淡灰色となり， やや粗粒物が目立つものである。 また砂質シルト岩は 風化すると層理面に直交する割目が発達し， やや大きな角片となって砕ける。 また， 風化面にはしばしば褐色の年輪状の縞模様のあらわれることがあり， 一般に分級が悪く， 炭質物や軽石粒を含んでいる。
基底層をなす 凝灰岩 S6 は 灰白～淡青灰色を呈する厚さ 2～4 m のガラス質細粒な凝灰岩である。 風化して黄灰色を示し， 鏡下では石英・斜長石・ガラスおよび黒雲母の破片が認められる。
本部層 [ As2 ? ] の厚さは 木古内向斜部で 150 m 内外であるが， 西部地域で 200 m 内外と多少厚くなっている。
砂質シルト岩層（As3）の主体をなす砂質シルト岩は 暗灰色でやや硬く， 炭質物・軽石粒および黒雲母片を含み， 分級が悪い。 風化面では灰白色～灰色を呈し， 砂っぽく塊状で割れ目が少ない。 このような砂質シルト岩と より泥質な岩相と厚互層をなす部分を伴っている。 なお， 本部層の最上部をなす凝灰岩 S9 の直下には厚さ 50 m 以上の顕著な互層部が発達している。
鍵層となる凝灰岩は木古内地区で３層 [ = S7～9 ] 認められる。
凝灰岩 S7 は 厚さ 4～6 m で灰色～灰白色を呈する。 下部は軽石質粗粒で， 風化して黄褐色となる。 石英・斜長石および黒雲母片を含んでいる。
凝灰岩 S8 は S7 の上位 180 m 内外のところに発達している。 厚さは佐女川地域で最大で 30 m 近くある。 下部は黒雲母を多量に含む軽石質粗粒凝灰岩で， 鏡下では石英・斜長石・黒雲母のほか角閃石の破片を伴っている。 また， 上部のガラス質細粒な部分には珪藻化石の破片が認められた。
凝灰岩 S9 は 厚さ 3～4 m で 灰色～灰白色を呈する。 一般に細粒ガラス質であり， 破片状の石英・斜長石およびガラスからなるが， やや粗粒な部分では 軽石や火山岩片も含まれており， 黒雲母の破片も認められる。
命名 : 秦・山口（1969）
模式地 : 桧山郡 厚沢部町 字 館から 四隅 沢にいたる厚沢部川の本流
分布 : [ 津軽海峡に面した ] 木古内町 本町の西方の丘陵地に分布する。 構造的には木古内向斜が南方へ開いて沈む位置にあたる。
層序 : 本層は 一般的には下位の厚沢部層の砂質シルト岩層 [ As3 ] から漸移する。 佐女川から木古内川にいたる地域では， 砂質シルト岩層の上部には厚さ 30～50 m の泥岩砂質シルト岩互層 [ As2 ] が発達しており， さらに上位に約 3 mの厚さをもつ灰白色の凝灰岩 S9 があって， その上位に本層の 層理に乏しい凝灰質シルト岩が発達している。 本地域では この凝灰岩 [ S9 ] が良い鍵層となるので， 便宜上 地層の境界とした。
岩相 : 本層は 主として帯緑灰色～灰色を呈する 塊状の凝灰質シルト岩および珪藻質シルト岩からなり， 灰白色のガラス質な極細粒凝灰岩の薄層を挾む。
シルト岩は 一般に分級が悪く， 軽石粒・炭質物・細円礫および黒雲母片などを含んでいる。 比較的粒度の粗い部分では 刷毛でなでたような斜交ラミナがしばしば認められる。 大きな露頭では 風化面は帯黄灰色を呈し， 風化面に沿って剥理したり， 大きな割れ目が発達している。
なお， 木古内川の以南から知内地域では全体的に幾分 粗粒であって， 風化して黄褐色～帯黄灰色を呈する軟かい砂質シルト岩および極細粒砂岩が多くなっている。
凝灰岩は 一般に灰白色～白色を呈するガラス質な極細粒（「磨粉様」）の凝灰岩で， 厚さ数 cm から数 10 cm のものが数枚挾在している。 鏡下では細粒の石英・斜長石およびガラスからなり， 稀に有色鉱物として黒雲母の破片を含むものが認められた。
層厚 : 本地域では上限は不明であるが， 認められる範囲では 200 m 弱である。
化石 : 本層では下位の厚沢部層に顕著に含まれる Makiyama chitanii は稀にしか認められず， 貝化石はほとんど産出しなかった。 なお， 隣接地域の本層準からは海棲の珪藻化石を普遍的に産出している（石田ほか（1975） [ ← 館図幅地域 ] ; 山口（1978） [ ← 知内図幅地域 ] ）。
対比 : 本層は 塊状の珪藻質シルト岩を特徴としており， 層序関係では [ 本図幅の ] 南隣の知内図幅の建川地域 [ ← 木古内市街の西南西方 3 km 強 ] で鮮新世の瀬棚層に対比されるイデス川層（山口， 1978）によって不整合におおわれることから， 金谷・須鎗(1951）の渡島三ッ石層および三谷ほか（1965）の茂辺地川層の上部にほぼ相当し， 長尾・佐々（1933b・1934）の黒松内統上部にあたる。
溶岩円頂丘および岩脈は 主として桧山層群を貫ぬいて分布する。 地域的には， [ 本図幅の ] 南西隅の尖岳付近， 北東部の 桂岳 ・ 不二山 ， および [ 本図幅の北部の ] 厚沢部町と木古内町の境界付近に， 大きな溶岩円頂丘・溶岩台地および岩脈群をなして発達している。
これらは周辺の堆積岩類に熱変質をあたえたり， 所によっては構造的変位をあたえている。
これらの岩石は 粗粒玄武岩 [ Do ] ・ 流紋岩 [ Ry ] ・ 玄武岩 [ Ba ] ・ 輝石含有角閃石安山岩 [ Ha ] および角閃石デイサイト [ Hd ] などからなり， 貫入関係および岩質から前２者 [ = Do と Ry ] は中新世に， 後３者 [ = Ba， Ha と Hd ] は鮮新世に活動したものと思われる。 なお， 溶岩円頂丘をなすものは角閃石デイサイトで， 溶岩流をなすものは輝石含有角閃石安山岩および玄武岩である。 そのほかの粗粒玄武岩・玄武岩および流紋岩は岩脈あるいは岩床をなしている。
