地域地質研究報告
５万分の１図幅
札幌（4） 第 90 号
地質調査所 北海道支所 山口昇一
昭和 53 年
地質調査所
目次 I. 地形 II. 地質概説 III. 松前層群 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 イデス川層 IV.4 知内火山岩類 [ IV.4.1 ] 浦和石英安山岩 [ IV.4.2 ] 輝石安山岩溶岩 [ IV.4.3 ] 安山岩質火山角礫岩 [ IV.4.4 ] 安山岩質凝灰角礫岩 [ IV.4.5 ] 丸山安山岩 [ IV.4.6 知内火山岩類にみられる変質作用 ] IV.5 溶岩円頂丘および岩脈 [ IV.5.1 粗粒玄武岩 ] [ IV.5.2 輝石安山岩 ] [ IV.5.3 輝石含有角閃石安山岩 ] [ IV.5.4 角閃石石英安山岩 ] 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.2.1 河岸段丘堆積物 Ⅰ ] [ VI.2.2 河岸段丘堆積物 Ⅱ ] [ VI.2.3 河岸段丘堆積物 Ⅲ ] [ VI.2.4 河岸段丘堆積物 Ⅳ ] [ VI.2.5 河岸段丘堆積物 Ⅴ ] VI.3 崖錐堆積物 VI.4 湿原堆積物 VI.5 氾濫原堆積物 VI.6 砂丘堆積物 VII. 応用地質 VII.1 骨材資源 VII.2 温泉および冷泉 VII.3 褐鉄鉱々床 VII.4 地辷り 文献 Abstract
地域地質研究報告
（昭和 52 年稿）
５万分の１図幅
札幌（4） No. 90
本地域の野外調査は昭和 36 年から昭和 39 年にかけての 4 年間にわたって行なわれ， さらに 前後 7 年間に実施された 隣接する 渡島福島 地域 [ ← 本図幅の南隣 ] および 大千軒岳 地域 [ ← 本図幅の西隣 ] の調査研究の結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。
この調査研究を進めるにあたり， 日本鉄道建設公団からは 同公団が実施した 青函海底トンネル工事に関する未公表の調査資料の閲覧をはじめ 多くの教示をいただいた。 ここに明記し 感謝の意を表する。
また， 北海道開拓記念館の赤松守雄氏には貝化石， 地質調査所の石田正夫技官には有孔虫化石の同定をしていただいた。 火山岩類のまとめには地質調査所の沢村孝之助技官， 大沢穠技官， 松井和典技官の協力を受けた。 さらに 秦光男技官， 石田正夫技官からは 野外および室内での取りまとめで 多くの助言をいただいた。 なお， 薄片作製は谷津良太郎技官ほか， 製図の一部は熊谷なな子技官によって行なわれた。 また， 現地調査にあたっては 知内町役場および福島町役場から種々の便宜を受けた。 ここに上記の方々に対し厚くお礼申し上げる。
知内 地域は 北海道 南西部の松前半島の南東部に位置し， 東および南側は津軽海峡に面し， 海峡を隔てて本州 津軽半島を望むことができる。 東側の海岸線は ほぼ南北方向に直線的に延びる浜堤の性格をもつ砂浜が発達する。 南側の知内町 涌元 から 福島 町 岩部 に至る海岸線は 火山岩類が分布するため 岩礁の多い岩石海岸が発達し， 海に向って急崖を形成している。 このため知内町 小谷石 から岩部のあいだは道路がなく， 歩行困難なところが多い。
本地域の地形を概観すると， 新第三系の知内火山岩類の分布する知内川の南部地域と， 新第三系の堆積岩類の分布するそれ以外の地域とに大別される。
知内火山岩類の分布する地域は， [ 南西方から知内市街で知内川に合流する ] コロナイ川の上流の三角点 △ 826.3 m [ ← 丸山の西南西方 2 km ] を頂点とする [ 以下の [注] 参照 ] 標高 500～800 m の山稜が南側の海岸線にほぼ平行して東西方向に延び， 知内川流域との分水嶺となっている。 地質条件を反映して 急峻な地形を呈し， 河谷は深く刻みこまれ， しばしば V 字谷が形成されている。 さらに地形の特徴を詳細にみると， [ 図幅地域中央やや南方を北流する ] コモナイ川を境に 東側と西側とで趣きを異にしている。
[ コモナイ川の ] 東側は知内火山岩類の丸山安山岩がつくる溶岩の流走面が発達し， 稜線から北側に向ってなだらかな台地状の尾根が延び， 溶岩の末端が急斜面を形成している。 これに反し， 南側の斜面は半円弧状の稜線が発達し， 谷に向って急崖をなし， 爆裂火口を思わせる地形を示している。 このような地形の違いは この地域に発達する河川の特徴にも現れ， 北側では一般に河川流路が長く， 河川勾配が 1000 分の 250 前後の値を示すが， 南側では流路延長が 4 km 以下と短く， 谷の上流部は 1000 分の 550 前後の急勾配を示している。
コモナイ川の西側地域は 東側のような溶岩台地状の地形が発達せず， 岩部岳 ， 池ノ岱 山および三角点 △ 684.7 m 峯 [ ← 岩部岳の南南西方 2 km ] などの溶岩円頂丘からなる山体が突出して 起伏に富んだ地形を呈し， 南に接する渡島福島地域に連続している。 このような地形は， 後述する堆積岩類からなる丘陵性の地形を示す地域西部のツラツラ川流域にも認められる。
新第三系の堆積岩類の分布地域は， 火山岩類の分布地域と違って 標高 100～300 m， 比高 100～150 m の低平な丘陵性の山地からなっている。 樹枝状の小さな河谷が良く発達し， 晩壮年期の地貌を呈する。 地質構造が地形に反映し， 特に知内～ 湯の里 の北側地域ではいたるところにケスタ地形が認められる。 また， この地域を刻む河川は 一般に河川勾配が緩やかで， 本流部では 1000 分の 20 以下， 支谷で 1000 分の 100 程度の勾配を示し， 河床が平坦で滝が少ない。
本地域には 以上の山地地形のほかに 海岸段丘および河岸段丘地形が発達する。
海岸段丘は 知内～ 木古内 [ ← 本図幅の北隣の木古内図幅地域の南端 ] 間の海岸線に沿って高低２段の平坦面が認められる。 高位のもの [ ct1 ? ] は標高 20～30 m， また， 下位のもの [ ct2 ? ] は標高 10 m 前後で， ともに緩い波状地形を呈している。 いずれも海成段丘と考えられるが， 高位の段丘面には堆積物が確認できなかった。 これらの地形面は 東方に緩く傾斜しており， 両者の境界は緩傾斜面を経て漸移している。 また， 下位の段丘も段丘崖をつくることなく 次第に高度を減じて沖積面下に没している。
河岸段丘は知内川流域に５段の平坦面が認められ， とくに本流沿いに５段の良好な段丘地形が発達する。
最高位の河岸段丘 Ⅰ [ rt1 ] は 知内川の南部地域に認められ， 宿部 川とコモナイ川， コモナイ川とイデス川， ムヅルセ川と 東莱 川のそれぞれの分水嶺をなして発達する。 標高が 200～220 m を示す平坦面で， 河川の上流部から下流部に向っての高度変化がほとんどなく， 知内川本流との直接の関係は明らかではないが， おそらく知内川の残した最も古い段丘面と推定される。 このことは， 後述する段丘面が知内川の右岸 [ = 南岸 ] に良く発達することと合せ考えると， 知内川の流路が 知内火山岩類分布地域の上昇によって北方に移動したことを示すものといえる。
河岸段丘 Ⅱ [ rt2 ] は 知内川本流沿いの 千軒 [ ← 図幅地域の西端付近 ] から東莱川付近にかけて発達する。 知内川本流と湯の川支流の稜線に発達するものは 標高 140 m から 120 m にいたる高度変化を示し， 約 60 m の比高がある。 湯の里の下流の右岸に発達する平坦面は標高 100 m から 140 m を示し， それぞれ標高・比高に違いがあり 形成時期の異なることが考えられるが， 便宜的に河岸段丘 Ⅱ として一括した。
河岸段丘 Ⅲ [ rt3 ] は 千軒から湯の里にいたる知内川の左岸に発達する。 標高 180 m から 70 m の高度変化を示し， 比高は約 40 m である。
河岸段丘 Ⅰ から河岸段丘 Ⅲ は いずれも開析が進み， 緩やかな波状地形を呈している。
河岸段丘 Ⅳ [ rt4 ] は 知内川に沿って最も広く発達し， 平坦面が良く保存されている。 標高 120 m から 30 m の高度変化を示し， 比高は 10～20 m である。
河岸段丘 Ⅴ [ rt5 ] は 最も低い段丘面で， 現河川流路に沿って小規模に発達する。 比高は各河川によって異なるが， 一般に 5～10 m である。
これらの段丘群は， さきにもふれたように， 知内川流域の 知内と湯の里を結ぶ線から南側の地域に顕著に発達している。 このことは， 第四紀に入って地域的に差別的な傾動運動が行われたことを示すものであろう。
以上のほか， 地形の特徴として地辷り地形がある。 本地域にみられる地辷りは， いわゆる「第三紀地辷り」と「温泉地辷り」とがある。 前者は 地域の北半部の木古内層および 厚沢部 層の分布地域に多く認められ， 岩質と地質構造， とくにケスタ地形と関連性があるように見受けられる。 後者は [ 本図幅南東部の ] 知内町 涌元～小谷石間の 知内火山岩類中に発達する温泉変質帯にみられ， 特に [ 涌元の南方 2 km の ] 猪の狛 の西方付近は現在も滑動しており， [ その付近の ] 尖 山 [ 標高 360.7 m ] の北方には延長 300 m 余の新しい滑落崖が形成している。
本地域を含む渡島半島は いわゆるグリンタフ地域にあたる。 古生代後期から中生代前期の堆積岩類と これに迸入する深成岩類を基盤として， 白亜紀・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発達している（藤江ほか， 1957）。 本地域周辺は このようなグリンタフ地域に共通した地質条件を良くそなえている。
基盤の古期岩類は 松前 層群および 上磯 層群と呼ばれ， 塩基性火成岩類を伴う地向斜性の厚い堆積岩類からなる。 新第三系の堆積初期には陸域として存在し， その後， 差別的な昇降運動があって隆起部と沈降部が形成され， 新第三系の堆積に少なからぬ影響を与えている。 中新世初期は 陸域での火山活動が活発で， わずかに陸成の正常堆積岩を伴うほかは 溶結凝灰岩を含む火山噴山岩を主体とする 福山 層が堆積している。 中期以降は 一時的な火山活動の休止と堆積盆への海進がはじまり， 正常堆積岩からなる 吉岡 層が堆積し， さらに海底での火山活動が活発となって 火山噴出岩類を伴う 訓縫 層群が堆積している。 初期および中期の火山噴出岩類は全般的に変質作用を受けて緑色化し， いわゆる「グリンタフ相」となっている。 中新世後期に入ると火山活動が衰え， 海進はさらに進み， 堆積盆が拡大され， かつ基盤の局地的な昇降運動が活発となって， 沈降部に泥質岩を主体とする厚い 桧山 層群の堆積がおこなわれた。 桧山層群堆積後に一旦 海はしりぞいて陸化し， 削剥作用が行なわれた。 鮮新世に入って ふたたび小規模な海進がはじまり， かつ局地的な火山活動が活発となって， 浅海性の堆積物からなるイデス川層と知内火山岩類が堆積している。
本地域は， 地質構造的にみて 中新世後期に発生した局地沈降型堆積盆の中心で， かつ鮮新世に入って 火山活動が活発に行なわれた地域である [ 以下の [注] 参照 ] 。
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 1・2 図に示す。
基盤の松前層群は橋本（1958）によって提唱され， 吉田・青木（1972）が再定義した地層である。 本地域には松前層群により構成される 大千軒岳 隆起地塊（秦， 1973b）の一部が地域西縁のツラツラ川の中流に分布し， 珪質岩からなっている。 [ 本図幅の西隣の ] 大千軒岳地域および隣接地域の本層群から 石炭紀後期を示す紡錘虫・珊瑚・コノドント [ = ヤツメウナギなどと類縁の原始的脊椎動物の歯の微化石 ] などの化石を産する（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））。
新第三系は， 大千軒岳隆起地塊の東側に下位から 福山層・吉岡層・訓縫層群・桧山層群・イデス川層および知内火山岩類 の順に累重分布する。 このうち 吉岡層と訓縫層群は本地域に分布しない。
福山層は新第三系の最下位層で， 基盤の松前層群を不整合におおって発達する。 大部分が陸成の火山砕屑岩類からなる いわゆる「グリンタフ相」で占められている。 大千軒岳地域に広く分布し， その一部がわずかにツラツラ川流域に露出する。
吉岡層は福山層を不整合におおって発達する。 本地域での新第三紀における最初の海成層で， 汽水～浅海成相を示す泥質岩を主とし， 油母頁岩 [ oil shale ] や褐炭が挟在する。 台島 型植物群や 八尾 - 門の沢 型動物群を産出する。 松前地域の吉岡川流域に模式的に発達する（秦， 1973b）。
訓縫層群は基底礫岩をもって下位の吉岡層を不整合におおって発達する。 正常堆積岩のほか， 多量の溶岩と火砕岩を伴っている。 訓縫層群の堆積時には 堆積盆の差別的な沈降運動があって， 堆積層の層厚変化が著しく， 分布地域の南部で厚く， 北部に向って次第に層厚を減じ， 大千軒岳地域の北部には分布していない。 地域外南方の福島から [ 本図幅の南西隣の松前図幅地域内の ] 白神 岬 [ ← 北海道最南端の岬 ] にいたる海岸に模式的に露出する（秦， 1973b）。
桧山層群は中新世中～後期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分される。
大安在川層は海進初期の堆積物で， 訓縫層群以下の地層とともに 基盤の松前層群までを不整合におおっている。 礫岩・砂岩など浅海性の粗粒堆積物からなり， Operculina complanata japonica HANZAWA や Pationopecten kimurai (YOKOYAMA) などの中新世中期を指示する化石を産する。 地域外西方の大千軒岳地域から [ 本図幅の北西隣の ] 上の国 地域に模式的に発達する。
木古内層・厚沢部層および館層は桧山層群の主体をなすもので， 硬質頁岩・泥岩・珪藻質シルト岩などの主として泥質相からなる一連の地層で， 連続性のある凝灰岩層が挟在する。 木古内層～館層の堆積時には 堆積盆内での差別的沈降運動がみられ， 沈降部にあたる本地域では 200 m にもおよぶ厚層が発達するが， 沈降量の少ない地域では 厚沢部層の発達が悪く， 木古内層と館層を主体としている。 化石は全般的に少なく， 有孔虫化石， Makiyama [ ← 海綿の骨針化石 ] が木古内層・厚沢部層に， また， 珪藻化石が館層に含まれるほか， 貝化石が厚沢部層からわずかにみいだされる。 木古内層～館層は 西南北海道の標準層序の 八雲 層から 黒松内 層にあたる。
