02045_1957

５万分の１地質図幅説明書

# 音別

（釧路 第 45 号）

工業技術院 地質調査所 併任 [ 元 通商産業技官 ]
北海道大学 助教授 棚井敏雅

北海道開発庁

昭和 32 年

    目次

    I. 地形および交通
    I.1 地形
    I.2 交通
    II. 地質
    II.1 地質概説
    II.2 白亜系
    II.3 古第三系
    II.3.1 浦幌層群
    II.3.1.1 留真塁層
    II.3.1.2 雄別累層
    II.3.1.3 舌辛累層
    II.3.1.4 尺別累層
    II.3.2 音別層群
    II.3.2.1 茶路累層
    II.3.2.1.1 大曲砂岩層
    II.3.2.1.2 茶路游泥岩層
    II.3.2.2 縫別塁層
    II.3.3 浦幌・音別両層群の化石と地質時代
    II.4 新第三系
    II.4.1 厚内層群
    II.4.1.1 直別累層
    II.4.1.2 厚内累層
    II.4.1.3 白糠累層
    II.4.1.4 厚内層群の化石と地質時代
    II.5 第四系
    II.5.1 湖成層
    II.5.2 段丘准積層
    II.5.3 その他
    II.6 地質構造
    II.6.1 褶曲構造
    II.6.2 断層
    II.6.2.1 走向断層
    II.6.2.2 斜交断層
    III. 応用地質
    III.1 石炭
    III.1.1 概説
    III.1.2 炭鉱各説
    III.1.2.1 尺別炭鉱
    III.1.2.2 旧太平抗
    III.2 石油
    III.3 砂利
    文献

    Abstract (in English)

1 : 50,000 地質図幅説明書

# 音別

（釧路 第 45 号）

本図幅は北海道開発庁の委託によって作成されたもので， 野外調査は昭和 29 年 8 月から 11 月までと， 30 年 9 月から 11 月までとの 2 回にわたり， 延 120 日間にわたって行われた。

なお， 昭和 29 年度においては， 地質調査所佐藤茂技官が 約 10 日間にわたって一部の地域の野外調査に協力した。

本図幅は原地形図にいちじるしい地形上の誤差が多いので， 全地域にわたって空中写真を利用して調査を行った。 なお， 霧里 むり 川北部の地域は三菱鉱業株式会社によって， およびそれから南部の地域の一部分は雄別炭砿鉄道株式会社によって， それぞれ 空中写真から図化された５千分の１地形図を利用して調査することができた。 これら両会社の厚意に感謝する。

また， 本調査に際しては野外およびその後の室内作業において 東京大学理学部飯島東氏の協力をうけ， 動物化石の大半については 北海道大学理学部魚住悟および藤江力両氏の鑑定をわずらわした。 調査の前後を通じて北海道大学佐々保雄教授からは多くの助言と批判を戴いた。 これらの方々に厚く謝意を表する次第である。

## I. 地形および交通

### I.1 地形

本図幅地域は東部北海道の太平洋に面した海岸地帯に位置し， 釧路・十勝両国の境界をなす山脈の最南端部の東側を占める地帯にある。 図幅の西北部の地域はその構成岩石によって， その他の地域よりも一般に高い山系地帯となっているが， 概して 270～390 m の高さを有するにすぎない。 音別 おんべつ 川以東および 尺別 尺別 川中流以南の流域の大部分は， その構成岩石の軟弱なためにいずれも 120 m 以下の低夷な地形を呈している。 すなわち大観すれば， 西北部から東南部に向って -- 海岸地域に向って漸次低くなる地形を呈する。

### 図版 1 尺別炭鉱附近の地形（炭鉱社宅街から北方を望む）

図幅西部の山系は釧路国境にほぼ平行して北北東 - 南南西に走るが， 東部の山系はこれらの山系から分岐して北北西 - 南南東方向に走っている。

図幅地域の東部には音別川が大きく蛇行しつつ， ほほ南北または北西 - 南東に流れる。

このほか, 直別 ちょくべつ 川・尺別川および霧里川（音別川の支流）はいずれも蛇行しながら， ほぼ北西 - 南東方向に流れている。 これらの水系は， その大半がいずれも地層の分布方向と直交または大きく斜交するように発達する。

音別川を除いてはいずれも水量に乏しく, ことに乾燥期における渇水はいちじるしい。

水系が古第三系の 留真 るしん ・ 舌辛 したから 累層の分布地域を流れる場合は， 滝を形成することが多いが， 2～4 m の高さの小規模のものが大半で最高 6 m 内外にすぎない。 音別川・尺別川および直別川の流域には数段の河岸段丘が発達しており， ことに音別川下流のものは顕著である。 海岸線は北東 - 南西方向にほとんど直線的に走り， 海岸の低夷地帯には数段の海岸段丘が見事に発達する（図版 2）。 海岸線に沿って， わずかながら砂浜も発達するが， ことに音別川河口附近には砂洲も認められる。

### 図版 2 図幅東部地域C海岸段丘（音別市街地から東方を望む）

### I.2 交通

本地方は北海道においても開発が比較的に遅れ交通の発達はよくない。 本図幅地域内の鉄道は， 海岸線にほぼ平行に走る根室本線と， 尺別駅から尺別川に沿って尺別炭砿に通ずる炭砿鉄道とがある。 また， 道路の主なものとしては， 根室本線にほぼ平行して海岸沿いに通ずる道路と， 音別川に沿って音別市街地から二股を経てさらに北へ通ずる道路などであり， これらはいずれも自動車の通行が可能である。 このほか， 直別川・尺別川および 馬主来 ばしくる 川に沿って自動車の運行が一部可能な道路もある。 しかし， 道路は一般に悪く降雨によって泥濘化することが多く， また， 河川の氾濫による水害も少くない。

## II. 地質

### II.1 地質概説

本図幅地域内に分布する地層は白亜系， 古第三紀の 浦幌 うらほろ ・音別層群， 新第三紀の 厚内 あつない 層群および第四紀の段丘堆積層と沖積層とである（第 1 表）。

### 第 1 表 層序表

白亜系は本図幅の西北端にごくわずかに分布するにすぎず， 主として粗粒游泥岩からなり， まれに砂岩層を挟有する。 これを不整合に蔽って含炭層である浦幌層群が発達し， 霧里川や 常室 とこむろ 川上流地域・チャンベツドームおよび尺別ドームの中核部に分布する。

浦幌層群は佐々保雄によって下位から 別保 べつぽ ・ 春採 はるとり ・ 天寧 てんねる ・ 雄別 ゆーべつ ・舌辛および尺別の６累層に分けられているが， 本地域では下半部の別保・春採・天寧の３累層を分けることは， それらの層相からは困難なために一括して留真累層として取吸うことにする。 浦幌層群の下半部は礫岩の発達がいちじるしく， 砂岩層や游泥岩層も挟有する。 上半部は主として砂岩層と游泥岩層との互屑からなり， また， 礫岩層もやや発達し多くの炭層が挟在されている。

音別層群は微弱な平行不整合をもって浦幌層群を蔽い， 主として上記の各ドーム地域の外廓部に広く分布して， 本図幅陸域部の約２分の１近くの面積を占める。 下位から 茶路 ちゃろ および 縫別 ぬいべつ の２累層に分けられ， 最下部に砂岩が発達するが， それから上部はほとんど游泥岩からなり， 薄い砂岩層を挟有するにすぎない。 また， 全層を通じて多くの海棲動物化石を含んでいる。

厚内層群は本地域では古第三系を平行不整合に蔽い， 古第三系の東南部すなわち海岸寄りの低夷地帯に広く分布している。 下位から直別・厚内および 白糠 しろぬか の３累層に分けられるが， 佐々のいわゆる 知床 しれとこ 層鮮にほぼ相当する。 下部にはいわゆる硬質頁岩が発達して砂岩と互層し， 上部には凝灰質游泥岩が発達して砂岩と互層する。 全層を通じて多くの浮石粒を含む凝灰質岩に富み， 基底部には集塊岩質礫岩または角礫質砂岩を有することが多い。 また， 本層鮮には海棲貝化石を産出するほか， Sagarites や有孔虫も多く認められる。

第四系は 海岸地域や主要河川に沿った地域に分布する 新・旧段丘堆積層および湖成層などがある。

本図幅地域においては， 波状褶曲の繰返しと配列するドーム構造が発達し， また， これらを切断する多方向の断層によって比較的複雑な構造を示している。 これら各地層の一般走向や褶曲・断層などの性質は 釧路炭田西部における構造的特徴に大体一致している。

### II.2 白亜系

白亜系は本図幅地域における最古の地層で， 第三系の基盤岩をなし， 後者によって緩傾斜の不整合をもって蔽われている。 本図幅内においては， 北西端部すなわち 霧里川と常室川の上流地域にごくわずかに分布するにすぎないが， 北隣の上茶路図幅や北西隣の本別図幅地域には比較的広く分布する。

本図幅地域の白亜系の下限は明らかでないが， 図幅内においても層厚約 500 m を越え， 全層ほとんど層理に乏しい単調な游泥岩からなる。 稀には石灰質の竪硬な砂岩～砂質泥岩の薄層を挟むほか， 灰色を呈する堅硬な石灰質団球を含んでいる。

游泥岩は暗灰色～黝灰色を呈し， 黒色の小パッチを有すること多く， 一般に砂質である。 比較的風化に弱くて灰色～暗灰色の小角片に破砕し易い。 砂岩は帯緑暗灰色～灰色を呈し細粒～中粒である。 鏡下で検すると， 古期緑色岩（輝緑岩・輝緑凝灰岩など）・粘板岩の小粒と斜長石が最も多く， 石英・角閃石・輝石・緑泥岩などのほか， 珪岩・安山岩などの小粒も認められる。 これらはいずれも淘汰が悪く角粒のものが多い。

白亜系の游泥岩は， 上位の第三系の游泥岩に比べて一般に緻密・堅硬であり， また節理の発達もいちじるしい。 そして， 小角片lこ破砕し易いために， 大きな河川の沿岸地域においては概して露出に乏しい。

化石は一般に極めて少なく, 霧里川・常室川およびその支流の各上流地域の游泥岩から， わずかにつぎの動物化石を採集するととができた。

  Acila (Truncacila) hokkaidoensis NAGAO
  Nucula sp.
  Inoceran1us (?) sp.
  Propeamussium cowperi WAR. var. yubariensis YABE et NAGAO
  Dentalium sp.
  Terebratulina sp.
  Coral gen. et sp. indet.

この地域の白亜系はその層相と岩質から， 釧路炭田東部地域に分布する根室層群にほぼ相当するものと考えられるが， この西部地域の白亜系の層序が確立していない現在では， 詳細な対比を明らかにし得ない。 上述の貝化石からは地質時代は明らかでないが， 根室層騨の厚岸累層からは Inoceramus kushiroensis NAGAO et MATSUMOTO， I. shikotanensis NAGAO et MATSUMOTO， Gaudryceras striatum JIMBO などの産出が知られ 18), 21), 34) ， 厚岸塁層はヘトナイ世前期～浦河世最後期と考えられている。

### II.3 古第三系

本図幅地域に分布する古第三系は下位の浦幌層群と上位の音別層群とである。 浦幌層群は主として淡水成～瀕海成の地層で， 一部に海成層を挟有するが， 多くの炭層が挟在されこの地域の含炭層である。 音別層群は微弱なる不整合をもって浦幌層群に接し， すべて純然たる海成層からなっている。 浦幌層群はその含有化石から石狩炭田の石狩層群上半部（幾春別層以上）に， 音別層群は幌内層群にそれぞれ対比されている。

### 第 1 図 浦幌層群および音別層群下部の地質柱状図

#### II.3.1 浦幌層群

浦幌層鮮はいわゆる釧路炭田の含炭古第三系であるが， 古くは「下部第三紀層 1), 2) （含炭層）」として扱われ， その後炭田全域にわたる精査が進むに及んで 「浦幌統」または浦幌層群の名称が与えられた 4), 6), 7), 8) 。

本図幅地域の浦幌層鮮は全層厚 600～660 m を有するが， 炭田盆地の中心地域におけるものよりやや薄く， また一般に粗粒堆積物が発達している [ 以下の [注] 参照 ] 。 炭層を挟有する淡水～半淡水成層を主とし， 瀕海～浅海成層を挟み， 岩質および層相によって， 下位から留真・雄別・舌辛および尺別の４累層に分けることができる。