本岩は， 基盤岩の松前層群 [ M1～6 ] および上磯層群 [ K1～6 ] の堆積岩を貫ぬく小岩脈と， 中野川 [ の上流の西股川 ] の西部で桧山層群の木古内層 [ Ki ] に貫入する比較的大きな岩体をなすものとがある。 後者では一部 岩床状をなし， 岩体中にも珪化あるいは脱色した「硬質頁岩」や泥岩の薄層を挾んでおり， 接する泥岩は脱色などの熱変質を受けている。
本岩は 帯緑黒色～暗黒灰色を呈する緻密堅硬な岩石（橄欖石含有輝石粗粒玄武岩）であるが， 全体がやや粗粒で， 風化すると砂岩様となることが多い。
鏡下では， 斑晶としては斜長石および普通輝石からなり， 稀に橄欖石を含む。 斜長石は長柱状～短冊状で， 大きさは 0.5～1.3 mm， 比較的新鮮である。 普通輝石はその多くが炭酸塩化あるいは緑泥石化されている。 橄欖石は蛇紋石化あるいは炭酸塩化を受け， しばしばその周囲に単斜輝石が形成されている。
石基は 斜長石・単斜輝石および鉄鉱からなり， オフィテック組織を示す。 斜長石は細粒で， 単斜輝石は大半が炭酸塩化あるいは緑泥石化されている。
本岩は 域内北東部の泉沢の上流地域から東部にかけて岩脈として数多く認められる。 貫入方向には N - S 方向のものと NE - SW 方向の２系列がある。 前者は東部地域に， 後者は泉沢の上流地域に多い。 これらの岩脈の大半は 幅がせまく 細長い貫入形態をなしているが， 不二山を形成するものは規模が大きく 形状を異にしている。
本岩は風化して淡灰白色・淡紅灰色および淡褐黄色を呈するものなどがあり， 岩質的にも 斑晶の比較的に多いものから ほとんど見当らないものまであって 外観は一様でない。 なお， 東部地域に発達する本岩には外来礫（泥岩など）を含むなど凝灰岩様のものもある。 とくに [ 桂岳の南東方の ] 大釜谷 川流域では木古内層の泥岩中に岩床状に幾本も貫入し， 複雑な形態をなしている [ ← 地質図上では確認できない ] 。 この地域のものは [ 本図幅の ] 東隣の函館図幅（三谷ほか， 1965）において新第三紀の最下位層の湯ノ沢凝灰岩層として取扱われているが， これは明らかに流紋岩岩脈である。
これらの [ Ry の ] 岩脈は 岩質的に斜長流紋岩とネバダイト質流紋岩とに大きく区分できる。
代表的なものとしては [ 図幅地域北東隅付近の ] 不二山を形成する岩体であるが， 後述する地域のものを除き 大半は本岩に属する。
不二山を形成するものは 外観は灰白色から帯黄灰色を呈し， 斜長石の斑晶を散含する斜長流紋岩で， 流理構造を示すところが多い。
鏡下では 斑晶として斜長石および石英が認められる。 斜長石は大きさ 0.3～1.6 mmで， 比較的新鮮である。 石英は少量で 大きさは 0.3～0.6 mm， 融蝕形をなしているものが多い。
石基は 新鮮なものではガラス・斜長石および稀に少量の雲母からなり， 真珠状組織あるいは流理状組織を示すが， 多くの場合に脱ガラス化作用を受けて微粒状（微晶質）となり， 粒状の珪長質鉱物・斜長石および少量の絹雲母などからなる。
不二山岩体以外の斜長流紋岩岩脈では， 量比は異なるが， 斑晶は斜長石からなり， ときに少量のカリ長石および石英を伴うことがある。 石基は いづれも脱ガラス化作用をうけ， 微粒状組織を示すものが多く， 珪長質鉱物・斜長石およびごく少量の雲母からなる。
不二山岩体の西側（藤山ノ沢）と [ その西方 2 km の ] 西股川の支流のヒノキ沢の上流部に認められる。 外観は灰白色ないし淡黄灰色を呈し， 塊状で石英の斑晶が多い岩石である。
鏡下では 斑晶として石英および斜長石が認められる。 石英は大きさ 0.5～2.0 mm で， 自形ないし半自形であるが， 周辺が融蝕されているものも多い。 斜長石は大きさ 0.3～1.3 mm で， 炭酸塩化されているものが多く， かつ量は少ない。
石基は 脱ガラス化作用をうけており， 粒状の珪長質鉱物と緑泥石様鉱物からなる。
本岩は 域内東部の大釜谷川の上流地域で木古内層 [ Ki ] を貫ぬいて分布している。 本岩は 岩床状をなしているが， 本流筋には数本の岩脈も認められる。 また， 北部の末端部では硬質頁岩や団塊をとりこみ， 自破砕角礫岩様をなす部分も多い。 周囲の泥岩は熱変質をうけて 脱色あるいは珪化している。
本岩は 黒灰色～帯緑暗灰色を呈する緻密堅硬な岩石で， 自破砕角礫様をなすものは一般に多孔質である。
鏡下では 斑晶として斜長石および普通輝石が認められる。 斜長石は短冊状で， 大きさは 0.2～0.6 mm で， 炭酸塩化されているものも多い。 普通輝石は その多くが炭酸塩鉱物に， また一部は緑泥石化されている。
石基は 小卓状の斜長石・粒状の単斜輝石および鉄鉱からなり， オフィテック組織を示す。
なお， 岩脈をなすものの岩質は 多少粗粒ではあるが， 岩床をなすものと同質である。
本岩は 地域南西部の 尖岳 の西側に認められる。 本岩は [ 本図幅の ] 南隣の知内地域の 袴腰岳 から延びる溶岩の北端部にあたる。 このほか， 域内北東部の西股川の上流部にも本岩と同一岩質の小貫入岩が認められる。
外観は 青灰色～帯緑灰色を呈し， 斜長石の斑晶が目立つ斑状構造を示し， ところによっては著しい変質を受けている。
鏡下では 斑晶として斜長石・角閃石および普通輝石からなる。 斜長石は長柱状および方形をなし， 大きさは 0.2～1.6 mm で， 比較的新鮮である。 角閃石は少なく， 大きさは 0.5～1.5 mm で， 周縁にしばしば粒状の鉄鉱および輝石が形成している。 普通輝石は自形～半自形を呈し， 比較的新鮮であり， 輝石の量比はところによってかなり異る。
石基は 斜長石・輝石・ガラス・鉄鉱・石英および少量のアルカリ長石からなり， やや粗粒の斑状組織を示す。
