地域地質研究報告
５万分の１図幅
札幌（4） 第 93 号
地質調査所 北海道支所 山口昇一
昭和 52 年
地質調査所
目次 I. 地形 II. 地質概説 III. 新第三系 III.1 訓縫層群 III.2 桧山層群 III.2.1 木古内層 III.2.2 厚沢部層 [ III.2.2.1 ] 札苅部層 [ III.2.2.2 ] 佐助沢部層 III.2.3 館層 III.3 知内火山岩類 [ III.3.1 ] 浦和石英安山岩 [ III.3.2 ] 輝石安山岩溶岩 [ III.3.3 ] 安山岩質火山角礫岩 III.4 溶岩円頂丘および岩脈 [ III.4.1 角閃石石英安山岩 ] [ III.4.2 角閃石含有輝石安山岩 ] IV. 第四系 IV.1 海岸段丘堆積物 IV.2 沖積層 V. 地質構造 VI. 応用地質 文献 Abstract
地域地質研究報告
（平成 51 年稿）
５万分の１地質図幅
札幌（4） 第 93 号
本地域の野外調査は昭和 38 年に行われた。 さらにその前後 7 年に亘つて， [ 北に ] 隣接する 知内 地域および [ 北西に隣接する ] 大千軒岳 地域の調査研究を実施し， それらの結果を参考としながら室内研究を行い とりまとめたものである。
本地域は， 世紀の大事業といわれる青凾海底トンネルの北海道側 基地に近く， 海峡部および陸上部において詳細な地質調査が行われ， その一部は既に鉄道建設公団などによって公表されている（伊崎（1962）ほか）。 本調査研究を進めるに当り 同公団からは未公表資料の閲覧を始め多大の御教示をいただき， かつ海底地質図の一部の引用に便宜をえた。 ここに明記し深甚なる謝意を表する。
また， この調査研究を進めるに当り， 有孔虫化石の同定は石田正夫技官， また， 火山岩類のまとめには沢村孝之助技官の協力を受けた。 なお， 薄片作成は谷津良太郎技官ほかに， 製図の一部は熊谷なな子技官によって行われた。
さらに， 松野久也技官からは空中写真による波食台の地質構造解析についてご教示をを受けた。 秦光男・石田正夫の両技官からは 野外および室内での取りまとめで多くの助言とご教示をいただいた。 また， 現地調査に当っては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厚くお礼申し上げる。
渡島 福島 地域は北海道西南部の 松前 半島の南部に位置し， 津軽海峡をへだてて本州の津軽半島を望むことができる。 本地域は沖積平野が少く， 福島川の流域を除いてほとんどが山地からなっている。 山地は海岸線までせまり， 海岸低地の発達が悪い。 とくに地域東部の 浦和 以東では 知内 火山岩類が海岸近くまで分布するため急峻な地形を呈し， しばしば海岸に向って急崖をなしている。 山地は 標高約 100～120 m 以下の 新第三系の堆積岩類の分布する緩やかな丘陵性の地貌を呈する地域と， 知内火山岩類の溶岩や溶岩円頂丘からなる急峻な地形を呈する地域とに２分される。 前者は浦和断層以西の地域で， 溶岩円頂丘と考えられる丸山（307.5 m）を除くと， 標高 100 m 前後の稜線高度を示す低い山地からなる。 稜線および谷の刻みが地質構造を反映してほぼ走向方向に並行するものと， これにほぼ直角な傾斜方向に並行するものとが卓越し， かつ， 全体としてケスタ地形を呈するところが多い。 後者の火山岩類分布地域は標高 300～400 m に達する。 円錐形の突出した山体が特徴的にみられ， 特異な景観を呈する [ 第 1 図 ] 。 このような地形は地域的にほぼ限られ， 浦和の北方から [ 本図幅の北隣の ] 知内地域の 茂山 川 [ ← 東から流入する福島川の支流 ] 流域にかけてのほぼ 20～30 km2のなかに 数か所にのぼる突出した山体が存在する。 これらはいずれも 輝石安山岩あるいいは角閃石石英安山岩の岩脈あるいは溶岩円頂丘からなっており， 地質条件と密接に関係している。
海岸線は福島川の河口付近では砂浜を形成しているが， 浦和以東では地質を反映して砂浜がなく， 岩石海岸からなっている。 浦和以西の堆積岩類の分布する地域では出入りの少ない単調な海岸線で， 波食台が良く発達している。 このような波食台の発達する地域では， 空中写真によって容易に地質構造を知ることができる（第 2・3 図参照）。
本地域の河川は 福島川を除くと いずれも延長 5 km 以下の短い河川で， 沖積低地がほとんど発達しない。 浦和以東地域では流路延長に対し比高が 500 m もあって河川勾配が著しく急で， 平均 1000 分 の 200 から 1000 分の 350 程度の値を示している。 したがって， これらの河川では滝が多く， 踏査するのが極めて困難である。
段丘地形の発達が悪く， 明瞭な平坦面を残すものとしては， 日向の海岸に沿って標高 20 m の海岸段丘面がみられるほか， 塩釜 ～浦和間の海岸沿いに標高約 20 m と 60 m の２段の平坦面が認められるにすぎない。 また， 新第三系の堆積岩類の分布地域には標高約 100 m の稜線が発達し， 遠望すると一連のスカイラインを示している。 開析が甚だしく， 平坦面や堆積物が認められないが， かって平坦面を形成していたことがうかがわれる。 このほか， 浦和付近および日の出付近には 急峻な山地の山麓に崖錐からなる小規模な山麓 緩斜面が認められる。
本地域を含む渡島半島の南部は， いわゆる東北日本内帯のグリンタフ地域の北方延長部にあたる。 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。 本地域周辺は グリンタフ地域に共通した地質条件を最も良くそなえた 西南北海道における模式地の一つである。 基盤の古期岩類は松前層群および 上磯 層群と呼ばれる地向斜性の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岩類からなる隆起地塊の間を埋めるように発達する。 中新世初期は陸域での火山活動が活発で， 僅かな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出岩類を主体としている。 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始まり， 正常堆積岩とともに海底火山活動に由来する噴出岩類が発達する。 初期および中期の火山噴出岩類は全般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， 海進が一層進んで堆積盆が拡大されると同時に， 局地的な隆起沈降運動が起って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 [ 以下の [注] 参照 ] 。 桧山層群の堆積後に一旦 海がしりぞいて陸化し， 削剥作用がおこなわれた。 鮮新世に入ると再び小規模な海進が始まり， かつ， 局地的な火山活動が活発となって， 浅海性堆積物と火山噴出岩類を堆積している。
本地域は， 地質構造的にみて， 中新世後期における堆積盆の局地的沈降域と非沈降域の境界付近に位置し， かつ， 鮮新世に入って火山活動が活発におこなわれた地域である。
本地域ならびに周辺地域を含めた地質層序と地層の分布および地質構造の概略は 第 4 図（地質総括図）および第 5 図（地質図）に示すとおりである。