イデス川層は館層を不整合におおって発達し， 礫岩・砂岩などの浅海性の粗粒堆積物からなり， イデス川の中流で模式的な露出が観察される。 地域北方の館地域の 鶉 層や [ 函館市の西方の ] 上磯 付近の 富川 層などと同時期の堆積層と考えられる。
知内火山岩類は地域南部に広く分布する。 桧山層群を不整合におおい， また， イデス川層とは整合であるが， 一部 指交関係もみられる。 桧山層群の堆積時に比較的穏やかであった火山活動が イデス川層堆積時にふたたび活発となり， 上述の福山層・訓縫層群とは活動の場を変えて， 大量の石英安山岩や安山岩の溶岩・火山砕屑岩を噴出・堆積したものである。 この時期の噴出物の産状には溶岩円頂丘をなすものが多く認められ， 突出した山体をかたちづくっている。
第四系は， 知内～木古内の間の海岸沿いに発達する海岸段丘堆積物， 知内川流域に顕著な河岸段丘堆積物， 各河川流域に発達する沖積層および崖錐堆積物などからなっている。
本地域を含む松前半島の地質構造の特性は秦（1973a・b）によって論じられている。 それによると， 松前半島の新第三系の地質構造を大きく支配しているのは 南北方向の長軸をもつ基盤地塊の昇降運動であるとし， 本地域の地質構造を特徴づける南北性の褶曲や断層は この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ものであると述べている。
本地域の地質構造は， 第 1 図に示すように， 知内川を境に北部と南部とで方向性を異にしている。 知内川の北部および地域西部は 上述したように 南北性の構造が支配的で， その主なものは 江差隆起地塊の南方延長が潜在するとみられる 瓜谷 背斜と， その西側に発達する湯の里複向斜および瓜谷背斜の東縁を 画 する木古内断層がある。 瓜谷背斜および湯の里複向斜はいずれも南方に沈下し， 知内川の南部では不明瞭となり， かわって東西性を示す褶曲構造が顕著となっている。
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命名 : 橋本亘（1958）， 吉田・青木（1972）が再定義
本層群の名称は， 橋本（1958）が， 西南北海道において 新第三系に不整合におおわれて発達する 粘板岩・硬砂岩・石灰岩および輝緑凝灰岩などからなる堆積岩類に対し， これを総称して与えたものである。 当時は古生物学的資料がほとんどなく， 岩相や地質構造的にみて 東北日本の北上山地に発達する古生層の延長と考えられていた。
その後， 湊・山本（1961）が上磯付近の石灰岩から ジユラ紀後期を指示する浅物化石の産出を報告し， また， 湊・国府谷（1963）が 上の国町 大平山付近から 古生代石炭紀を指示する紡錘虫化石を発見し報じたことから， 松前層群の地質時代が 古生代から中生代にわたる可能性のあることが判ってきた。
さらに， 1967 年以降， 大千軒岳地域をはじめ 上磯・ 亀田 半島地域から 紡錘虫・珊瑚・コノドント化石などの古生物学的資料が多数得られ， 地質時代がより明らかとなってきた（MINATO and ROWETT（1967）; 吉田・山口（1967）; 坂上ほか（1969）; 小貫ほか（1969）; 吉田・垣見（1970））。 吉田・青木（1972）は 渡島半島の南部の松前層群のコノドント化石の検討を行なうとともに 同層群を再定義した。 それによると， 従来からの松前層群は， [ 1 ] 石炭紀後期の化石を産する江差～大千軒岳地域 （秦（1973b）の江差隆起地塊・江良隆起地塊および大千軒岳隆起地塊に当る）と， [ 2 ] 中生代前期を指示する化石を産する上磯（秦（1973b）の上磯隆起地塊）～亀田半島地域と に２分され， 前者のみを松前層群とし， 後者 [ = 上磯～亀田半島地域の基盤岩 ] を区別すべきことを提唱した。 さらに， 地質構造的に， 再定義した松前層群が東北日本の北部 北上帯， また， 後者が岩泉帯のそれぞれ北方延長にあたるものであろうと述べている [ 以下の [注] 参照 ] 。
模式地 : 本地域の西方の福島町， 知内川の上流地域
吉田・青木（1972）によると， 松前層群は 岩相上の特徴から， 江差の東方地域， 桂岡・大平山 [ ← 上の国図幅地域内 ] ～大千軒岳地域， および 江良 [ ← 大千軒岳図幅地域内 ] ～松前地域に３区分されている。 本地域は その区分の桂岡・大平山～大千軒岳地域に含まれ， 知内川の上流地域に模式的に露出している。
分布 : 本地域では， 図幅の西縁の知内川の支流のツラツラ川の中流にわずかに分布する。
層序 : 本地域では， 新第三系の福山層 [ Fy ] ・大安在川層 [ Oa ] および木古内層 [ Ki ] とすべて断層で接している。
岩相 : 本地域の松前層群は， 分布が狭いため 全体的な岩相の特徴を知ることができない。 吉田・青木（1972）によると， 大千軒岳地域の松前層群は 玄武岩質溶岩および凝灰岩・ 黒色粘板岩・ 灰白色および赤色チャート・ 塊状石灰岩・ 礫状石灰岩・ ドロマイト・ 赤色砂岩・ 礫岩などの多様な岩石から構成され， 各地域の松前層群のなかでは特徴的な岩相からなるとされている。
ツラツラ川の中流地域では 帯紅灰色～灰白色のチャートからなり， 厚さ 5～10 cm の板状層理が発達し， ところによって黒色粘板岩と互層している。 しかし， 全体に擾乱が著しく， 層理を示す部分が少なく， 破砕されて角礫状化しているところが多い。 また， 厚さ約 5 m の淡紅灰色のやや結晶質の石灰岩レンズが挟在している。
層厚は， 構造が複雑なため 知ることができない。
化石および対比 : 本地域からは化石が発見されないが， 地域外西方のツラツラ川の上流および知内川の上流の 住 川流域の松前層群から Carinthiaphyllum yezoense MINATO and ROWET， Chaetetes sp.， Fusulinella sp. などの石炭紀後期を指示する化石が発見されている （MINATO and ROWETT（1967）; 吉田・山口（1967））。 また， コノドント化石の抽出・同定が行なわれ， その群集が 阿哲 [ ← 岡山県西部の吉備高原中央部に位置するカルスト台地 ] および 秋吉 [ ← 山口県中央部のカルスト台地 ] の石灰岩の後期石炭紀 Fusulinella 帯の群集とよく一致するといわれる （吉田・青木（1972）; 青木・吉田（1974））。 本地域の松前層群も 岩相・地質構造的にみて 住川およびツラツラ川の上流地域と同層準と考えられるので， その地質時代を石炭紀後期と見做す。
本地域に分布する新第三糸は， 下位から， 主として火山噴出岩類からなる福山層， 海成堆積岩からなる桧山層群， 鮮新統に属するイデス川層および知内火山岩類からなる。 第 1 表に西南北海道の標準層序と周辺地域との層序対比を示す。
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命名 : 高橋・八木・柴田（1934）
原著によると， 本層の名称が表示されているだけで 岩相・層厚・層序などの記載がされていない。 しかし， 八木（1933）が述べている 松前地方（当時の福山町）に発達する 下部緑色凝灰岩層が福山層に相当するもののようである。
模式地 : 松前郡 松前町 松前市街の海岸
このほか， 松前図幅地域内の松前郡 福島町 松浦 海岸 [ ← 白神岬の北東方 2 km ] にも好露出がある。
分布 : 大千軒岳隆起地塊の東側に帯状に分布する。 本地域にはツラツラ川流域に その一部がわずかに露出するにすぎない。
層序 : 本層は， 地域内では基盤の松前層群 [ Mt ] と断層で接する。
大千軒岳隆起地塊の東側では， 普通顕著な基底礫岩をもって 松前層群を傾斜不整合におおっている。 上位層との関係は， 地域外南部の福島町 白符 川では 吉岡層の基底礫岩に不整合におおわれるが， 北方に向って吉岡層についで訓縫層群が薄化・尖滅するために， 知内川本流では訓縫層群に， さらにツラツラ川流域では 桧山層群の大安在川層 [ Oa ] に直接 不整合関係でおおわれている （第 1・3 図）。
岩相 : 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。
本層が模式的に発達する福島町 松浦～白神岬海岸では， 岩相の特徴から次のように３分されている(秦， 1973b）。 すなわち， 下部は 基底部に発達する厚さ数 10 m の通称「赤ハゲ礫岩」と呼ばれる基底礫岩と， その上位の変質した安山岩溶岩および同質火砕岩とからなっている。 中部は 流紋岩質火山砕屑岩で代表されるもので， 帯緑灰色から淡黄灰色を呈する凝灰岩を主体とし， 凝灰角礫岩や溶結凝灰岩を伴っている。 上部は やや基性となって， 玄武岩質および安山岩質の溶岩あるいは同質火山角礫岩が発達している。
本地域を含むツラツラ川流域に分布する本層は， 上述した松浦～白神岬海岸に発達する福山層のいずれの部分にあたるかの 的確な対比はむずかしい。 しかし， 岩相および知内川上流地域の岩相層序から， 上部の玄武岩質あるいは安山岩質の溶岩～同質火山角礫岩に相当すると考えられる。 ツラツラ川の上流地域では 外観が帯紫暗灰色～帯緑暗褐色の自破砕構造を呈する安山岩溶岩を主体とし， 同質の火山角礫岩および凝灰角礫岩を伴っている。 安山岩は帯緑暗灰色～暗灰色で 変質した白色の斜長石斑晶が目立つが， 有色鉱物が認められない。 また， ところにより斑晶の少ない玄武岩質の岩質を示す部分がある。
化石および対比 : 本地域では正常堆積岩が全く発達しないため 化石を産しない。 しかし， 地域北西方の [ 上ノ国図幅地域内の日本海側の ] 上の国町 木の子 付近では福山層中に夾炭層が発達し， 阿仁合 型の「上の国植物群」を産する（棚井（1963）; TANAI and SUZUKI（1963））。
また， 地域南西方の [ 松前図幅地域内の津軽海峡側の ] 福島町 吉岡川流域で， 福山層が台島型植物群や八尾 - 門の沢動物群を産する吉岡層に不整合におおわれている。 さらに， 岩質的にみて， 本層に挟在する流紋岩には anorthoclase ・ aegirine 輝石・ sanidine 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。 以上の点から， 本層は 東北 裏日本 中新世初期の西男鹿層群に対比される。
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おおい， 鶉層（本地域のイデス川層 [ Id ] および上磯地域の富川層と同層準と考えられ， 鮮新世の瀬棚層に対比される） に不整合におおわれる一連の大規模な堆積輪廻を示す海成層に対して 秦・山口（1969）が命名・定義したものである。 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。
本層群は大安在川層・木古内層・厚沢部層および館層からなる。
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， 地域的に厚層をなすところがある。 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松前半島において， 岩相の特徴と鍵層を基準にして 従来の八雲層・黒松内層を下位から木古内層・厚沢部層・館層に３区分した。
命名 : 金谷・須鎗（1951）
模式地 : [ 本図幅の北西隣の上ノ国図幅地域内の ] 桧山郡 上の国町 大安在川流域
このほか， 地域西方の大千軒岳地域の 知内川の支流の住川からツラツラ川の中流にかけても模式的な露出が認められる。
分布 : 地域西縁のツラツラ川の中流にわずかに露出する。 本地域に露出する本層は， 大千軒岳隆起地塊の東側に帯状に分布する桧山層群の基底層の一部である。 なお， 本層の模式的岩相である粗粒堆積物は， 第 3 図に示すように， 福島川の上流地域から南方では認められない [ 以下の [注] 参照 ] 。
層序 : 本地域内では ツラツラ川本流で基盤の松前層群 [ Mt ] と断層で接している。 本地域西方の大千軒岳地域では， 次のような本層と下位の福山層・訓縫層群との不整合関係が観察される。
すなわち， ツラツラ川流域では， 第 4 図に示すように 本層の基底部に厚さ約 2 m の古期岩の円礫からなる礫岩が発達する。 これが凹凸のある接触面で福山層の安山岩溶岩をおおい， 基底部には福山層から由来した安山岩の径 10～20 cm の大きな礫が散点的に並んでいる。 また， 下位の安山岩溶岩の風化帯とみられる軟かい部分（基底面から 5～10 cm の間）に 古期岩の細礫が散点して入りこんでいる。
一方， 知内川の南部地域では 本層の発達が悪く， 福島川の流域に向って次第に薄化・消滅している。 知内川の右岸の 1191 林班の沢（大千軒岳地域）では 本層の厚さが約 3.5 m で， 上部は細粒礫岩からなり， 基底部に黄褐色 凝灰質の黒雲母片に富む細粒砂岩がある。 これが整合的に訓縫層群の緑色凝灰角礫岩をおおっており， ここでは見掛上 整合的である。
岩相・層厚 : 本層は海進初期の浅海性堆積層で， 良く淘汰された礫岩と砂岩からなっている。 礫岩は径 1～3 cm のチャート・粘板岩など古期岩の円礫を主とし， 灰白色の凝灰質砂岩によって膠結されている。 一般に淘汰が良く， 礫の大きさが揃っているが， たまたま福山層から由来した径 10～20 cm の大きな安山岩礫や 松前層群のチャートの巨礫を含むことがある。 砂岩は灰色～淡灰色凝灰質細粒砂岩で， 径 0.5～1.0 cm のチャートの円礫をしばしば含み， 含礫質となっているところがある。 また， 径 50 cm 前後の砂質の石灰質団塊を含んでいる。 砂岩はツラツラ川流域から知内川の支流の住川にかけて良く発達する。 第 5 図にツラツラ川流域の本層の模式的な露頭の柱状図を示す。
地域内に分布する本層は チャート・粘板岩など古期岩の円礫を主とする礫岩からなっている。 ツラツラ川流域では おおよそ 20 m 前後の層厚を有するが， 知内川の支流の住川から本流にかけて薄化し， 5 m 以下となっている。
化石 : 本地域内の本層からは化石を産出しない。 しかし， ツラツラ川流域から知内川の支流の住川流域にかけて発達する本層の砂岩から Nuculana sp.， Chlamys cf. arakawai (NOMURA)， Patinopecten sp.， Ostrea sp. などの貝化石のほか， Operculina complanata japonica HANZAWA を産出する。