本岩は， 北東部の桂岳， その南東側の山稜， [ 桂岳の北東方 2 km の ] 湯ノ沢川～ 大当別川 地区 および域内南西部の尖岳に認められるもので， 桂岳および尖岳は溶岩円頂丘状を呈し， 尖岳では見事な柱状節理が発達している。 なお， 湯ノ沢川～大当別川にかけて発達する本岩は 標高 531 m の山頂から約 250 m の両河川に向って流下した形態をもっていて， 他の岩体と異った形をなしている。 本岩は木古内層 [ Ki ] のほか， 前述の斜長流紋岩岩脈 [ Ry ] を覆って発達している。
外観は ともに [ ← 以下で述べる桂岳周辺と尖岳のどちらの岩石も ? ] 灰色～暗灰緑色を呈し， 大型の斜長石・角閃石および石英の斑晶が目立ち， 粗粒の斑状構造を示している。
桂岳およびその周辺の本岩は， 鏡下では斑晶として斜長石・角閃石および石英が認められる。 斜長石は大きさ 0.3～5.0 mm で大型のものが多く， 見事な累帯構造を示すものも多く含まれている。 一般には新鮮であるが， 変質を受けているものでは 大部分が炭酸塩化を受けている。 角閃石の大きさは 0.3～2.5 mm で， 新鮮なものでは淡緑色から緑色に変る弱い多色性があり， 変質部では完全にオパサイト化されている。 石英は大きさ 0.3～3.0 mm で大型のものが多い。
石基は 微細な粒状の石英・短柱状の斜長石・ガラス・少量の輝石および鉄鉱からなる 等粒状組織を示す。
尖岳の本岩は ほぼ同一の構成鉱物および組織を示すが， 前者と比較すると 斑晶の斜長石は大型のものが少ないことと， 角閃石は淡褐から褐色に変る多色性をもっている。
本地域新第三系の地質構造は， 第 3 図に示すように， 南北方向に配列する基盤地塊の昇降運動によって大きく支配されている。 地塊運動と堆積盆地の変遷については秋葉ほか（1966）によってものべられているが， 本地域を含めた松前半島の新第三系の層序と構造運動の特性について， さきに秦（1973a･b）は次のように述べた。 すなわち， 松前半島における新第三系は 南北方向に配列する２列の基盤の隆起地塊の東西両側に形成された沈降部に厚く堆積しており， 本地域の地質構造を特徴づける南北方向の断層や褶曲構造も 基盤地塊の差別的昇降運動と密接に関連して形成されたとし， さらに隆起地塊と沈降部にそれぞれ固有の名称をあたえた。
本地域は それらのうちの西側の 江差隆起地塊 の東南部と 東側の 上磯隆起地塊 の西南部を含み， 両地塊の間に形成された館～木古内～知内地域（ 館堆積区 および 木古内堆積区 ）にいたる南北方向の一大沈降部の中部地域にあたる。
本地域の地質構造を概観すると， 西から 「 江差隆起地塊 の周縁部の褶曲地域」 ， 木古内断層 ， 木古内複合向斜地域 ， 大平川断層 および 「 上磯隆起地塊 の周縁部の褶曲地域」 とに大きく分けられる。 これらの主な褶曲および断層は 部分的に湾曲しているところはあるが， 南北方向の構造をなしている。 なお， これらの南北方向の構造に斜交および直交する構造としては 神明ノ沢断層 ， 弥七沢 断層 および 大釜谷川 断層 などの断層構造がある。
「 江差隆起地塊 の周縁部の褶曲地域」 は， 主として地塊東南部の 木古内堆積区 の西部を占める桧山層群の発達する地域である。 大きな褶曲構造としては， 東から 中野川背斜， 瓜谷向斜， 瓜谷背斜， 鰔川 向斜， 鰔川背斜および 膳棚 向斜などがある。 このほか， [ 図幅地域南部の ] 弥七沢断層の南部， 膳棚川の下流部および上ノ沢川の支流の 澄川 [ ← 図幅地域の南西隅から北方に 3 km 強 ] に それぞれ 規模の小さい南北性の褶曲構造が認められる。
瓜谷背斜は 江差隆起地塊 の東部の南方延長部にあたり， 瓜谷川流域から [ 本図幅の ] 南隣の知内地域にかけて約 15 km の延長をもつ大きな背斜である。 背斜の西翼部は一般に 20°内外の傾斜をなしているが， 東翼は 50～80°と急傾斜しており， 西緩東急の非対称型褶曲である。 なお， [ 木古内市街の北西方 7 km の ] 瓜谷川の中流では東西方向の断層で切られていて， その北方では [ 瓜谷背斜の東方 1 km の ] 瓜谷向斜との間に小さい褶曲構造が生じている。
[ 瓜谷川（西）と中野川（東）の間を南北に走る ] 中野川背斜は 江差隆起地塊 の東縁部に形成された褶曲構造の１つで， 南部は [ 中野背斜の東方の中野川に沿った ] 木古内断層によって切られている。 南北性で， 西翼部の傾斜は 40°内外， 東翼は 50～80°と急傾斜をなす非対称型褶曲である。
瓜谷向斜は 中野背斜と瓜谷背斜の間に形成された幅の狭い向斜構造で， 中野背斜と同様に南部は木古内断層によって切られている。 この向斜では西翼が 50°以上の急傾斜を示し， 東翼は 24～40°と緩い。
鰔川 向斜は [ 尖岳の北東方 4 km で木古内川に流れ込む ] トンガリ沢の上流部から神明ノ沢川にかけて発達する南北性の褶曲で， [ 尖岳の北北東方 6 km の ] 稲穂峠以北では NW 方向へ湾曲している。 向斜軸付近における傾斜は 東翼で 5°内外， 西翼で 10～20°と ともに緩い。 なお， 南部のトンガリ沢では弥七沢断層によって切られている。
鰔川背斜は 鰔川向斜の西方約 1 km 付近に並列して形成されている。 東翼の傾斜は 10～15°， 西翼部は 10°内外の緩い背斜を形成しているが， 稲穂峠の南部の西翼部では 30～40°と 局所的に急傾斜を示すところがある。
そのほかの小褶曲構造は いづれも翼部の傾斜は緩く， 最大でも 20°内外で， 多くは 10°以内を示している。
木古内断層 は 北部の次郎沢の上流から中央部の中野川の中流部を南北方向に通り， 多少湾曲しながら [ 本図幅の南隣の ] 知内地域の 涌元 の西方まで達する延長約 30 km におよぶ大断層である。 この断層は 江差隆起地塊 の東縁をかくする断層であって， 中野川の上流の西股川で 断層面は高角度（80～85°）で西に傾斜し， 江差地塊 の松前層群が東に衝上する逆断層で， 下盤側の木古内層は 75～80°で逆転している。 この南方の中野川から瓜谷川の流域および北方の木古内越沢の流域における断層の西側には， 褶曲を伴いながらも東に傾く急傾斜帯が形成されていて， それぞれ東側のより新しい地層と接している。 なお， [ 中野川の上流の ] 西股川の流域では東側に副次的な断層が形成されている。 落差は西股川の上流地域で最大で 2,000 m 近い。 なお， 南部の木古内川地域では落差はそれほど大きくない。