[注]
  浦幌層群の上半部に粗粒堆積物が多くなるのは， 釧路炭田においては上茶路図幅地域内の雄別ドームの背斜軸を境として それより西部の地域である。

#### II.3.1.1 留真累層

  模式地 : 浦幌町留真川の沿岸の崖（常室図幅内)， および霧里川上流の沿岸の崖

本累層は本図幅地域における第三系の最下位の地層で， 下位の白亜系とは明瞭な侵蝕函をもった不整合によって接し， 古第三系のいわゆる基底磯岩層にあたるものである。 主として， 図幅の北西端部と尺別ドームの核心地域に分布する。 本累層は釧路炭田東部および中心部地域における 「別保・春採・天寧累層」の３累層を合せたものに相当すると考えられる。 すなわち， 本図幅地域においては 標式地におけるような別保および春採層の岩質上の特徴が明瞭でなく， この地域全般を通じては識別し難いので [ 以下の [注1] 参照 ] ， 本図幅においてはこれらを一括して留真累層 [ 以下の [注2] 参照 ] として取扱うことにする。

[注1]
  常室川上流地域においては， 本層の基底部に近く春採層を思わせるような淡灰～灰色の砂岩層があり， また薄炭層も認められる。 しかし, これらは連続性に乏しく霧里川の流域やその北部の地域には認められない。 また. 最上部の礫岩の中には， いわゆる「天寧層」の特徴とする赤色珪岩礫も多<， いわゆる「別保層」の特徴を示していない。
[注2]
  留真層という名称は, かつて十勝・浦幌地域を調査した西田彰一（1936） 5) によって始めて使用されたものであるが, 本図幅のものとほぼ同じ内容である。

本累層は 300～350 m の厚さを有するが， その大半は礫岩からなり， 游泥岩や砂岩層を挟有する。 概して全層を通じて同じような層相を呈するために細分することは困難である。

しかし概観すると， 下部はほとんど礫岩からなりわずかに泥岩や砂岩層を挟み， 基底部に近く炭層～炭質頁岩層を数層有する部分がある。 中部は礫岩・砂岩および泥岩層の互層からなるが， やはり礫岩層が最も優勢である。 中部には数層の炭質頁岩層が挟在し， Dlyopteris kushiroensis TANAI (MS.), Metasequoia occidentalis (NEWBBERY) をはじめ多くの植物化石を伴って産出し， 浦幌地域や尺別ドーム地域を通じてよく認められるので， 一つの鍵層として有効であろう。 上部は礫岩の発達がいちじるしく， 多くの泥岩岩や砂岩層を挟有する。 また， 数層の白色～淡緑色凝灰岩 [ 以下の [注] 参照 ] を挟有し， これは多くの場合ベントナイト化している。

[注]
  この凝灰岩は鏡下では, 大部分が２次的な粘土鉱物に変わっているが, 斑晶として斜長石の假晶・黒雲母・ジルコンなどが認められるので, 斜長流紋岩質のものと考えられる。

本層の基底部の砂岩を鏡下で検すると， 斜長石が最も多く古期緑色岩や珪岩の微小片も普通である。 また， 石英・輝石・緑泥石・黒雲母などのほか， 赤色珪岩の微小片も認められる。 中部の植物化石を産する砂岩は鏡下では， 縛緑岩・縛緑凝灰岩などの古期緑色岩の微小片が最も多く， 斜長石・輝石・角閃石などがこれに次いでいる。 なお， このほか粘板岩・珪岩などの微小片および緑泥石やカリ長石も認められる。 上部の砂岩は緑泥石が最も多く， 斜長石・輝石・角閃石や赤色珪岩の小粒がこれに次ぎ， 石英・黄鉄鉱 [ 以下の [注] 参照 ] や粘板岩の微小片も認められるが， 古期緑色岩の小片は前二者に比し少ない。

[注]
  黄鉄鉱の存在は 本層上部に海水の影響が多少あったことを暗示するものかも知れない。 釧路炭田の東部の天寧層上部には海棲貝化石を産出することと考え合せると, 興味ある問題であろう。

本層中の礫岩の礫は拳大～卵大のものが多く， 人頭大のものも少なくなく， 礫種は赤色珪岩が最も多く， 黒色粘板岩・暗灰色砂岩がこれに次ぎ， 白色珪岩・輝緑凝灰岩・玢岩などもまた少なくない。 一般に雑色を呈するが， 赤色珪岩が目を惹くため暗赤色Iに見えることがある。

本層中の砂岩や泥岩は多くの場合， 暗緑色または暗赤色（小豆色） [ 以下の [注] 参照 ] を呈して非常に特徴的である。 ことに尺別ドーム地域よりも浦幌地域における本塁層中には， この暗赤色游泥岩層が非常に多く挟在し， 常室川本流においては厚さ 1～2 m のものが 20 数層認められる。

[注]
  暗赤色泥岩は釧路炭田においては浦幌地域に最もよく発達し， 東部になるに従って漸次減少する傾向がある。 また, これは 北九州炭田地帯に発達する赤崎層および大焼層の 「紫焦土」と呼ばれる紫赤色頁岩（Purplish shale） によく似ていることは興味深いことである。

#### II.3.1.2 雄別累層

本累層は本図幅地域における最も重要な夾炭周で， 下位の留真累層から漸移している。 この両累層の境界は不明瞭であるが， 留真累層中の礫岩が減少し， 炭層を挟有するに至る所をもって一応両層の境界とする [ 以下の [注] 参照 ] 。 本累層は主として図幅の西北端部における霧里川・常室川上流地域と， 尺別ドームの東翼および南縁部地域に分布する。 尺別ドームの北縁から西縁にかけては， 断層に切断されて地表にはほとんど露出しない。

[注]
  雄別塁層と「天寧層」との境界は 春採地区を除いては炭田西部全般を通じてみても不明瞭のことが多く、 かならずしも炭層の存否をもって境界をひくことはできない。 例えば釧路区域においては「天寧層」中に稼行しうる炭層が峡在する。 しかし, 両層の游泥岩は明瞭に異なった性質を示している。

本累層は 150～170 m の厚さを有し， 主として砂岩・游泥岩・礫岩および凝灰岩などからなり， 多くの炭層や炭質頁岩を扶有しでいる。

全層を通じて概観すれば粗粒堆積物が優勢であるが， 層相の側方変化は比較的に少ない。 本塁層を層相から３分すると， 下部は砂岩と游泥岩の互層からなり， 基底部に薄い凝灰岩層を伴う炭層を 2～3 層挟有する。 中部は砂岩がちで主として中～細粒砂岩が発達し， 暗灰色游泥岩の薄層をよく挟む互層である。 中部には凝灰岩を伴う２層の炭層が挟在し， この炭層は全地域を通じて追跡できるが， 雄別地区の稼行炭層である「雄別本層」に対比されている。 上部は一般に游泥岩が優勢であり， 砂岩を従とする両者の薄互層であるが， 最上部の厚さ 8～15 m の部分は層理明瞭な頁岩からなり [ 以下の [注1] 参照 ] , Corbicula を多数含んでいることが特徴的であり， また， 本地域における重要な稼行炭層が挟在する [ 以下の [注2] 参照 ] 。 上部における薄互層には， しばしば漣痕を有するものが多いのも特徴の一つといえる。

[注1]
  この頁岩の部分は厚薄の変化こそあれ， 全炭田を通じて認められ, 春採地区では清水頁岩層として独立させて扱われているが. また, 佐々は「双雲部層 31) 」として及扱うことができるとのべている。
[注2]
  この炭層は浦幌地区で「オサツプ層」， 尺別地区で「十二尺層」と呼ばれている。 この層準の炭層は炭田西部に発達するもので, 東方に向って次第に薄化し, 庶路区域では薄失する。 すなわち. この炭層は本図幅地域内において最も良く発達している。

全層を通じて， 菱鉄鉱質をおびた重い灰色の 中～細粒砂岩の薄層（レンズ状のことが多い）や団塊がしばしば認められ， これらは露頭面においては風化しで常に赤褐色～暗褐色を呈し， 侵蝕に抗して突出している場合が多い。

本累層の砂岩は上部のものを除いては， 一般に中～粗粒， 帯青灰白色を呈しアルコーズ質であり， 層理も明瞭で板状を示すことが多い。 鏡下で検すると， 斜長石・石英が最も多く， 緑泥石・カリ長石なども普通であるが， このほか珪岩・粘板岩や古期緑色岩の微小片も認められる。 泥岩は概して緻密であるがやや砂質をおび， 暗灰色～黒灰色を呈することが多い。 最上部のもの以外は比較的堅硬で板状をなす場合多く， 大体において数 cm～数 lO cm の厚さの砂岩層を挟んで両者の互屑となる。 最上部の頁岩は他に比して軟質で， 風化して小片に破砕し易い。 礫岩は赤色珪岩の細礫を多数含み， 留真塁層のものと全く区別することができない。

本累層中の炭層に伴つては， Metasequoia occidentalis， Tilia palaeojaponica TANAI (MS) をはじめ多くの植物化石を産出し， また， 本累層の中部には Mytilus・Ostrea・Margaritefera など， 上部には Corbicula・Ostrea などの淡水～汽水棲貝化石を含む。

#### II.3.1.3 舌辛累層

本累層はその上下を通じて多くの貝化石を含み， 瀕海～浅海堆積層と考えられ， 下位の雄別累層から漸移する。 後者の最上部の頁岩層の上位に 比較的粗鬆な中～粗粒砂岩の始まる所をもって本層の基底とするが， 時には両者が互層をなす所もある。 本図幅地域内における浦幌層群の中最も広い分布を有するが， 尺別ドームの周辺において最も広く, その他， 霧里川・常室川上流地域やチャンベツドームの核心部などにも分布する。

本累層は 140～150 m の厚さを有し， 主として游泥岩・砂岩・礫岩などからなるが， ことに砂岩と礫岩が優勢で両者の互層が全層を通じて発達する。 模式地の舌辛川上流はもちろんのこと， 雄別・庶路附近から東部の地域においては， 本累層はその層相から上・中・下の３部層に分けることができる。 しかし， その以西の地域はそれぞれの特徴を失い全層とも粗粒化し， 本図幅地域においては確然と３部層の境界をひくことが難しくなっている。

本累層の下部の厚さ約 60 m の部分は主として中～粗粒砂岩からなり， 多くの礫岩層を挟有して互層をなし， また， 両者とも偽葉理を示すことが多い。 砂岩は帯青灰色～淡灰色を呈し概して塊状で層理は明瞭でなく， 露頭においては脆弱で， 風化すると露頭面に沿って剥理するか玉葱状風化をする。 この下部層の中には Ostrea の密集する部分が数帯認められ， 雄別累層に近い最下部には 2～3 帯の Ostrea と Corbicula の密集した部分が認められる。 下部砂岩を鏡下で見ると， 古期緑色岩・粘板岩の微粒や斜長石が最も多く， 珪岩・花崗質岩の微小片の他， 微斜長石・緑泥石・カリ長石なども認められる。

中部の厚さ約 40 m の部分は游泥岩と砂岩の互層で， 頻繁に礫岩層を挟有する。 游泥岩は一般に砂質のことが多く泥質細粒砂岩となるとともあり， 帯緑暗灰色～暗灰色を呈し， Nemocardium ezoense TAKEDA・Neptunea shitakaraensis MATSUI (MS) などをはじめ多くの海棲貝化石を産出する。

またこの游泥岩はその構成粒度は極めて不均質で淘汰の悪いことが特徴的であり， 小礫が点在している [ 以下の [注] 参照 ] 。 砂岩は細～中粒・暗緑灰色を呈し， 鏡下では古期緑色岩・粘板岩の微片の最も多いことは下部の砂岩と同様で， その他， 珪岩の微小片・斜長石・石英なども普通に認められる。 礫岩と砂岩の互層部にはよく Ostrea・Chlamys などが密集している。 一般に中部の構成岩石はいずれも緑色を帯びた暗色で， 貝化石を多産する以外はその岩質や層相のみによっては， 留真累層と識別することはしばしば因雌なことがある。

[注]
  中部の游泥岩に小礫を點在することは， 釧路炭田の全域を通じて認められるが, 中部が粗粒化する傾向は雄別ドームの西翼部より始り， その西方および南方に増大する。

上部の厚さ約 40 m の部分は主として中粒砂岩からなり， また頻繁に礫岩層を挟んで互層を呈することも多い。 また， 中位の部分にはしばしば暗灰色游泥岩層を挟むことがある。 砂岩は一般に淡青灰色を呈し層理に乏しく, 径 5～20 cm の球状の竪硬な団塊を含むことが特徴的である。 砂岩の鏡下の特徴は下・中部のものとやや異なり， 斜長石と珪岩の微片が最も多く， 石英・カリ長石のほか, 古期緑色岩・粘板岩・安山岩の微片を含んでいる。 この上部には一般に貝化石は極めて稀にしか認められない。