基盤の松前層群は橋本（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ある。 地域内に露出せず， 地域西方の松前ならびに [ 本図幅の北西隣の ] 大千軒岳地域に分布する。 橋本は， 渡島半島の新第三系の基盤として発達する堆積岩類を総称して松前層群と呼んだが， 近年， 大千軒岳地域を始め， 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， 地質時代が次第に明らかとなってきた（湊・国府谷（1963）; MINATO and ROWETT,（1967）; 吉田・山口（1967）; 坂上ほか（1969）; 吉田・垣見（1970）; 吉田・青木（1972））。 吉田・青木はこれらの資料をもとに渡島半島の南部の松前層群の再検討をおこなった。 それによると， 従来からの松前層群は石炭紀後期の化石を産する江差～大千軒岳地域と， 中生代前期を指示する化石を産する上磯～亀田半島地域とに２分され， 前者のみを松前層群とし， 後者の 上磯 石灰岩および 戸井 層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延長に属するものであろうと述べている。 なお， 石田ほか（1975）は上磯地域の基盤岩類に対しあらたに上磯層群の名称を与えた。
新第三系は松前層群を基盤として， その東側に帯状に下位から 福山 層・ 吉岡 層・ 訓縫 層群， 桧山 層群に属する 大安在川 層・ 木古内 層・ 厚沢部 層・ 館 層， 鮮新世の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， 福山層・ 吉岡層・ 桧山層群の大安在川層および鮮新世のイデス川層は本地域には分布しない。
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。
吉岡層は福山層を不整合におおって発達する汽水～浅海成の堆積層で， 泥質岩を主とし， 台島 型植物群や 八尾 - 門の沢 型化石動物群を産出する。
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いる。 吉岡層の堆積時に一時休止した火山活動が再び活発となり， 正常堆積岩のほか多量の火山噴出岩類を伴っている。 訓縫層群の分布地域の北部では安山岩質の火山噴出岩を主とするが， 南部では相対的に火山性物質が少く， 泥質相が卓越している。 本地域には火山噴出物を主とする最上部が露出しているにすぎない。
桧山層群は中新世中～後期の広範囲に亘る海進によってもたらされた一連の海成堆積層で， 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。 主として礫岩・砂岩からなる粗粒堆積物で， Operculina complanata japonica や Patinopecten kimurai など中期 中新世を指示する化石を産している。
木古内層・厚沢部層・館層は 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を挾有する。 木古内層～館層の堆積時には堆積盆の差別的沈降運動がみられ， 沈降部にあたる北方の知内地域では 2,000 m におよぶ厚層が発達するが， 本地域は堆積盆の周縁部に当るため， 総体的に堆積層が薄く 1,000 m 余である。 化石は全般的に少く， 有孔虫化石 Makiyama 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， 貝化石が厚沢部層に僅かに含まれる。 木古内層～館層は道南の標準層序の八雲層から黒松内層に対比される。
イデス川層は館層を不整合におおって局地的に発達する。 砂岩・礫岩など浅海性の堆積層で， 北方の知内地域に分布する。
知内火山岩類は本地域から知内地域にかけて分布し， 桧山層群を不整合におおい， また， イデス川層とは整合で一部 指交関係にある。 桧山層群の堆積時に穏やかであった火山活動がイデス川層の堆積時に再び活発となり， 大量の石英安山岩や安山岩の溶岩・火山砕屑岩類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や岩脈状をなすものが多く認められる。
第四系は日向海岸および塩釜海岸に発達する海岸段丘堆積物と， 福島川沿いに発達する沖積層からなっている。
本地域は第 5 図に示されるように， 地質構造的に木古内堆積区（秦， 1973b）の南西縁に位置し， [ 本図幅の北隣の知内図幅地域内の ] 湯の里 複向斜の西翼部にあたる。 地質構造の特徴として， 桧山層群の堆積後， イデス川層・知内火山岩類の堆積前に顕著な構造運動が認められ， 浦和東方では褶曲構造を示す桧山層群を， ほぼ水平に不整合関係で， 知内火山岩類がおおっている。 主要断層構造は塩釜断層および浦和断層で， その特徴は， いずれも東方から西方への衝上断層の性格を有している。
なお， 海底地質については， 表層堆積物（底質）を除外して， これにおおわれている第三系のみについて [ 地質図上に ] 示した。 [ 後述する「III. 新第三系」の項で示す ] 第 1 表には陸上部の層序との対比をかかげるにとどめ， その説明は省略した。 詳細については佐々・伊崎（1961）， 伊崎（1962）， 佐々（1969， 1972）ほかに詳しく報告されている。
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本地域に分布する新第三系は， 下位から訓縫層群， 桧山層群の木古内層・厚沢部層および館層と知内火山岩類からなる。 第 1 表に北海道西南部の標準層序と周辺地域との層序対比を示す。
命名 （再定義） : 秦光男・山口昇一（1969）
本層群の名称は， 長尾（1932）が西南北海道において， 八雲層群の下位にあって緑色凝灰角礫岩や緑色凝灰岩を主体とする 新第三系下部層に対し与えた地層名である。 その後， 長尾・佐々（1933・1934）は北海道西南部の新生代層の総括のなかで 訓縫層群を上下に２分し， 下部を福山統， 上部を訓縫統とし， 両者の関係が不整合関係にあることを報告した。 その後， 一般に訓縫統は訓縫層群あるいは訓縫層と呼ばれ， また， 福山統は福山層群あるいは福山層と呼ばれてきたが， 訓縫層群の下部に発達する吉岡層の層位的位置について 福山層群の最上部層とする見解（吉村（1960）; 秋葉ほか（1966））や訓縫層群の堆積初期の地層とする考えがあった。 近年， 松前半島地域の地域地質研究が進み， その結果， 吉岡層と， 従来は訓縫層群に含まれていた Miogipsina - Operculina を産する 上の国 凝灰質砂岩層（長尾・佐々， 1934）や大安在川層（金谷・須鎗， 1951）が層序的および地質構造的にそれぞれ区別するものであることが明らかとなり， 秦・山口（1969）は， 吉岡層と大安在川層に相当する部分を除いて， 訓縫層群を再定義した。
模式地 : 本地域の西方の福島町 白符 川流域および白符～松浦 [ ← 本図幅の西隣の松前図幅地域内 ] 間の海岸
分布 : 地域外北方の [ 本図幅の北隣の知内図幅地域内の ] 知内川の支流の 住 川付近から， 福島町 白符～松浦海岸にかけて南北方向の走向を示し， 巾約 1～5 km で東傾斜をなして分布している。 本地域には最上部の一部が白符付近に僅かに分布する。
層序関係 : 本地域には基底層が露出しないため関係がみられないが， 隣接の松前・大千軒岳地域において， 本層群の基底礫岩層が下位の吉岡層および福山層を不整合におおっている。
岩相 : 本層群は岩相の特徴から下部の 館崎 層（kn1～3）と上部の 宮歌 層（kn4～5）に２分されている（吉村（1960）; 秦（1973b））。
本地域に分布するのは宮歌層の上部（kn5）の凝灰岩層である [ ← 地質図の凡例で Kn ≒ Kn5 ? ] 。
凝灰岩層は淡緑灰色を呈する凝灰岩・凝灰質砂岩および角礫凝灰岩の互層からなり， しばしば黒色ガラス質の無斑晶質安山岩溶岩を挾有している。 凝灰岩は流紋岩質で， 細粒ガラス質のものと粗粒で軽石質のものとがある。 ほとんどがガラスからなり， 有色鉱物が認められないが， 僅かに斜長石・石英を含んでいる。