対比 : 本層から産出する Operculina complanata japonica HANZAWA は 従来は本層の模式地である上の国町 大安在川流域の 大安在川層のみからその産出が報告されていただけであり（長尾・佐々（1933a）; 金谷・須鎗（1951））， 当地域にはじめて新産地が見出された（秦・山口， 1969）。 また， 模式地の大安在川層が 細粒礫岩と軟かい凝灰質中～粗粒砂岩からなり 含礫質の粗粒砂岩を伴うこと， さらに， 福山層に対比される 洲根子 岬層の上位にあって， かつ 鰔川 層 [ ← 時代不明 ] の硬質頁岩におおわれるなど， 岩質・層序的にみても 本層は模式地の大安在川層と同じ地層と考えられる。
命名 : 秦光男・山口昇一（1969）
模式地 : [ 本図幅の北隣の木古内図幅地域内の ] 上磯郡 木古内町の木古内川流域
本地域では [ 図幅地域北端付近・東西中央やや東の ] 建有 川流域に模式的に露出する。
分布 : 本地域では 瓜谷 背斜の軸部を占め， [ 津軽海峡に向かって東に流れる ] 建有川・中の川・ 森越 川および 重内 川流域に広く分布するほか， [ 図幅地域北西部の ] 湯の里複向斜の西翼部として ツラツラ川の中流から知内川本流にかけて， 地域西縁で南北方向に帯状に分布している。
層序 : 本層と下位層との累重関係は， 本地域ではツラツラ川中流において 基盤の松前層群 [ Mt ] あるいは大安在川層 [ Oa ] と断層で接するため確認できない。 しかし， 地域外西方の大千軒岳地域の数地点において 下位の大安在川層との累重関係が観察される。
ツラツラ川本流の地点 ③（第 3 図の地点 3）では， 第 6 図に示すように， 木古内層の基底部に厚さ約 15 cm のやや粘土化した灰緑色の砂質シルト岩が発達し， 多量の海緑石を含んでいる。 この砂質シルト岩がわずかに凹凸のある接触面をもって 大安在川層 [ Oa ] の礫岩をおおっている。 また， この砂質シルトの上位約 1～1.5 m のあいだは 海緑石を散点的に含むややシルト質の硬質頁岩 [ Ki ? ] となり， さらに上部に向って 薄板状の海緑石を含まない硬質頁岩 [ Ki ? ] に移化している。 このように大安在川層と明瞭な境界を示すところもあるが， さきに述べた西隣の大千軒岳地域の知内川の右岸の 1191 林班の沢のように， 境界が不明瞭で漸移するところもある。 しかし， いず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などから 大安在川層とは整合関係と考える。
岩相・層厚 : 本層は主として珪質な 硬質頁岩 と軟かいシルト岩薄層との薄板状互層からなり（第 7 図）， 細角片に砕ける暗灰色の泥岩や塊状の 硬質頁岩 を伴っている [ 以下の [注] 参照 ] 。 また， 中部付近には， 厚さ 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）が挟在し， 有効な鍵層として木古内地域から本地域の瓜谷背斜部に追跡される。 さらに， この大川凝灰質砂岩層の下位に青白色凝灰岩の薄層を頻繁に挟在する層準があり, "tuff zone" としての追跡が可能である。 本層は地域内で 250～600 m の層厚を有するが， 一般的な傾向として 本地域から木古内地域に向ってやや層厚を増す傾向がみられる。
以下に地域毎の [ 木古内層の ] 岩相の特徴を記述する。
瓜谷 背斜部 : この地域の本層は 最下部に含礫凝灰質砂岩層が発達し， 中の川の本流の背斜軸部にわずかに露出する [ 以下の [注] 参照 ] 。 そして， 順次上位に板状硬質頁岩層， 硬質頁岩と泥岩の互層， 凝灰岩薄層を頻繁に挟む硬質頁岩層， 大川凝灰質砂岩層， 板状硬質頁岩層， 硬質頁岩泥岩互層と累重する岩相の垂直変化を示している。 このような岩相の変化は 瓜谷背斜全域にほぼ共通して認められる（第 9 図参照）。
[ 瓜谷背斜部の木古内層の最下部にある ] 含礫凝灰質砂岩は， 下部はチャート・変質安山岩の円礫や粘板岩の角礫を含む。 灰白色軽石質の粗粒凝灰質砂岩で， 上部に向って細粒化し， 青灰色の凝灰岩～凝灰質砂岩となっている。 この岩相は ツラツラ川の支流の小沢に分布する木古内層の下部の岩相に似ており， ほぼ同一層準を示すものと考えられる。 ここでは約 20 m の層厚を有する。
板状硬質頁岩は ほぼ一様な岩相を示すが， 含礫凝灰質砂岩層の直上では 板状層理を示すが 凝灰質で灰白色～白色を呈し， 外観を異にしている。 一般に暗灰色～暗褐色のきわめて硬い貝殻状断口を示す部分と 暗灰色～灰色を呈する軟かいシルト岩の薄層との細互層で， 厚さ 5～10 cm の板状層理が発達し， 遠望するとレンガを積み重ねたような外観を呈する。 風化面は帯赤褐色を呈し， 楔状の細片に砕ける。 なお， 森越川の河口から約 5.5 km 付近の硬質頁岩は 延長約 300 m にわたって黒色を呈し， より硬質となっている。 付近には炭酸強食塩泉の湧出があり， 径 4 m におよぶ石灰華の沈殿がみられる。 このことから地下浅所に硬化変質を与えたと考えられる火成岩体の存在が推定される。
互層部の泥岩は暗灰色で 層理に乏しく 塊状を呈するものが多いが， 葉理を示すところもある。 比較的軟かく， 風化すると細角片に砕ける。 互層部の泥岩と硬質頁岩の量比は 大川凝灰質砂岩層 [ Os ] の下位では泥岩が少ないが， 上部では泥岩が優勢となっている。
凝灰岩層は 大川凝灰質砂岩層 [ Os ] の下位に多数挟在する。 一般に数 cm から数 10 cm の厚さで， 青灰色の細粒ガラス質凝灰岩である。 このほかに 厚さ 2～3 m のやや連続性のある灰白色の縞状凝灰岩が 2～3 層挟在する。
本層には 径 0.5～1.5 m に達する石灰質団塊が全般的に含まれるが， 大川凝灰質砂岩層 [ Os ] の下位にやや多くみいだされる。
瓜谷背斜部での本層の厚さは 建有川の西翼で 570 m と最も厚く， 最下部層が露出すると考えられる中の川の東翼では 500 m 以上を算する。 [ 上位の ] 厚沢部層の基底 [ Ut or As1 ? ] と大川凝灰質砂岩層 [ Os ] との層間変化から推察すると， 北部に幾分厚くなる傾向が認められる。
湯の里 複向斜の西翼部 : ここでは 厚沢部層の基底の瓜谷川凝灰岩層 [ Ut ] が明らかでないので， 木古内層の上限を板状硬質頁岩の顕著に認められるところまでとした。 この地域では 瓜谷背斜部にみられるような岩相の垂直変化がみられず， また， 鍵層として追跡される大川凝灰質砂岩層 [ Os ] も確認できなかった。
一般に下部の数 10 m は泥岩が発達し， 主部が板状硬質頁岩 [ Ki ] からなっている。
下部の泥岩層は 大千軒岳地域の知内川の支流の住川の下流に露出する。 基底部数 m がやや砂質で， 軽石粒や海緑石粒を含んでいる。 泥岩は暗灰色で 比較的軟かく 風化すると細角片に砕ける。 この泥岩層中には しばしば径 2 m にも達する砂質のきわめて硬い球形の団塊が含まれる。
主部の板状硬質頁岩は [ 図幅地域西端に近い知内川本流の北側の ] 網配 川流域に良く露出する。 暗褐色～灰黒色のきわめて硬いガラス質の珪質頁岩と 暗灰色～灰黒色を呈する軟かいシルト岩薄層との細互層で， 厚さ 5～10 cm の見事な板状層理が発達する。 瓜谷背斜部に較べて硬く， 風化すると中心部が黒色で層理面に近い部分が灰白色を呈し， 特徴ある外観を示す。
このほか， 湯の川上流（大千軒岳地域との境界付近）には 厚さ数 m から 10 数 m の灰白色～白色の凝灰岩～凝灰質砂岩層が発達する。 外観が大川凝灰質砂岩層に似ているが， ツラツラ川・綱配川および知内川の本流などに認められないので， 大川凝灰質砂岩層として区別しなかった。 また， ツラツラ川の支流の 灯明岳 [ ← 図幅地域西端・南北中央から北方に 3 km ] の北側の小沢では， 板状硬質頁岩層の下部に 古期岩の円礫を含む灰白色の含礫凝灰質砂岩層が発達する。 この砂岩は 瓜谷背斜部中の川の軸部に分布する含礫凝灰質砂岩と同一層準とみることができる。 しかし， 地質構造が複雑なため明らかでない。
湯の里複向斜西翼の本層は 知内川本流で厚さ 300 m 以上， 綱配川で 250 m， 湯の川で約 400 m を算し， 瓜谷背斜部より薄い。
大川 凝灰質砂岩層（Os） [ 以下の [注] 参照 ] は瓜谷背斜部の木古内層に挟在して発達し， 良好な鍵層として追跡されるが, 湯の里複向斜の西翼部では確認されなかった。
本層は， 外観は青灰色～灰白色を呈する凝灰質砂岩で， 石英・斜長石が多く含まれるが， 有色鉱物はほとんど認められない。 一般に下部が粗く， 上部に向って細粒化する級化成層を示す。 上部では平行葉理が認められ， ところにより斜交層理が発達する。 下部には 径10～50 cm の珪質頁岩の礫や， ときには 3 m にも達する硬質頁岩層のブロックを含むところがある。
本層は瓜谷背斜では厚さ 10～20 m で， 余り変化がない。
化石 : 本層は化石の産出が少なく， 全般的に Makiyama を含むほか， 泥質部から Cyclammina - Haplophragmoides - Martinottiella 群集で代表される 底棲性砂質有孔虫化石をわずかに産する。
対比 : 本層は， 岩相・層序から， 上磯地域の戸田川層（三谷ほか， 1965）， 上の国地域の 鰔川 層（金谷・須鎗， 1951）， 江差地域の江差層（角ほか， 1970）に相当し， 長尾・佐々（1933b・1934）の八雲統の下部に対比される。
命名 : 秦光男・山口昇一（1969）
模式地 : [ 本図幅の北北隣の 館 図幅地域内の ? ] 桧山郡 厚沢部町の厚沢部川の上流
本地域では [ 湯の里の北方の ] チリチリ川および [ 湯の里の北西方の ] ミナゴヤ川流域に模式的な露出が認められる [ ← チリチリ川の流域には As1・As2 などを， ミナゴヤ川の流域には As2・As3 などを確認できる ] 。
分布 : 本層は瓜谷背斜の西翼部から湯の里複向斜地域にかけて広く分布するほか， 瓜谷背斜の東翼に断層に挟まれてわずかに分布し， 桧山層群の中で最も広い分布範囲を占めている。
層序 : 本層は木古内層 [ Ki ] から引きつづく一連の堆積層で， その累重関係は整合である。 瓜谷背斜部では， 黒雲母を含む特徴的な連続性のある凝灰岩層（瓜谷川凝灰岩層 [ Ut ] ）が発達する。 命名者は， この瓜谷川凝灰岩層を厚沢部層の基底層としている。 しかし， 湯の里複向斜部の西翼では この瓜谷川凝灰岩層の存在が明らかでなく， 便宜的に， 木古内層の硬質頁岩層が減少し 泥岩層の顕著にではじめるところをもって木古内層との境界とした。 したがって， 瓜谷背斜部および湯の里複向斜の西翼部の本層と 木古内層の境界は 必ずしも一致しているとはいえない。
岩相・層厚 : 本層は， すでに述べたように， 八雲層・黒松内層それぞれの代表的岩相の中間 漸移的な岩相を示すもので， 下位の木古内層に較べ 硬質頁岩の量が少なくなり， 相対的に泥岩および砂質シルト岩の量が優勢となっている。 本層の一般的な岩相の垂直変化は， 下位から暗灰色 泥岩 硬質 泥岩 互層・ 泥岩砂質シルト岩互層・ 塊状砂質シルト岩へと変化し， いずれも漸移関係にあって， その境界は人為的である。 命名者らは， 構造解析上 便宜的に 下部の暗灰色泥岩硬質泥岩互層を 札苅 部層に， また， 上部２層を 佐助沢 部層として区分した。 このように岩相による細分は 本層の最も良く発達する瓜谷背斜西翼から湯の里複向斜地域で容易に認識されるが， 地域南部の福島川流域 [ ← 地域南西隅 or 本図幅の西隣の大千軒岳図幅地域内の福島川流域 ? ] から渡島福島地域にかけては 本層が薄化し， とくに佐助沢部層の塊状砂質シルト岩層 [ As3 ? ] の発達が良くない（山口， 1977）。
本層は 全般的に凝灰岩層を挟有するが， なかでも地域南西部の佐助沢部層の塊状砂質シルト岩層 [ As3 ] の中に連続性に富んだ酸性凝灰岩層が４層 [ K-1～4 ] 認められる [ 以下の [注] 参照 ] 。 また， 本層の基底部に発達する瓜谷川凝灰岩層 [ Ut ] は 北方の館地域から本地域の瓜谷背斜部にかけて追跡される。
本層は 本地域で堆積盆の沈降量の最も大きいと考えられる湯の里複向斜部の中心で 最大 1400 m の層厚を有するが， 千軒から渡島福島地域に次第に厚さを減じ 福島峠 [ ← 図幅地域南西隅の池の岱山の北北西方 2.5 km ] 付近では 500 m と薄化している（第 10・11 図参照）。
化石 : 本層は全般的に化石が少ないが， 下位の木古内層に較べるとやや多くみいだされる。 下部の札苅部層や上部の佐助沢部層の下部の泥岩相からは Cyclammina - Haplophragmoides - Martinottiella など 第 2 表に示す有孔虫化石を普通に産するが， [ 湯の里の南方の ] コモナイ川の下流の１地点で佐助沢部層の中部から Melonis nicobarense (CUSHMAN)， M. pompilioides FICHTEL ＆ MOLL など石灰質殻有孔虫化石を主とし， 浮遊性の Globigerina bulloides d'ORBIGNY などを伴う化石群集を産出する部分が見出された（第 3 表）。 また, Makiyama は有孔虫化石とは対照的に 札苅部層に少なく， むしろ佐助沢部層の硬質シルト岩や 最上部の砂質シルト岩層 [ As3 ] に多量に含まれ， 特に砂質シルト岩層には密集して産するところがある。 貝化石は 佐助沢部層上部の砂質シルト岩層中に多くみいだされ， 現地性の産状を示す Lucinoma acutilineatum (CONRAD)， Thyasira (Conchocele) bisecta CONRAD， Solemya (Acharax) tokunagai YOKOYAMA， Neptunea sp. などを特徴的に産出する層準があり， 鍵層の役割を果している。
