幌尻岳．上のパノラマ合成に使用した元写真を HDR 化してクロップし，AI リサイズ・デノイズ・シャープンを施したもの．

　上の恵庭墓園からのパノラマ写真を作成した時には気づいていなかったのですが．．．この幌尻岳山頂をよく見ると，山頂手前に北側に開いた馬蹄形状の凹地地形がはっきりと見えています（左写真）．
　これは，なんと幌尻岳北カールです．札幌近郊から日高山脈最高峰の氷河圏谷（カール）地形が見えているとは．．．正直非常に驚きました．

　なお，雲の影に少し隠れていますが，幌尻岳の左に見えるピラミッド型のピークは戸蔦別（とったべつ）岳（1959 m）で，その右側の鞍部状の稜線の向こうが有名な七ツ沼カールですが，もちろん見えていません．幌尻岳の右奥に見える小さな三角形ピークはエサオマントッタベツ岳（1902 m）です．

幌尻岳周辺のカール群（オレンジ色矢印）．俯瞰図は Google Earth による．マウスオーバーでカール群説明を消去したものを表示する．

幌尻岳東カール（茶色矢印）．俯瞰図は Google Earth による．マウスオーバーでハンモック説明線を消去したものを表示する．

　幌尻岳周辺のカール地形を Google Earth で南側から俯瞰してみると右図のようになっています．

　幌尻岳の周囲には大きく見て４つのカール（群）があります（ピンク矢印）．
　幌尻岳と戸蔦別岳間の稜線の東側にある有名な七ツ沼カールは，お椀状のカール底が特によく発達し，現在も湿地状になっています（七ツ沼）．
　東カールは a, b, c，三つのサブ・カールからなっています．戸蔦別カールは，この角度ではあまりよく詳細が見えませんが，これも不明瞭な三つのサブ・カールからなっているようです（下の傾斜量図参照）．

　東カールには，その下半部～末端付近に明瞭なハンモック状の堆石（モレーン）リッジが見えています（右下図）．このようなハンモック構造は，おそらく氷河の前進－後退による末端部の移動を反映したものなのでしょう．
　なお，東カールの三つのサブ・カールは，南（・東）に行くほどその規模が小さくなっています．その要因は私には分かりません．

　下に示すのは，幌尻岳周辺の印象的な傾斜量図です．水色シェードはカール地形ですが，自分で独自に判定したものを含みます．名称を付したものは，一般に認定されている “間違いのない” ものです．
　Wikipedia の 圏谷 のページには，この図に示しているナメワッカ岳周辺のカール地形はリストアップされていませんので，単なる気のせいかもしれません．

幌尻岳周辺の地形傾斜量図に地形陰影図をオーバーレイ合成したもの（国土地理院による）．水色シェードはカール地形（独自不正確判定を含む）．白点線は関連した稜線の一部．マウスオーバーでシェード・説明線を消去したものを表示する．

　それにしても，傾斜量図というのは，地形判読には実に強力なツールです．幌尻岳の西南方，奥新冠ダム周辺には長さ 3 km 以上の大規模な地すべり地形が発達しているのがはっきりと見て取れます．

　これらのカールがいつ形成されたのかと言うと，言うまでもなく “最終氷期”（７万年～１万年前）です．澤柿ほか（2012）によると，これらのカールに分布するモレーン堆積物の中には恵庭火山噴出物（En-a：１万８千年前）があり，その直後に融氷ステージが始まったと推定されています．

澤柿教伸・松岡直子・岩崎正吾・平川一臣（2012）日高山脈北部七ッ沼カールの融氷河流堆積物と恵庭ａ火山灰．地学雑誌，121，252–268．

　なお，上の図を見るとすぐにお分かりのように，少なくとも日高山脈幌尻岳周辺では，カール地形はピーク・稜線の北側か東側にしかありません．これは，① 降雪時の優勢な西風によって尾根の風下（東）側に積雪量が増える，② 午後の強い日差しの影になる北側斜面で融雪量が減少する，という２つの要因によるものとされています．

　特徴的な地形の多くは地質と密接に関係しており，平頂なテーブル・台地状地形は緩傾斜の構造を持つ堅硬な岩相からなるのが普通です．代表的なのは『平頂溶岩』の項でも紹介した “溶岩流” ですが，夕張山地には溶岩流は存在しません．
　マウント・レースイの北にあるテーブル状地形の地質学的背景は，日高山脈や夕張岳の形成との関係で実に興味深いものです．これについては，私的・北海道地質百選の 大夕張クリッペ のページでも紹介していますので，興味のある方は参照してください．