角礫凝灰岩は帯緑淡青灰色を呈し， 径 1～2 cm の軽石・流紋岩・安山岩などの角礫を主とするが， まれに径 15 cm にも達するものを含むことがある。
安山岩溶岩は普通輝石安山岩で， 白符川の河口左岸の神社付近に露出する。 塊状を呈し， 節理のあまり発達しない溶岩で， しばしば非晶質珪酸が細脈あるいは空隙を埋めて形成されている。 灰黒色ガラス質のやや多孔質な岩石で， 一般に斑晶が少く， 僅かに 1 mm 前後の斜長石斑晶が認められる。
鏡下では， 斑晶として斜長石のほか， まれに普通輝石・磁鉄鉱が認められる。 斜長石は普通 0.5～1.0 mm で， まれに 2.0 mm に達するものもある。 普通輝石は 1.0 mm 以下で， いずれも新鮮である。
石基はガラス・斜長石・輝石・鉄鉱からなり， 毛氈状組織を示す。
層厚 : 本層群は白符川の流域で約 1,500 m を有するが， 本地域にはその最上部の約 100 m が露出する。
化石 : 本地域からは化石が発見されないが， 本層群全体を通じて， 泥質相の発達する部分からは Makiyama や魚鱗化石を普通に産する。 このほか， 秦（1973b）によると Liquidambar を伴う台島型花粉化石群と， Modiolus sp., Venericardia siogamaensis, Gloripallium crassivenium, Nemocardium sp. などの貝化石の産出が報告されている。 また， 秋葉ほか（1966）によって Hopkinsina morimachiensis, Gyroidina orbicularis, Globobulimina pupoides など西黒沢層に特徴的な有孔虫化石の産出が述べられている。
対比 : 本層群は， 岩相・産出化石および層序関係が訓縫層群の模式地の一つとされる 長万部町 国縫から今金町 美利加 [ ← 美利河 ? ] 付近に発達する訓縫層群に良く似ており対比される。 本州の津軽半島との関係は， 近年おこなわれた青函トンネル開発計画の基礎調査でも明らかにされたように， 冬部 層あるいは冬部層と指交関係にある 竜飛 安山岩類に対比される（佐々・伊崎（1961）; 伊崎（1962）; 佐々（1969・1972））。
本層群は， 門の沢化石動物群・西黒沢層に特徴的な有孔虫化石および 台島型化石植物群に相当する花粉化石を産し， かつ， Miogypsina - Operculina を含む大安在川層におおわれているところから， その地質時代は中新世中期と考えられる。
本層群は松前半島地域において訓縫層群以下の地層を不整合におおい， 鶉 層（知内地域のイデス川層および上磯地域の 富川 層と同層準と考えられ， 瀬棚 層に対比される）に不整合におおわれる一連の堆積輪廻をしめす海成層に対し， 秦・山口（1969）が命名・定義したものである。 長尾・佐々（1933・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， 岩相・岩質の特徴によって， 下位から大安在川層・木古内層・厚沢部層および館層に区分されている。 最下位の大安在川層は地域北方の福島川上流以北地域に分布し， 本地域には分布しない [ 以下の [注] 参照 ] 。 また， 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・鍵層によって従来の八雲層・黒松内層を下位から木古内層・厚沢部層・館層と区分した。
本層群は， 最下部の大安在川層からは Miogypsina - Operculina をはじめとする中新世中期を指示する多くの化石を産し， また， 木古内層～厚沢部層からは 北海道の中新統上部に一般的な Cyclammina - Haplophragmoides - Martinottiella 群集を普遍的に産する。 さらに， 植田・鈴木（1973）は 木古内層の基底部に発達する海緑石砂岩の海緑石および 層状マンガン鉱床（知内川支流の住川の木古内層の基底に発達する） に伴うセラドナイト [ celadonite（セラドン石） ] について K - Ar 年代測定をおこない， それぞれ 9.6 m.y.， 11.8 m.y. の値を報告している [ 以下の [注] 参照 ] 。
命名 : 秦光男・山口昇一（1969）
模式地 : 本地域の北方の木古内町 木古内川流域
分布 : 地域西部の福島市街の西方， [ 本図幅の西方 ] 域外の大千軒岳地域の東縁から本地域の西縁にかけて 巾約 1.0～1.5 km で南北方向に帯状に分布し， その南端が福島市街から日向海岸にかけて露出している。
層序 : 本地域周辺では， 前述したように， 桧山層群の基底の大安在川層が発達していないため， 訓縫層群を直接 本層が不整合におおっている。 福島地域で吉村（1960）は訓縫層群と八雲層との関係を整合としているが， 本調査結果から不整合関係と認められるので， 第 1 表の対比表では筆者の考えに基づいて表現してある。 下位の訓縫層群との累重関係は， 白符川の河口から東方へ約 450 m の国道筋および 地域外西方の国鉄 松前線の白符川鉄橋の上流の右岸で観察できる。 いずれも 本層の基底部に厚さ 50～100 cm の海緑石に富んだ 灰色砂質シルト岩あるいは灰色凝灰質細粒砂岩が発達し， これが訓縫層群の青灰色～帯緑青灰色の凝灰岩層をおおっている。 両層は構造的に平行しており， 基底面が僅かに凹凸を示す程度であるが， 広域的な累重関係から平行不整合関係にあると考えられる。 なお， 国道筋の露頭は道路改良工事のため現在は観察できない。
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 6 図参照）， 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。 模式地の木古内地域では， 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）が挾在するが， 北隣の知内地域の湯の里複向斜の西翼部では明らかでなく， 本地域でも確認することができなかった。 本地域で比較的連続して露出がみられる日向海岸では（第 7 図参照）， 上部が灰色塊状硬質頁岩と灰色泥岩の互層， 中部から下部にかけて徐々に板状層理が発達し， いわゆる板状硬質頁岩の様相を示す。 また， ところにより黒褐色～灰黒色で， 極めて硬く， 珪質ないわゆる「黒帯状」を示す硬質頁岩が発達する。 凝灰岩層は一般に少いが， 中下部に厚さ 5～10 cm のガラス質凝灰岩を数層挾在している。 また， 団塊が全般的に含まれるが， 中部付近に多く， 層理面に沿って帯状に配列しているところがある。 硬質頁岩は風化面で乳白色あるいは赤褐色を呈し， 乳白色の部分には褐色の年輪状の縞模様のみられるものがある。 また， 板状層理の顕著なところでは層理に直交した割目が発達する。
本層の層厚は日向海岸で約 400 m， また， 地域北方の [ 知内もしくは大千軒岳図幅地域内の ] ノソべ川流域では約 450 m を有する。
本層は化石の産出が少く， 全般的に Makiyama を含む程度で， 貝化石は発見されなかった。
対比 : 本層は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）にほぼ相当し， 江差地域の江差層（角ほか， 1970）， さらに八雲地方に分布する模式地の八雲統（長尾・佐々， 1933）の下部に対比される。
命名 : 秦光男・山口昇一（1969）
模式地 : 桧山郡 厚沢部町 厚沢部川の上流