要するに， 本図幅地域内の舌辛累層は極めて粗粒堆積物からなり， 留真累層のいわゆる「天寧層」タイプの礫岩層を多く挟有して， 模式地のものとは層相が非常に変化している。 しかし， すでに述べたように， 詳しく見ればなお幾多の特徴を残しており， 中部K多数の貝化石を含有し， しいて細分すれば三分できないことはない。

#### II.3.1.4 尺別累層

本累層は浦幌層群の最上部の地層であり， 淡水～半淡水成堆積層で多くの炭層を挟有している。 模式露出地は本図幅地域内の尺別炭砿附近であるが， 必ずしも良好な露出と発達とを有しているとはいえない。 本図幅地域内においては， 尺別ドーム・チャンベツドームおよび常室川・霧里川上流地域の３地域に分布するが， それぞれ３地域において層厚を異にする [ 以下の [注] 参照 ] 。 すなわち， チャンベツドーム地域において最も厚く発達して 180～190 m， 尺別ドーム地域にては 120～140 m， 霧里川・常室川上流地域にて最も薄く 70～80 m の厚さである。 このように厚さが変化するにもかかわらず， それらの層相には大きな変化はなく， 大体においてそれぞれ対比することができる。

[注]
  尺別塁層は浦幌層群の中で最も居厚が変化し， 雄別から庶路地域にかけて最もよく発達し， 厚さ 250～300 m に及ぶ。 層相もこれに伴ってやや変化し， 雄別ドームの背斜軸を境として， その西側は漸次粗粒堆積物が多くなっている。

本累層は砂質岩を主とし泥質岩を従とする互層からなり， 下半部には特有な礫質岩を挟み， また， 泥質部には多くの炭層や炭質頁岩を伴っている。 構成岩石は下位の各累層の岩石に比べて一般にやや軟質で， 風化に対しても脆弱なため露出に乏しい。 また， 菱鉄鉱質の重い堅硬な砂岩をレンズ状または団塊状にしばしば含んでいる。

本層の下部は粗粒砂岩と游泥岩との互層で礫岩層を伴うが， 砂質岩が最も優勢である。 炭層はその最下部と上部に発達することが多い。

中部は礫岩と粗～中粒砂岩との互層を主とし， 游泥岩層をわずかに伴う。 この部分の中位には厚さ 50～100 cm の灰白色凝灰岩層を有し， 本図幅の全地域内を連続して追跡できるのでよい鍵層となる。 この凝灰岩層を中心として上下に 2～3 層の炭層が発達するが， 炭質はよくない。

上部は細～中粒砂岩と游泥岩との互層からなっているが， 砂質岩が優勢である。 ことに上部になるに従って砂岩が発達し， Corbicula や Ostrea が密集している所が数帯認められる。 この上部の砂岩は一般に黒雲母の小片を多数合み， ことに最上部のものは極めて雲母質であり, 一つの特徴となっている。 また， 尺別塁層上部には薄い炭層が多数挟在し， 所によってはこれらが集って厚い炭層となることもある [ 以下の [注] 参照 ] 。

[注]
  例えば, 霧里川の支流のコイカタムリ澤にては最も良く発達し, 山丈 8 m 余に及ぶ。

本累層の砂岩は灰白色～淡青灰色を呈し， アルコース質で比較的軟質・粗鬆である。 一般に層理が明瞭でなく， 厚層をなす場合は偽葉埋を示すものもある。 しかし， 中部や下部における游泥岩と互層をする砂岩は， 一般にやや堅硬・緻密なことが多く， 層理もまた明瞭なものが多い。 本累層の砂岩を鏡下で検すると， 斜長石・石英・黒雲母が最も多く， 微斜長石・燐灰石・カリ長石や 古期緑色岩・珪岩・粘板岩・ホルシフェルスの微片などが認められる。

游泥岩は暗灰色～黒灰色を呈し緻密であるが， 一般に軟質のもの多く， ことに上部のものは風化すると茶褐色を呈し不規則な小片に破砕し易い。 炭層に伴う游泥岩には, Metasequoia occidentalis (NEWBERRY)・ Platanus Mabutii OISHI et Huz.・ Zelkova kushiroensis O. et H. をはじめ多くの植物化石を含む。

本累層の中部および下部に含まれる礫岩は最下部のものを除いては， 白色礫 [ 以下の [注] 参照 ] を多数含み極めて特徴的であるので， 俗に「鳩糞礫岩」と呼ばれている。 この礫岩は一般に軟質で風化に弱く， 礫としては白色礫のほか， 赤色珪岩・粘板岩・花崗質岩などの細礫が多く， 雄別・舌辛累層などの礫岩とは明瞭に区別することができる。

[注]
  この白色礫はかつて流紋岩であるといわれていたが， 通常は風化しており原岩を確定することは困難である。 鏡下では斜長石と角閃石（緑泥石化している）との斑晶が認められ, 石基は斜長石の lath と玻璃質のものからなっている。

炭層は良否・厚薄を問わなければ， 本塁層中に実に多く挟在し， 霧里川上流地域においては 7～10 層， ドーム地域にては 20 数層認められるが， 稼行の対象となる炭層はほとんどない。

#### II.3.2 音別層群

音別層群は前記の浦幌層群を微弱な不整合をもって蔽う純然たる海成層であって， 全層を通じて海棲貝化石および有孔虫化石を多産し， また基底部を除いては特有な泥質岩を主体としている。 おびただしい貝化石は石狩炭田の「幌内動物群」に近似し， またその岩質や層相は「幌内層群」に対比しうるものである。

本層群はその岩質と層相によって， 下位から茶路・縫別の２累層に分けられる。 従来は直別層までを木層群に加えられることもしばしばあったが 4), 5), 6), 7), 31) ， 今回の調査結果によると， 本図幅地域内のみならず各所において それが下位の縫別累層と不整合の関係にあることが認められたので， これを音別層群より切離すことにした。

#### II.3.2.1 茶路累層

本累層は本図幅の西部に比較的広い分布を有している純然たる海成層で， 下位の浦幌層群最上位の尺別累層とは微弱な平行不整合の関係にある。 全層厚は約 450～530 m に及び， 層相によって下位から大曲砂岩層と茶路游泥岩層とに二分される。 これら両層は 従来は多くの人々によって 独立した累層として取扱われてきたものである。 しかし， 大曲砂岩層は炭田全域を通じて必ずしも発達せず， 東方に向って漸次薄化の傾向を示し， 雄別ドームの背斜軸から東方はわずかに 2～3 m の厚さを有するにすぎず， ことに白糠附近にては全くこれを欠く所もある。 したがって， 大曲層は従来の「茶路層」の基底砂岩と考える方が妥当であるので， ここに従来の大曲・茶路両層を一括して茶路累層と再定義することにした。

#### II.3.2.1.1 大曲砂岩層 [ 以下の [注] 参照 ]

[注]
  本層の模式地は茶路川中流の大曲附近（上茶路図幅内）であるが， この地域における本層の発達は悪く, むしろ本図幅内の尺別炭鉱附近に好露出がある。

本層は前述したように尺別累層と不整合に接するが， その侵蝕の程度はいちじるしくなく, 本図幅地域においても尺別累層を全く削り去ることはなく， 最大でも尺別累層の上部を 1O～15 m 削剥する程度である。 本層は主として， チャンベツおよび尺別ドームの外縁， 霧里川・常室川の上流地域などに狭小な細い帯状をして分布する。

尺別・大曲両層の不整合関係については， 近年異論を述べる人も２・３あるが 23), 24), 25), 27) ， 本図幅地域内においては軽微な侵蝕不整合の関係が明瞭に認められる。 例えば， 霧里川・常室川上流地域における両者の関係は， 詳細に検討すると湯里川本流からコイカタムリ沢にかけての地域において， 大曲層は尺別累層の上i絡を最も大きく削っている（第 2 図）。 また， 尺別ドーム地域においては， ドームの中心部に近い所が最も大きく削られ， 中心から遠く離れるに従って侵蝕の度が小さくなっている（第 3 図）。

### 第 2 図 大曲砂岩層と尺別累層との関係（浦幌～霧里地域）

### 第 3 図 大曲砂岩層と尺別累層との関係（尺別ドーム地域）

本層は 70～80 m の厚さを有し， 全層を通じてほとんど砂岩からなるが， 上部になるに従って次第に細位化して游泥質となる。 また， しばしば緻密・堅硬な石灰質砂岩層のレンズまたは団塊を含んでいる。 砂岩は概して細～中粒で淡青灰色～帯緑青灰色を呈し， 軟質・粗鬆であって塊状をなすことが多いが， 時に層理の明瞭な数 cm～10 cm の厚さの板状を呈する。 本層の砂岩を鏡下で検すると， 石英・斜長石や珪岩・粘板岩の微片などが顕著であるが， この他， 緑泥石・電気石・黒雲母:・海緑石などもかなり散点し， また古期緑色岩の微片も認められる。

本層の基底部には一般に細礫岩または粗粒砂岩がわずかに認められるが， 例えばポンムリ沢におけるごとく， 所によっては 10 m の厚さに及んで， いちじるしく発達することもある。

本層中にはその上下を通じて海棲貝化石を多産するほか， ヒトデやウニの化石 [ 以下の [注] 参照 ] も少なくなく， また， 玄能石も比較均豊富に認められる。

[注]
  主としてヒトデの化石は尺別ドーム南部に多く, また， ウニの化石は北部と浦幌地域に多く認められる。

#### II.3.2.1.2 茶路游泥岩層

本層は下位の大曲砂岩層から漸移するが， 所によっては両層の砂岩と游泥岩とが互層して移化する場合もある。 主として， 霧里川中流から上流にかけての地域と， チャンベツおよび尺別両ドーム地域とに分布する。

本層は一般に 400～450 m の厚さを有するが， 尺別ドーム南部から厚内地域にかけてはやや薄く 300～350 m である。 ほとルど無層理・塊状の游泥岩からなり， 砂岩の薄層を多少挟むほか， 多くの石灰団球・玄能石・泥管などを含んでいる。

本層下部， すなわち基底から 150 m 位まで游泥岩は比較的軟質であって， 風化すると微小角片に破砕する性質を有するので（図版 3）， 露頭においては山の斜面に沿って大きく崩壊した崖を作ることが多い [ 以下の [注1] 参照 ] 。 下部には細～中粒砂岩の薄層をよく挟むが， これらは連続性に乏しい。 また， 基底から約 30～40 m の附近には厚さ 1～2 m の海緑石を含む暗緑色砂岩 [ 以下の [注2] 参照 ] ， および 0.5～1 m の厚さの灰白色～淡緑色凝灰岩層をそれぞれ 1～2 層挟有している。

### 図版 3 茶路淡泥岩層下部の露出（尺別炭破附近）。 a) 泥灰質団塊, b) 游泥岩

[注1]
  このために大規模な山崩れをしばしば起している所が, 本図版地域内の各所において認められる。 また, 崩壊した本層の泥は澤を埋めて沼地を作ることもあり， 地形の変貌・山林の損傷など被害も少なくない。
[注2]
  この砂岩を鏡検すると, 海縁石の径 0.2～0.5 mm（最大 1 mm）の各種の形の粒が見られ, これらは単一結晶ではなく， 微粒の集合したものである。 このほか， 斜長石や安山岩などの微粒も認められる。

海緑石砂岩層は本図幅の全地域を通じて連続して追跡できるが， 凝灰岩層は必ずしも連続せず多少断続して消長するようである。 なお， 所によっては この凝灰岩層に接して 游泥岩に膠結された円礫岩の薄層が認められることがある。

本層の中部および上部も同様な無屑理の游泥岩からなり， 下部の游泥岩が黒灰色～暗灰色であるのに比して， 上部のものはやや明色を呈し， またやや堅硬で大角片に破砕する。 中部および上部には細～中粒砂岩の薄層を挟むが， ことに上部に多い。

本層の游泥岩は一般に無層理・塊状であるが， 風化すると玉忽状構造を示し， また茶褐色～赭褐色を呈するが その表面にしばしば淡黄色の粉を吹きだすことがある。 風化露頭における玉葱状構造は径 2 cm 位から最大で径 60 cm 位のものもあるが， 一般に 下部のものは径が小さく 上部になるに従って大きくなる傾向を有し， 最上部の游泥岩は玉葱状風化をほとんど示さない（図版 4）。

### 図版 4 茶路游泥岩層最上部の露出（尺別炭鉱附近）。 a) 黒色砂岩岩脈

本層中の砂岩層は比較的側方に連続せずレンズ状を示すことが多く， また， しばしば泥灰質団球が層理にほぼ平行して配列する。 この団球は径 3～100 cm の大きさで， 多くは球形をなし 時に不規則の形のものも認められるが， 一般に小形のものは下部に多く上部には大形のものが多い。 砂岩はいずれも淡青灰色を呈し細～中粒で， 鏡下においても その鉱物組成の特徴は大曲砂岩層のものと全く似ており区別することができない。