木古内複合向斜地域 は 西の木古内断層と東の大平川断層との間を占める地域である。 北部は館向斜部にあたるが， その南は 江差・上磯隆起地塊 との狭さく部となり， 一たん盛り上り， さらに南方では再び南に開いた複合向斜構造をなしている。 すなわち， この地域内には [ 中野川の上流の ] 東股川， および中野地域では木古内向斜の西側に南北性の褶曲構造が発達している。 これらの褶曲の傾斜は急なところもあるが， 底の平坦な複向斜構造をなしているものとも解される。
大平川断層 は 大平川の 入口 [ = 河口 ? ] から中野川の上流の東股川を経て泉沢流域にいたる断層で， 延長は 20 km 近くある。 この断層は木古内複向斜地域と 上磯隆起地塊 の西縁部との境界をなす断層で， 北半部は木古内断層の東にほぼ平行して形成されている。 南部では東側落ち・西側上りで， 断層面は急角度で東へ 80°内外傾斜している。 落差は南部で 100 m 内外， 中部では 200～300 m 程度である。
「 上磯隆起地塊 の周縁部の褶曲地域」 は 大平川断層以東の地域で， ここでは大きな褶曲構造は少なく， 中野川の支流の西股川の上流地域， 幸連川の東部地域， 亀川の北東部地域および [ 図幅地域の ] 北東隅の西股川の上流地域に， 延長が短かく 緩傾斜を示す小規模の背斜および向斜が形成されているにすぎない。 これらの褶曲は 一般に両翼の傾斜は 10～20°程度の直立した軸面をもつ対称型褶曲で， 軸の長さも短かいものが多く， 末端では完全に開くか プランジして消える。
このほか， [ 図幅地域の ] 北東部に貫入する流紋岩岩脈 [ Ry ] は [ 本図幅の北隣の ] 館地域から東隣の函館地域にかけて南北方向に連なる帯をなしており， 構造的にも注目される現象である。
南北性の褶曲および断層構造に 斜交あるいは直交して発達する断層は 南北性の構造を切っており， 後期に形成されたものといえる。 主なものとしては 大釜谷川断層・弥七沢断層および神明ノ沢断層などがある。 これらの断層は いづれも落差は小さい。
[ 本図幅の東端付近の ] 大釜谷川断層 は 大釜谷川流域から NW - SE 方向で亀川の上流を通り， [ 本図幅の東隣の函館図幅地域を東流する ] 茂辺地川の支流の 湯ノ沢川 [ ← 桂岳の北西方 1 km ] に達する。 断層面は北東へ約 80°傾斜し， 北東側が 100 m 内外落ちこんだ正断層である。
弥七沢断層 は [ 図幅地域の南端付近・東西中央やや西の ] 弥七沢の上流部から NE - SW 方向で木古内川へ入り， 東西方向に転じて木古内断層に達する。 この断層が木古内断層を切るかどうかは 沖積層の下に伏在するので 不明である。 断層面はほぼ直立しており， 垂直的な落差は不明であるが， 断層の南側の地層は 200～300 m 西へずれている。
神明ノ沢断層 は [ 図幅地域南部・東西中央やや西にある木古内川の支流の ] ヨビタラシ沢から [ 図幅地域西部・南北中央やや北にある ] 神明ノ沢川・中ノ沢川および下ノ沢川を横切り桧内沢川に達する NW - SE 方向の断層で， その延長は 10 数 km ある。 断層面はほぼ直立しており， 南西側が 100 m 余落ちこんでいる。
新第三系の堆積および構造形成に重要な役割りを果している 「地背斜」状隆起地塊 は， 個々の地塊の形は異なるが， 一般に東および西側は急傾帯または断層でたがいに相接し， 南および北側は比較的徐々に新第三系の下に没している。 なお， 隆起地塊は 現在は急峻な山地になっているが， 上磯地塊 では南東部のかなりの部分が桧山層群 [ Ki, As1～3 ] によっておおわれており， 江差地塊 でも， 本地域でみられるように南東部は福山層 [ Fy1, Fy2 ] および桧山層群の下部 [ Ki ? ] に薄くおおわれているほか， 山地の内部でも福山層の削り残しを見ることがある。
以上のことから， 本地域の隆起地塊は， ドーム状というよりは 主として箱型の上昇によって形成されたと考えられる。
本地域に分布する第四系は， 海岸段丘堆積物・河岸段丘堆積物・沖積層・湿原堆積物および砂丘堆積物からなる。
[ 図幅地域南東部の ] 木古内から幸連にいたる海岸地域には， 標高 40 m 前後・20～30 m および 10～15 m を示す３段のほぼ平坦な地形面が認められる。 これらをそれぞれ海岸段丘堆積物 ct1・ct2 および ct3 として地質図上に表現した。 なお， ct1 および ct2 の境界は段丘崖などなく， 緩斜面を経て漸移している。
ct1 面は [ 図幅地域東端の津軽海峡に面した ] 幸連の山寄りに分布するもので， 標高は 40 m 前後で， 瀬川（1959）の区分による三ッ石面に相当するものである。 ct2 面は 幸連から木古内町 佐女川にいたる間に分布し， [ 本図幅の ] 南隣の知内地域（山口， 1978）の ct1 に対応する。 ct3 は佐女川以南に分布する段丘面で， 知内地域の ct2 に相当する。
ct1 面（三ッ石面）の堆積物は， 本地域内では明らかでないが， 瀬川（1959）によると [ 本図幅の東隣の函館図幅地域内の ] 泉沢 [ ← 本図幅の東端の東方 1 km ] 以東で礫層は 1～3 m で， その上にローム層（ローム質粘土）が 1～4 m 乗っているようである。