分布 : 本層は福島川の東方， 塩釜の沢流域から 館山 川流域に分布する。
層序 : 本層と下位の木古内層との累重関係は整合漸移である。 模式地および木古内堆積区の中心部では， 本層の基底に黒雲母を特徴的に含む凝灰岩層（木古内・知内地域の 瓜谷川 凝灰岩層）が発達し， これの基底をもって厚沢部層の基底としている。 しかし， 湯の里複向斜の西翼部ではこの凝灰岩層の存在が明らかでなく [ 以下の [注] 参照 ] ， したがって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。
岩相・層厚 : 本層は， 前述のように従来の八雲層・黒松内層の代表的岩相の中間漸移的岩相を示すもので， 下位の木古内層に較べ硬質頁岩の量が少くなり， 相対的に泥岩・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り， 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 [ = 泥岩砂質シルト岩互層と塊状砂質シルト岩 ] 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良く発達する知内地域で容易に認められるが， 本地域では総体的に地層が薄いため明瞭ではなく， とくに佐助沢部層の塊状砂質シルト岩層の発達がよくない。
本層は全般的に凝灰岩層を挾有するが， なかでも佐助沢部層の塊状砂質シルト岩層中に連続性に富んだ酸性凝灰岩層が認められる。
本層は塩釜海岸付近で約 540 m の層厚を有するが， 北部に漸次 層厚を増す傾向があり， 堆積盆の沈降量が最も大きいと考えられる地域北方の湯の里複向斜の中心部では 最大 1,400 m を有する。 第 8 図に本層の地質柱状図を示す。
化石 : 本層は全般的に化石が少いが， 泥岩層からは Cyclammina - Haprophragmoides - Martinottiella など 第 2 表に示すような有孔虫化石を普遍的に産する。 また， Makiyama は硬質シルト岩や最上部の砂質シルト岩層に多量に含まれ， 密集して産するところがある。 なお， 知内地域では最上部の砂質シルト岩層中に現地棲の産状を示す Lucinoma sp., Conchocele bisecta CONRAD, Solemya (Acharax) tokunagai (YOKOYAMA) などの貝化石を特徴的に含む層準があり， 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， 上磯地域の 茂辺地川 層の下部の泥質岩相（三谷ほか， 1965）および江差地域の江差層の上部に対比される。 また， 八雲地方で泥岩層を主とし硬質岩を挟む八雲統の上部から黒松内統の下部（長尾・佐々， 1933）に相当するものであろう [ 以下の [注] 参照 ] 。
分布 : 本層は， 第 5 図にしめされるように， [ 本図幅の北隣の知内図幅地域内で ] 木古内層の上位を占めて 湯の里 複向斜の西翼部に発達するが， 本地域では福島川流域に分布する沖積層 [ a ] におおわれて地表に露出しない。
岩相・層厚 : 本部層は 晴灰色のややしまった塊状の泥岩と やや板状層理の発達する硬質泥岩との 1.5～3 m 単位の泥岩優勢の互層からなっている。 泥岩は しばしば層理面に沿って葉理（ラミナ）をしめす。 風化すると淡灰色～灰褐色を呈し， 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挾在する。 凝灰岩は淡灰色～淡青灰色で， 風化すると暗緑～黒緑色を呈し， 細角片状に砕ける。 また， しばしば径 1 m 前後の球形の石灰質団塊が含まれる。
本層の層厚は地域内に露出しないため明らかでないが， 約 100～150 m と推定され， 北部に次第に層厚を増し， 域外北方の知内川本流では 180～190 m の層厚を有する。
分布 : 本層は， 第 5 図に示されるように， 札苅部層の上位を占めて本地域から [ 本図幅の北隣の ] 知内地域にかけて広く分布する。 本地域では月崎の沢および館山川流域と， 浦和・日の出地域に分布する。 塩釜断層の西側では南北方向の走向で東に傾斜する穏やかな構造をなすが， 東側では断層と貫入岩の影響で， やや複雑な構造を示している。
岩相・層厚 : 本層は， 前述したように岩相の特徴から， 知内および本地域において 下部の泥岩砂質シルト岩互層と 上部の砂質シルト岩層に２分される。 層厚は， 塩釜海岸で互層部が 150 m， 砂質シルト岩層が 170 m を有するが， 北部に向って砂質シルト岩層が層厚を増す傾向がある。
泥岩砂質シルト岩互層（As2） は札苅部層 [ As1 ] から漸移する。 硬質泥岩が粗く， 砂質となり， かつ板状の単層が 15～20 cm とやや厚くなる点が札苅部層とは異る。 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り， かつ層理が不明瞭となる。 硬質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がみられる。 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（ラミナ）が発達する。 風化すると淡灰色～灰褐色となり， ボロボロに砕ける。 砂質シルト岩に較べ分級が良く， 炭質物や軽石粒が少い。 また， 泥岩部には径 50～100 cm に達する扁平な団塊が含まれる。 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挾まれる。
浦和断層の東側に分布する本層は， 岩質的に泥岩優勢の札苅部層に似たものから， 後述する佐助沢部層の砂質シルト岩層 [ As3 ] に似たものまでが含まれるようであるが， 構造が複雑なため細分がむずかしく， 地質図ではすべて一括して取りあつかった。 浦和断層の東側の本層中に しばしば石英安山岩および輝石安山岩の岩脈が貫入しており， 本層が熱変質を受けて珪化し， 黒色あるいは帯紫灰白色となっている部分が認められる。
砂質シルト岩層（As3） は上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めだたなくなったもので， 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ぼく見えるところと， 細角片に砕ける泥質の部分とが互層する。 粒度の差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， 分級が悪い。 風化面では灰白色～灰色で砂っぼく， 塊状で割目が少ない。
本層 [ As3 ] には連続性に富む４層の凝灰岩層（K-1～4）が知内地域から本地域にかけて追跡され， 有効な鍵層となる。 本地域では最下位の K-1 が確認できないが， 上位３層（K-2～4）が塩釜海岸および館山川流域において認められる。
K-2 凝灰岩層 は館山川支流で観察される。 厚さ約 80 cm， 淡灰色～青灰色で級化構造を示し， 基底部に縞状の葉理（ラミナ）が発達する。 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している。 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-3 凝灰岩層 は月崎の沢の上流から館山川で認められる。 厚さ 1～1.5 m で， 産状は K-2 と似ているが， 有色鉱物に黒雲母のほか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， 塩釜海岸から知内地域のイデス川まで追跡され， 層厚も厚い。 塩釜海岸では約 4 m の層厚を有し， 下部 2 m は帯緑淡黄灰色で粗粒から細粒への級化構造を示し， 縞状で斜層理の発達するところがある。 中部約 1 m は白色の塊状細粒凝灰岩， 上部は灰色で， 次第に凝灰岩から凝灰質砂岩・砂質シルト岩へと変っている。 有色鉱物は K-3 に較べ少いが， 黒雲母が少量含まれる。