下部に挟在する礫岩は円磨～半円磨された拳大～人頭大の礫からなり， その礫は石英玢岩・黒雲母花岡岩・石英閃緑岩・硬砂岩などが多く， 游泥または細～中粒砂によって膠結されている。

本層はその全層を通じて海棲化石を産出するが， とくに下部は化石が豊富である。 石灰質団球には極めて保存のよい貝化石やカニの化石， または炭化木片が含まれていることが多い。 有孔虫化石も少なくなく全層を通じて見出されるが， 基底から約 60 m の附近の游泥岩の中には Plectofrondicularia packardi CUSH. et SCHENCK・ Cyclammina incisa (STACHE) などをはじめとする有孔虫の密集部を本図幅の全地域を通じて追跡することができる。

#### II.3.2.2 縫別累層

本累層は下位の茶路累層から漸移するが， 特有の黒色凝灰質砂岩を挟在し始める所をもって本累層の基底とする。 この基底の砂岩は 多くの場合は暗緑色～黝緑色・粗～中粒で約 O.6～2 m の厚さを有するが， 所によっては 20 cm 内外で薄く, また淡緑色～暗青灰色を呈することもあって， 茶路累層との境界の識別が困難なこともある。 模式地の茶路川中流の縫別を中心とした地域では， 本累層の下部に安山岩質集塊岩が発達しまた黒色砂岩の発達も顕著であるが， 南西方に次第に細粒化するとともに， 本図幅地域内におけるように粗粒砂岩が挟在する程度になっていると考えられる。

音別川中流と霧里川下流地域とを中心として広く分布し， また， 浦幌地域やチャンベツおよび尺別ドームの周辺にドームを取り巻いて分布する。 従来の資料・文献によると， 本累層と茶路・直別両累層との多くの混同が認められ， ことに本図幅地域内における混乱はいちじるしい 31) 。

本累層の厚さは本図幅の全地域を通じでほぼ一定し約 350 m であり， 暗灰色の游泥岩を主とし， 黒色砂岩が比較的多く挟有される。 概して本累層の上部と下部に砂岩の挟有が多く， ことに下部においては游泥岩と互層をなす所も少くなくないが， 中部には黒色砂岩の発達はほとんど認められない。

游泥岩は暗灰色～帯青灰色を呈し， 凝灰質・緻密でやや堅硬， 時には砂質をおび概して不均質のことが多い。 風化面では青色をおびた灰色を呈し， 短剣尖状の角片に破砕する性質を有する。 茶路累層の游泥岩に比して， より竪硬・不均質であり かつ浮石の小粒を点在して凝灰質であることが多い [ 以下の [注] 参照 ] 。 また， 一般に前者に比して砂岩の挟有多く互層をなすことが多いので， 一般に層理は明瞭である（図版 5・6）。

[注]
  しかし茶路塁層最上部の游泥岩とは岩質が類似し 露頭における識別は黒色砂岩の存否以外には困難なことがある。

### 図版 5 縫別累層の游泥岩層。 a) 黒色砂岩層

### 図版 6 縫別累層の游泥岩・砂岩互層

砂岩は概して中～粗粒で暗緑灰色～帯緑黝灰色であるが， 風化すると暗褐色～緑灰色を呈する。 一般に粗鬆・塊状のことが多いが， 板状を呈するものもある。 粗粒のものは肉眼でも角閃石や赤色珪岩の微小粒が明らかに認められる。 鏡下で検すると， 斜長石と安山岩の微片が最も多く， その他角閃石・輝石や粘板岩の微小片も普通に認められ， また， 珪岩・古期緑色岩の破片も僅かではあるが認められる。 明らかに基性～中性凝灰岩質のものであるが， むしろ凝灰岩と称すべき部分もある。 本累層下部の黝灰色砂岩は時に短極め粗粒となり， 安山岩やその他古期岩石の小亜角礫を含む細礫岩となるとともある。

本累層の游泥岩の中には海棲貝化石や有孔虫化石を豊富に含み， その全層を通じて散点している。 それら貝化石群は茶路累層から産するものとほとんど共通で大差ない。 また， 茶路游泥岩層と同様に， 多数の大小の泥灰質団塊を含むが， 径 3 cm 内外から径 70 cm 位の大きいものもある。 これらの団塊は概して中部に多いが， 茶路累層のものとは異り貝化石などを含むことはほとんどない。

本累層および下位の茶路游泥岩層の中には， しばしば本累層特有の黝灰色砂岩と全く 同質の中～粗粒砂岩の岩脈 [ 以下の [注] 参照 ] が， 地層を切って発達している。 これらの砂岩脈は薄くて 5～10 cm， 厚いものは約 2 m に及ぶが， 連続性に乏しくまたその方向にも規則性は認められないようである。 岩脈に切られた両側の地層に何等の異常も認められない場合もあるが， しかし一般には断層にある程度関連して発達しているものもある。 ただ， 本図幅地域内を検討した結果では， 岩脈が上記の２累層以外の地層を切る例は全く認められないことは 興味深いことであろう。

[注]
  炭田東部の春採地区においても砂岩岩脈が発達するが, これらは水平方向にも垂直方向にもかなり連続し, 各層を切っている。 この岩脈の砂岩は本地域のものとはやや性質を異にし， また貝化石の破片などを含むこともある。

#### II.3.3 浦幌・音別両層群の化石と地質時代

浦幌・音別両層群は多くの貝化石を産出するが， ことに音別層群はすでに述べたようにその全層を通じて豊富に産出する。 また， 浦幌層鮮の中の各炭層に伴って植物化石を多産する。 したがって， 化石産地を地質図に記入することは地図を煩維なものにする上に， また， とうてい表現しつくすことができないので， ２・３の場合を除いてはほとんど省略しである。

浦幌層群の植物化石は， すでに述べたように本図幅地域内には春採夾炭層は発達しないので， 留真・雄別および尺別の３塁層の炭層に伴って産出する。 それらは保存のよいものは少ないが， 鑑定することのできたものは第 2 表に示す通りである。 これらの植物群は種類は少ないが， 春採夾炭層に多産する Woodtuardia・Dennstatdtia・Musophyllum などは全然含んでいないし， その他の構成種から考えても石狩炭田の幾春別層の植物群よりは新しい。

### 第 2 表 浦幌層群の植物化石

| 留真累層 | 雄別累層 | 尺別累層
Equisetum arcticum HEER | × | × |
Osmunda japonica THUNB. fossilis | × | × | ×
Dryopteris kushiroensis TANAI (MS) | ×a | × |
Cephalotaxus sp. | × | × |
Metasequoia occidentalis (NEWBERRY) | ×c | ×c | ×c
Glyptostrobus europaeus (BRONG.) |  | × | ×
Ulmus harutoriensis OISHI et Huz. | × |  |
Zelkova Takahashi OISHl et Huz. | × |  |
Z. kushiroensis OISHI et Huz. |  | ×c |
Planera ezoana OISHI et Huz. |  | × |
Boehmeria sp. nov. | × |  |
Cercidiphyllum arcticum (HEER) | × | ×c | ×
Cyclobalanopsis sp. |  | × |
Alnus eojaponica TANAI (MS) |  | × |
Carpinus sp. |  | × | ×
Platanus Mabutii OISHI et Huz. |  |  | ×
P. aceroides GOEPPERT |  | × | ×
P. Guillelmae GOEPPERT |  |  | ×
Cercis (?) sp. | × |  |
Mallotus sp. | × |  |
Tilia palaeo japonica TANAI (MS) |  | × |
Marlea basiobliequa OISHl et Huz. |  | × |
Acer sp. |  | × |
| a : 多， c : 普通

浦幌層群の雄別・尺別両累層からは淡水～汽水性貝化石を， 舌辛累層は中部からは海棲貝化石， 上部と下部からは汽水性の貝化石を多産する。 音別層群はその全層を通じて海棲貝化石を多数産出する。 これらはいずれも比較的保存よく, 第 3 表に示す通りである。 浦幌層群と音別層群の化石動物群には， かなりの共通種が認められるけれども， 舌辛累層の Chlamys kushiroensis・ Nemocardium ezoense などは現在のところ音別層群には見出されていない。

### 第 3 表 浦幌・音別層群の動物化石表

| 浦幌層群 | 音別層群
雄別塁層 | 舌辛塁層 | 尺別塁層 | 大曲砂岩層 | 茶路游泥岩層 | 縫別塁層
Acila (Acila) sp. |  |  |  |  |  | ×
Nucula sp. nov. |  |  |  |  |  | ×
Malletia poronaica (YOKOYAMA) |  |  |  |  |  | ×a
Nuculana cfr. nagaoi TAKEDA |  |  |  |  |  | ×
Nuculana sp. |  | × |  | × |  |
Yoldia laudabilis YOKOYAMA |  |  |  | × | × |
Y. sobrinaTAKEDA |  |  |  |  |  | ×
Portlandia watasei (KANEHARA) |  |  |  |  |  | ×
P. ovata (TAKEDA) |  |  |  |  |  | ×
Chlamys kushiroensis UOZUMI (MS) |  | ×a |  |  |  |
Chlamys sp. nov. |  | × |  |  |  |
Ostrea praegravitesta NAGAO (MS) | × | ×a | × |  |  |
Mytilus sp. | × |  |  |  |  |
Venericardia expansa TAKEDA |  |  |  | × | × | ×c
V. elliptica TAKEDA |  |  |  | × |  | ×
V. tokunagai YOKOYAMA |  |  |  | × |  |
V. tokudai TAKEDA |  |  |  |  |  | ×
Venericardia cfr. ellittica TAKEDA |  |  |  |  |  | ×
Venericardia sp. |  |  |  |  | × |
Anodonta (?) sp. | × |  |  |  |  |
Corbicula tokudai (YOKOYAMA) | ×a | × | ×a |  |  |
Batissa sitakaraensis SUZUKI | × | × | × |  |  |
Margaritefera cfr. perdahurica YOK. | × |  |  |  |  |
Thyasira bisecfa (CONRAD) |  |  |  | × |  |
Clinocardium sp. |  |  |  | ×c |  | ×
Nemocardium ezoense TAKEDA |  | ×a |  |  |  |
N. yokoymai TAKEDA |  | ×c |  |  |  |
Periploma besshoensis (YOKOYAMA) |  |  |  |  |  | ×
Periploma (?) sp. |  |  |  |  |  | ×
Mya grewingki MAKIYAMA |  |  |  | × | × | ×
Dentalium sp. |  | × |  |  |  | ×
Turcicula sakhalinensis TAKEDA |  |  |  |  |  | ×
Turritela poronaica TAKEDA |  |  |  |  | × | ×c
Epitonium sp. |  |  |  |  |  | ×c
Trochocerithium wadanum (YOKOYAMA) |  |  |  |  | ×c | ×c
Psephaea (Neopsephaea) antiquior TAK. |  |  |  |  | × | ×
Ancistrolepis japonicus TAKEDA |  |  |  |  |  | ×
Neptunea sitakaraensis MATSUI (MS) |  | × |  |  |  |
N. dispar TAKEDA |  |  |  |  |  | ×
N. ezoana TAKEDA |  |  |  |  | × | ×
N. modestoides TAKEDA |  |  |  |  |  | ×
N. subcarinata MATSUI (MS) |  |  |  |  | × |
Neptunea sp. |  |  |  | × |  | ×
Cyclichna multistriata TAKEDA |  |  |  | × |  | ×
Natica sp. |  |  |  | × | × | ×
Crepidula sp. nov. |  |  |  | × |  |
Linthia yessoensis MINATO |  |  |  | × |  |
Calianassa spp. |  |  |  |  | ×a |
Ophiroidea gen. et sp. indet. |  |  |  | × |  |
| a : 多， c : 普通

浦幌・音別両層群の対比や時代論については， 従来から多くの人々によって試みられてきた 3), 6), 9), 10), 19), 22) 。 それらの大部分は対比の基準として， 石狩炭田における層序と化石動植物群を用いている。 その主なものは， 第１に 春採夾炭層の化石植物群が石狩炭田の幾春別層のものに近似であること， 第２に 音別層群の化石動物群が幌内層群や常磐炭田の浅貝層の貝化石群に近縁であること など， 植物および貝化石鮮の共通性などによっているが， 最近まで第 4 表のような対比が一般に認められてきたのである。