夕張市丁未風致公園から見た大夕張ナップ地形．2006年５月撮影．焦点距離 75 mm．背後に見えるのは夕張岳．テーブル状地形の前面に見える起伏の多い緩傾斜地は大規模地すべり地形（下図参照）．

　この明瞭なテーブル状地形は，標高 870.6 m のピークを南端部とする南北長さ約 2.2 km の平坦な尾根です．この尾根を形成しているのは，中生代白亜紀後期の地層である函淵層の砂岩層です．その周囲（下位）には，新生代古第三紀始新世の幌内層と石狩層群が分布しています．幌内層は主に軟質の海成泥岩から構成されており，その分布地域には函淵層砂岩をキャップ・ロックとする大規模な地すべりが多数存在しています．石狩層群は陸成～浅海成の砂岩・泥岩を主体とします．石狩層群は石炭層を含む挟炭層として有名です．これらの地層の上下関係については下図左下に簡単な層序表を入れましたので参照してください．

　函淵層は水平層というわけではなく，20 度程度の傾斜を持っていますが，その走向は NNW-SSE 方向で，尾根部を軸とする向斜構造を持っています．そのため西方から見ると，その構造は偽傾斜によってほとんど水平に見えることになります．上位の函淵層の砂岩は硬質で下位の幌内層泥岩は非常に軟質なので，函淵層の部分が風化に抵抗して尾根地形を作ったというわけです．

大夕張ナップ周辺の地質分布（５万分の１地質図幅『大夕張』）と傾斜量図（国土地理院地図）をオーバーレイ合成したもの．黄緑点線は大夕張ナップ下底面と関連した衝上断層．マウスオーバーでテーブル状地形周辺の３つの地すべり地形を灰色シェードで表示するが，この地域の地すべり地形を網羅していない．

　函淵層は中生代白亜紀の地層，その下位にある幌内層と石狩層群は新生代古第三紀の地層です．つまり層序が逆転しています．これは，函淵層→石狩層群→幌内層という順番で地層が堆積した後，水平に近い断層面に沿って下位の函淵層が古第三紀の地層の上にのし上がったためです（衝上断層）．このような，上位にあって周りの地層より古く下に根のない地質体は “根無地塊（クリッペ klippe）” と呼ばれています．長尾ほか（1954）は，これを『丸山根無地塊』と呼称しています．なお，“丸山” というのは上に述べた標高 870.6 m のピークのことですが，現在の地形図には山名がありません．
　衝上断層によって下底面を区切られた薄いシート状の構造性地質体は “ナップ nappe” と呼ばれています．そういう意味で私はこれを『大夕張ナップ』と呼んでいます．大夕張ナップは，古第三紀の地層が堆積した後の著しい東西圧縮運動によるもので，日高プレート衝突山脈の形成と強い関連を持つものと考えられています．

長尾捨一・小山内煕・酒匂純俊，1954，５万分の１地質図幅『大夕張』および同説明書，北海道開発庁，121 p．

　ここでかなり気になるのは，上の地質図にオーバーレイした大規模地すべりの存在です．このテーブル状地形の周囲は３つの大規模な地すべり地形で囲まれており，ナップ下底（＝白亜系函淵層群と古第三紀幌内層）の低角境界線は地すべり地形の中にほぼ全体が入っています．こういうケースの場合，地表露頭の地質調査から地質ユニット間のオリジナルな関係を決定することはかなり難しいことになってしまいます．
　例えばの話ですが，『地すべりでスライドしてきた函淵層群砂岩塊が元は断層関係にあった幌内層泥岩の上に定置した』ということもありうるわけです．この点に関しては，その後誰かが調査を行って検討しているという話も聞きません．ナップの存在根拠になったこの部分の地層の分布・構造データが大規模地すべりの内部を見ているのだとすると，いったいどういうことになるのでしょうか．．．私自身なにも見通しを持っておらず no idea です．