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， 小さく不規則な形態を示す団塊とが全般的に含まれる。
命名 : 秦光男・山口昇一（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 : 福島市街の東方の塩釜から浦和に至る海岸地域に， 南に開いた半盆状構造をなして分布する。
層序 : 下位の厚沢部層の砂質シルト岩層 [ As3 ] から漸移する。 すなわち， 厚沢部層の砂質シルト岩層が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シルト岩からなっている。 模式地の館地域では， 岩相の特徴から， 中部に発達する軽石質砂岩・軽石質凝灰岩層を挾んで， 下部の 四隅沢 部層・中部の 糠野 部層・上部の 須賀 部層に３分されている。 本地域では下部から上部までの岩質が均質で， 細分されない。
好露出のみられる塩釜海岸の本層は， 主として帯緑灰色の層理の乏しい珪藻質～凝灰質の塊状シルト岩からなり， 灰白色～白色の細粒凝灰岩層の薄層を頻繁に挾有している。 塊状シルト岩 [ 第 9 図 ] は一般に分級が悪く， 軽石粒・炭質物・黒雲母片などを含み， 比較的軟かい。 風化面で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葉理（ラミナ）がしばしば認められる。 乾燥すると灰白色で軽く， 吸着性が強い。 凝灰岩は厚沢部層の凝灰岩 [ K-2～4 ] と異り， 灰白色～白色を呈し， ガラスに富み， 一見「磨粉様」の外観を示す。 厚さは数 cm から 10 数 cm のものが多く， まれに数 10 cm に達するものがあるが， 1 m を越えるものはない。 一般に 2～3 m 間隔で挾在し， 走向傾斜の測定に有効である。 凝灰岩の単層内では級化構造を示し， 下盤側は常に明瞭な境界を示すが， 上盤側は漸移している。
本層は層理面に沿って石灰質団塊を挾有する。 浦和よりの本層の上部に当る付近には 厚さ 20～30 cm の泥灰岩帯（マールバンド [ marl-band ; marl（ 泥灰 岩）= 泥岩と石灰岩との中間的な岩石 ] ）が数層挾在し， 地質構造を知るうえで有効な手がかりとなる（第 10 図）。
本層は塩釜海岸で約 80～100 m の層厚を有する。
化石 : 本層には [ 第 3 表に示したような ] 海棲の珪藻化石を多産するが， 貝化石や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た Makiyama は僅かに認められるに過ぎない。
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Actinoptychus undulatus (BAILEY) RALFS
Auliscus caelatus BAILEY Arachnoidiscus ehrenbergii BAILEY Cocconeis scutellum EHRENBERG Coscinodiscus curvatulus GRUNOW C. excentricus EHRENBERG C. marginatus EHRENBERG C. radiatus EHRENBERG Denticula sp. Grammatophora serpentina (RALFS) EHRENBERG Melosira sulcata (EHRENBERG) KÜTZING Stephanopyxis turris (GREV. and ARIVOTT) RALFS Thalassiosira decipiens (GRUNOW) JORGENSEN |
対比 : 館層は塊状の珪藻質泥岩で特徴づけられ， 上磯地域の茂辺地川層の上半部， 渡島 三ツ石層（金谷・須鎗， 1951）および江差地域の館層に対比される。 また八雲地方の黒松内統上部にほぼ相当するであろう。
命名 : 秦光男・山口昇一（1969）
模式地 : 上磯郡 知内町 涌元 ～ 小谷石 海岸および松前郡 福島町 岩部 海岸 [ ← 涌元・小谷石・岩部はいずれも本図幅の北隣の知内図幅地域内の地名 ]
分布 : [ 本図幅の北隣の知内図幅地域内の ] 知内火山岩類の分布地域の南西部を占めて， 本地域東部に分布し， 板橋沢・日の出沢および日の出東方海岸に好露出が認められる。
層序 : 知内火山岩類と下位層との関係は， 本地域では厚沢部層を直接不整合におおっているが， 知内地域の 宿部 川およびイデス川ではイデス川層から整合漸移している。
厚沢部層との累重関係は板橋沢・浦和の沢付近・日の出沢および日の出海岸で観察される。 板橋沢および浦和の沢付近では知内火山岩類最下部に発達する浦和石英安山岩が， また後者の２地点では 浦和石英安山岩の上位の安山岩質火山角礫岩が厚沢部層を傾斜不整合におおっている。 浦和の東方の独立標高点 302 m 峯の北方の小沢（浦和の沢付近）の最上流では， 第 11 図に示すように， ほぼ NE - SW の走向で SE に 40°内外傾斜する厚沢部層の硬質シルト岩層 [ ← 厚沢部層 佐助沢部層の泥岩砂質シルト岩互層（As2）? ] を浦和石英安山岩の基底部に発達する火山角礫岩層 [ ← Sv0 ? ] が明瞭な構造差をもってほぼ水平におおっている。 また， この火山角礫岩層は， 館山川流域で厚沢部層の塊状シルト岩 [ ← 厚沢部層 佐助沢部層の砂質シルト岩層（As3）? ] を傾斜不整合におおっている。
さらに， 日の出海岸の独立標高点 302 m 峯の南麓では， 第 12・13 図に示すように， 60～80°と急斜する厚沢部層に斜交して浦和石英安山岩が接している。 この付近では浦和石英安山岩が溶岩円頂丘状の産状を示すため， 浦和の沢付近や板橋沢にみられるような関係と趣を異にし， 火山角礫岩が発達しない。 ここでは接触部の溶岩と厚沢部層の泥岩が巾 1 m に亘って角礫状化し， 厚沢部層に石英安山岩が貫入しているように見受けられる。 しかし， 接触部のシルト岩は角礫状となっているが， 熱変質は受けていない。 このことは観察地点付近が噴出火道からやや離れているためと考えられる。
日の出沢の中流および日の出の東方の海岸では， NE - SW 走向で 40～50°SE の傾斜をしめす厚沢部層を 安山岩質火山角礫岩層がほぼ水平におおっているのが観察される。
岩相 : 知内火山岩類は正常堆積岩類がほとんど挾在しないため， 地質構造の把握がむずかしく， 従って， 異なった岩質相互間の関係を明らかにすることが困難である。 ここでは野外観察の結果をもとに， 知内地域を含めて， 下部に発達する浦和石英安山岩 [ Sv0 と Sv1 ] ， 中部の輝石安山岩質溶岩 [ Sv2 ] ， 同質 火山角礫岩 [ Sv3 ] ， 同質 角礫凝灰岩および上部の丸山安山岩溶岩に区分した。
このうち角礫凝灰岩と丸山安山岩溶岩は本地域には分布しない。
これらの火山岩類相互間の関係を知ることは既述したようにむずかしいが， 分布および 2， 3 の露頭観察から推察すると， 知内火山岩類の活動初期には 比較的酸性の浦和石英安山岩（角閃石石英安山岩）の噴出がおこなわれ， ついで火山角礫岩や角礫凝灰岩を伴う輝石安山岩質の活動があり， 最後にやや基性の溶岩を主体とする丸山安山岩溶岩（輝石安山岩）の噴出があって， 岩質的に酸性からやや基性へと推移したことがうかがわれる。