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対比 : 本層は泥岩・砂質シルト岩を主体とし 下部に硬質頁岩の様相が幾分みられるところから， 八雲地方の泥岩層を主とし 硬質頁岩を挟む八雲統上部から黒松内統下部（長尾・佐々， 1933b・1934）に含まれるもので， [ 本図幅の北東隣の函館図幅地域内の ] 上磯地域の 茂辺地川 層の下部の泥質岩層（三谷ほか， 1965）， 金谷・須鎗（1951）の 大釜谷川 層 [ ← 函館図幅地域内 ? ] および 大平川 層 [ ← 本図幅の北隣の木古内図幅地域内 ? ] に， また， [ 本図幅の北北西方の ] 江差地域の江差層の上部（角ほか， 1970）に対比される。
模式地 : [ 本図幅の北隣の木古内図幅地域内の ] 木古内町 札苅の北部， 幸連 川の下流から中流付近
分布 : チリチリ川の中流域， ミナゴヤ川の上流から [ 図幅地域北西隅の ] 上の沢支流域に広く分布するほか， 瓜谷背斜の東翼部および湯の里複向斜の西翼部に帯状に分布している。
岩相・層厚 : 本部層は 暗灰色のやや硬い塊状の泥岩と やや板状層理の発達する硬質泥岩の 厚さ 1.5～3 m 単位の泥岩優勢の互層からなっている [ As1 ; ただし， 地質図の凡例では「互層」ではなく「泥岩」となっている ] （第 12 図）。 泥岩は しばしば層理面に沿った葉理を示し， 風化すると淡灰色～灰褐色を呈して 細角片に砕ける。 硬質泥岩は 木古内層の硬質頁岩に較べて 泥質で軟かく， 単層の厚さが 10～15 cm とやや厚い。 この互層中には 厚さ数 cm から数 10 cm におよぶ細粒の凝灰岩層が挟在する。 凝灰岩は淡灰色～淡青灰色で， 風化すると暗緑色～黒緑色を呈し 細角片に砕ける。 このほか， 本層の基底には， さきに述べた黒雲母を含む石英安山岩質の瓜谷川凝灰岩層 [ Ut ] と， チリチリ川の流域では中部付近に連続性のある凝灰質砂岩層 [ Ts ] が発達する。 さらに本層には しばしば径 1 m 前後の石灰質団塊が含まれる。
本層はチリチリ川流域で最も厚く， 約 300 m を算するが， 瓜谷背斜の東翼部では 200～250 m， 湯の里複向斜の西翼部では 200～250 m で， 南方に次第に薄化している。
瓜谷川 凝灰岩層（Ut） [ 以下の [注1] 参照 ] は瓜谷背斜部で厚沢部層の基底層として発達し， [ 本図幅地域の北北隣の ] 館地域から良く連続して瓜谷背斜部に追跡される （ [ 瓜谷川凝灰岩層は ] 石田ほか（1975）の厚沢部層の鍵層 S1 にあたる）。 しかし， 湯の里複向斜の西翼では 西方の大千軒岳地域の上の沢流域からツラツラ川流域にかけて断続的に認められるが， ツラツラ川から以南の地域では認められなかった [ 以下の [注2] 参照 ] 。
本凝灰岩層は下部が粗く， 上部に細粒化する級化成層を示す。 淡灰色～灰白色で， 下部は中～粗粒で， 縞状の葉理が発達する。 上部は細粒 塊状となり， 角割れするシルト質の凝灰岩となって上位の泥岩に漸移している。 木古内層の大川凝灰質砂岩層 [ Os ] に外観が似ているが， 黒雲母結晶を多量に含むことで区別される。
本地域では層厚変化が少なく， 8～10 m である。
凝灰質砂岩層（Ts） はチリチリ川向斜の両翼で認められ， 局地的に追跡される。 灰緑色・緻密・堅硬で 級化成層を示し， 縞状の葉理が発達する。 下部の粗粒なところでは斜長石と緑色の鉱物粒（海緑石 ?）が多く認められる。
本層の厚さは 1～1.5 m である。
模式地 : [ 本図幅の北北隣の館図幅地域内の ] 桧山郡 厚沢部町の厚沢部川の支流の佐助沢
分布 : 札苅部層の上位を占めて， 湯の里複向斜の軸部， 知内川の南部地域および瓜谷背斜の東翼の木古内断層の東側に分布する。
岩相・層厚 : 本層は岩相の特徴から， さらに下部の泥岩砂質シルト岩互層 [ As2 ] と上部の塊状砂質シルト岩層 [ As3 ] に２分される。 下位の札苅部層から漸移する。 野外では札苅部層の硬質泥岩 [ As1 ? ] がやや砂質となり， かつ板状層理の単位が 15～20 cm とさらに厚くなり， より硬質頁岩の様相が薄れるところをもって札苅部層との境界とした。 また， 佐助沢部層の２分は 下部の互層部 [ As2 ] が泥岩をほとんど挟まず， 塊状の砂質シルト岩 [ As3 ] の顕著になるところをもって区分した。
泥岩砂質シルト岩互層（As2） は 札苅部層 [ As1 ? ] から漸移する。 札苅部層とは， 硬質泥岩がやや粗く砂質となり， かつ板状を呈する単層が 15～20 cm とやや厚くなる点が異る。 やや硬い板状層理の発達する灰色～暗灰色砂質シルト岩と 暗灰色泥岩の 2～3 m 単位の互層で， 上部に砂質シルト岩が優勢となって 塊状の砂質シルト岩層 [ As3 ? ] に漸移している。
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， 風化面にしばしば褐色の年輪状の縞模様のあらわれることがある。 一般に分級が悪く， 炭質物や軽石粒を含んでいる。
泥岩は 札苅部層と同質で 暗灰色を呈し， 層理面に沿って葉理が発達する。 風化すると淡灰色～灰褐色となり， 小さい角片となって砕ける。 砂質シルト岩に較べ分級が良く， 炭質物や軽石粒が少ない。 泥岩部には径 50～100 cm に達する扁平な石灰質団塊が比較的多くみいだされる。
この互層には 厚さ 5～30 cm の灰白色 細粒 凝灰岩層が頻繁に挟在する。
本互層は湯の里複向斜部で厚さ約 120～150 m， 瓜谷背斜の東翼では 構造が複雑なため 算出がむずかしい。
砂質シルト岩層（As3） は 前述した互層部の泥岩がほとんどなくなり， かつ砂質シルト岩の板状層理が目立たなく塊状となったもので， 大きな崖で観察すると 層理は判るが， 層理面を求めて 走向傾斜を測定することが困難である。 風化面では 塊状で砂っぽくみえるところと 細角片に砕ける泥質の部分とが互層する。 粒度と硬さが異なるため 層理に沿ったゆるやかな凹凸面を形成し， 本層の特徴となっている。
砂質シルト岩は暗灰色～灰黒色でやや硬く， 炭質物や軽石粒を含み， 分級が良くない。 風化面では灰白色～灰色を呈し， 砂っぽく 塊状で 割目が少ない。
なお， [ 湯の里の南南西方 4 km 強の ] 宿部 川から [ 湯の里の東南東方 3 km 強の ] 東莱 川にいたる本層上部には， 厚さ約 30～50 m のやや板状層理の発達する 下位の互層部 [ As2 ] の砂質シルト岩に似た外観を示す部分が認められる。
本層 [ = 砂質シルト岩層（As3） ] には連続性に富む凝灰岩層が４層（K-1～4）挟在し， 有効な鍵層として追跡される。 特に最上部の K-4 層は [ 湯の里の南東方 2.5 km 内外の ] ムズルセ川から [ 図幅地域南西隅の ] 茂山川 を経て南隣の渡島福島地域の 塩釜 海岸まで認められる。
K-1 凝灰岩層は茂山川から [ 図幅地域西端付近の知内川の北岸の ] 千軒付近まで追跡される。 厚さ 1.5～2.0 m， 淡灰色～灰白色を呈し， 下部が粗く， 上部に細粒化する級化成層を示す。 下盤側は明瞭な境界を示すが， 上盤側は砂質シルト岩に漸移する。 有色鉱物は下部の粗い部分に黒雲母が少量認められる。
K-2 凝灰岩層は茂山川の南方から [ 湯の里の南方 2 km 内外の ] コモナイ川まで追跡される。 厚さ 1.0～3.5 m， K-1 よりやや厚い。 淡灰色～青灰色で級化成層を示し， 下部に縞状の葉理が発達する。 下盤および上盤の接触関係は K-1 と同様である。 有色鉱物は下部の粗い部分に黒雲母が多くみられる。
K-3 凝灰岩層はコモナイ川から渡島福島地域の塩釜海岸まで追跡される。 厚さ 1.5～7.0 m， 外観・産状は K-2 に似ているが， 有色鉱物として黒雲母のほかに角閃石を含むことで区別される。
K-4 凝灰岩層は最も連続性があり， ムズルセ川から K-3 と同様に塩釜海岸まで追跡される。 厚さ 3～6 m と最も厚く， 外観・産状が K-2 に似ている。
これらの凝灰岩層に共通することは， 下部が粗粒で縞状の葉理が発達， 上部に向って次第に細粒化し ついに葉理が消えて塊状となり 細角片に砕ける といった級化成層を示し， 一堆積輪廻層を形成している。 下盤側は例外なく明瞭な境界をもって接するが， 上盤側は砂質シルト岩 [ As3 ] に漸移している。 このような堆積構造の特徴は 松田・中村（1970） [ 以下の [注] 参照 ] が分類・定義した火山岩堆積様式の乱流堆積物の Aww か Www 型にあたるものであろうと秦（1973b）によって指摘されている。
砂質シルト岩層 [ As3 ] には径 1.5～2 m にも達する巨大な球形の団塊と， 小さくいろいろな形態を示す団塊とが全般的に含まれる。
本層 [ = 砂質シルト岩層（As3） ] は千軒付近で最も厚く約 500 m を算するが， 南方に向って次第に薄化し， 福島町の塩釜海岸では約 170 m となっている。 また， [ 湯の里の南東方 2.5 km 内外の ] ムズルセ川では厚さ 370 m で， 東方に向ってやや薄くなる傾向が認められる。
命名 : 秦光男・山口昇一（1969）
模式地 : [ 本図幅の北北隣の館図幅地域内の ] 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
本地域では [ 湯の里の南～南東方の ] イデス川およびムズルセ川に模式的な露頭が認められる。
分布 : 瓜谷背斜の東翼の木古内断層の東側， および [ 図幅地域東部の ] 知内川の南部の 上雷 の沢の中流から [ 図幅地域西端付近の知内川の北岸の ] 千軒の [ 南東方の ] 大の沢の中流にかけて分布する。
層序 : 下位の厚沢部層の砂質シルト岩層 [ As3 ] から漸移する。 イデス川およびムズルセ川でその関係が良くみられる。 すなわち， 厚沢部層の上部（佐助沢部層の砂質シルト岩層の上部）に やや板状層理を示す砂質シルト岩層が発達し， これが上部に次第に細粒化して泥質となり， かつ均質となって層理を失い， 本層の帯緑灰色 珪藻質シルト岩に移化している。
岩相・層厚 : 本層は いわゆる黒松内層の代表的岩相である塊状 珪藻質シルト岩からなっている。 模式地の館地域（石田ほか， 1975）では， 岩相の特徴から， 中部に発達する軽石質砂岩・軽石質凝灰岩層を挟んで， 下部の 四隅沢 部層， 中部の 糠野 部層， 上部の 須賀 部層とに３分されている。 しかし， 本地域では下部から上部まで岩質が均質なため 細分できない。
好露出のみられるイデス川およびムズルセ川流域の本層は 主として帯緑灰色の層理の乏しい塊状の比較的軟かい珪藻質・凝灰質のシルト岩からなり， 灰白色～灰色の細粒凝灰岩の薄層が頻繁に挟在している（第 13 図）。
シルト岩は 一般に分級が悪く， 軽石粒・炭質物・黒雲母片などを含んでいる。 風化面は帯黄灰白色を呈し， 風化面に沿って剥離したり， 大きな割目が発達する。 また， 比較的粒度の粗い部分では 刷毛でなでたような小さな斜交葉理がしばしば認められる。 乾燥すると灰白色～淡黄白色となり， 軽く， 吸着性が強い。
凝灰岩層は， 厚沢部層の凝灰岩層とは異なり， 灰白色～白色を呈し， ガラスに富み「磨粉様」の外観を示す。 厚さ数 cm から 10 数 cm のものが多く， まれに数 10 cm に達するものもあるが， 1 m を越えることはない。 一般に 2～3 m 間隔で挟在し， 走向傾斜の測定に有効である。 凝灰岩単層内では級化成層を示し， 下盤側は常に明瞭で， 上盤側は漸移している。 2， 3 の凝灰岩の鉱物組成についてみると いずれも斜長石・普通輝石・角閃石の組合せで， まれに黒雲母を含むが 石英は認められず， 安山岩質の凝灰岩である。
本層には層理面に沿って扁平な石灰質団塊がしばしば含まれる。
瓜谷背斜の東翼の断層の東側に分布する本層は， 知内川の南部地域に較べ 全体的に岩相が幾分 粗粒である。 灰色～帯緑灰色の軟かい塊状 砂質シルト岩～極細粒 砂岩からなり， 風化すると黄褐色～帯緑黄褐色を呈する。 分級が悪く， 軽石粒・炭質物および黒雲母片を含んでいる。 「磨粉様」の白色凝灰岩層の薄層が頻繁に挟在し， また， 石灰質団塊が含まれる。
本層は知内川の南部で厚さ 170～300 m， また， 瓜谷背斜の東側では 下限が断層で切られているが 地表では 200 m 以下である。
化石 : 本層からは海棲の珪藻化石を普遍的に産するが（第 4 表）， 貝化石・有孔虫化石はほとんど認められない。 また， 下位の厚沢部層に顕著に含まれていた Makiyama は稀にしか認められず， 野外での地層区分の手がかりとなる。
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対比 : 本層は塊状の珪藻質シルト岩を特徴としており， また， 層序的に厚沢部層の上位にあって イデス川層 [ Id ] に不整合におおわれるところから， 長尾・佐々（1933b， 1934）の黒松内統上部に含まれ， 地域北方の上磯・茂辺地 地域の渡島 三ッ石層（金谷・須鎗， 1951）， 茂辺地川層の上部（三谷ほか， 1965）にほぼ相当し， また， 江差地域の館層（角ほか， 1970）に対比される。
命名 : 新称
イデス川の中流に 館層 [ Ta ] を不整合におおって発達する砂岩主体の地層が分布する。 岩相および地質構造上から新第三系と考えられる。 層序的に館地域の 鶉 層と同層準と考えられるが， 分布地域が離れていることと 古生物学的に対比しうる積極的な資料がないことなどから， あらたにイデス川層の名称を与えた。
模式地 : 上磯郡 知内町 イデス川の中流
分布 : [ 1 ] 模式地のほか， [ 2 ] 東莱 川から 宿部 川の間の知内火山岩類の直下と， [ 3 ] 瓜谷背斜の東翼の [ 木古内 ] 断層の東側の中の川の下流， [ 4 ] [ 中の川の南方の ] 森越 の西方， [ 5 ] [ 中の川の北方の ] 建川 の北方， および [ 6 ] [ 知内川の河口から約 1 km 上流に南西方から合流する ] コロナイ川の下流域などに局地的に分布する。
層序 : 下位の館層 [ Ta ] を不整合におおっている。 この累重関係の最も良く観察できるのは 模式地のイデス川の中流の林道沿いの崖である。 ここでは本層が北東 - 南西方向にのびる盆状構造を示して分布し， その北西翼において第 14・15 図に示すような不整合現象が認められる。 館層 [ Ta ] の一般傾斜は 10～15°を示すが， 本層は 8°と緩く， わずかに斜交している。 本層の基底部には 厚さ約 10 cm の暗緑色のシルト岩礫（径 3 cm 前後）と海緑石を含む 分級の良くない砂質シルト岩が発達し， 凹凸のある不規則な面で館層をおおっている。 また， 露頭の左手には館層のシルト岩角礫が局所的に堆積したとみられる角礫層が発達する。