### 第 4 表 石狩・釧路両炭田の従来の対比

最近になって， 石狩層群を不整合に蔽うとされていた幌内層群は， 石狩層群の堆積時における海成層に相当するもので 両者は同時異相の関係にあろうという考えが矢部長克 15) によって提案された。 その後， この考えが全面的にあるいは一部が浅野清 20), 32) ・斎藤林次 33) ・湊正雄 16) らによって支持され， 石狩・幌内両層群の関係を「古石狩海」の変遷過程から説明し， 釧路炭田との対比にも及んでいる。 したがって， 従来の石狩炭田の層位的関係や釧路炭田との対比などについて 再検討を要する段階になった。 しかし， この考え方に反対し， ほぼ従来の考え方を支持する佐々保雄 35) をはじめ多くの人々もあり， 現在までにこの二つの考え方は対立したまま一致を見るに至つていない。

いずれにせよ 基準とされてきた石狩炭田の層位的関係が決定的な結論に至らない現在， 本炭田の古第三系を明確に対比することは困難である。 しかし， 化石植物群から見た場合， 春採層の Woodwardia Endoana O. et H.・ Musophyllum complicatum LESQ. などは現在の知識では石狩炭田の幾春別層に限って産出し， 天寧・雄別累層の Dryopteris kushiroensis を含む植物群はやや新しい要素を混じた尺別層の植物群へと漸変している。 この関係は 石狩炭田空知地区における 幾春別層から芦別層への植物群の変遷に大体一致するので， ここでは従来の対比の考えを一応用いておくことにする。 すなわち， 浦幌層群を石狩層群の上部に， 音別層群を幌内層群に対比し， 地質時代については 前者は始新世後期～漸新世前期， 後者は漸新世後期とそれぞれ考えておくことにする。

### II.4 新第三系

本図幅地域に分布する新第三系は， 常室川流域の一部と， 海岸に沿って古第三系の東南部地域とに広く分布する厚内層群である。 釧路炭田地域内に発達する新第三系は， 従来多くの人々によっていろいろの区分と名称が与えられてきたが 1), 4), 7) ， 最近になって佐々 31) によって下位から忠類・知床および本別の3層群に総括された。

しかし， いわゆる「緑色凝灰岩」を主体とするという忠類層群は本図幅地域には分布せず， また， 知床層群の下半部（越川層）は 従来音別層群の最上部とされていた直別累層とほぼ同内容のものであることが 今回の調査で明らかになった。 したがって， 本図幅内の新第三系は模式地を炭田地域内にとって， 新たに厚内層群と再定義することにした。 また， いわゆる「本別層群」は本図幅地域内には分布していないと考えられる。

### 第 4 図 直別・厚内塁層地質柱状図

#### II.4.1 厚内層群

本層群は主として硬質頁岩・凝灰質游泥岩・砂岩および凝灰岩なとからなり， 多くの海棲貝化石を含む純然たる海成堆積層である。

下位の音別層群を低角度の斜交不整合をもって蔽うが， 野外露頭ではほぼ平行不整合のように見える。 しかし， 本図幅地域においては 東方に向って厚内層群は音別層群を次第に大きく侵蝕している。 すなわち， 両者の不整合関係は 炭田盆地の中心に向って漸次その侵蝕の度を増大する傾向を示し， 隣接の白糠図幅地域内では音別層群が全く侵蝕され， 厚内層群が浦幌層群の上に直接のる所もある。

本層群は約 1,300 m の厚さを有するが， その層相と岩質によって 下位から直別・厚内および白糠の３累層に分けることができる。 本図幅地域内の本層群は両翼が緩傾斜の褶曲構造を有し， 北東 - 南西方向の軸をもった背斜および向斜構造をくり返している。

#### II.4.1.1 直別累層 [ 以下の [注] 参照 ]

[注]
  本塁層の模式地は直別川であるが， すでに佐々も指摘しているように適当ではなく, むしろ尺別川流域の炭鉱附近に好露出が認められる。

本累層は主として常室川東部の「浦幌向斜」の軸を中心とした地域と， 尺別ドームの南部および東部， すなわち厚内川支流・直別川・尺別川および音別川を横切って 南西 - 北東方向に帯状の分布をする。 本累層はかつて音別層群に含められていたが， 縫別累層とは不整合の関係にあること， および 本累層から産出する貝化石はいずれも現在の知識では新第三紀のものであること などの事実によって， ここに音別層群よりきり離して新第三系の基底のものとした。 両者の不整合関係は尺別炭鉱の鉄道沿いの崖や尺別３号沢の上流 [ 以下の [注] 参照 ] などにおいて認められる（図版 7）。

[注]
  尺別３号澤上流においては， 縫別塁層の游泥岩上に直別塁層基底の貝化石を多く合む緑色凝荻質礫岩が発達し, しかも直下の游泥岩には穿孔貝の穴らしきものが多数認められる。

### 図版 7 直別累層の基底の一例（尺別炭鉱軌道の崖）。 a) 縫別累層最上部の游泥岩, b) 直別累層基底の礫層

本累層は竪硬板状頁岩の発達していることを特徴とするが， その他， 凝灰質砂岩および游泥岩・凝灰岩を多く挟有して， これらの互層となることが多い。 厚さは通常 480～500 m であるが， 南部においてはやや厚く 600～650 m に及ぶ。 本累層はその層相・岩質および化石群から考えても， 従来の知床層群の越川層 [ 以下の [注] 参照 ] にほぼ相当するものであろう。

[注]
  同一内容のものに対して異なった地層名を興えたものと思われるので, ここに古い名称の「直別層」を残すことにする。

基底部においては集塊岩質礫岩～礫質粗粒砂岩が発達するが， これらは所によって極めて変化する。 すなわち， 集塊岩質礫岩（図版 8）の発達するのは 直別川から尺別川を横断して尺別２号沢附近までであり， その東北延長は漸次角礫質細礫岩～礫質粗粒砂岩になるが， 大井ノ沢のように部分的に集塊岩が発達することもある。 また， 南西延長も漸次細粒化し， 尺別ドームの南端部から浦幌向斜の両翼では粗粒黒色砂岩の厚層が発達し， 硬質頁岩と互層する（第 5 図）。 本累層の基底部にこのような集塊岩質礫岩～黒色砂岩の厚層が発達するのは， 釧路炭田内においては本図幅地域が最もいちじるしく， したがって従来しばしば縫別累層と混同された原因の一つでもある。

### 図版 8 直別累層基底部の集塊岩質礫岩

### 第 5 図 直別塁層下部の層相変化

本累層の下部と中部には概していわゆる硬質頁岩が発達するが， 多くの場合凝灰質游泥岩および砂岩などと互層し， 所によっては硬質頁岩の発達はいちじるしくなく, むしろ後二者の互層の発達する所もある。 概観すると， いわゆる珪質の堅硬頁岩は集塊岩質礫岩の発達と関連し， 直別川から尺別３号沢までの間が最もよく発達する。 中上部には， 主として古期岩石の円礫からなる細礫岩の薄層をしばしば挟有することがある。 上部は一般に硬質頁岩の発達悪く， 凝灰質游泥岩と浮石を含む砂岩との互層からなり， わずかに硬質頁岩は薄層またはレンズ状をなして挟有されるにすぎない。 本累層の下部には しばしば軟質・塊状の黒灰色～暗灰色游泥岩が発達することがあり， 一見すると茶路累層の游泥岩に極めて似ている。 しかし， 多くの場合 新第三紀の貝化石を含むことと， より凝灰質であるとととによって区別できる。

本累層基底部の集塊岩質礫岩は輝石・角閃石安山岩 [ 以下の [注] 参照 ] の礫が最も多く， 粘板岩やその他の古期岩石と音別層群の頁岩礫も含んでいる。

[注]
  この安山岩は有色鉱物として普通輝石・角閃石をもつものと, 普通輝石・紫蘇輝石・角閃石を合むものとがある。

また， 基底部の黝灰色砂岩は肉眼的には縫別塁層のものに酷似し， 鏡下では斜長石・輝石・角閃石などのほか安山岩の小片が多く， 玻璃質のものが膠結している。 その他の凝灰質砂岩は灰色～暗灰色を呈し， 概して中～細粒であって比較的堅硬， 浮石の小粒を多数含む。

硬質頁岩 [ 以下の [注] 参照 ] は灰色～帯青暗灰色， 通常 2～5 cm の厚さの板状を呈し極めて竪硬である。 とくに珪質の部分は硬度高く飴色の樹脂状光沢を呈し， 叩くと金属音を発して鋭い剣尖状に破砕し， また介殻状断口を示す。 本累層の硬質頁岩はしばしば縫別層のものと混同され易いが， 後者よりはるかに竪使でかつ板状を呈するので層理が明瞭である（図版 9）。 また， 砂岩と互層する場合は， その砂岩には浮石の小粒が点在することが多いので区別できる。 凝灰質游泥岩は帯青灰色～暗灰色， 風化面では灰臼色～黄灰色を呈し， 概して軽くて軟質のこと多く， また珪藻土質の部分がしばしば認められる。

[注]
  板状の硬質頁岩を鏡下で検すると, 大都分は隠微晶質の Silica からなり， 非常に微細な斜長石・石英・玻璃などが入っている。 また， しばしば放散虫と思われるものが多く含まれている。

### 図版 9 直別累層の砂岩・硬質頁岩互層。 a) 凝灰質砂岩, b) 板状頁岩

本累層中にはいわゆる層間異常褶曲が各所で見られ， 板状頁岩が砂岩・游泥岩の互層中に飜倒していたり， またその逆に互層が板状頁岩層中に飜倒しているのがしばしば認められる（図版 10）。

### 図版 10 直別累層中の層間異常。 a) 凝灰質砂岩, b) 硬質頁岩

本累層の基底部の礫岩～粗粒砂岩， および基底から 100～180 m 位の砂岩の中にはしばしば Patinopecten yessoensis (JAY)， Pitar 0kadana (YOK.) をはじめ多くの海棲貝化石を含む。 板状頁岩や凝灰質游泥岩には貝化石は稀であるが， Sagarites chitanii MAK. が極めて多く， また有孔虫化石も Clammina ezoense ASANO はじめとして比較的多く含まれる。

#### II.4.1.2 厚内累層

模式地 : 厚内海岸の崖， または上厚内から直別に至る海岸に面した鉄道沿いの崖 [ 以下の [注] 参照 ] 。

[注]
  これらの様式地はいずれも南隣の厚内図幅地域内である。 本図幅内における好露出はキナシベツ澤の上流， およびパルサルベ澤などに求められる。

本塁層は下位の直別累層から漸移するが， 後者最上部の砂岩・游泥岩互層が砂岩優勢となる部分の上に浮石質凝灰岩 [ 以下の [注] 参照 ] が発達し， 本図幅の全地域を追跡できるので これをもって本累層の基底とする。 主として本図幅の東部の海岸寄りの地域において， 直別累層分布地域の東側に発達する。 本累層は従来は多くの人々によって 4), 6), 7), 25) ， 白糠層・庶路層・池田層・音別層などという いろいろの名称で呼ばれたものの大半またはその下部に相当し， また， 最近になって佐々 31) により新称された幾品層の下半部に相当する。

[注]
  この凝灰岩は径 2～5 cm の浮石粒を主体とし, 同質の砂をもって膠結されているが， 概して軟質にして塊状・無層理である。 厚さは 2～5 m あるが, 稀に 10 m に及ぶ所もある。

本累層は 450～470 m の厚さを有し， 凝灰質游泥岩と砂岩の互層を主とし， 凝灰岩や細礫岩を挟有するが， 全層を通じていちじるしく凝灰質である。 下部は主として凝灰質 中～細粒砂岩からなり， 多数の凝灰質游泥岩を挟有して両者の薄互層となる所もある。 中部は凝灰質游泥岩が発達し， これに中～細粒砂岩層を伴う。 上部は再び凝灰質砂岩と游泥岩の互層となる。

砂岩は中～細粒にして淡青灰色を呈し， 浮石の小粒を多数含み浮石質であるが， 直別塁層の砂岩に比して概して軟弱・粗鬆である。

本塁層下部の砂岩の中には， 堅硬な石灰質団塊を含むことがある。 上部の凝灰質砂岩を鏡下で検すると， 杏状構造をしたガラス質破片が最も多く， 角閃石・普通輝石・紫蘇輝石などの安山岩から由来したと考えられる有色鉱物， 珪岩・粘板岩・安山岩などの小破片を含み， また， 緑泥石・海緑石なども認められる。 游泥岩もいちじるしく凝灰質で帯青灰色～暗灰色を呈し， 風化面では黄灰色～灰白色を示し， 極めて軽く珪藻土質のものもある。

これら游泥岩は下位の直別累層に含まれる凝灰質游泥岩に酷似し， ほとんど区別するととはできない。 本累層にはその上下を通じて浮石質凝灰岩層が頻繁に挟在する。 これらの凝灰岩は 20～100 cm の厚さを有し， 青灰色～灰白色を呈し， 浮石小粒を多数含んでいる。 本累層の游泥岩には Lucinoma cfr. columbiana (CLRAK et ARN.)・ Portlandia kakimii UOZUMI (MS) をはじめ多数の貝化石を含み， とくに上部のものには比較的豊富である。 また， 魚鱗・有孔虫化石や Sagarites も少くない。