ct2 面は 標高 20～30 m で， 基底高度は幸連地区の約 10 m から西方へ低下し， 大平川地区では 5 m 内外である。 堆積物は， 第 20 図に示すように４地点 [ ← 大平川には２地点アリ ] で観察したのみであるが， 砂礫層の厚さは 3～3.5 m で， 礫種は 基盤岩のチャートおよび粘板岩と 桧山層群の硬質頁岩および泥岩を主とし， 円磨度は比較的よい。 まとまった砂層は幸連地区の上部に認められるが， 厚さ 20 cm 程度と薄い。
ct3 面は 標高 10～15 m の平坦面をなすもので， [ 本図幅の ] 南隣の知内地域に広く発達するものの一部である。 基底高度は木古内地区では沖積面下にあり， 堆積物は第 20 図に示されるように分級のよい砂層からなり， 厚さは 4 m 以上認められる。
なお， これらの段丘堆積物の砂層あるいは礫層の上位には， 例外なく黄褐色ないし赤褐色を呈するローム質の粘土層が発達している。
域内西部の天ノ川流域には２段の良好な河岸段丘が発達している。 このほか， 東部の中野川・木古内川および亀川流域にも発達しており， それぞれ堆積物が認められる。
rt1 段丘は 湯ノ岱地域の天ノ川両岸に認められるもので， 標高 80～95 m の平坦面を形成している。 堆積物基底面と現河床面との比高は 20 m 以上ある。
堆積物は 厚さ 2～2.5 m の礫層を主体とする砂礫層からなり， 上部に粘土を挾んでいる。 砂礫層の礫は淘汰が悪く， 円磨度も低い。 礫種は 主として 松前層群に由来する古期岩の礫と 新第三系の泥岩・硬質頁岩および安山岩などからなる。
rt2 段丘は 天ノ川の支流の上ノ沢川流域に発達するものが代表的なもので， 標高 60～160 m におよぶ北方（下流方向）へ緩傾斜した面を形成している。 この段丘は基底面と現河床との比高が 10 m 内外で， 天ノ川流域で この段丘に相当するものとして， 神明ノ沢川の下流部および膳棚川の下流部で認められる。 また， 東部地域の木古内川の下流・中野川の下流および亀川の中流地域に認められる段丘は， この時期に形成されたものと思われる。 なお， この段丘は [ 本図幅の ] 南隣の知内地域の河岸段丘堆積物 Ⅴ（rt5）に相当する。
堆積物は 天ノ川流域では比較的厚く， 厚いところで 4 m 内外ある。 主として分級の悪い砂礫層からなるが， 場所によっては 粗大なものから細粒にいたる 成層したものの繰りかえし（数サイクル）からなる堆積物も認められる。
中野川の下流部では 下部から厚さ 2.5 m の礫層， 約 1 m の縞状シルト質粘土， 約 2 m の礫層および 1.5 m の縞状粘土などが認められた。
砂礫層の礫種は 各河川流域の地質をよく反映しており， 上ノ沢川・膳棚川・木古内川および中野川流域では大半が桧山層群の泥岩などからなり， 神明ノ沢川および亀川流域では古期岩や福山層の安山岩の礫なども多く含んでいる。
沖積層は 各河川流域に発達しているが， 規模としては 流域が大きい木古内川 および 中野川流域に広く分布する。 堆積物は 流域の地質を反映した砂礫および粘土などからなっている。
湿原堆積物は 木古内から知内地域の海岸線に沿って発達する小規模な泥炭層で， 本地域では木古内川の南部にその一部が分布している。
泥炭層は， 瀬尾ほか（1970）によると， 木古内から [ 知内図幅地域内の ] 知内町 涌元にいたる海岸線に沿って発達する砂丘の内側にできた沼沢地に 湿地性植物が繁茂枯死し， これを埋積して形成されたもので， 泥炭層中には河川の氾濫による土砂をまじえているようである。 本地域では低位泥炭層に属し， ヨシを主体とし ハンノキおよびゼンマイを含んでいる。 厚さは確認されていないが 80 cm を越えるとされている。
木古内町 大平 [ 位置不明 ; 大平川の河口付近 ? ] から南方の知内地域にかけての海岸線には 幅 5～10 m， 高さ最高 9 m で 一般に 5～6 m の浜堤状の砂丘が発達している。 砂丘砂は 細粒から中粒の良く淘汰された砂からなっている。
なお， 木古内川以北の砂丘は， 現在は市街地造成および道路工事による破壊と一部は骨材資源として搬出されるなど， その原形をとどめていないので， 地質図では省略してある。
本地域には 鉱産物資源としてかつて稼行されたものとしては褐鉄鉱があり， 試掘および探鉱の対象となったものとしては硫化鉄鉱およびマンガン鉱がある。
このほか， 微弱な油徴と温泉および冷泉があり， また， 山間部の新第三紀の桧山層群の分布地域には， 防災および治山上留意しなければならない 地辷り地域が点在している。
[ 木古内市街地の北方 7.5 km の ] 大平川の上流に分布する中生界の上磯層群（K6）のチャートを母胎として発達する 小規模な硫化鉄鉱鉱床で， かつて鉱石を搬出したとのことであるが， 明かでない。 この鉱床についての詳細は矢島・番場（1971)によって報告されている。
矢島・番場（1971）によると， 鉱床はチャートを母岩とし， 延長数 m ないし 30 m ほどのレンズ状あるいは塊状のものが４鉱体あって， 鉱石の品位は Fe : 34～38 % で， Fe : 40 % 以上のものは見当らないようである。
なお， 鉄鉱の生成に関しては， 母岩のチャートの一定層準に胚胎していた 堆積性の塊状ないしレンズ状鉱体（土状の赤鉄鉱・菱鉄鉱および鉄石英）が， 新第三紀に形成された 北北西から南南東に走る剪断面を通って上昇してきた熱水溶液の影響によって， 鉱石の一部が磁鉄鉱化あるいは黄鉄鉱化したものと判断されている。
褐鉄鉱鉱床は， 第 21 図に示されるように 上ノ国町 湯ノ岱から神明ノ沢川にかけて分布し， 斉藤ほか（1955）の鉱床調査報告によると， 本地域内には８ヵ所存在する。