化石 : 本地域からは化石が発見されないが， 板橋沢の中流の火山角礫岩の中の凝灰質砂岩に貝殻破片が含まれている。 しかし， 属種の同定できるものが発見されず， また， 有孔虫化石についても抽出できなかった。 なお， 知内地域のコロナイ川の上流の標高約 400 m 地点の知内火山岩類中のシルト岩から Chlamys sp. が発見されている。
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い。 しかし， 西南北海道の標準層序の黒松内層に対比される館層を明瞭な傾斜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と考えられるイデス川層の岩相が 富川 層（三谷ほか， 1965）あるいは 鶉 層（秦・山口， 1969）に近似しているなどの点から， 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。 また， 最近になって山岸ほか（1976）によって岩内 [ ← 積丹半島の南部の岩内郡 岩内町の市街地 ? ] の南部 [ ← 岩内図幅地域の西隣 ] 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。
本岩は本地域に分布する知内火山岩類の主体をなすもので， 松前郡 福島町 板橋沢流域を模式地として発達する。 基底部に同質の火山角礫岩を僅かに伴い， 溶岩を主体としている。
火山角礫岩（Sv0） は浦和の沢・板橋沢および館山川流域で認められる。 浦和の沢では厚さ数 m から 10 数 m で， 礫の大きさが径 1～5 cm の厚沢部層の泥岩角礫と角閃石石英安山岩角礫からなり， 下部は泥岩礫が多いが， 上部に石英安山岩礫が優勢となり， ついに溶岩に移化している。 膠結物は凝灰岩～凝灰質砂岩で， 角閃石結晶を特徴的に含んでいる。 板橋沢から館山川では火山角礫岩がやや厚く， 10 数 m から数 10 m に達し， 角礫も浦和の沢に較べ大きい。 また， 凝灰質砂岩や凝灰岩を挾有し， 乱堆積（スランピング）構造を示すところがあり， ときには厚沢部層の泥岩の巨礫を伴っている。
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極めて良く発達するところが板橋沢の下流に認められる。 また， 独立標高点 302 m 峯の南麓では安山岩質の捕獲岩が多く含まれている。 本岩は灰色～青灰色を呈し， 極めて粗粒で， 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。
鏡下では， 斑晶として斜長石・角閃石・石英・普通輝石が認められる。 斜長石は普通は長径 1～2 mm， まれに 4 mm に達するものがある。 一般に新鮮であるが， 一部に「虫喰い状」を呈するものがある。 角閃石は緑色 角閃石で， 長径 1～2 mm 前後のものが多く， 周辺部にはオパサイト縁のできているものがある。 石英は 1～2 mm で， 一般に円味を帯び融食を受けている。 普通輝石は量が少く小さい。
石基はガラスを主とし， 少量の斜長石と鉄鉱からなり， 一般にガラス基流晶質を示すが， 噴出火道に近いとみられるところでは結晶作用がいちぢるしく， ガラスが少く， 等粒状の徽細な石英と鱗珪石からなっている。
本岩は本地域ではほとんど変質作用を受けていないが， 板橋沢の中流では節理に沿って弱い温泉変質を受けた部分が認められる。
本溶岩は知内火山岩類の主体をなすもので， 北方の知内地域に広く発達し， その一部が日の出沢の北東の山地を構成して分布している。 紫蘇輝石普通輝石安山岩質で， 一般に柱状節理の発達する緻密な溶岩からなるが， ところにより水冷破砕岩を伴っているところがあり， その顕著なものは地域の東方の [ 知内図幅地域内の ] 岩部 海岸に認められる。
溶岩は一般に黝色～帯緑黒色を呈し， 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， 緻密 堅硬である。
鏡下では， 斑晶として斜長石・普通輝石・紫蘇輝石および鉄鉱が認められる。 斜長石は長径 0.5～1.5 mm の短柱状のものが多く， 清澄である。 普通輝石は斜長石に較べて少く， かつ小さい。 自形をしめすものが多く新鮮である。 紫蘇輝石および鉄鉱は 0.2～0.5 mm と細粒で量は少い。
石基はガラス・短冊状の斜長石・粒状の輝石類および鉄鉱からなり， ガラス基流晶質を示している。
本溶岩は地域内では変質作用を全く受けていないが， 域外の [ 知内図幅地域内の ] 女郎岬 の沢の上流から岩部川の中流にかけては著しい温泉変質作用を受け， 粘土化しているところがある。
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火山角礫岩で， 地域内では浦和石英安山岩の上位に発達し， 日の出沢の流域から日の出の東方の海岸に厚沢部層 [ ← As2 ? ] を傾斜不整合におおって分布する。
日の出の東方海岸にみられる火山角礫岩は やや粒径の揃った安山岩と新第三系の泥岩角礫からなり， 葉理（ラミナ）をしめす凝灰質砂岩を伴っている。 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。 角礫は紫蘇輝石普通輝石安山岩のほか， 角閃石石英安山岩・黒色のガラス質安山岩など種々の岩質のものがある。 膠結物は灰色～灰褐色の凝灰質砂岩からなっている（第 14 図参照）。 この火山角礫岩の連続とみられるものが板橋沢の中流に分布し， ここでは火山角礫岩と凝灰質砂岩とが互層し， 北方に向って正常堆積岩が優勢となる傾向がみられ， 構造的に知内地域のイデス川層に連続するものと考えられる。 また， この凝灰質砂岩には貝殻破片が多数含まれており， 海成層であることをしめしている。
溶岩円頂丘および岩脈は， いずれも厚沢部層・館層および知内火山岩類などを貫いて分布しており， 岩質的には角閃石石英安山岩と角閃石含有輝石安山岩とがある。 これらは知内火山岩類の活動と密接な関係をもつもので， とくに溶岩円頂丘を形成している角閃石石英安山岩は 浦和石英安山岩と岩質的に類似しており， 同時期の活動と推定される。
本岩は丸山を形成する溶岩円頂丘と， 浦和付近海岸および浦和・日の出間の小沢に小規模な岩脈をなして認められる。 浦和石英安山岩のなかには溶岩円頂丘として区別すべきものも含まれるようであるが， 地形的あるいは岩質的に区別がむずかしいので， 独立した山体を作る丸山のみを溶岩円頂丘として取り扱った。
丸山は円錐状の形体を示す典型的な溶岩円頂丘で， 館層 [ Ta ] を貫いており， 浦和断層沿いの板橋沢の支流で接触関係が観察される。 接触部の館層のシルト岩は巾約 30 cm に亘って破砕され， 幾分熱変質を受けて帯紫灰黒色化している。 また， 角閃石石英安山岩も巾 25～30 cm にわたって角礫状化している。
本岩は灰色～暗灰緑色を呈し， 短柱状の斜長石および長柱状の角閃石斑晶が目立ち， 粗粒の斑状構造をしめす。 また安山岩類の捕獲礫を多数含んでいる。
鏡下では， 斑晶として斜長石・角閃石・普通輝石・石英が認められる。 斜長石は長径 1～2 mm を普通とするが， まれに 3 mm に達するものがあり， 清澄で新鮮である。 角閃石は斜長石に較べて量が多いが小さく， 0.5 mm 前後のものが普通で， まれに 2 mm に達するものがある。 淡緑から緑色に変る弱い多色性があり， 自形を示すものが多い。 石英・普通輝石はまれでかつ細粒である。
石基は微細な粒状の石英， 短柱状の斜長石， ガラスと少量の輝石・鉄鉱からなり， 等粒状の構造を呈する。