※ このナップ（・クリッペ）の存在根拠となったのは，上に書いたように 1950 年代に出版された地質図幅です．その調査時期はおそらく 1940 年代までさかのぼるでしょう．その中では，第四系として段丘礫層と沖積層が簡単に述べられているだけです．つまり，地すべり地形（・堆積物）という項がそもそもありません．調査者の方々が無視したわけでも見逃したわけでもありません．私も身に覚えがありますが，我々野外地質屋には長い間そのようなものは（大規模なものであっても）まったく認識の外にありました．なにしろ調査領域の地形を知るには紙に印刷された（白黒の！）1:25,000地形図しか無かった時代です．
あくまでも私個人のケースですが，地すべり地形のようなものを意識するようになったのはデジタル地形データというものを知った 1990 年代からのことで，それを自分で視覚的に処理・認識できるようになったのは，21 世紀に入ってからのことです．

　上で紹介した 625 m ピークを構成する地層を各種資料で確認してみると，新第三系中新統・滝の上（たきのうえ）層などとなっています．滝の上層の岩相は海成泥岩を主体とするということで，堅硬な岩相は含まれません．しかし５万分の１地質図幅『紅葉山』を見ると，構造が非常に複雑で難しいのですが稜線部分は古第三系漸新統・紅葉山層のように見えます．紅葉山層下部は “十三哩砂岩部層” と呼ばれる『堅硬な暗緑色を呈する粗粒ないし中粒砂岩』となっていますので，おそらくこれでしょう．

高橋功二・谷口久能・渡辺 順・石丸聡，2002，５万分の１地質図幅『紅葉山』および同説明書，北海道立地質研究所，116 p．

鬼首山周辺の地形．地形図は国土地理院地図と10 mメッシュ標高データを使用しカシミール３Dで表示したもの．マウスオーバーで地形説明を表示する．

　この部分の地形をもう少し詳しく見てみます（右図）．まず “625 m ピーク” としたものですが，10 m メッシュ標高データで詳しくチェックしたらその最高点標高は 630.3 m であることが分かりました．以降そのように表記します．630.3 m ピークの南北約 270 m の部分が平頂なリッジになっていて，その東西で地形はかなり異なっています．
　630.3 mピークと鬼首山を結ぶ稜線の西側は馬蹄形で西に閉じた谷地形部になっていて少し気になりますが，それ以外はある意味普通の山地地形です．それに対して東側では東に拡がる裾野を持った浅い凹凸地形が特徴です．これは後に述べるように地すべり地形です（青シェード）．滑落崖のようなものも見えています（茶点線）．
　２つの地すべりの間，630.3 m ピークの東側に伸びる小リッジと谷には，それに直交した何段もの浅いジグザグの段差地形のようなものが見えます（オレンジ色点線）．この “段差地形” の説明として考えられるのは；　① 地層の互層などの成層構造，② 重力クリープ地形，③ 単なる標高データ上の artifact，などです．③ は 10 m メッシュ標高データの由来を考えるとありえないことではありませんが，ここではオッカムの剃刀に従って却下します．② は．．．どうなんでしょう．地すべり内にも同じような地形が見えるので，そういうこともあるのかな？とは思います．
　仮に ① だとすると，ジグザグ形状は『西に緩く傾斜した硬軟を持つ地層の層理面』によって作られたものと考えることが可能です．その地層は紅葉山層の硬質砂岩層で，630.3 m ピークの平頂リッジは一種の “ケスタ地形”（厳密にはちょっと違いますが）ということなのではないでしょうか？
　これらの憶測を証明（or 否定）する唯一の方法は，『現地に行って（登って）地質調査する』ことなのですが，私にはもはや不可能なので残念です．

“鬼首山地すべり”．地形図は国土地理院地図でカスタム色別標高図と地形陰影図を合成したもの．地すべり形状は，防災研災害マップ の地すべり地形表示を参考にして簡略化したもの．マウスオーバーで地すべり地形と下のパノラマ写真の撮影地点を表示する．