岩相・層厚 : 模式地の本層は 下部が帯緑灰褐色の中～粗粒の良く淘汰された軟かい砂岩からなり， 縞状の明瞭な層理を示す。 基底部には 濃緑色の鉱物粒（海緑石 ?）と灰緑色のシルト岩礫を含む 淘汰不良の砂質シルト岩が発達する。 下部は上述の砂岩のみからなるが， 上部になるにしたがい厚さ 10～15 cm の灰色シルト岩が挟在し， 互層に移行している。 また， 軽石質の砂岩や下位層のシルト岩礫を含む礫岩層が挟在する。
知内火山岩類の直下に発達する本層は， イデス川からコモナイ川までは ほぼ模式地の上部に発達する互層と同様の岩相を示すが， コモナイ川から [ その西方の ] 宿部川にかけては， 上位の知内火山岩類に似た火山性物質に富んだ岩相が卓越している。 特に最上部の知内火山岩類に移化する付近には， 角閃石結晶の目立つ灰色～淡黄白色の粗鬆な凝灰岩層が発達する。
中の川の下流の本層は， 模式地と異なり， 粗粒層が卓越する。 淡灰色～灰色の黒雲母片に富む細～中粒砂岩を基質とする礫質砂岩～礫岩からなっている。 礫岩は硬質頁岩の礫が最も多く， ついで古期岩類， 流紋岩およびシルト岩などの礫からなっている。 地層全体の淘汰がきわめて悪く， 瀕海～内湾の堆積物で， 比較的近い後背地から供給されたものと推定される。 しかし， 礫岩に含まれる流紋岩礫が周辺地域に現在 認められないので， これの供給源を考えるうえで未解決の問題として今後に残される。
コロナイ川の下流の本層は 下部が褐色の固結度の低い礫岩からなる。 礫は径 2～3 cm の安山岩とシルト岩からなり， 褐色の砂で固結されている。 また， 中の川の流域の礫岩に認められた流紋岩や硬質頁岩の礫はここでは認められない。 上部は 灰色～青灰色の黒雲母片， 炭質物に富む軟かい細粒砂岩からなり， 縞状の層理が良く発達する。
森越の西方および建川の北方の本層は これまで述べてきた本層の岩相とやや異なっている。 風化面では淡黄灰色を呈する， 帯緑灰色の軟かい塊状の細粒砂岩～砂質シルト岩からなり， ほとんど層理を示さない。 軽石粒， 黒雲母片が多く含まれ， 館層のシルト岩 [ Ta ] に似ているが， やや粗粒なことと 貝化石を多く含むことなどから 館層から区別してイデス川層としてとりあつかった。
本層は 前述したように 分布地域によってそれぞれ岩相を異にしている。 本層が下位の館層を不整合におおい， かつ硬質頁岩やシルト岩など桧山層群に由来する礫を多量に含むことを考慮すると， 桧山層群の堆積後に 一旦 海がしりぞいて陸化し， 再び小規模の海進がはじまって局所的な堆積盆が形成され， 比較的近い後背地からの粗粒砕屑物がこれを埋積したことを示すものであろう。 このことについては秦（1973b）によっても指摘されている。
本層の層厚は地域によって異なり， イデス川流域で 50～70 m， 森越の西方で 50～60 m， 中の川流域で 20～30 m， コロナイ川流域ではおおよそ 120～150 m である。
化石 : イデス川および森越の西方の本層から貝化石を産するが， いずれも殻が溶けて印象のみが認められる。 イデス川からは量が少なく， かつ保存が悪いため同定できる もの [ = 貝化石 ] が得られなかった。 森越の西方からは [ 貝化石の ] 産出量が多く， Serripes groenlandica (BRUGUIERE)， Trapezium sp. の２種が識別された。
対比 : 本層は古生物学的資料が少ないため 他地域との的確な対比はむずかしい。 しかし， 層序的に黒松内層に対比される館層を不整合におおい， 新第三紀末の火山噴出物と考えられる知内火山岩類に整合的におおわれることから， 長尾・佐々（1933b・1934）の 瀬棚 統に含まれ， 上磯地域の 富川 層（三谷ほか， 1965）および館地域の 鶉 層（石田ほか， 1975）に対比されるものと考えられる。
命名 : 秦光男・山口昇一（1969）
模式地 : 上磯郡 知内町 涌元 ～ 小谷石 海岸
分布 : 本地域南部の標高 200 から 800 m にわたる山岳地帯を占めて分布し， 知内町 涌元から福島町 岩部 にいたる海岸に模式的に露出している。
層序 : 本火山岩類と下位層の関係は， 地域南西部の福島川流域から知内川の支流の 政治 の沢間と 知内川の支流の東莱川 以東の地域では 厚沢部層 [ As2, As3 ] および館層 [ Ta ] を不整合におおっている。 しかし， 知内川の支流の宿部川 [ ← 湯の里の南南西方 ] からムズルセ川 [ ← 湯の里の南東方 ] にかけては イデス川層 [ Id ] と一部指交し， 整合漸移している。
南西部の厚沢部層と接する地域は 地質構造的に斜交し， 特に南隣の渡島福島地域の海岸では 著しい傾斜不整合関係を示している（山口， 1977）。 福島川の支流の茂山川本流筋 [ ← 図幅地域南西隅付近の池ノ岱山の北方 ] でその累重関係が観察される。 そこでは N 15°E・50°SE の走向傾斜を示す厚沢部層の佐助沢部層の砂質シルト岩層 [ As3 ] を本層の凝灰角礫岩 [ Sv0 ? ] が斜交しておおっている。 基底部には小さい安山岩角礫のほか， 厚沢部層のシルト岩角礫や変質安山岩の円礫が含まれ， 基底礫岩の様相を示している。 接触面は凹凸があり， 明らかに削剥現象のあったことを示している。 このような直接の関係は ほかでは確認できなかったが， 本層の最下部に 厚沢部層あるいは館層の泥質岩の大きな角礫と 変質安山岩や古期岩の円礫を伴う火山角礫岩相が， 板橋沢 [ ← 図幅南西隅付近の池ノ岱山の東方 2.5 km ] ， 大ノ沢 [ ← 千軒の南東方 ] ， [ 図幅地域東部の ] 上雷 付近の小沢およびコロナイ川などで認められ， 不整合の存在を示しているものといえよう。
一方， イデス川層 [ Id ] とは [ 湯ノ里の南方～南南西方の ] イデス川から宿部川のあいだで観察される。 一般にイデス川層の上部が砂岩優勢で粗粒となり， かつ軽石質の砂岩薄層が挟在する。 さらに， 角閃石結晶を含む軽石塊や軽石質凝灰石が介在し， ついには角閃石安山岩礫を伴って 本層の火山角礫岩層 [ Sv3 ] に移化している。 また， イデス川の露頭では， 本層の火山角礫岩層 [ Sv3 ] とイデス川層の軽石塊を含む凝灰質砂岩層 [ Id ? ] が指交している。
岩相 : 本火山岩類は正常堆積岩類がほとんど挟在しないため 地質構造の把握がむずかしく， 異なる岩質相互間の関係を明らかにすることが困難である。 本報告では野外観察の結果をもとに， 南西部にわずかに分布する浦和石英安山岩 [ Sv0, Sv1 ] ， 本火山岩類の主体をなす輝石安山岩質溶岩 [ Sv2 ] ・同質火山角礫岩 [ Sv3 ] ・同質凝灰角礫岩 [ Sv4 ] ， および最上部を占め 溶岩流走面を残す丸山安川岩 [ Sv5 ] に区分した。
これらの火山岩類相互の関係を 分布および露頭観察から推察すると， 火山活動は 地域南西部で 比較的酸性の浦和石英安山岩（角閃石石英安山岩）の噴出ではじまり， ついで活動の中心を東方に移動し， 火山角礫岩や凝灰角礫岩を伴う輝石安山岩溶岩を噴出している。 そして， 最後にやや基性の溶岩を主体とする丸山安山岩の活動がみられ， 岩質的に酸性からやや基性へと変化したことがうかがわれる。 これらの噴出岩中には， 主部では水冷破砕岩や貝化石を含むシルト岩層が挟在していることから， 海底における活動であったと推察される。
化石 : 本火山岩類は 大部分が火山噴出岩類からなるため， 化石を稀にしか産出しない。 コロナイ川の支流の標高 400 m 付近 [ 位置不明 ; 燈明岳 の東側の小沢の標高 400 m 付近 ? ] の火山角礫岩に挟在するシルト岩から Chlamys sp. を発見したほか， 板橋沢の中流の火山角礫岩中の凝灰質砂岩に貝殼破片を含むにすぎない。 なお， この貝殼破片を含む凝灰質砂岩から有孔虫化石の検出を試みたが， 発見されなかった。
対比 : 本火山岩類からは 他地域との対比に有効な資料が少ない。 しかし， 層序的に西南 北海道の標準層序の黒松内層に対比される館層を不整合関係におおうこと， また， 本火山岩類と整合関係にあるイデス川層が 富川 層（三谷ほか， 1965）あるいは 鶉 層（秦・山口（1969）; 石田ほか（1975））に対比されるところから， 瀬棚層の堆積時もしくはそれ以後の火山活動の産物と考えられ， 熊石 地域の 長磯 安山岩類（吉井ほか（1973）; 秦（1975））に対比できる可能性が強い [ 以下の [注] 参照 ] 。 また， 最近になって山岸ほか（1976）により 渡島半島の北部の 島古丹 地域の地質が明らかにされたが， それによると瀬棚層に対比される 尻別川 層を整合におおう 雷電岬 火山角礫岩層と呼ばれる火山噴出物の発達が報告されている。 この雷電岬火山角礫岩層は， 岩質および層序的にみて 知内火山岩類と同層準の火山噴出物とみてさしつかえないものと思われる。
本岩は 知内火山岩類の分布地域の西部を占めており， [ 図幅地域南西隅付近の ] 茂山川から板橋沢流域にかけて分布し， 松前郡 福島町 板橋沢流域を模式地としている。 溶岩を主体としているが， 基底部に同質の火山角礫岩をわずかに伴っている。
火山角礫岩（Sv0） は 板橋沢・ 館山 川および茂山川の流域にわずかに認められる。 いずれもほぼ似た岩相を示し， 下部は 外観が淡褐色～赤褐色， 新鮮なところで青灰色～灰色を呈する凝灰岩～凝灰質砂岩の基質に 角閃石石英安山岩の角礫と桧山層群の泥質岩角礫を含んでいる。 角礫は径 1～5 cm 程度で, ところにより泥質岩の径 50 cm 以上の巨礫を含み， 乱堆積相的な外観を示すところが茂山川および板橋沢で認められる。 上部は泥質岩礫が減少して 角閃石石英安山岩礫が優勢となり， ついに溶岩に移化している。
溶岩（Sv1） は角閃石石英安山岩で， 一般に節理の発達が悪く 塊状を呈するが， 部分的に流理構造の良く発達するところがある。 また， 節理の発達する部分と角礫状の部分とが互層状をなすところがあり， かつ岩質的にも 斑晶が多く 粗粒なところと細粒なところが認められる。 角礫状を呈する部分には しばしば桧山層群のものと思われる泥質岩の捕獲岩を散含している。
本岩は灰色～青灰色を呈し， きわめて粗粒で 径 2～3 mm におよぶ斜長石および角閃石斑晶の目立つ斑状のものから 細粒 結晶質の緻密なものまである。
本溶岩は， 後述する同質の火山角礫岩 [ Sv3 ] を含めて， 知内火山岩類の主体をなしている。 知内町 小谷石から板橋沢の上流にかけて顕著に発達するほか， コロナイ川から涌元にかけてわずかに分布する。 紫蘇輝石普通輝石安山岩質で， 柱状節理の発達する緻密な溶岩と塊状の溶岩が互層している。 また， しばしば「ハイアロクラスタイト [ hyaloclastite ; 水冷破砕岩 ] 」を伴っており， これの典型的な露出が岩部海岸で認められる（第 16・17 図）。
溶岩は一般に黝色を呈するが， 青灰色～帯緑黒色など多様な色調を示す。 緻密・堅硬で斑晶が小さく， 1 mm 前後の斜長石および輝石類が認められる。 また， [ 小谷石の南西方 2 km の ] 失越 岬から [ その北西方 2 km 弱の ] ツヅラ沢にかけては 黒色でガラス質な溶岩が発達する。
本火山角礫岩は 前述した安山岩溶岩と同質の紫蘇輝石普通輝石安山岩の角礫を主とする。 知内火山岩類の比較的下部を占めて発達し， 浦和石英安山岩をおおっている。 岩部～ [ その東方の ] 舟隠 [ ← 船隠 ? ] 島の間の海岸， 岩部の西方海岸および [ 千軒の東方 4.5 km の ] 宿部川の上流で岩相の特徴が良く観察できる。 岩部の東方および西方の海岸にみられる火山角礫岩は層理を示し， 大きさの揃った安山岩礫を主とし， 桧山層群の泥岩角礫を伴い， 凝灰質砂岩によって膠結されている（第 18・19 図）。 角礫は径 2～20 cm のものが主で， まれに 1 m に達するものがある。 黝色～黒色で斜長石斑晶の目立つガラス質安山岩と 灰色～灰白色の輝石斑晶の目立つ安山岩が多く， いずれも紫蘇輝石普通輝石安山岩である。 岩部川および [ その西方の ] 女郎岬の沢では， しばしば黄褐色凝灰質砂岩や凝灰質シルト岩の薄層が挟在している。 涌元からコロナイ川にかけても ほぼ同様の岩相を示し， コロナイ川や涌元の南方の海岸で 成層した凝灰質シルト岩・軽石質砂岩・軽石質凝灰岩が挟在している。 なお， コロナイ川の支流（ 燈明岳 [ 以下の [注] 参照 ] の東側の小沢の標高 400 m 付近）に挟在する凝灰質シルト岩から Chlamys sp. の貝化石を採取した。
コモナイ川の上流から宿部川の上流にみられる火山角礫岩は 黝色の斜長石班晶の目立つガラス質安山岩角礫のほか， 輝石含有角閃石安山岩の角礫を特徴的に含み， 膠結物が黄褐色の軽石質砂岩からなり， 他地域と岩相を異にしている。
知内火山岩類の分布地域の東部に発達する。 涌元から小谷石にいたる海岸線に沿って好露出があり， 狐越 岬～ナマコ岬間に模式的に露出する。 帯緑淡灰色～灰緑色の基質の中に 径 1～5 cm の多様な安山岩礫や軽石礫を多量に含み， 一般に層理を示す。 基質は凝灰岩～凝灰質砂岩からなっている。 ナマコ岬や小谷石の南方では 基質と角礫が融合したような産状を示し， 基質と角礫の分離がしにくく， 滑かな風化面を呈している。 また， 基質が緑色で 多様な色調を示す安山岩礫を含むところでは， 一見 福山層の凝灰角礫岩に似ている。
知内火山岩類の最上部を占め， 北方に向って緩く傾斜する溶岩台地を形成して分布している。 板状節理の発達する溶岩と 自破砕溶岩との互層を主体とし， 火山角礫岩をほとんど伴わない。 帯青暗灰色～灰色を呈し， 斜長石と輝石斑晶の目立つ斑状構造を示す安山岩で， 丸山付近では厚さ 3～5 cm の板状節理が良く発達している。
知内火山岩類の分布地域には しばしば温泉変質作用による変質帯が認められる。 これらの変質帯は 一定の方向性をもって配列し， 地質構造と密接に関係しているものと考えられる。 変質帯がみられるのは， 西方から 茂山川の上流・ 岩部川の中流・ 岩部の西方海岸・ ツヅラ沢の上流・ 小谷石付近および 猪の狛 地域で， ほぼ東西方向に配列している。 各変質帯付近には地形的に共通した特徴があり， 変質帯を取りまいて急崖をなす稜線が半円弧状に発達し， あたかも爆裂火口を思わせる地形を呈している。 いずれの変質帯も その中心部が変質作用をもっとも強く受け， 珪化岩が発達し， 含鉄冷泉の湧水があって小規模な褐鉄鉱々床の沈殿が認められる。 また， 中心から周辺に向って変質作用の度合が弱まり， 強い粘土化から徐々に弱い粘土化に変り， 周辺部では溶岩の節理や地層の割目に沿って弱い変質部がみられる程度である。 変質帯に発達する構造は明らかでないが， 断層， 粘土化帯の延長方向は 一般に N 60°E～EW 方向を示すものが多く， 変質帯の配列方向とほぼ一致している。