#### II.4.1.3 白糠累層

模式地 : 白糠から音別を経て直別に至る海岸の崖， および道路沿いの崖。

本累層は下位の厚内累層から漸移し， 本図幅地域における新第三系の最上位の地層である。 主として海岸に沿った低夷地域を占めて分布する。 前述の厚内累層と同様にかっていろいろの地層名で呼ばれており， また従来の幾品層の上半部に相当する。

本累層は 350 m 以上の厚さを有し， 主として凝灰質游泥岩と砂岩からなり， 凝灰岩や礫岩を挟有するが， 上限は第四系に覆われるために明らかでない。 基底には厚さ 5～7 m に及ぶ凝灰岩層が発達し， これは浮石粒 [ 以下の [注] 参照 ] のみからなり粗鬆・軟質であり， 厚内累層基底の凝灰岩に酷似する。 下半部は凝灰質游泥岩を主とし， 凝灰質砂岩層を頻繁に挟み両者の互層となる部分も多い。 游泥岩は灰色～暗灰色， 風化面では灰白色～黄灰色を呈し， 凝灰質・塊状であるが， 厚内累層のものに比してやや軟質である。 上半部は帯青暗灰色， 風化面では灰白色～黄灰色を呈する砂質の游泥岩からなり， 凝灰質細粒砂岩の薄層をごく稀に挟有する。 この游泥岩は極めて凝灰質および砂質であり， 微細粒砂岩とも称すべく， また， 概して塊状・層理明らかでなく露頭面に沿って剥理する性質を有する。 本図幅の海岸の崖を構成するものは， この本累層上部の游泥岩を主としている。

[注]
  この浮石粒は通常径 1～3 cm であるが， 大きなものは径 10～15 cm に及ぶものも認められる。

本塁層の砂岩は青灰色～灰白色を呈し， 概して粗鬆・軟質にして極めて凝灰質である。 また， 本塁層には灰白色の浮石質凝灰岩が多数夾在するが， ことに下半部に多い。

本累層の游泥岩には至る所海棲貝化石を含むが， 下部のものは Neptunea sp・Macoma sp. などが多く， 上部には Nuculana aff. pernula (MULLER) が多いことを特徴とする。

#### II.4.1.4 厚内層群の化石と地質時代

厚内層群はその全層を通じて海棲動物化石を含み， 多数の貝化石・有孔虫および Sagarites などを産出するが， これらは第 5 表に示す通りである。

### 第 5 表 厚内累層動物化石表

産出地層 → | 直別塁層 | 厚内塁層 | 白糠塁層
下部 | 中部
化石種 ↓ | 游泥層 | 砂岩層 | 礫岩層
Solemya tokunagai YOKOYAMA | × |  |  | × | × |
Acila (Truncacila) sp. |  |  |  |  | × | ×
Nucula sp. |  |  |  |  | × |
Nucula (?) sp. |  |  |  |  |  | ×
Nuculana aff. pernula (MULLER) |  |  |  |  |  | ×a
Portlandia kakimii UOZUMI (MS) |  |  |  |  | ×a |
P. thraciaeformus (STRO.) |  |  |  |  | ×c | ×
Portlandia cfr. jatonica (ADAMS) |  |  |  |  |  | ×
Glycymeris cfr. idensis KANNO |  | × |  |  |  |
Patinotccten yessoensis (JAY) |  |  | × |  |  |
Patinotecten sp. |  | × | × |  |  |
Ostrca sp. |  | × | × |  |  |
Periploma yokoyamai MAKIYAMA |  |  |  |  |  | ×
Venericardia niniuensis UOZUMI |  | × |  |  |  |
Venericaedia sp. | × |  |  |  |  |
Thyasira bisecta CONRAD | ×c | × |  |  |  |
Lucinoma cfr. columbiana (CLARK et ARNOLD) |  | × |  |  | × | ×c
Trachycardium sp. |  | × |  |  |  |
Clinocardium sp. |  | × |  |  |  |
Serrites laterousi (DESHEYS) |  | × |  |  |  |
Pitar okadana (YOKOYAMA) |  | × |  |  |  |
Mercenaria chitanii (YOKOYAMA) |  | × |  |  |  |
Securella sp. nov. |  | × |  |  |  |
Spisula ishii UOZUMI (MS) |  | × |  |  |  |
Soletelina sp. nov. |  | × |  |  |  |
Peronidae sp. |  | × |  |  |  |
Macoma sp. | × |  |  |  |  | ×
Solen sp. |  | × |  |  |  |
Polytropa tokudai (YOKOYAMA) |  | × | × |  |  |
Neptunea sp. |  |  |  |  |  | ×c
Natica sp. |  |  | × |  |  |
Hemithyris cfr. woodωardi (A. ADAMS) |  |  | × |  |  |
Echinarachnius sp. |  | × |  |  |  |
Sagarites chitanii MAKIYAMA | ×a |  |  | ×c | × | ×r
fish-scale | × |  |  | × |  |

直別累層の貝化石は砂岩や礫岩などの粗粒堆積物の中に多く含まれ， Pecten yessoensis・ Spisula ishii・ Glycymeris cfr. idensis・ Serripes laperousi などを特徴とし， また， 泥質岩には少いけれども Thyasira bisecfa・ Solemya tokuunagai・ Macoma sp. などを特徴する。

厚内累層の化石は砂質岩には少なく泥質岩に多いが， Lucinoma cfr. columbiana・ Portladia kakimii・ P. thraciaeformis などが特徴的であり， 個体数に比して種類は少ないが直別累層の泥質部の化石動物群に近縁である。 白糠累層の化石はいずれも泥質部に産し， すでに述べたようにその上下においてやや特徴が異なるが， いずれも前述の直別・厚内両累層のものとは判然と差が認められる。

Sagarites は直別・厚内両累層の游泥岩中に多いが， 白糠累層中には少なく, ことにその上半部にはほとんど認められない。 直別・厚内両累層に含まれる魚鱗もまた白糠累層中に全く認めることが出来ない。

これらの化石動物群の中で直別・厚内両累層のものは， 魚住悟によれば留萌地方の峠下層の化石動物鮮に最も近縁で， かつ共通種も多いということである。 したがって， 直別・厚内両累層は 留萌地方の峠下・ 増毛両層・ 天北炭田の稚内層および道西南部の八雲層などに対比され， その地質時代は中新世後期である。 白糠累層の貝化石群は種類は少いけれども留萌層の化石動物に近縁であり， 層序的関係から考えても， 留萌地方の留萌層・ 天北炭田の声間層および道西南部の黒松内層などに対比され， その地質時代は鮮新世前期であろう。

すなわち， 本図幅地域においては古第三系の上に， 新第三系の下半部を欠いて斜交不整合をもって 中新統上部から鮮新統の地層が直接のっている [ 以下の [注] 参照 ] 。 ただ， 釧路炭田における第三系最上部として Pecten takahashii YOK. などを含むことを特徴とする「本別層」の存否が問題である。 従来のいわゆる「本別層」は いろいろの層準のものを含んでいる疑問もあるが， 本図幅地域については次の二つの場合が考えられる。 本図幅地域内においては白糠累層から上位の地層が露出していないので， 「本別層」に対比されるべき地層が存在しないのか， あるいはまた， 白糠累層の上部は游泥岩が優勢なので， いわゆる Pecten takahashii を産出しないのかもしれない。 今後の広範囲の調査にまたねばならないが， 恐らく前者ではないかと考えられる。

[注]
  新第三紀の中頃に一つの造山運動の時期があって, 所によっては中新統中部と上部が斜交不整合の関係にあることは, 道中央部の北西方樺戸山地周縁において 小林勇らの図版調査によっても確認されている。

### II.5 第四系

本図幅地域の第四系の主なるものは， 海岸地域と河岸縁辺地域に分布する段丘堆積層と沖積層などである。 地質図においてはとくにいちじるしいもののみ図示したほかは， 省略しである。

#### II.5.1 湖成層

本層は直別の市街地北西方からキナシベツ沢の入口， および尺別～直別間にある鉄道墜道附近から海岸にかけて分布する。

主として青灰色～藍青色（風化面では灰白色）を呈する粘土からなり， 灰白色の凝灰質細粒砂の薄層を扶有し互層となることもある。 粘土は O.5 cm 内外の厚さの縞を有し， いわゆる「verved c1ay」ともいうべき性状を示す。

また， 多数の炭質物を含むこともあり， Corbicula sp. Semisulcostira sp. などの貝化石や Zelkova Ungerii (ETTlNGS.)・ Acer subpictum (SAPORTA)・ Carex sp. などの植物化石を産出する。 この粘土はいちじるしく硫化水素臭を有し， その堆積相と合せ考えると 海に近い湖または潟のような所の堆積物であろう。 なお， 本層の縞状粘土層は 凝灰質の塊状粘土および砂礫層に漸次側方に変化している部分もある。

上述の動植物化石からは地質時代を決定することはできないが， 本層はぼぼ水平に堆積しているので洪積世のものと考えられる。

#### II.5.2 段丘堆積層

段丘堆積層には， 海岸に沿った 20～50 m の高さにある 2～3 段の海岸段丘と， 音別・尺別・直別川およびその支流などの 河岸の 5～10 m の低地に発達する 2～3 段の河岸段丘との堆積物がある。 これらはとくにいちじるしいもの以外は， 地質図においては省略しである。

海岸段丘堆積物は砂礫を主とし粘土層を挟み， 偽葉理に富んでいる。 河岸段丘堆積層は砂礫や粘土などからなり， 礫は炭田内の第三系・白亜系の岩石や 第三系の礫岩から由来した古期岩石などの円礫～亜円礫からなる。

#### II.5.3 その他

沖積層は諸河川の流路に沿った低地に分布し， 砂礫や粘土などからなる。 ことに， 各河川の河口から 4～8 km に及んで， 現在の流路沿いに軟質の青色粘土層がしばしば認められる。

馬主来川と和天別川の間の丘陵山地lこは， 火山灰質泥および凝灰質砂が薄く分布する。

泥は赤褐色～赭褐色を呈して一見いわゆる「ローム」に類似し， 砂は浮石質で淡青灰色～淡灰色を呈する。

また興味あることは， 尺別川より北部， 霧里川の流域における各沢において， 縫別・直別累層の游泥岩のみ分布するにもかかわらず， 日高山脈を構成する雲母片岩・ホルンフェルスなどをはじめとする 各種の変成岩や花崗岩などの巨礫の転石がしばしば認められることである。 これらの巨礫が上記２累層の中に含まれていると認めたことはないので， この礫の起源 [ 以下の [注] 参照 ] については多くの疑問がある。

[注]
  この起源については, あるいはいわゆる氷河の堆積物かということも考えられるが, 現在のところ何等の證據は認められない。

### II.6 地質構造

本図幅地における各地層は概して北東 - 南西の走向を有し， 西部は急傾斜をなし東部は緩傾斜を示している。 多くの褶曲構造を有し， ドーム・背斜および向斜構造がくり返しまたは配列し， それらが多方向の断層によって寸断されているので， 本地域の構造は比較的複雑である。 しかし， これらの構造上の諸持徴は， 釧路炭田西部地域における一般的傾向にほぼ一致している。

### 第 6 図 地質構造概念図

#### II.6.1 褶曲構造

本図幅地域には多くの褶曲構造を認められるが， それらの構造的特徴によって次の６地域に分けることができる。

  (1) 浦幌急傾斜地域
  (2) チャンベツドーム地域
  (3) 尺別ドーム地域
  (4) 上厚内ドーム地域
  (5) 音別複向斜地域
  (6) 馬主来川波状褶曲地域

浦幌急傾斜地域 : この地域はいわゆる白亜系を中核とする浦幌背斜の西翼部の一部に当る。 各層とも一般走向は北 1O°～30°東で 60°～80°東方へ傾斜し， 一部には直立または逆倒している部分も認められる。 本図幅地域内では白亜系は古第三系とほぼ同様な走向・傾斜を示している [ 以下の [注] 参照 ] 。

[注]
  しかし, 炭田西部地域における白亜系と古第三系との関係を検討すると， 明らかに斜交不整合の関係である。

この地域においては地層が急斜しているために， 概して急角度の走向断層が多く発達する。

チャンベツドーム地域 : 音別川支流のチャンベツ川の流域に拡がって， ドームの中心は北隣の上茶路図幅内にあり， 本図幅地域にはその南半分が分布する。 東西および南北とも約 4 km の短紬背斜で， 舌辛累層上半部を中核として， 漸次上位の浦幌層群上部および音別層群がとり巻いている。 地層の傾斜は東翼では南東に 20°～30°， 西翼では 20°内外であり， 北方および南方への沈下は 1O°～15°の緩傾斜を示す。