　630.3 m ピーク～鬼首山のリッジを作っている地層が紅葉山層の硬質砂岩層だと仮定すると，その下位には各種図幅で示されている古第三系漸新統・幌内層の軟質な泥岩があります．そうすると紅葉山層砂岩層は，軟質で風化浸食を受けやすい幌内層泥岩の上の “キャップ・ロック cap-rock” となって不安定な状態になり，地すべりが発生するでしょう．いわゆる『キャップ・ロック型地すべり』です．こういった状況は，上位にある地層の年代や地質関係を除くと，大夕張クリッペと同様なものです．
　630.3 m ピーク～鬼首山の東側斜面には，防災研地すべりデータベースによると，二つの大きな地すべりが存在しています．ここでは鬼首山東方の大規模な地すべりを仮に『鬼首山地すべり』と呼んでおきます（右図）．鬼首山地すべりの上部滑落崖地形（赤線）は連続性が良く，地形陰影図で地すべりの形態をはっきりと認識することができます．
　防災研地すべりデータベースによると，鬼首山地すべりは多数のサブ地すべりの複合体ですが，全体としては滑落崖長 2.9 km，すべり長は最大 1.5 km です．滑落崖からすべり先端までの標高差は約 350 m あります．防災研地すべりデータベースには数値データが公開されていない（？）ようなので正確には分かりませんが，北海道では中程度の大規模地すべりの一つと思われます．

　下に，この鬼首山地すべりを札幌とは反対側－夕張側から見たものを示します．撮影地点は上の陰影図をご覧ください．一番右に見えるのが 630.3 m ピークで，その直下の地すべりは陰になって見えていません．この斜面のほぼ全体が鬼首山地すべりです．下から見上げた広角ビューを地形図と照合するのは至難の業で，地すべり地形を示したシェード範囲はかなりいい加減なものです．いずれせよ，かなり大規模な地すべり地形であることが実感できると思います．

夕張沼ノ沢市街から見た “鬼首山地すべり”．焦点距離 120 mm で撮影した７枚をパノラマ合成したもの．2025年７月撮影．マウスオーバーで地すべり地形を表示する．地すべり地形のオーバーレイは正確なものではない．

ジェット旅客機の窓から見た支笏湖．苫小牧沖上空（推定飛行高度 3600 m）から 2005年12月撮影．焦点距離 35 mm．マウスオーバーで地名を表示する．

　支笏カルデラは，約４万年前に破局的噴火を起こした支笏火山の頂部が陥没したもので，直径は約 15 km です．そこに雨水が溜まって支笏湖となりました（右写真）．その噴火で発生した火砕流は札幌市街まで達しています．恵庭岳から北側に続く札幌西方山地前面の緩傾斜平坦面は，支笏火砕流の作る台地です．
　なお支笏湖の東側にある紋別岳は，支笏カルデラに関係した外輪山などではなく，その基盤をなす古期（鮮新世？）の火山体です．

恵庭岳山頂部．札幌市南区滝野霊園から焦点距離 600 mm で 2020年11月撮影．

恵庭岳周辺の地形を傾斜量図（国土地理院による）で表現したもの．背景に丸四角半透明シェードの付いたものが恵庭岳火山活動のコンポーネント．マウスオーバーで地質説明と地すべり地形を非表示にする．

　支笏カルデラの北側外輪山である恵庭岳山頂の近接写真です．山頂に見える黒い岩塔は溶岩ドームです．右に見えるピークも多分そうでしょう．山頂から左に伸びる凹地は 17 世紀の水蒸気爆発によって形成された爆裂火口で，現在も噴気活動を行っているのが分かります．この爆裂火口は，上に掲載した長沼町からの写真にほぼ正面からの姿が捉えられています．
　Wikipedia によると，恵庭岳の火山活動が始まったのはおよそ２万年前からで，１万８千年～１万５千年前には大量の降下軽石質火山灰の噴出があり，広域的なテフラ層準となっています．その後，溶岩流の流下ステージがあり，顕著な溶岩流地形が形成されています（右図）．約２千年前には，この溶岩流がオコタンペ川を堰き止めてオコタンペ湖ができました．

　なお恵庭岳の西方では，漁岳－小漁山－フレ岳－丹鳴岳と連なる稜線の西側が平坦となっていますが，これは札幌西方山地の項でも紹介した鮮新世の平頂溶岩によるものです．フレ岳直下には，それを要因としたキャップ・ロック型の大規模な地すべり地形が確認できます．

上：神々しい新雪の樽前山．苫小牧市・道央道樽前SAから焦点距離 135 mm で 2023年11月撮影．下：樽前山山頂の溶岩ドーム．苫小牧市・道央道樽前SAから焦点距離 600 mm で 2020年10月撮影．