変質帯は 普通は風化面が酸化鉄によって黄褐色～赤褐色を呈し， 新鮮な部分では淡灰白色～帯青灰白色を示し， 著しい硫化鉱物の鉱染が認められる。 また， 強変質部では原岩の判定が困難な珪化岩あるいは粘土岩となっている。
溶岩円頂丘および岩脈は おもに桧山層群および知内火山岩類を貫いて分布する。 地域的に地域北西隅の 袴腰岳 付近， ツラツラ川の中流付近および地域南西隅付近に集中してみられ， 大きな溶岩円頂丘・岩脈群をなしている。 このため， 周辺地域の堆積岩類は広範囲にわたって擾乱し， かつ変質を受けて珪化している。 岩質的に粗粒玄武岩 [ dl ] ・輝石安山岩 [ pa ] ・輝石含有角閃石安山岩 [ ha ] および角閃石石英安山岩 [ hd ] などがある。 これらのうち 粗粒玄武岩を除くほかのものは 知内火山岩類の活動と密接に関係しているものと考えられる。
本岩はツラツラ川の支流の右岸の小沢で灯明岳の東方約 1 km 地点に露出する。 厚沢部層の札苅部層の泥岩 [ As1 ] に貫入し， 見事な板状節理が発達する。
帯緑黒色～暗灰色の緻密・堅硬な岩石で， 全体がやや粗粒で， 肉眼で斜長石を包みこむオフィチック構造が認められる。
本岩はツラツラ川流域の 灯明岳 ・ 牛岳 など溶岩円頂丘と， 南北方向に延びる岩脈状をなすもの， および地域南西隅の溶岩円頂丘からなる 池の岱 山 [ 以下の [注] 参照 ] がある。 このほか， [ 岩部の南西方 1 km 弱の ] 女郎岬から小谷石にいたる海岸に小規模な岩脈が認められる。
ツラツラ川流域に認められる溶岩円頂丘および岩脈は， 外観は淡灰緑色～灰緑色を呈し， 緻密で柱状節理が発達している。 斑晶は大きさ 1.5 mm 以下のものが多く， 有色鉱物は暗緑色を呈し 緑泥石化している。
女郎岬の本岩は 外観がツラツラ川流域のものに似ているが， 角閃石斑晶を含む点が異なる。 岩脈状で見事な柱状節理が発達する（第 20 図）。 帯緑暗灰色～灰緑色を呈し， 完晶質岩のような外観を示す。 大きき 2 mm 前後の輝石の斑晶の目立つ堅硬な岩石で， 輝石類の多くは暗緑色を呈し， 緑泥石化している。
岩部～小谷石間の海岸にみられるものは， 岩質的に知内火山岩類の輝石安山岩と同質で， ツラツラ川流域や女郎岬の輝石安山岩とは異なる。 船隠 島付近のものは 外観は灰色を呈し， やや多孔質で， 小さな輝石の斑晶が目立つ。
本岩は [ 図幅地域北西隅付近の ] 袴腰岳周辺， [ 図幅地域西端・南北中央やや北方の ] ツラツラ川の中流付近， [ 図幅地域南西部の ] 岩部岳付近および [ 図幅地域南東部の ] 小谷石 [ の北方 2 km 強の ] 尖山 などにみられる。 ツラツラ川流域の一部を除いて， いずれも溶岩円頂丘の産状を示している。 また， 岩体によって角閃石の斑晶の著しいもの， あまり有色鉱物の斑晶の目立たないものなど多様な外観を示している。
袴腰岳付近のものは 地質図に示すように複雑な形態を示しているが， これは貫入岩体の上部が樹枝状に分岐し 露出しているためと考えられ， 実際にはさらに複雑な形態をもっている。 したがって， 周辺の桧山層群 [ As1, As2 ] は かなり広範囲にわたって変質し， 脱色・珪化するとともに地層が擾乱している。
袴腰岳は溶岩円頂丘の形態を示すが， [ その南方の ] ミナゴヤ川流域では 地層面に沿って岩床状に貫入しているところもある。 岩体は全般に変質し， 灰白色～淡黄灰色塊状の凝灰岩様の外観を示すが， チリチリ川の上流にはやや新鮮な部分があり， そこでは見事な柱状節理が発達している。 青灰色～帯緑灰色を呈し， 斜長石の斑晶が目立ち 斑状構造を示すが， 有色鉱物の斑晶が少ない。
変質したところでは 有色鉱物が炭酸塩鉱物に置き換えられている。
ツラツラ川流域にみられる本岩は４つの岩体からなり， 灯明岳の東方の２岩体は岩床状， また， 南部の２岩体は溶岩円頂丘をなしている。
岩床状をなすものは外観が灰色～淡紅灰色の緻密な岩石で， 柱状節理が発達している。 斑晶が少なく， わずかに斜長石・角閃石の小さな結晶が認められるに過ぎない。
溶岩円頂丘をなすものは外観が灰色～淡緑灰色で， 長柱状の角閃石の斑晶および短柱状の斜長石の斑晶が目立ち， 斑状構造を示す。
岩部岳を形成する本岩はツラツラ川の南部地域の溶岩円頂丘に外観が似ているが， アルカリ長石を伴わないことで区別される。 暗灰緑色～灰色を呈し， 大きさ 4 mm にも達する角閃石の斑晶の日立つ岩石で， 斑状構造を示す。
尖山を形成する本岩は岩部岳を形成するものに近似するが， 斑晶がより大きく， 長径 8 mm にも達する角閃石の結晶が認められる。 鏡下では， 輝石類が岩部岳に較べ多く含まれる。
本岩は [ 図幅地域南西隅付近の ] 茂山川の上流から館山川の上流にかけて NNE - SSW 方向にならぶ２つの溶岩円頂丘状の突山した山体を形成している。
外観は灰色～暗灰緑色を呈し， 短柱状の斜長石および長柱状の角閃石の斑晶が目立ち， 粗粒の斑状構造を示す。
以上， 溶岩円頂丘および岩脈について記述したが， 全体的な地域的特徴として， ツラツラ川流域に分布する岩体 [ = dl, pa, ha の３種類の岩体 ] は いずれもアルカリ長石を伴うなど， 岩質的に袴腰岳など他地域のものと区別される。
本地域新第三系の地質構造は， 第 1 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大きく支配されている。 秦（1973a・b）は 松前半島における新第三系の層序とその構造運動の特性について次のように述べている。 すなわち， 松前半島の新第三系は 南北方向に配列する２列の隆起帯の東西両側に形成された沈降部に堆積したもので， 南北方向に伸長する断層や褶曲構造も 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ものであるとし， さらに， 隆起帯と沈降部にそれぞれ固有の名称を与えた。 本地域は それらのうち大千軒岳隆起地塊の東側に発生した木古内堆積区の南部に位置している。
本地域の地質構造を概観すると， 瓜谷背斜と湯の里複向斜および木古内断層にみられる南北方向の構造と， これにほぼ直交する知内川の南部地域の東西性の構造で特徴づけられている。 さらに， このほか， 木古内断層と性格を異にする浦和断層や， 溶岩円頂丘など貫入岩によって地域的に構造の乱れているところがある。
瓜谷背斜は江差隆起地塊の東部の南方延長部にあたり， 約 15 km の延長を有する。 本地域では南に沈むドーム構造を呈し， 地層の一般傾斜は 5～10°を示すが， 東翼の木古内断層に接する付近では 30～60°の急斜層となり， 西緩東急の非対称褶曲である。 この瓜谷背斜部は 桧山層群の下部の木古内層の堆積時の沈降の中心域とみることができ， 他地域に較べ同層はもっとも厚い。 しかし， 中の川流域の背斜軸部に 木古内層の最下部層と考えられる基盤岩の角礫を伴う含礫凝灰質砂岩層が発達し， その岩相からみて， この軸部では比較的浅いところに基盤岩の存在することが推定される。 このことは 瓜谷背斜が木古内層の堆積後から上昇帯に転化・発展し 形成されたことを示すものといえる。
湯の里複向斜は 大千軒岳隆起地塊と瓜谷背斜のあいだに形成された沈降部にあたり， 桧山層群がもっとも厚く発達している。 瓜谷背斜と並走し， 瓜谷背斜と同様に湯の里の南方で南に開いている。 この複向斜構造には規模の小さい背斜および向斜構造が２～３認められ， 全体として一大向斜構造を形成している。 地層の一般傾斜は 5～10°の緩傾斜褶曲構造を示すが， 西翼の基盤に近い部分や褶曲軸部に発達する断層ぎわでは 30～50°とやや急斜層を示している。
木古内断層は， 涌元の西方から北方の木古内地域の中野川の上流に達する延長約 30 km におよぶ断層で， 西方から東方へ衝上する逆断層の性格を有している。 本地域では瓜谷背斜の東翼をきる高角度の逆断層で， 厚沢部層に木古内層が衝上するかたちで接している。 さらにこれと並走する副次的な断層がみられ， この２条の断層に挟まれる地域の厚沢部層は 東に倒れて逆転している。
この木古内断層をはじめ南北系統の断層構造は， さきに述べた瓜谷背斜・湯の里複向斜などにみられる 基盤の差別的昇降運動と密接に関連して， 褶曲構造の完成末期に主として活動したものと考えられる。
浦和断層は地域南西部の茂山川の中流から [ 本図幅の南隣の渡島 福島図幅地域内の ] 福島町 浦和海岸に追跡される。 さきに述べた木古内断層などと同様に南北性を示すが， これとは断層の性格を異にし， 逆方向， すなわち東方から西方への衝上断層である [ 以下の [注] 参照 ] 。 この断層の活動時期は桧山層群の堆積後， 知内火山岩類の堆積前と考えられるが， 知内火山岩類にも若干影響を与えていることから， その後も弱線として再活動 もしくは継続的に活動していたものと考えられる。
知内川の南部に認められる東西性の構造は イデス川層および知内火山岩類の分布地域に発達する。 火山噴出岩類からなるため地質構造の特徴を正確に知ることはできないが， 涌元～小谷石間の観察から 東西方向に延びる向斜と背斜構造が並走しているものと考えられる。 また， この東西方向の地質構造を裏付けるものとして， 知内火山岩類にみられる温泉変質帯がほぼ東西方向にならんで分布し， かつ変質帯にみられる粘土化帯や断層破砕帯が EW～N 50°E 方向を示すものが卓越し， 地質構造との関連性がうかがえる。 この東西性の褶曲構造は， さきに述べた南北性の褶曲・断層構造運動よりやや遅れ， これとは異質の構造運動によって形成されたものと考えられる。 すなわち， このことはイデス川層の基底に存在する不整合現象に示され， 南に接する渡島福島地域では著しい傾斜不整合現象としてあらわれている(山口， 1977）。
なお， この東西性の構造運動との関係は明らかでないが， これとの関連性がうかがえる南北性断層を切る断層系統が存在する。
さらに [ 本図幅地域の北西隅付近の ] 胯腰岳周辺， 地域西縁のツラツラ川流域および地域南西部は 溶岩円頂丘および岩脈の貫入によってその付近では地層の擾乱が著しく， 一般的構造と異なる走向・傾斜を示している。
本地域に分布する第四系は海岸段丘堆積物 [ ct1～2 ] ・河岸段丘堆積物 [ rt1～5 ] ・崖錐堆積物 [ tl ] ・氾濫原堆積物 [ a ] ・湿原堆積物 [ p ] および砂丘堆積物 [ s ] からなっている。
知内から木古内に至る海岸に沿って， 標高約 10 m および 20～30 m を示す２段のやや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 1 および 2（ct1・ct2）として地質図上に表現した。 両者の境界は段丘崖などなく， 緩斜面を経て漸移している。
堆積物は 高位の ct1 面では明らかでないが [ 以下の [注] 参照 ] ， 低位の ct2 面は第 21 図に示すように数地点で堆積物をみることができる。
森越の西方の採砂場（第 21 図の柱状図 5 [ および地質図の上の地点 ⑤ ] ）では堆積物の基底面高度が標高 5 m 以下で， 桧山層群館層のシルト岩を基盤として， 厚さ 5 m 余の層理を示す分級の良い中～粗粒の砂層が発達する（第 22 図）。 砂層はしばしば斜層理を示し， 粘板岩やチャートの円磨された細礫（径 10 mm 以下）からなる礫層がレンズ状に挟在する。 この砂層は 一般に南部から北部に向って粒度が粗くなり， 建有川の北部では粒径 5～10 mm の細礫層が卓越している。 砂粒の粒径は 0.5～1.0 mm で， チャート・珪岩・粘板岩・ホルンフェルスなど古期岩が 80 %， 石英が 10 %， 有色鉱物（普通輝石・紫蘇輝石・角閃石）が 5 %， その他（火山岩岩片など）が 5 % からなっている。 この砂層は層相から海成層と考えられる。
なお， この砂層の上位には 例外なく 黄褐色～赤褐色を呈するローム質の粘土質土壌が発達する。 [ 森越の西方の ] 採砂場では厚さ約 2.5 m， 森越の北方の台地では厚さ 10 m に達する。 この粘土質土壌は 他地域の段丘上にもしばしば認められることから， ct2 面形成よりも新しい時期の堆積物と考えられる。
知内川流域には良好な河岸段丘が発達する。 平坦面高度および侵食の度合から５段の段丘面が識別され， 最高位面を除いて 堆積物 [ = 河岸段丘堆積物 Ⅱ～Ⅴ（rt2～5） ] が認められる [ 以下の [注] 参照 ] 。 なお， 以上のほかに [ 津軽海峡に面した地域の ] 森越川・中の川および建有川流域にも最も低い段丘面が小規模に発達し， それぞれ堆積物が認められる（第 23 図）。
本堆積物は宿部川～コモナイ川， コモナイ川～イデス川， およびムズルセ川～東莱川の各稜線に発達する最高位の平坦面を形成するものである。 堆積物の露頭は確認できなかった。 しかし， イデス川流域に松前層群に由来する古期岩の大礫がしばしば転石として認められ， これは本堆積物から洗いだされたものと考えられる。
本堆積物は知内川本流に沿って発達する標高 100 m から 140 m の平坦面を形成するもので， 湯の川支流の右岸の林道筋で第 23 図の 7 [ ← 地質図上の地点 ⑦ で調査 ] に示すような堆積物が観察される。 ここでは厚さ 9 m の堆積物が認められ， 下半部約 4.5 m が礫層からなっている。 礫層は 基質が粘土質で硬くしまっている。 礫は淘汰が悪く， かつ円磨度が低い。 主として新第三系の泥質岩からなり， 大きさは径 5 cm 以下である。 そのほか， 量は少ないが， 径 20～50 cm の安山岩や松前層群に由来する古期岩の礫が認められる。 この礫層の上位には 厚さ約 4 m の褐色～黄褐色のローム質の粘土質土壌が堆積している。 これは [ 海岸段丘堆積物 2 の堆積物（ct2）だけがある ] 海岸段丘堆積物の項で述べた砂層の上位に発達するローム質粘土質土壌に似ている。
本堆債物は 知内川本流およびツラツラ川に沿って発達する 標高 70 m から 180 m の平坦面を形成するもので， 湯の里の南西の知内川の左岸の林道沿いで第 23 図の 8 [ ← 地質図上の地点 ⑧ で調査 ] に示すような堆積物が観察される。 厚さ約 4 m の堆積物で， rt2 堆積物に較べ薄い。 下部の約 3 m が礫層で， 上部の 1 m は褐色のローム質の粘土質土壌からなっている。 礫層は新第三系の堆積岩のほかに古期岩・安山岩・花崗閃緑岩からなり， rt2 に較べて古期岩・安山岩・花崗閃緑岩などの礫が多く， かつ礫の大きさも径 20～60 cm と大きい。 基質は粘土質で rt2 に似ている。