岩脈は普通は巾数 10 cm から数 10 m におよぶものまであり， 厚沢部層の泥岩シルト岩互層 [ As2 ] を貫いている。 地質図に図示したものは数カ所に過ぎないが， 浦和から日の出間の小沢では厚沢部層が広範囲に亘って熱変質を受けて珪化し， 黒色あるいは脱色して灰白色を呈しているところから， 図示した以外にも岩脈の存在することがうかがわれる。 したがって， この地域の地下深部には石英安山岩の大きな岩体があって， それから分岐し， 貫入しているものと推察される。 そのために厚沢部層が擾乱し， より構造が複雑化しているものと考えられる。
貫入関係の最も良く観察できるのは板橋沢の沢口の東方の海岸の民家の裏で， 第 15 図に示されるように， 厚沢部層の泥岩中に巾約1mの石英安山岩が岩床状に貫入し， 周囲の泥岩が破砕され， 熱変質を受けて黒色珪化している。
[ 岩脈の ] 岩質は溶岩円頂丘を作る角閃石石英安山岩と同質である。
本岩は日の出の東方の海岸の 女郎岬 付近の３地点において認められ， 日の出寄りの２地点は厚沢部層 [ As2 ] を， また女郎岬では知内火山岩類の火山角礫岩 [ Sv3 ] をそれぞれ貫いている。 岩体は海岸に沿っていずれも巾 100～200 m の大きさで， 見事な柱状節理が発達し， 海岸にそそりたっている（第 16 図参照）。 接触面は一般に垂直で， 周囲の地層が巾数 10 cm に亘って破砕され， 弱い熱変質を受けて珪化している。 特に厚沢部層の泥岩は接触部から数 m に亘って色が黒色に変り珪化している。
本岩は帯緑暗灰色～灰緑色を呈し， 完晶質岩のような外観を示す。 長径 2 mm 前後の輝石斑晶の目立つ堅硬な岩石である。 輝石類の多くは暗緑色を呈し， 緑泥石化している。
鏡下では， 斑晶として斜長石・普通輝石・紫蘇輝石・角閃石が認められる。 斜長石は長径 1～2 mm で新鮮である。 普通輝石は紫蘇輝石に較べ量が多い。 いずれも長径 0.5～1.0 mm の短柱状で， 半自形を呈するものが多い。 また周縁部が緑泥石に変っているものがある。 角閃石は輝石類に比較して少く， 半自形を呈し， オパサイト縁が形成されている。
石基は短柱状の斜長石と少量の鉄鉱および緑泥石からなり， ガラスがなく等粒状の構造を呈する。
本地域に分布する第四系は海岸段丘堆積物， 沖積層および崖錐堆積物からなる。
海岸段丘堆積物は日向海岸および塩釜海岸に発達する海岸段丘を構成するものである。 段丘面は標高 20 m と 60 m の２段が認められ， 日向海岸では低位の段丘面のみが存在する。 堆積物の観察できるのは低位の段丘面で， 厚さ約 10 m を有し， 径 10～20 cm の安山岩円礫からなり， 砂質粘土で膠結されている。
沖積層は福島川流域に分布する。 現河川の氾濫源堆積物で， 巾約 1 km に亘って発達している。 館山川の合流点付近では厚さ約 10 m を有し， 新第三系堆積岩の角礫を主とする砂礫からなっている。 また， 福島川の河口付近では 40 m にも達する厚層をなし， 松前層群に由来する古期岩や新第三系の火山岩礫を伴う砂礫および砂からなっている。
崖錐堆積物は浦和および日の出付近の山麓の緩斜面を形成して発達するが， 分布が狭いため地質図上には図示しなかった。 浦和石英安山岩や輝石安山岩溶岩 [ A ] に由来する岩塊と土砂からなっている。
本地域は， 第 5 図に示されるように， 大千軒岳 隆起地塊の東側に位置し， 東傾斜の単斜構造をなして発達する新第三系の上部の分布地域で， 地質構造的には木古内堆積区の南西縁に位置する。 本地域の地質構造の特徴は， 桧山層群とイデス川層・知内火山岩類との間に著しい構造差がみとめられ， かつ塩釜断層を境にして東西に２分されることである。 西側は湯の里複向斜の西翼の延長部にあたり， 一般に南北方向の走向で， 東に 15～30°傾斜する穏な構造を示している。 ただし， 館山川の入口付近や日向の西方には局地的な小褶曲構造が認められる。 日向の西方の小褶曲構造は地表においては把握できないが， 空中写真によれば 海岸沿いの波食台に明瞭な盆状構造を知ることができる（第 2・3 図参照）。 塩釜断層の東側は， 浦和断層との間に海岸に沿って南に開いた緩い半盆状構造があり， さらに館山川の中流には， この半盆状構造に衝上したようなかたちの背斜構造がみられる。 浦和断層の東側は， 断層構造と浦和石英安山岩の噴出および貫入岩の影響で， 厚沢部層の擾乱が著しく， 一般的な地質構造の方向性を知ることがむずかしい。 一方， 知内火山岩類はほとんどその影響を受けずに， ほぼ水平に厚沢部層をおおっている。
主要断層は塩釜断層と浦和断層で， いずれも東方から西方への衝上断層である。 このほか塩釜断層以東の地域には断層破砕帯が多く認められるが， ほとんどが N 40～70°W 方向を示すもので， 主要断層の活動と密接に関連しているものと考えられる。 これら断層の主な活動時期は桧山層群の堆積後， 知内火山岩類の堆積前であるが， 知内火山岩類にも影響を与えていることから， その後も弱線に沿って再活動または継続的に活動していたものと考えられる。
本地域には 骨材資源の対象となる火山岩類が東部地域に分布するほかは 資源的価値のあるものが見当らない。 骨材資源の対象となるのは女郎岬付近に分布する角閃石含有輝石安山岩の岩脈であるが， 海岸に面していることと， 付近が自然公園特別地域に指定されていることなどから開発はむずかしい。 浦和以東の地域は， 地形の項でも述べたように， 急峻な山稜が海岸までせまっており， 浦和・日の出などでは谷合の狭いところに民家が集中している。 これら民家の近くには未固結の崖錐堆積物からなる山麓緩斜面が発達している。 これが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。 近年， 女郎岬の東方の知内町の 小谷石 において， 集中豪雨により崖錐性の堆積物が土石流となって流出し， 大きな被害をもたらしている。 浦和以東の地域には小谷石地域と類似した地質条件があり， 防災上十分に注意することが必要であろう。
QUADRANGLE SERIES
SCALE 1 : 50,000
Sapporo（4） No. 93
By Shōichi YAMAGUCHI (Written in 1976)
The mapped area is situated in the southern part of the Matsumae Peninsula, Hokkaido and located at the north-western corner of the quadrangle between latitude 41°20'～41°30' N and longitude 141°15'～141ﾟ30' E.
The area of this sheet map, according to the tectonic division of Japan, is situated in a part of the northern extension of "Green tuff" region corresponding to the Inner Zone of North-east Japan. The area is geologically composed of sedimentary and volcanic rocks of Neogene - Tertiary, and Quaternary terrace deposits and alluvium.
The geological sequence of the region including this area is shown in Tablel 1.