樽前山周辺の地形を傾斜量図（国土地理院による）で表現したもの．マウスオーバーで地質説明と地すべり地形を非表示にする．

　支笏カルデラ南側の外輪山である樽前山は，独特な山容を持った火山です．左写真上は，札幌側からではなくその反対側，樽前山の南麓を走る道央自動車道の樽前ＳＡからのビューです．初冠雪の樽前山が神々しい感じです．臼状になった広い山頂部は火口原を形成していますが，その中央に黒く見えているのは樽前山を特徴づける溶岩ドームです（左写真下）．

　Wikipedia によると，樽前山は約 9,000 年前に活動を開始した火山で，大規模な火砕物噴出を繰り返しています．17-18 世紀には２回の大規模な噴火を起こし，その噴出物は広域テフラともなっています．ある程度の規模の噴出物を伴う最新の噴火は 1978 年というバリバリの活火山です．
　この地域のランドマークともなっている山頂の溶岩ドームは 1909 年の噴火に伴って出現したもので現在でも活発な噴気活動を示し，直径は約 470 m，火口原からの比高は約 140 m で頂部は平坦になっています．これが火口原の形状を保った隆起によるものかは分かりません．

　右図は，樽前山周辺の地形を傾斜量図で表したものです．樽前山の南西側には支笏火砕流の明瞭な台地が見えています．樽前山噴出物は山頂からおもに東側を覆っていますが，西側の苔の洞門方面にもその広がりがあります．樽前山の南東麓には３～４個のローブ地形が見え，その上にはシワ状地形を伴います．おそらく 16-17 世紀の噴火に伴う火砕流地形と思われますが，正確なところは分かりません．

　風不死岳は，樽前山とはまったく異なった山容を示し，風不死岳溶岩からなる成層火山です（右図）．噴火活動は約 4 万年前から始まったとされ，8,500 - 4,000 年前にも噴火している活火山です．その位置は支笏カルデラ内にあり，外輪山ではありません．カルデラの中央火口丘に相当するという見方もあるようです．

　なお，風不死岳の南麓部には大規模な地すべり地形があります（右図）が，その発生要因・時期等は不明です．火山活動とは無関係なものかもしれません．

支笏カルデラ周辺の地形．国土地理院による傾斜量図＋地形陰影図のレイヤー合成画像．背景に丸四角半透明シェードの付いたものが支笏カルデラのコンポーネント．マウスオーバーで地質説明を表示する．

　支笏湖周辺の陰影地形図（上図）は，支笏カルデラの作る大規模な火山地形を表現しています．もっとも印象的なのは，カルデラの東部に広がる広大な支笏火砕流台地でしょう．支笏火砕流は美笛峠以西にも広がっていますが，開析によるものかあまり目立ちません．
　もう一つ気づくのは，恵庭岳－風不死岳－樽前山が NNW-SSE 方向の直線上に並んで “火山列” を構成していることです．これは当然，マグマの通り道となる “弱面” の存在を示唆しますが，その詳細は不明です．

　なお，この図ではあまり表現されていませんが，支笏カルデラ周辺・内部には，いくつかの小規模な溶岩ドームと思われる地形が存在します．モラップ山（506.4 m）・“野鳥の森” ピーク（470 m）・多峰古峰（たっぷこっぷ）山（660.9 m）・その周囲にある 646 m・580 m・614.2 m ピークなどです．いずれも，その底面からの比高は 200 - 300 m のものと思われますが，これも詳細は分かりません．

千歳川上流部の地形を傾斜量図（国土地理院による）で表現したもの．マウスオーバーで地質説明と河川説明を非表示にする．

　最後に，支笏カルデラの火山活動とは直接の関係はないのですが，『千歳川上流部』について紹介しておきたいと思います．
　実は支笏湖の唯一の流出河川はもちろん東岸からの千歳川ですが，西岸の流入河川も千歳川と呼ばれているのです．そもそも連続していない別の河川なのになぜ同じ名称が付けられているのかは分かりません．ちなみに支笏湖の流入河川は，千歳川の他にオコタンペ川があります．

　支笏湖は恵庭岳と風不死岳があるので “鼓型” の形状になっていますが，その西岸には湖に張り出した広い平坦部があります．千歳川の流入によって形成されたデルタ地形（“千歳川デルタ”）です（左図）．