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斉藤ほか（1955）によると， これらの鉱床は 主として新第三紀の頁岩（木古内層 [ Ki ? ] にあたる）を上盤として不規則層状をなす交代性の鉱床で， 鉱石は褐鉄鉱・赤鉄鉱および針鉄鉱が普通で， 湯ノ沢鉱床の一部にはマンガン成分に富んだものが見られ， 域外 [ ← 本図幅の西隣の上ノ国図幅地域内 ? ] の木村 湯ノ岱鉱山では 含マンガン赤鉄鉱・重晶石および黄銅鉱などを伴うとされている。
各鉱山および鉱床の概略を 斉藤ほか（1955）ならびに工業技術院地質調査所（1967）をもとにし， 地層名などの一部に補足説明を加えて示す。
中ノ沢川の中流の東側に位置し [ 第 21 図参照 ] ， 現場の標高は 130～150 m である。 鉱床は， 第 22 図に示されるように， 新第三系の大安在川層 [ Oa ] と木古内層の頁岩層 [ Ki ] との間に胚胎する鉱層で， 主として褐鉄鉱からなるが， 赤鉄鉱・針鉄鉱および菱鉄鉱を伴っている。 鉱床中には頁岩の変質したと思われる粘土層をレンズ状に挾むほか， しばしば外観が暗褐色のきわめて堅硬な団塊状の鉱石が含まれている。 この団塊は石英を伴った針鉄鉱ないし赤鉄鉱からなり， 明らかに熱水液の影響によるものであろうと述べられている。
鉱床の厚さは 1～3 m で， 昭和 29 年の調査時における鉱区内の推定および予想可採鉱量は 34,000 t とされている。 鉱石品位の分析結果は第 6 表の通りであるが， 塊状鉱では Fe : 50～57 % 程度で， 粘土を挾んだ部分もしくは粉状鉱では Fe : 40～50 % である。
本鉱山は 昭和 28 年に日鉄中央機械製作所によって採掘が始められ， 昭和 29 年までに 2,000 t 余の出鉱をみたが， 間もなく休山となった。
前述の八盛 湯ノ岱鉱山の東側延長部にあたり [ 第 21 図参照 ] ， 鉱床は同一形態を示している。 本鉱山の鉱区内の推定鉱量は おおよそ 43,000 t と見込れるが， 表土がかなり深くなること（厚いところでは 10 m を超える）と, 鉱層中にはレンズ状の粘土を多く挾み 鉱石品位低下などの難点がある。
本鉱山は 昭和 28 年に諏訪鉱業開発 K.K．と野村鉱業によって本鉱と剥土作業が行われ， 約 3,000 t の採掘貯鉱をみたが， 品位の低下と表土が厚いために昭和 29 年に休山となった。
下ノ沢川の中流の西側に位置し [ 第 21 図参照 ] ， 新現場鉱床と旧現場鉱床の２ヵ所にある。
新現場地域は 松前層群のチャート [ M6 ? ; チャートがある M5 ? ] を不整合に覆って福山層の凝灰岩 [ Fy2 ] があり， その上位に河岸段丘礫層 [ ← 確認できない ] が発達している。 鉱床はチャートの上と福山層と段丘礫層との間に胚胎しており， 沈殿性の褐鉄鉱～赤鉄鉱床で， ときに植物の印痕が残っている。 鉱石品位は， 第 6 表に示されるように， 暗褐色硬質鉱で Fe : 54 %， SiO2 : 1 % ぐらいであるが， 褐色鉱では Fe : 50 % 前後， さらに粉状となれば品位は低下する。
旧現場鉱床は チャート [ M4ch ? ] および粘板岩 [ M4 ? ] の上に発達し， 交代性の不規則な赤鉄鉱および沈殿褐鉄鉱からなり， 鉱体の下部にはときに硫化鉄が鉱染している。 鉱石品位にはかなり差があるが， 大体 Fe : 45～55 % 程度である。
昭和 29 年に道南鉱業株式会社によって開発され， 新・旧現場を合せて 3,000 t あまりの出鉱をみたが， 間もなく品位が低下し 休山となった。
[ 図幅地域西端・南北中央付近の ] 湯ノ岱市街地の 北 [ ← 北方 1 km 強 ] の湯ノ沢の中流に位置し， 鉱床の露頭は標高 110～160 m の間の山腹にある [ 第 21 図参照 ] 。 鉱床は福山層の凝灰角礫岩 [ Fy2 ] と大安在川層の礫岩 [ Oa ] および木古内層の頁岩 [ Ki ] との間に胚胎する。 各露頭とも延長 10 m 前後で 層厚は 1～2.5 m である。 上位層準では概して鉄分が多く， 下位ではマンガン成分が多くなる傾向がある。 鉄鉱石は赤鉄鉱・針鉄鉱および褐鉄鉱で， マンガン鉱石は菱マンガン鉱の酸化したと思われる酸化マンガン鉱である。
本鉱山は 昭和 28 年から 29 年にかけて探鉱されたが， 出鉱されなかったようである。
釜ノ沢鉱床は松前層群の粘板岩 [ M6 ? ] の中の不規則塊状の交代鉱床と考えられるもので， 鉱石は堅硬質の赤鉄鉱および針鉄鉱を主とし褐鉄部を伴っている。 鉱石品位は第 6 表に示されるように低く， 鉱床の規模も小さい。
上ノ沢鉱床および神明ノ沢鉱床はいづれも木古内層の頁岩 [ Ki ] を上盤とし， 下盤を大安在川層の礫岩および砂岩 [ Oa ] とする交代性の褐鉄鉱床であるが， 鉱床の規模も小さく， 品位も低く， 開発の対象にならない。
マンガン鉱床は， 本地域北東部の西股川の上流地域から木古内町の中野川の上流地域にかけて 広く鉱化帯をなして認められる。 本地域の詳細な鉱床調査は土居ほか（1968）によって報告されている。
土居ほか（1968）によると， 鉱床は 基盤の上磯層群および新第三紀の桧山層群中に発達する剪断帯にそって胚胎する ブラウン鉱・パイロルース鉱および菱マンガン鉱を 主要構成鉱物とする裂罅充塡鉱床であるという。
剪断帯は N 50～80°E 方向と N 10～25°W 方向の二系統が発達しており， これらの剪断帯にそって珪化作用や粘土化作用などの鉱化変質が行なわれ， その変質岩中に鉱脈が形成されており， [ 桂岳の北西方 3.5 km の ] ヒノキ沢の上流地域では 黄鉄鉱を主とする硫化鉱物の鉱脈と 酸化マンガン鉱を主とする鉱脈があり， [ その東方の ] 西股川地域では 酸化マンガン鉱を主とする鉱脈と菱マンガン鉱を主とする鉱脈が発達している。 これらの鉱脈の形成を総合してみると， 形成順序は 閃亜鉛鉱・方鉛鉱 - ブラウン鉱・重晶石脈 - 菱マンガン鉱脈（酸化マンガン - パイロルース鉱脈） であると報告されている。