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The Late Carboniferous Matsu-mae Group which is the basement of Neogene - Tertiary is not exposed in the mapped area. Among the Neogene, the basal formations (Fukuyama and Yoshioka Formations), and the lower-most of the Hiyama Group (Ōanzai-gawa Formation) and Pliocene sedimentary facies (Idesu-gawa Formation) are also not distributed in this area.
The Kunnui Group develops extensively in the sorrounding region lying on the Yoshioka Formation with the unconformable relation, and its extension is distributed narrowly in the south-western part of this area. It is composed of tuff, volcanic breccia and andesitic lava, and is characterized by the so-called "Green tuff" facies.
The Hiyama Group is lithologically divided into Ōanzai-gawa, Kikonai, Assabu and Tate Formations. These formations are composed of marine muddy sediments accumulated continuously through an extensive transgression occurred in middle to late Miocene, and the subordinate basal facies of coarse-grained sediments which is the Ōanzai-gawa Formation. The Kikonai Formation resting on the Kunnui Group with unconformity is distributed in the south-western part of this area. A tuffaceous sandstone containing glauconite grains develops in the basal part of this formation, and the main part is alternation of dark grey hard shale and soft mudstone having an aspect of accumulation of many thin plates. Throuhout the formation, calcareous nodules are well reserved, while Makiyama and arenaceous foraminifera are included in a little amount. The change of lithofacies from the Kikonai Formation to the Assabu Formation is gradual. Its lower part is the alternation of grey mudstone and hard shale or siltstone, and its upper part is grey massive sandy siltstone intercalating a remarkable amount of tuff layers. Fossils are contained more abundantly than in the Kikonai Formation. They have a large amount of arenaceous foraminifera in its lower part, and Makiyama and fossil shell in its upper part. Lithologically the Tate Fotmation changes gradually from the Assabu Formation. It is diatomaceous massive siltstone with intercalations of thin beds of white glassy fine tuff and calcareous marl bands. Fossils are poorer than in the Assabu Formation, and Makiyama and foraminiferal fossils are rarely found.
The Shiri-uch Volcanics develop extensively in the northeastern part of this area and rest unconformably on the Assabu Formation. They are the products of volcanic activity contemporaneously with the deposition of the Idesu-gawa Formation. They are composed of hornblende dacitic and pyroxene andesitic lavas and volcanic breccia. Furthermore, hornblende dacitic lava-dome and pyroxene andesitic dikes occur in this volcanic area.
Quaternary deposits are coastal marine terrace deposits and alluvium along the Fukushima River.
A remarkable difference of geologic structure between the Hiyama Gronp and the Shiri-uchi Volcanics is recognized in this area. The Hiyama Group shows monoclinal dipping 15～30°E in the area west of the Shio-gama Fault, and the folding structure complicated by the influences of fault movement and intrusion of dike rocks in the east. The Shio-gama and Urawa Faults are notable, for either have characteristics of thrust fault moving westwards.
昭和 52 年 3 月 15 日 印刷 昭和 52 年 3 月 22 日 発行 著作権所有 工業技術院 地質調査所 (C) 1977, Geological Survey of Japan