　この流入河川である千歳川上流部を見ると，ちょっと面白いことが分かります．千歳川は旧千歳鉱山付近から北に流路を変えてフレ岳西麓の源頭部へ向かっています．この源頭部では，北側の尾根線との最小高度差がわずか 30 m しかありません（水色シェード部）．この尾根のすぐ北側には，なんと札幌市のシンボル河川・豊平川の最上流部があります．その高度差は約 40 m です．つまり，このわずか 30 - 40 m の高さの尾根が侵食されてしまうと，千歳川と豊平川との間に河川争奪が起きることになります．どちらの河川が勝者となるかは分かりません．もっとも，いずれにせよこの場所の上流側が短いので，たいしたことにはなりませんが．

　で，支笏カルデラ絡みの話になりますが．．．私は某博物館展示で『支笏カルデラ形成前は豊平川は現在の支笏湖の場所に源流があった』というのを読んだ記憶があります．つまり，かつて（数万年前以前）そこに豊平川と千歳川（＝石狩－胆振）の分水嶺があったということになります．支笏カルデラ形成以前の地形がどのようになっていたかを知る具体的なデータは今のところ（AI に聞いてみても）見つからないので，これが本当なのかどうかは不明です．

初夏残雪の無意根山（1460.2 m）．左に見えるのは中岳（1387.5 m）．札幌市清田区・平岡公園付近から焦点距離 250 mm で 2021年6月撮影．

　札幌西方山地の大部分は新第三紀の火山岩類からなり，後に述べる手稲山もその一部です．この新第三紀火山岩類の中でも，その上部には大規模な溶岩流が発達し，流走面が水平に近いため平頂なピークを造る場合があります．空沼岳・札幌岳・無意根山・朝里岳・手稲山などはその代表的なもので，遠目にもすぐに分かる特徴的な山容を示しています（右写真：無意根山）．

　この溶岩は『平頂溶岩（flat lava）』とも呼ばれます．

※ “平頂溶岩” という名前は，私が学生時代にどなたかからそう教えられたもので，Google 等で検索してみてもそんな言葉はヒットしてきません．例えば松田義章さんによる『手稲山の形成史』では，この溶岩を “平坦面溶岩” と呼んでいます．これが正確な呼称かもしれません．しかし私はなんとなくですが “頂” の部分に思い入れがあり，低平な台地とかではないという意味で，ここでは平頂溶岩という言葉を使用します．そういう意味では，英語表記だと “flat-peak lava” なのかもしれません．

札幌西方～支笏湖北西方にかけての平頂溶岩の分布．平頂溶岩をアニメーションで強調表示する．地質図・溶岩分布は，産総研1:20,000地質図幅『札幌』による．“平頂溶岩” として強調したものは，その図幅中で “更新世火山岩類（An）” とされたもの，および “鮮新－更新世火山岩類（Ap）” とされたものの一部．

　札幌西方～支笏湖北西方にかけての平頂溶岩の地質分布を右図に示します．1/20万分の１地質図幅『札幌』によるものですが，発行時期が　1980年とやや古く，年代論には曖昧な点があるので，そこで使用されている層準分類のどれを平頂溶岩類としてよいのかは，よく分からない点があります．ここでは『札幌』図幅で標高の高い山地において “更新世溶岩” とされたものに “鮮新－更新世溶岩” の一部を適当に加えてあります．もちろん，そのような判断が専門的に妥当なものかは確信はありません．
　平頂溶岩の噴出年代は 3.7 Ma（鮮新世）前後とされていますが，それより古い 10 - 5 Ma（後期中新世）の噴出年代を持つものも含まれているようです．20万分の１地質図幅『札幌』では更新世溶岩という表現が使用されていますが，第四紀更新世の噴出年代を持つものは平頂溶岩の中には確認されていません．

　平頂溶岩の分布を大まかに見ると，①札幌西方山地と ②支笏湖北西方山地の二つがあります．その間の奥まったところに，③無意根山の平頂溶岩分布があります．なお，①は右図では東西二つに分かれているように見えますが，あとに述べるように一体のものである可能性があります．
　それぞれを構成するおもなピークとその標高は次のとおりです．

① 春香山（906.7 m）・奥手稲山（948.9 m）・手稲山（1023.1 m）迷沢山（1005.3 m）・屏風岳（752 m）・朝里岳（1280.6 m）・白井岳（1301.3 m）・余市岳（1488.0 m）

② 札幌岳（1293.0 m）・狭薄（さうす）山（1295.7 m）・空沼岳（1251 m）・漁（いざり）岳（1317.5 m）・小漁山（1234.9 m）・丹鳴（になる）岳（1039.5 m）