本堆積物は河岸段丘の中で最も広く発達する平坦面を形成するもので， 道路の改良工事などに伴って堆積物が良く観察される。 堆積物は一般に薄く， 知内川の本流右岸の千軒付近（第 23 図の 9 [ ← 地質図上の地点 ⑨ で調査 ] ）および湯の川の入口付近（第 23 図の 10 [ ← 地質図上の地点 ⑩ で調査 ] ）では厚さ 2～2.5 m の礫層が発達し， その上位を厚さ約 70 cm の表層土壌がおおっている。 礫層は rt2・rt3 と異なり， 基質が砂で固結度が低い。 礫は一般に小さく 径 5～20 cm のものを主とするが， まれに径 60 cm に達するものがある。 礫種は安山岩や古期岩礫が多く， 特に花崗閃緑岩礫が rt2・rt3 に較べてより多く認められる。
イデス川の中流に発達する段丘堆積物は厚さ約 4 m で， ほとんどが安山岩礫からなり， 大きさも径 10～40 cm と大きく， イデス川によって形成されたことを示している（第 24 図）。
河岸段丘のうち最も低い平坦面を形成し， 比高が 5～10 m で， 各河川によって比高を若干異にしている。 堆積物は河川流域の地質を良く反映し， [ 津軽海峡に面した地域の ] 建有川， 中の川および森越川流域に発達するものは， 第 23 図の 13・14 [ ← 地質図上の地点 ⑬・⑭ で調査 ] に示すように， 厚さ 5 m 前後の硬質頁岩の扁平な礫からなる礫層と 灰白色シルト質粘土との互層からなっている。 一方， 知内川本流沿いでは， 第 23 図の 12 [ ← 地質図上の地点 ⑫ で調査 ] に示すように， 厚さ約 2.5 m の堆積物が認められ， 下部は安山岩や古期岩礫を主とする礫層からなり， 上部は硬質頁岩礫からなる礫層と粘土質シルトとの互層が発達している。
本段丘堆積物の形成時期は各河川によって比高も異なり， 地域によって差違があると考えられるが， 中の川流域（第 23 図の 14 [ ← 地質図上の地点 ⑭ で調査 ] ）において海岸段丘堆積物 2 [ ct2 ] の砂礫層を削剥して本堆積物が堆積している現象が認められる。 したがって， 森越川から建有川流域に発達する河岸段丘堆積物 Ⅴ は 海岸段丘堆積物 2 が堆積した後に形成されたものと云える。
知内火山岩類分布地域の山麓には やや傾斜の急な山麓緩斜面が発達する。 これらの斜面は崖錐性の安山岩々塊と土砂からなっている。 これに類する地形は 地質図に図示した以外にも認められるが， 特に規模の大きいものについてのみ表現した。 なお， 上雷 の南方 [ = 燈明岳の北方 ] の崖錐堆積物の中には河岸段丘堆積物の疑いのあるものが存在するが， 段丘地形が明らかでないので崖錐堆積物としてとりあつかった。
湿原堆積物は， 知内川の下流および 木古内～涌元間の海岸線に沿って発達する小規模な泥炭層からなる。 泥炭層は， 木古内から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と考えられる。
瀬尾ほか（1970）によると 重内 [ ← 上雷 の北東方 2 km ] の一部に中間泥炭層が発達するが， ほかはすべて低位泥炭層に属し， ヨシを主体とし， ハンノキ・ゼンマイを含むほか， 河川の氾濫による土砂をまじえているといわれ， 厚さは確認されていないが 80 cm を越えるとされている。
氾濫原堆積物は各河川流域に発達するが， 知内川を除くとその分布はせまい。 堆積物は流域の地質を反映した砂礫および泥土からなっている。 知内川は湯の里から上流では堆積物が薄く， 砂礫からなり， 氾濫原がせまい。 湯の里から下流では氾濫原が広くなり， 堆積物も厚く 細粒相が卓越し， ところにより湿原堆積物が堆積している。 北海道 水理地質図幅説明書（小原ほか， 1966）によると， 知内町 重内 から知内川の河口付近にかけて 第 25 図のような地質柱状図（ボーリング 質料 ）が示されている。 それによると， 柱状図 ③ を除くと， いずれも地表下 -25～-40 m 付近までは細砂あるいはシルト・粘土層が発達し， その下位に厚さ 10 m 前後の礫層がみられる。 報告では 沖積層と洪積層の境界を決める具体的な資料はないが， 周辺地域の資料を参考として， 礫層から上位の細粒層が沖積層の可能性のあることを指摘している。
木古内から涌元にいたる海岸線には幅が 50～100 m， 高さが最高 9 m， 一般に 5～6 m の浜堤状の砂丘が発達する。 細粒から中粒の良く淘汰された砂からなっている [ 以下の [注] 参照 ] 。
本地域は 資源的に価値のあるものが少なく， 現在は わずかに骨材と温泉が利用されている程度である。 しかし， 知内火山岩類にみられる温泉変質帯には小規模な褐鉄鉱々床の沈殿があり， 一時期 探鉱されたことがある。
このほか， 本地域には防災上 留意しなければならない 地辷り地帯が小谷石地域に存在する。
骨材として利用されているのは， 知内川の現河床の砂利と玉石， および海岸段丘堆積物 2 [ ct2 ] に発達する砂層がある。
砂利は 主に上雷～湯の里間の現河床から， また， 玉石は 湯の里～千軒間の河原から安山岩礫を採取・砕石して利用している。
砂層は重内～森越間で利用されている。 粒度が中粒から粗粒で， 古期岩の砂粒を主体とするところから 生コン用骨材としてきわめて良質である。 しかし， 分布地域が農地であること， 砂層の上位に厚いローム質の粘土質土壌が発達すること， および層厚が薄いことなどから多くは期待できない。
本地域には湯の川の下流に湧出する知内温泉のほか， [ 図幅地域東部・南北中央やや北の ] 森越川の中流， [ 図幅地域南東部の ] 小谷石 および 猪の狛 地域にやや規模の大きい冷泉が湧出している。
知内温泉は 湯の里の西方約 2.5 km の湯の川の下流に位置し， その発見はおよそ 600 年前といわれ， 北海道におけるきわめて古い歴史をもつ温泉の１つとされている（福富， 1932）。 付近の地質は桧山層群の厚沢部層の佐助沢部層の泥質岩 [ As2 ] からなっている。 地質構造は 湯の里複向斜内に南北方向に伸長する小背斜構造と 軸部に南北性の断層が発達する。 源泉は この軸部に沿ってほぼ南北方向に配列し， 10 数ヵ所から湧出している。 その湧出機構は明らかでないが， 泉源の配列からみて断層構造と密接に関係しているものと考えられる。 泉温は 48～62℃ で， いずれも自然湧出し， 湧出量は一部を除き 25～65 l / min である。 泉質は含重曹食塩泉～食塩泉で 同一の起源に由来するものであろう。 詳しくは 「北海道の地熱・温泉 -- (A) 西南北海道中南部 --」の p. 75～79 （北海道立地下資源調査所， 1976）を参照されたい。 なお， 温泉の分析値は冷泉を合わせて第 5 表に示す。
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国鉄 松前線 森越駅の西方約 5 km の森越川の中流に２ヵ所から冷泉が湧出している。 湧出口付近には径 4 m にも達する石灰華が沈殿し， さらにその上位に厚さ約 50 cm の褐鉄鉱々層が発達している。 付近の地質は木古内層の硬質頁岩層 [ Ki ] からなり， 地質構造的に瓜谷背斜の軸部に位置している。 硬質頁岩は涌泉を中心に延長約 500 m にわたって黒色を呈して， より硬質となっている。 泉質は炭酸強食塩泉である。
涌元の南方の 狐越 岬から小谷石の間に分布する知内火山岩類は著しい温泉変質作用を受け， これに伴う冷泉がいたるところに湧出している。 とくに猪の狛地域と小谷石の湯の沢地域に顕著に認められる。 猪の狛地域は含鉄冷泉で， 今も褐鉄鉱が沈殿している。 小谷石の湯の沢地域は 沢沿いに数ヵ所の涌泉があり， 硫化水素臭のある冷泉である。 また， 尖山の山麓の旧道付近に渋味の強い明礬泉が湧出している。 このほか， [ 図幅地域南西部の ] 茂山川の上流と岩部川の中流および [ それらの東方の ] ツヅラ沢の中流に含鉄冷泉の湧出があり， 現在も褐鉄鉱が小規模に沈殿している。 これらの冷泉はいずれも利用されていない。
涌元の南方約 2 km の猪の狛付近には小規模な沈殿性 褐鉄鉱々床が認められる。 付近の地質は 知内火山岩類に属する安山岩質火山角礫岩 [ Sv4 ] からなる。 著しく温泉変質作用を受けて粘土化し， 地辷り地形を呈している。 この地辷り地形の外縁の滑落崖に沿って含鉄冷泉が湧出し， 崩落した崖錐を膠結して 沈殿性の褐鉄鉱々床が形成している。 早川ほか（1961）によると第１～３鉱床が確認されているが， いずれも規模が小さい。 鉱石品位は一般に低く， 第１鉱床が Fe : 30～40 %， 第２鉱床が Fe : 44～49 %， 第３鉱床が Fe : 36 % 前後で 50 % を越えるものがないが， 転石に 50～52 % 台のものが認められる。 この鉱床は第２次大戦中および昭和 30 年代に探鉱・採掘されたが， 出鉱量などの詳しいことは明らかでない。
このほか， 冷泉の項で述べたが， 小谷石の湯の沢， ツヅラ沢， 岩部川および茂山川などにも沈殿性の褐鉄鉱々床が認められるが， いずれも規模が小さく， 資源的価値は低い。
本地域には 防災・治山上 留意しなければならない地辷り地域が存在する。 地辷りは， 地質条件との関係から， いわゆる「第三紀層 地辷り」と「温泉地辷り」とがある。
「第三紀層地辷り」は木古内層および厚沢部層の分布地域に地形的に認められるもので， 現在明らかに滑動しているものはない。 これらの地辷り地形は 檜山層群の岩質と地質構造の特徴とが発生要因となっていると考えられる。 とくに地辷り地形が多く認められる木古内層および厚沢部層の札苅部層の分布地域は 小褶曲・断層が顕著で， かつ岩質が硬質頁岩と軟かい泥岩との互層からなるため， 地表水の滲透によって軟かい泥岩が容易に粘土化し， 滑材となり， 傾斜面に沿って滑動し， 地辷り地形が形成されたものであろう。 このような地辷りは条件によって容易に再滑動することが考えられ， したがって， 林道開鑿などの人工的な条件を加えるにあたっては地辷り地形に十分留意し， 地辷りの誘発を未然に防ぐよう注意することが必要であろう。
「温泉地辷り」は知内火山岩類にみられる温泉変質帯分布地域に認められ， とくに狐越岬～小谷石海岸では現在も滑動しているところがある。 その著しいのは猪の狛付近で， ここでは ナマコ岬の南方約 250 m 地点を中心として 東に開いた半円弧状の稜線が発達する。 この稜線の四縁の東壁や北側の南壁には滑落崖があって， 半盆状地形を呈している。 そして， 海岸寄りには凹地ができて 小さな沼を形成している。 地辷り現象は海岸の 擁壁 [ = 斜面を補強した壁 ] にみられ， その移動量は 擁壁設置後の約 9 年間で最大水平移動量は約 30 cm， また, 垂直に最大 12 cm のもちあがりが認められる（第 26・27 図）。 この地辷りの発生要因は， 強度の温泉変質作用によって粘土鉱物が生成し， これが地下水を吸収して膨張粘土化して滑材となり 地辷りを発生させたと考えられる。 この地域の地辷りについては既に防止対策がとられ， 地辷りの基礎調査ならびに水抜等の対策工事がほどこされている [ 以下の [注] 参照 ] 。
このほか， 小谷石にいたる海岸には 崩積土からなる斜面がいたるところにあり， これが多量降雨によって滑動し， 小被模な表層地辷りをおこしているところがみられる。
また， 知内火山岩類の丸山安山岩 [ Sv5 ] の分布地域の南側には 崖錐性堆積物からなるとみられる山麓緩斜面が発達する [ 以下の [注] 参照 ] 。 その顕著なものは小谷石付近， タタミの沢の入口付近および岩部付近に認められる。 この崖錐性堆積物は， 多量の降雨によって滲透水が過飽和状態になったとき 土石流となって流出することが十分予測される。 小谷石地域では 昭和 48 年 9 月 23 日から 24 日にかけて記録的な集中豪雨があり, 24 日に上の沢・中の沢・湯の沢に沿って土石流が発生し， 沢沿いに密集していた人家が潰滅的な被害を受けている。 坂本（1973）は， この土石流を構成する岩塊のほとんどが未変質の丸山安山岩溶岩からなるところから， 丸山の南側斜面に発達する谷間を埋めた古い土石流堆積物が 集中豪雨によって過飽和状態となり， ふたたび土石流となって流出したものであると述べている。 これに類する現象が古くタタミの沢の入口付近にもあったことが 地元の人々によって伝えられている。
QUADRANGLE SERIES
SCALE 1 : 50,000
Sapporo (4) No. 90
By Shōichi YAMAGUCHI (Written in 1977)
The mapped area is situated in the south-eastern part of the Matsumae Peninsula, south-western Hokkaido and it is located between latitude 41°30' - 41°40' N and longitude 140°15' - 140°30' E.
The area of this sheet map is a northern extension of so-called "Green Tuff" area of the Inner North-west Japan, where pyroclastic and sedimentary rocks of Neogene - Tertiary are significant and they crop extensively out on the basement composed of late Paleozoic to early Mesozoic strata, without the intercalations of Cretaceous to Paleogene ones between them.
In this area the basement rock is called Matsumae Group of late Carboniferous in age, and it is covered by sedimentary and volcanic rocks of Neogene - Tertiary, Quaternary terrace deposits, and alluvium. The geological sequence here is shown in Table 1.