露頭における鉱床の規模は小さく， ヒノキ沢の上流地域に発達している鉱化帯には 潜頭鉱床の存在する可能性が予想できるようであるが， 規模の大きな鉱床を期待することはできないようである。
なお， 西股川の支流の藤山沢の上流部の上磯層群中の鉱脈について 不二鉱山として試掘されたが， 出鉱をみなかったようである。
幸連川の川口から約 2.3 km 上流の左岸に露出する木古内層の硬質頁岩 [ Ki ] の割れ目から 黒色ピッチ質の原油の滲出が認められた。 この地点は 南北方向の軸をもち 北方へ延びた背斜部末端にあたり， さらに， すぐ西側には北北西 - 南南東方向の断層の存在が想定されており， これらの地質構造に関連したものと考えられる。
なお， [ 本図幅の東に ] 隣接する函館図幅内の釜谷～泉沢地域には 泉沢油田と呼ばれる石油徴候（油徴およびガス徴）があり， かつて探査試錐も行なわれている（長尾ほか（1959）; 三谷ほか（1965））。
本地域内における温泉は 上ノ国町 湯ノ岱の東方の中ノ沢川の入口の上流の天ノ川河岸に湧出する。 このほか， 北海道立地下資源調査所（1976）によると， 温泉 該当 未確認 泉として [ 図幅地域南西部の ] 上ノ国町内の鰔川温泉（鰔川上流 ; 炭酸泉）と 木古内町内のヨビタラシ温泉（トンガリ沢中流 ; 硫黄泉）が報告されている。
冷泉は 主として桧山層群の分布地域で多く認められ， 硫黄泉・炭酸泉・食塩泉および含鉄泉系統のものがある。 これらのうち 利用されているものとしては， 亀川の中流域のものと木古内川の中流域の２ヵ所のみである。
中ノ沢川の入口に湧出している温泉は， 長谷川・松下（1965）によると， 松前層群の粘板岩 [ M6 ? ] と福山層の変質安山岩 [ Fy2 ] が接する断層（N 40°E の走向で NW 方向に 60°傾斜）面から湧出しており， 湧出量は毎分 7～8 l で， 泉温は 25℃ の微温泉である。 なお， 泉質は不明である。
利用されている亀川の中流域の冷泉は 木古内層の硬質頁岩 [ Ki ] の中から湧出しているもので， 湧出量は毎分 2～3 l 程度である。 泉質は明らかでないが， 硫化水素臭があり， 硫黄泉系統のものと思われる。 なお， この冷泉は調査当時地元において浴用として利用されていた。
木古内川の中流域（木古内町 字 大川 [ ← 木古内の市街地の西北西方 5.5 km ] ）の冷泉は 地元民家において浴用などに利用されているもので， 湧出場所は第四紀の氾濫原堆積物の上に２ヵ所ある。 いづれも湧出量は毎分 1 l 程度で小規模なものである。 泉質は食塩泉系のものと硫黄泉系のものとがあり， 後者では時々不然性のガスを伴っている。
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このほか， 利用されてはいないか， 泉質およびガス分析がなされたものとして 中ノ沢川の入口より上流の天ノ川河岸の鉱泉がある。
この鉱泉は， 中ノ沢川の入口から約 250 m 上流の天ノ川川岸にガスを伴って湧出しているもので， 湧出量もガス量も少量である。 泉質およびガス分析は地質調査所ヘリウム特研グループが行ったもので， 第 7 表の通りであるが， この分析値は未発表である。
なお， 同グループの現地調査時（昭和 48 年 9 月）における泉温は 18.1℃ である。
本地域には 防災および治山の上で留意しなければならない地辷り地域が存在する。 地辷り地域は， 第 23 図に示すように， 木古内町内の特に桧山層群の木古内層および厚沢部層が広く分布する山間部に 地形的に認められる。 これらのうち， 中野川の東股川の上流部， 亀川の上流部および幸連の北方のものでは 小さな湿地あるいは沼（幸連沼）が形成されており， 過去に地辷りが起きたことが地形図から明瞭に判読できる。
地辷りの発生要因としては， 木古内層の硬質頁岩 [ Ki ] や厚沢部層の札苅部層の泥岩および泥岩シルト岩互層 [ As1 ] の中に挾在する多くの細粒凝灰岩あるいは軟質泥岩が 地表水の滲透によって容易に粘土化し， 滑材となって傾斜面に沿って滑動するものと考えられる。 地辷り地形の形成地域は 多くの場合に地質構造（褶曲および断層）と関連があり， さらに， 山地の傾斜面と地層の傾斜面との関連（ケスタ地形を形成）も重要な要素と思われる。 すなわち， 構造的なものとしては， 第 23 図に示されるように， 背斜および向斜構造軸部で地層の傾斜角が 10～30°の綾傾斜面に形成されている場合が多い。
これらの地辷り地域は 現在 明らかに滑動しているものはないが， 長雨あるいは集中豪雨など， 条件によっては容易に再動することが考えられる。 したがって， 伐採および林道開鑿など人工的な条件を加えるにあたっては， 地辷り地形に充分留意し， 地辷りの誘発を未然に防止するよう注意する必要がある。
QUADRANGLE SERIES
SCALE 1 : 50,000
Sapporo (4) No. 84
By Mitsuo HATA and Toshihiro KAKIMI (written in 1979)
This district is situated in the south-eastern part of Matsumae Peninsula, south-western Hokkaido. It is located between latitude 41°40'～41°50' N and longitude 140°15'～140°30' E and faces the Tsugaru Strait on the south-east.