このドーム構造は北西西 - 南東東方向の南側落ちの断層によって切られる。 また， 南北方向のヤタトシ沢断層によっても南半分が縦に割られ， その西側に尺別累層と大曲砂岩層の一部が舌状に断層に沿って南方に延びている。

尺別ドーム地域 : 乙の地域はチャンベツドームのほぼ南の延長部にあたり， 直別川・尺別川および霧里川の支流地域などに拡っており， 北北西 - 南南西方向に延びた紡錘形をした典型的なドーム構造を示している。 留真累層上半部をその中核とし， 浦幌・音別両層群の各累層が順次とり巻いて分布する。 東西約 4～5 km， 南北約 10～12 km の長軸背斜で， その核心部附近の傾斜は 10°～15°であるが， 核心から離れるに従って漸次急傾斜となり， 東翼部では 20°～30°， 西翼部では一般に 40°～80°に急斜する。 ドームの南北両端は 15°～20°の傾斜をもって沈下する。

このドーム構造は北東 - 南西方向のシベツ沢逆断層によって切られ， 西北端部が落下する。 また， 西翼部は多くの南北方向の走向断層によって各地層は寸断され， 各地層とも急斜して直立または逆倒する所も少くない。

また， このドームの南端延長部において， 北西西 - 南東東方向の断層によって 音別層群の中に尺別累層が半ドーム状に出現している。

上厚内ドーム地域 : この地域は前記の尺別ドームおよび半ドームのほぼ南の延長に当り， 南隣の厚内図幅内の上厚内駅附近を中心とする 径 1 km 内外の小さいドーム構造を示している。 浦幌層群の尺別累層上半部を核心とするが， 本図幅内においてはその北端部の構造が現れるにすぎない。 東翼での傾斜は 20°～30°， 西翼では緩く 15°～20°である。

音別複向斜地域 : 音別川と霧里川との合流点附近から大井ノ沢を経て尺別に通ずる地域には， 多数の北北東 - 南南西方向の褶曲軸が平行して， 緩い波状褶曲を示す複向斜構造をなしている。 これらは５万分の１地質図には表現できない微褶曲構造である。 大井ノ沢の流域を中心として発達し， 南北にこの褶曲軸は減少し， とくに尺別川以南の地域においてはこれらは漸次減少するとともに沈下している。

この地域においては各地層の傾斜は一般に緩く 20°～30°であるが， 一部には 70°～80°に急斜する両翼を有する狭小な褶曲部が追跡される。

馬主来川波状褶曲地域 : 音別複向斜地域の東部， すなわち音別川以東の地域においても， 北北東 - 南南西方向の軸を有し 両翼が緩傾斜を示す背斜・向斜構造をくり返すのが認められる。 この地域における地層の傾斜は極めて緩く 5°～10°を普通とし， 最大 20°内外である。

この地域は大観すると， 釧路炭田西部地域が示している海側に開く半盆地構造の中心， すなわちその向斜軸の地域である。

また， この地域は前記の音別複向斜地域とともに， 他の諸地域に比して一般に断層は少なく, 他の４地域における断層の延長はいずれも この地域に入って漸次消滅する傾向を示している。

本図幅地域は前記の各褶曲構造のほか， 多くの褶曲構造を有している。 すなわち， 急傾斜地域とチャンベツ・尺別両ドームとの間には常室向斜， オンネアベアキ沢から尺別１・２および３号沢にかけての波状褶曲， また， 霧里川中流からタンポナイ沢への波状褶曲など， 両翼が緩傾斜の小褶曲構造が認められる。

本図幅地域内において北北東 - 南南西方向に配列する チャンベツ・尺別および上厚内ドームは， 従来多くの人によって考えられていたように， １背斜構造の軸の単なる浮き沈みによる結果ではない。 すなわち， チャンベツドームの延長は オンネアベアキ沢から尺別川に通ずる波状褶曲として分岐・消滅し， 尺別ドームの北方延長は 霧里川からタンポナイ沢へ通ずる波状褶曲として分岐する。 また， 南の延長も上厚内ドームに連ならず， 後者の東側の波状構造に分岐し， 上厚内ドームの北方延長も同様の状態になっている。

このように， 各ドーム構造を形成する背斜軸はいずれも 北部のものから少しずつ西方にずれて雁行し， それらの延長はいずれも波状構造として分岐して， 漸次消滅して行く傾向を示す。 また， このような見地から考えれば， 本図幅内の音別複向斜構造は上茶路図幅内の雄別ドームの延長に当るかも知れない。

#### II.6.2 断層

本図幅地域における断層系統を大別すると， ほぼ地層の走向に沿うかまたはわずかにこれと斜交するもの， すなわち褶曲軸に大体平行する１群と， 走向にほぼ直交するかあるいは大きく斜交する１群とが認められる。 前者にはしばしば落差の大きいものもあるが， 後者は概して落差は小さいのが普通である。

#### II.6.2.1 走向断層

これらの断層は褶曲軸にほぼ平行し， 恐らく褶曲運動の末期にこれに伴って生じたものと考えられる。 浦幌急傾斜地域や尺別ドーム西翼地械における走向断層群， およびヤタトシ沢断層などはいずれもこの範ちゅうに入るものである。 これらの走向断層の多くは急傾斜をなす正断層である。 また， ドーム構造を切る場合は， そのドームの中心部においては落差が大きいが， それから離れるに従って急激に落差を減ずるとともに消滅する傾向を有する。 すなわち， この事実はこれらの走向断層の運動時期を暗示するものと思われ， この地域における最も初期の断層であろう。

正確な意味では走行断層とはいえないが， 走向にやや斜交するものとしては シベツ沢断層および尺別ドーム東翼の断層などがあげられる。 この方向の断層は釧路炭田においても珍しくなく， ことにシベツ沢断層jのようにドーム構造を斜めに切る逆断層の例は， 他の地区においてもしばしば認められる [ 以下の [注] 参照 ] 。 シベツ沢断層はドーム中心部近くにおいて落差は最大で 300 m 内外に及ぶが， この方向の断層の特徴としてその延長方向には急速に落差を減じ， 例えば北東延長の霧里川本流附近ではほとんど消滅する。 このような断層の生成機巧は末だ明らかでないが， 少くともその運動時期は前述の走向断層以後， 後述の斜交断層以前である。

[注]
  例えば, 雄別ドームを切る雄別断層， 庶路ドームを切るオサツベ断層などは， いずれもこれと同性質の断層である。

#### II.6.2.2 斜交断層

この断層は褶曲軸に大きく斜交するもので落差は余り大きくないものが多いが， 地層の分布を切断しそれらと斜交するので比較的目に付き易い。 大別すると， N 50°～60°W と N 70°～80°W との２方向の断層群が認められる。

N 70°～80°W 方向の断層は落差の大きいものは少く， 一般に急傾斜の正断層の場合が多い。 この方向の断層の大部分はドーム構造を切断しているが， 一部のものを除いてはドームの中心部側が落下するような傾向を有する。

N 50°～60°W 方向の断層は概して各ドーム構造の間を通過し， 前者に比して落差は比較的大きなものが多い。 例えば， 霧里断層や尺別および上厚内ドームの間の断層などは， いずれもこの範ちゅうに入るものである。 なお， この方向の断層は前述の N 70°～80°W 方向の断層によって切断されており， その活動時期は本図幅地域において最も新しいが， しかしこれら２方向の断層はいずれも前述の走向断層を切っている。

大観すると， これらの多くの斜交断層の大部分は 釧路炭田西部のいわゆる半盆地構造の中心に向って， ほぼ収検するような形をとっていることは興味あることである。

## III. 応用地質

本図幅地域内においては， 古第三系より産する石炭が唯一の重要なる鉱産資源であるが， このほかはほとんどみるべきものはない。 なお， 土地の開発が進むにつれては， 今後砂利や建築用石材の供給が問題となるであろう。

### III.1 石炭

#### III.1.1 概況

本図幅地域は釧路炭田浦幌地区の南東半部を占め， 石炭は浦幌層群中の留真・雄別および尺別累層中に挟有されるが， 稼行の対象となる炭層を有するのは後二者のみである。

留真塁層の石炭は基底に近い部分と中～上部とに数層認められるが， 概して薄層であって質粗悪なため稼行価値はほとんどない。 稼行の対象となり得る炭層は本図幅地域内では， 雄別累層中には 3～5 層， 尺別累層中には 3～5 層認められる。 しかし， 一部のものを除いてはいずれも炭丈の変化いちじるしく， 膨縮不定であるため今後の精密な調査が必要である。

浦幌急傾斜地域とチャンベツ・尺別ドーム地域とはやや炭層状況を異にするが， 一般にドーム地域においては地層の厚さの増大に伴って炭層の山丈も増大している。 また， 尺別塁層の石炭は雄別累層のものに比して， やや劣質にしてかつ炭質頁岩の薄い挟みが多く, 縞炭となることが多い。

### 第 7 図 雄別・尺別累層中の炭層

尺別・浦幌両地域における尺別および雄別累層中に発達する炭層状況は 第 7 図に示す通りである。 浦幌急傾斜地域における顕著な炭層は オサップ層・一番層・二番層および三番層であるが， 各層とも旧太平坑から北方に発達がよく， 南方へ向って薄化の傾向を有する。 尺別ドーム地域における顕著な炭層は 十二尺層・四尺層および五尺層であるが， いずれも尺別ドームの北部に発達よく， 南部になるに従って薄化の傾向を示している。 雄別累層最上部にあるオサップ層または十二尺層は 本図幅地域における最も重要な稼行炭層で， 普通は上層・本層・下層および最下層の４層に分れているが， 所によってこの４層は膨縮変化し， また各層間距離も変化する。 しかし， 本層と下層には灰白色凝灰岩層を伴いよい鍵層となる。

本図幅地域内は比較的交通の不便なこと， および道路の悪いことなどのために， 石炭資源の開発は比較的遅れており， わずかに尺別炭砿があるにすぎない。 しかし， 炭層の発達状況から考えると， 霧里川上流流域は今後開発の期待されるべき地域であろう。

#### III.1.2 炭砿各説

本図幅地域内において現在操業中のものは 図幅のほぼ中央に位置する尺別炭砿のみで， その他は旧太平坑をはじめ各地に廃坑・採掘跡が点々と認められる。

#### III.1.2.1 尺別炭砿

位置および交通 : 尺別炭砿は音別村尺別にあり， 尺別川の上流地域をしめている。 国鉄尺別駅から専用軌道にて約 11 km 西北の所に位置しており， 現在は雄別炭砿鉄道株式会社に属している。

沿革 : 尺別炭砿附近における炭層発見の年代は明らかでないが， 明治 43 年に始めて鉱区が田村耕氏によって設立されたが， 大正 7 年に北日本鉱業株式会社に委設されて開坑された。 昭和 3 年に三菱鉱業株式会社に委譲され， 雄別砿業所の支坑として発展したが， その後三菱鉱業から分離し 昭和 13 年に雄別炭砿鉄道株式会社の所属として現在に至っている。 昭和 14 年以来， 浦幌炭砿とともに綜合計画によって 両砿を結ぶ尺浦通洞の開さく・専用軌道の建設に着手したが， 昭和 19 年政府の命により休止した。 第２次世界大戦後当時の石炭事情の悪化に伴い昭和 23 年に再開し， 25 年に両炭砿を合併して尺別鉱業所として開発してきた。 尺別地区においては奈多内坑・双久坑をもって十二尺層を採掘したが， その後炭況の悪化に伴って奈多内坑を昭和 28 年 10 月に操業中止した。

現況 : 現在操業中のものは双久坑のみで， 名称も尺別砿業所から尺別炭砿に改め， 十二尺層を稼行し， 現在の出炭額は月産 12,000～14,000 トンである。 双久坑は現在稼行中の双久東卸坑と起業中の双久北却坑との二つに分れている。 東卸坑における十二尺層は上層と本層が極めて接近し， また， 下層および最下層は薄層のため稼行にたえない。 本層は山丈 1.2～1.3 m， 炭丈 1.0～1.2 m， 上層は山丈 0.7～1.0 m， 炭丈 0.5～0.6 m であるが， 両層とも採掘されている（第 8 図）。

### 第 8 図 十二尺層炭柱図（尺別炭砿）

起業工事中の北卸坑はシベツ沢断層から西側の地域における, 地表に露出しない雄別累層の十二尺層の採掘を目的とする。

石炭は非粘結の低度瀝青炭（日本工業規準規格 D～E 級）で， 約 6,200 cal. の発熱量を有する。 質堅硬・長焔・火付はやく， 汽かん用・ガス発生炉用として， また一般暖房用に供せられる。 工業分析値は第 7 表の通りである。