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The Matsumae Group is extensively developed in the west neighborhood and its extension crops out in the western part of this area. It is composed of black slate, basaltic lava and tuff, chert, limestone and greywacke. In the west neighborhood, "Daisengen-dake" sheet map area, it yields Carinthiaphyllum yezoense, Chaetetes sp. and Fusulinella sp. indicating late Carboniferous.
Neogene - Tertiary is divided into Fukuyama Formation, Yoshioka Formation, Kunnui Group, Hiyama Group, Idesu-gawa Formation and Shiriuchi Volcanic Rocks in ascending order. Among them, the Yoshioka Formation and Kunnui Group are not exposed on the ground-surface of this area.
The Fukuyama Formation , the lowest member of the Neogene in south-western Hokkaido, crops narrowly out along the Tsuratsura-gawa in the western part of this area. It is composed mainly of altered andesitic, rhyolitic and basaltic lavas, and pyroclastic rocks, some of which are welded tuff. In some case, volcanic rocks contain phenocrysts of alkali feldspar and aegirine - augite and show features of sub-alkaline rock.
The Hiyama Group is divided into the Ōanzai-gawa, Kikonai, Assabu and Tate Formations in ascending order. They are all muddy marine deposits accumulated successively during an extensive transgression prevailed in Middle to Late Miocene, except for the Ōanzai-gawa Formation which is a coarse grained facies of early stage accumulation.
The Ōanzai-gawa Formation , the lowest member of the Hiyama Group, crops narrowly out along the Tsuratsura-gawa and it consists of granule conglomerate including well-rounded fragments of older rocks, and grey colored fine to medium sandstone. In the Western neighborhood, fossils such as Operculina complanate and Patinopecten kimurai and others indicating Middle Miocene in age are found.
The Kikonai Formation crops out along the Uriya Anticline and in the western marginal part of this area. The formation consists mainly of grey hard shale having an aspect of a regular pile of many thin plates. A tuffaceous sandstone bed, Ōkawa Tuff aceous Sandstone (Os), is intercalated in the upper part of this formation, and it is well traceable through the surrounding area of the Uriya Anticline. Fossils are poor, and only Makiyama chitanii and some arenaceous foraminifera are rarely found.
The Assabu Formation is extensively distributed in the western part of this area. According to the difference of rock facies, it is divided into the Satsukari and Sasuke-zawa Members ; the former member is composed of an alternation of grey mudstone and hard mudstone with intercalations of many thin tuff layers, one of which is a biotite bearing acid tuff, the Uriyagawa Tuff (Ut), intercalated in the basal part of the member, and the latter member, the Sasuke-zawa Member, is composed of an alternation of mudstone and sandy siltstone in its lower half, and massive sandy siltstone in the upper half intercalating with many acid tuff layers of well continuity. Fossils are more abundant than the Kikonai Formation, and in the lower member, foraminifera such as Cyclammina, Haplophragmoides, Martinottiella and others are contained, and in the lower member, Makiyama chitanii is predominant and some molluscan fossils, Lucinoma sp., Conchocele bisecta, Acharax tokunagai and others are found.
The Tate Formation is transitional from the Assabu Formation and it crops out in the southern part of the Shiriuchi-gawa and to the east of the Kikonai Fault. It is a diatomaceous or tuffaceous massive siltstone and intercalates many thin layers of white glassy fine tuff and calcareous marl bands. Through the formation, fossil diatoms are found, but Makiyama chitanii or foraminifera are scarcely found.
The muddy facies of the Hiyama Group, the Kikonai, Assabu and Tate Formations are correlated to the Yakumo and the Kuro-matsu-nai Formations which are Late Miocene standard in south-western Hokkaido.
The Idesu-gawa Formation is a deposit accumulated in a new sedimentary basin formed after completion of sedimentation of the Hiyama Group. It rests unconformably on the Tate Formation, and it is distributed in a limited area, along the Idesu-gawa and in the area to the east of the Kikonai Fault. It is composed of conglomerate and sandstone of neritic facies and it is correlated to the Setana Formation, which is the Pliocene standard in south-western Hokkaido.
The Shiriuchi Volcanic Rocks crops out in the area to the south of Shiriuchi-gawa and it is t ransitional from the Idesu-gawa Formation. It is the product of an active submarine volcanism ; initially hornblende dacitic Urawa Dacite is erupted and it is followed successively by andesitic lava, volcanic breccia and tuff-breccia, and lastly Maru-yama Andesite is erupted. There are many altered area suffered by hydrothermal processes.
The Quaternary system is composed from coastal terrace deposits developed along the sea-shore between Shiriuchi and Kikonai, and river terrace deposits of five steps extended along the Shiriuchi-gawa, and talus deposits , alluvial moor deposits , flood plain deposits and sand dune deposits .
As for the geological structure of the Neogene in t his area, distinct difference between younger and older formations exists. A general N - S trend of the structure in the Hiyama Group is well shown by the Uriya Anticline and the Yunosato Synclinorium and also by the major thrust faults, the Kikonai Fault in the east and the Urawa Fault in the south-western part. These faults have different character ; the former has thrusted east-wards, and on the contrary, the latter moved west-wards. Such structures in the Hiyama Group seems to be controlled by the oscillatory movement of the basement blocks. The younger structures prevailing in the Idesu-gawa Formation are folding axes of E - W trend which are clearly oblique to older structures.
As for the natural resources, limonite ore deposits, building stone and hot spring are found in this area. Some of the second and last two resources are utilized in a small scale.
It should be noticed that the Inokoma area is a disastrous landslide area and the sliding is now in continue.
昭和 53 年 1 月 27 日 印刷 昭和 53 年 2 月 1 日 発行 著作権所有 工業技術院 地質調査所 (C) 1978，Geological Survey of Japan