The area of this sheet map is a northern extension of the "Green Tuff" area of the Inner Northeast Japan where sedimentary and volcanic rocks of Neogene are distributed extensively on the basement composed of late Paleozoic and early Mesozoic strata, without the intercalations of Cretaceous to Paleogene ones between them. In addition, intrusive rocks and Quaternary sediments develop.
Geological successions in this district are shown in the Table 1.
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The north-western part of the mapped area is mostly occupied by the Matsumae Group which forms the Esashi Uplift Block extending about 20 km N - S and 1 5 km E - W long. In the Group some fossils as fusulinids, corals and conodonts indicating Carboniferous and Permian ages had been found at the outsides of this sheet area. However, quite recently some conodont fossils leading the Late Triassic were also discovered in the adjacent area. The Group consists of geosynclinal deposits such as graded sandstone, black slate, chert, basic tuff and rhythmic alternation of sandstone and slate. Total thickness of the Group is estimated as several kilometers, and almost all members of the Group with the exception of the lower-most part crop out in the mapped area.
The Kamiiso Group constructing the Kamiiso Uplift Block appeares as the basement of the Neogene strata in the north-eastern part of the area. Conodont and other fossils discovered in adjacent areas suggest that the Group belongs to the early Mesozoic (probably Traissic to Jurassic). The Group consists mainly of black slate, chert, sandstone, conglomerate and limestone which are similar in lithology to those of the Matsumae Group.
Neogene in this district is divided into the Fukuyama Formation of the Lower Miocene and the Hiyama Group of the Upper Miocene.
The Fukuyama Formation, the lower-most member of the Neogene in south-western Hokkaido, covers the Matsumae and Kamiiso Groups in unconformable relation. This is composed of terrestrial volcanic rocks which are suffered to hydrothermal alteration. Sandstone, conglomerate and mudstone are partly distributed, from coaly shale of which pollen fossils shown in the Table 3 of Japanese Text are produced. They correspond to the Aniai Flora indicating the environment of cool-temperate climate in Early Miocene.
The Hiyama Group is composed of muddy marine deposits accumulated successively during an extensive transgression prevailed in Middle to Late Miocene, and divided lithologically into the Ōanzaigawa, Kikonai, Assabu and Tate Formations in ascending order.
The Ōanzai-gawa Formation, the lower-most sediments of the Hiyama Group, crops widely and overlies lower strata in unconformable relation. It consists of marine conglomerate and sandstone and is 40 m thick even in maximum. Such fossils as molluscs, large foraminiferas, produced from this formation indicate Middle Miocene in age.
The Kikonai Formation, characterized lithologically by "hard shale", is composed of siliceous hard shale, alternation of hard and soft mudstones, and mudstone. A tuffaceous sandstone, the Ōkawa Tuffaceous Sandstone Bed (Os), is intercalated in the middle part of this formation, in addition to which some acid tuffs are traceable. This formation is 700 m thick in maximum in the central area of subsidence, 500 to 600 m thick in the eastern area and 400 m ± thick in the western area.
The Assabu Formation is divided into two members, namely lower Satsukari and upper Sasuke-zawa Members. The Uriya-gawa Tuff Bed (Ut) of biotite dacite, 10 m ± thick, is the basal part of this formation and widely traceable. In addition to this, many dacite tuff beds are intercalated within the formation, and traceable beds among them are shown on the map. The Satsukari Member (As1) is of mudstone with "hard shale" in the lower and middle parts, and is mainly made up of alternation of mudstone and siltstone in the upper one. The Sasuke-zawa Member is of alternation of sandstone and sandy siltstone in the lower part, and massive sandy siltstone in the upper one. The Assabu Formation is about 1,100 m thich in the central area and its thickness becomes thinner west-wards.
The Tate Formation is lithologically transitional from the Assabu Formation and is composed of massive tuffaceous siltstone and diatomaceous siltstone intercalating thin layers of vitric tuff. Siltstone is ill-sorted and contains pumice grains, coaly material, rounded pebbles and biotite flakes.
Neogene intrusive rocks and lava domes in this area are dolerite and rhyolite in Miocene, and basalt, pyroxene-bearing hornblende andesite and hornblende dacite in Pliocene.
In and around the mapped area folds and faults of N - S trend are predominantly developed in the Neogene strata.
Main synclines and anticlines of broad gentle hinge zone are as follows : The Tate Syncline and Kikonai Syncline are formed respectively at the north and south of the central subsiding zone in the Tate - Kikonai Sedimentary Province. The Uriya Anticline is developed at the southeastern part of the Esashi Uplift Block. And the Ugui-gawa Syncline and Ugui-gawa Anticline are both found in the west of the Uriya Anticline.
The Kikonai Fault at the eastern border of the Esashi Block and the Ōhira-gawa Fault which runs through on the eastside of the Kikonai Fault and in parallel to it are both tectonically of great significance. These N - S trending faults were formed under the intimate relation to the differential movement of basement blocks and the developement of folded deformations.
After these structures of N - S trend were formed, the younger faults of NW - SE and NE - SW trends followed and cut-off the former folds and faults.
Three coastal terraces develop along the marine coast facing the Tsugaru Strait. Two river terrace deposits are distributed along the Amano-gawa. They are composed of gravel and sand.
Alluvium developing under the flood planes of each river, and dune sand and moor deposits distributed in the coastal plane are Holocene in age.
As for the mineral resources, limonite ore deposits had been exploited in a small scale and iron-sulphide and manganese ores had been prospected but not utilized. Oil seapages, hot springs and mineral springs are found and some of the last are used at present.
Landslides of moderately large scale are distributed sporadically in the region where the muddy strata of Neogene Hiyama Group are developed. They should be noticed on the view-points of disaster prevention and forest protection.
昭和 54 年 2 月 24 日 印刷 昭和 54 年 3 月 1 日 発行 著作権所有 通商産業省 工業技術院 地質調査所 (C) 1979，Geological Survey of Japan