### 第 7 表 尺別炭砿石炭分析表

炭層名 | 水分 | 灰分 | 揮発分 | 固定炭素 | 発熱量（cal） | 粘結性
十二尺上層 | 6.78 | 12.03 | 38.93 | 42.27 | 6,320 | 非粘結
十二尺本層 | 7.02 | 10.93 | 38.16 | 43.89 | 6.380 | 非粘結
（山元資料）

#### III.1.2.2 旧太平坑

太平坑は図幅の北西端部， 浦幌地域の常室川河岸近くにあり， 雄別炭砿鉄道株式会社の旧尺別砿業所に属したものであった。

浦幌炭砿はもと古河鉱業株式会社の所有であったが， 藤田組を経て大正 2 年に大和鉱業株式会社に委譲され大正7年に開坑された。

昭和 11 年に三菱鉱業株式会社の所有となり， その後は尺別炭砿と推移を共にし， 昭和 23 年現在地に開坑されて， 尺別累層の２番層および３番層が採掘された。 昭和 29 年 11 月に企業合理化のため操業を中止し， 30 年 11 月より総ての設備が撤去されるに至った。

### III.2 石油

最近になって， 釧路炭田地域の白亜系は含油地層としての可能性が注目され， 石油資源探査の対象となっている。 すなわち， 北海道の白亜系はその岩質や生成過程から考えて， 含油層としての価値を認められ， 各地で調査が行われている。 浦幌地域の白亜系もかつてその石油資源調査の対象となり， わずかながら油徴の存在が認められた。

### III.3 砂利

本図幅地域の大半が軟弱なる水成岩によって占められているため， 道路の敷石および河川工事などに対する砂利や石材については非常に不足している。 これらの大部分はすべで炭田地域外より搬入している現状である。

わずかに， 本図幅地域内においては直別・尺別間道路に沿って分布する海岸段丘の砂利が， 小規模に採取されているにすぎない。

本地域は釧路炭田地域の共通的特徴であるが， 道路は悪く ことに降雨によって泥濘化し， また， 湿地地域が多く排水も悪いので， 今後の土地の開発に伴ってこれら砂利や石材の問題が当然起るであろう。

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32) 浅野清 :
  石狩炭田と釧路炭田の対比， 新生代の研究，No. 21， 1955.
33) 斉藤林次 :
  幌内層に関する一考察 I. II.， 北海道地質要報，No. 28，29， 1955.
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  北海道古第三系に関する諸問題， 有孔虫，No. 6， 1956.

EXPLANATORY TEXT of the Geological Map of ]apan Scale 1 : 50,000

# OMBETSU

Kushiro, No. 45

By TOSHIMASA TANAI

## Abstract

The Ombetsu sheet map area is located in the coastal region west of the eastern Hokkaido, lying between latitudes 42°50' and 43°0' N and longitudes 143°45' and 144°0' E. The area also occupies a part of the western district of the Kushiro coal field.

### GEOLOGY

All of the rocks covering the area are of sedimentary origin, and they are the upper Cretaceous, the Tertiary and Quaternary sediments. Tertiary sediments are devided into two groups of Palaeogene and a group of Neogene. Quaternary sediments consist of the terrace and alluvial deposits.

The general stratigraphy of these sediments are shown in Table 1.

### Table 1. General Stratigraphy

#### 1. Cretaceous

The Cretaceous sediments in the area have only a small distribution， and occupy the north-western corner of the sheet. The sediments consist almost of dark gray siltstone, and rarely include the calcareous fine-grained sandstone and marly nodules. They are over 500 meters in thickness. As these sediments contain a few fossils such as Acila sp., Inoceramus (?) sp. and Propeamussium cowperi WAR. var.， the geological age are unable to be determined certainly. As a whole lithology of these sediments resembles in appearance to the upper Cretaceous sediments in the eastern part of Kushiro City, where such molluscan fossils as Inoceramus shikotanensis NAGAO et MATSUMOTO and Gaudryceras striatum JIMBO etc. had been obtained.

#### 2. Tertiary

The Tertiary sediments overlie the Cretaceous sediments unconformably， and are covered by the Quaternary sediments. Palaeogene sediments are divided into two groups， the lower the Urahoro and the upper the Ombetsu groups. Neogene sediments are redefined as the Atsunai group by the writer.

#### A) Urahoro group

The Urahoro group is composed mainly of lacustrine deposits intercalating many coal seams, and partly interbedded with a few marine sediments. These sediments consist of coarser materials compared with .those oI the eastern part of the Kushiro coal field.

The group is devided into four formations, -- the Rushin， Yubetsu, Shitakara and Shakubetsu formations in ascending order.

Rushin formation : The formation consists principally of conglomerate intercalated with some siltstone and sandstone strata, and about 300 meters thick. The composing rocks are generally dark green in colour, and partly purplish brown. Pebbles of conglomerate are abundant in red chert, and contain green rocks, slate, quartzite and others. A few thin coal seams are frequently intercalated, but not workable.

The formation in the area coresponds perhaps to the Beppo, Harutori and Tenneru formations in the eastern area of the Kushiro coal field.

Yubetsu formation : The formation is the most important coal-bearing formation, and ranges from 130 to 170 meters in thickness. It consists mainly of alternation of sandstone and siltstone, in which sandstone is rather predominant. Several coal seams are intercalated, among which the uppermost one is worked to-day.

The formation contains non-marine or brackish molluscs such as Corbicula, Battisa, Mytilus and Ostrea, and also many plant fossils such as Dryopteris, Planera, Platanus and others.

Shitakara formation : The formation is brackish or marine deposits which consist mainly of sandsone and conglomerate, partially interbeded with siltstone strata, and varies from 140 to 160 meters in thickness. lt is devided into three members : the lower and upper members contain brackish molluscs such as Ostrea and Corbicula, and the middle contains marine molluscs such as Nemocardium, Chlamys and others.

Shakubetsu formation : The formation is the uppermost of the Urahoro group, and consists mainly of sandstone, siltstone and conglomerate. Conglomerate contains many whitish-gray pebbles, which are one of the acidic rooks, and are ca1led as "Hato-kuso".

The formation varies in thickness from 70 to 80 meters in Urahoro district, from 180 to 200 meters in Chambetsu dome district and from 130 to 140 meters in Shakubetsu dome district. Many coal seams, among which thick ones had been once mined, are interbedded in the fomation, but they are not worked to-day. The uppermost of the formations contains some brackish molluscs suchs as Ostrea and Corbicula, and also siltstones accompanying with coal seams contain many plant fossils such as Metasequoia, Zelkova, Ulmus, Platanus and others.

#### B) Ombetsu group

The group is marine deposit consisting almost of siltstone, and overlies the Urahoro group by a slight unconformity. It contains many mo1luscan fossils such as Venericardia, PeriPloma, Ancistrolepis， Psephaea and etc.. Considering from its lithology and fossil fauna, the Ombetsu group is probably correlated to the "Poronai group" in the Ishikari coal field, and late Oligocene in age.

The group is devided into two formations, the lower the Charo and the upper the Nuibetsu formation.

Charo formation : The formation is distributed in the western part of the area, and consists principally of siltstone except the basal part. lt is entirely of marine origin, and overlies the Shakubetsu formation by a slight unconformity.

Omagari sandstone member : The member is the basal part of the Charo formation, and about 80 meters in thickness. It consists almost of fine- or medium-grained sandstone, which contains many marine molluscan fossils.

Charo siltstone member : The member is composed principally of dark gray siltstone, partially interbedded with thin sandstone strata. Siltstone has generally the onion-structure, and includes manyn odules in which marine mollu1scs are contained. The thickness of the member varies from 300 to 450 meters.

Nuibetsu formation : The formation has the widest distribution among the Palaeogene sediments of the area. lt consists of siltstone and blackish sandstone, between which siltstone is rather predominant. The thickness is about 350 meters, and thinner gradually towards the east. The Iithologies and fossil faunas between the Charo and Nuibetsu formations are rather simillar each other, but the latter differs from the Iormer by intercalating many tufaceous blackish sandstone strata.

The sandstone dykes are intruded into the both of the Charo and Nuibetsu formtions frequently. The dyke-rocks are quite simillar to the blackish sandstone intercalated in the Nuibetsu formation.

#### C) Atsunai group

The group overlies the Ombetsu group, and are covered by Pleistocene sediments respectively with clino-unconformity. The group is marine sediments, and consists mainly of hard shale, sandstone and conglomerate. It is devided into three formations， -- the Chokubetsu， Atsunai and Shiranuka formations in ascending order. The Chokubetsu and Atsunai formations are late Miocene, and the Shiranuka formation early Pliocene in age.

Chokubetsu formation : Though the formation was once considered to belong to the Palaeogene sediments, it is of Neogene time in age owing to containing of many Neogene molluscs and existing of unconformity on the Nuibetsu formation.

The formation consists of hard shale, tufaceous sandstone and siltstone, and in the basal part developes agglomeratic conglomerate or conglomeratic sandstone. The thickness varies from 480 to 650 meters, and thicker towards the south.

The coarser sediments contain frequently marine molluscs such as Pecten, Spisula, Pitar and others.

Atsunai formation : The formation consists mainly of alternation of sandstone and siltstone, intercalating tuff and conglomerate strata, and all the rocks of the formation are considerably tufaceous. The thickness is about 450 meters, and thinner towards the east. Though the lithology of the formation resembles generally to that of the Chokubetsu formation, the former is rarely intercalated with hard shale.

Siltstone contains frequently marine molluscs such as Portlandia, Lucinoma, Solemya, Acila and others.

Shiranuka formation : The formation is the uppermost of Neogene sediments, and distributed in the coastal region. The upper Iimit is unknown because of covering by the Quaternary sidiments. It consists mainly of tufaceous siltstone and sandstone, and in the basal part thick pumiceous tuff strata develops. The thickness is over 350 meters.

The tafaceous siltstone contains many marine molluscs such as Neptunea, Nucula and Nuculana.

#### 3. Quaternary

The Pleistocene sediments are distributed along the main rivers and the coast, and represented by terrace deposits of marine and tluviatile origin.

The marine terrace deposits composing of sand, gravel and clay， lie on the coastal hilly land, and cover the Tertiary sidiments. The Jake deposits, which are probably of swampy origin, have a small distribution in the coastal region from Chokubetsu to Kinashibetsu.

The river terrace is from 10 to 15 meters high in average, and their deposits consist of clay, sand and gravel.

The alluvial deposits along the rivers consist mainly of sand and gravel.

#### 4. Geological Structure

Almost every formation in the area has a general trend of NE - SW direction. In general they dip steeply in the western part， and gently in the eastern. Many folding structures accompanied by a host of faults are observed, and from their structural characters the sheet map area are devided into following six districts.

  (A) Urahoro steeply-dipping district
  (B) Chambetsu dome district
  (C) Shakubetsu dome district
  (D) Kamiatsunai dome distict
  (E) Ombetsu synclinorium district
  (F) Bashikuru waving-structure district

Among six districts three dome-structures, the Chambetsu, Shakubetsu and Atsunai, arrange in appearance on the direction of NE - SW. They do not result from plunging and uplifting of one anticlinal axis， but show a "echelon arrangement".

Many faults are classified to two types， -- strikefault parallel to folding axis and cross-fault perpendicular to the axis. Strike faults are of most primary time, and accompanied with folding movement. Cross-faults have two directions, N 50°～60°W and N 70°～80°W， among which the former is generally larger in scale and later in time than the latter. The faults having the direction of N 70°～80°W occur frequently where the anticlinal axis plunges.

### ECONOMIC GEOLOGY

#### 1. Coal

The coal is the most important mineral resource in the sheet map area. The Yubetsu and Shakubetsu formtaions contain many workable coal seams. The main coal seams working now, are called as "Jyunishaku-so" or“Osappu-so", and intercalated in the uppermost of the Yubetsu formation. In the shakubetsu coal mine, which is only one mine working today, "Jyoso" (upper seam) is about 0.7 meters, and "Honso" (main seam) about 1.3 meters in thickness.

The coal of the Shakubetsu coal mine is non-coking， subbituminous， and about 6,200 calories in calorific value. It is suitabie for gas producing and general use.

The coal intercalated in the Shakubetsu formation, has many parting of coaly shales. It is also slightly inferior than tbat of the Yubetsu formation, and scarcely worked today.

#### 2. Petroleum

The Cretaceous sediments are expected as probable oil-bearing rooks, and some slight oil seapages have been found in the Urahoro district.

    昭和 32 年 3 月 20 日印刷
    昭和 32 年 3 月 25 日発行
    著作権所有 北海道開発庁