③ 無意根山（1460.2 m）・中岳（1387.5 m）

　つまり，少数の例外を除いて，平頂溶岩地形は標高 1000 ～ 1400 m の “開析されてはいるが全体として平坦な地形” ということになるでしょう．
　これらの平頂溶岩が単一の噴出源を持つ溶岩流とはとても思えないので，多分複数の噴出源から流出した複合的なものと思われます．その噴出源はどこにあるのでしょうか？

　下の写真は，札幌周辺からというわけではないのですが，長沼町から見た ②支笏湖北西方・③無意根山の平頂溶岩地形です．向かって左（南）側には，現世の活火山である支笏火山の北端，恵庭岳が見えています．支笏火山の噴火活動の開始はおよそ６万年前頃と言われていますので，平頂火山の活動が終わってから 300 万年以上の長い休止期を挟んで新たな火山活動が開始したことになります．この風景は，本州火山弧の北端部とも言える札幌周辺の火山活動の長い歴史を実感させてくれます．

支笏湖北西方平頂溶岩地形と無意根山平頂溶岩地形．焦点距離 60 mm で撮影した２枚を合成．長沼町マオイ文学台から 2022年9月撮影．

札幌西方山地の平頂溶岩が作る地形を傾斜量図で表現したもの．傾斜量図は国土地理院地図による．シェードで示したのは，あくまでも平頂な地形部分であって，平頂溶岩の地質分布そのものを図示したものではない．マウスオーバーで平頂溶岩地形を非表示にし，手稲山地すべりを表示したものを表示する．“手稲火山溶岩” については次項参照．

　上の図は，札幌西方山地の平頂溶岩地形を傾斜量図で表現したものです．マウスを置いてみるとすぐにお分かりと思いますが，朝里岳から春香山－奥手稲山－迷沢山と続く山地の平坦地形は非常に顕著なもので印象的です．これがまさに平頂溶岩の作る地形です．この平頂地形の東には，手稲山山頂から東（南）へ流下する二つの顕著な溶岩流地形が見られます．
　なお，手稲山の北東側に見られる平坦地形は，上の20万分の１地質図幅『札幌』では溶岩流の分布域となっていますが，実は大規模な地すべり地形です（青シェード部：後述）．

　上で述べたように，地質図幅『札幌』では朝里岳－屏風山地域と迷沢山－春香山地域は平頂溶岩の分布としては分離しているように見えますが，傾斜量図では両者は明らかに連続した一連の平頂・平坦地形を形成しています．この分離部がもしかすると二つの溶岩分布の間の地すべり地形となっているのではないかと防災研地すべり分布図を見てみましたが，大きな地すべりはありませんでした．５万分の１地質図幅『銭函』を見ると，この分離部分は平頂溶岩の下位層の分布となっていますが，その中には安山岩溶岩類を含んでいます．そもそも噴出年代がそれぞれの溶岩ごとに細かに分かっているわけではないので，下位層とされたものも含めて本質的には同時代の溶岩類に属するものではないかと今のところは考えています．

　手稲山山頂部から東側にかけて分布する溶岩（“手稲山溶岩類”）は，この平頂溶岩の分布からはある程度分離しており，地形特徴もかなり異なるため，同一の平頂溶岩ユニットに属するものかは不明です．いずれにせよ，この二つの溶岩流地形に匹敵するものは他の場所には見られない特異なものです．これについては次の項で少し詳しく述べます．

手稲山西方の平頂溶岩が作る地形を手稲山頂上空 1000 m から俯瞰したシミュレーション画像（カシミール３Dによる）．マウスオーバーで平頂溶岩地形（茶色シェード）を表示する．茶色の山名は平頂溶岩地形内のピーク．

　このページは『札幌周辺から見える』ものが対象なので，この見事な平頂溶岩地形がどこから見えるのかということなのですが．．．結論から言うと，私のような人間が通常アクセス可能な場所（＝登山ルート以外）からは見えません．
　札幌市街からはもちろん全然無理ですが，少し東に離れて東野幌や長沼町から遠望してみても，ピークは見えているのですが平頂な地形としてはまったく認識できません．それでは，と手稲山山頂の手稲神社奥宮からカシミール３Dでシミュレートしましたが，手前の尾根等がじゃまになってほとんど無理でした．平頂地形を見るには，神社の 1000 m 上空に視点を設定する必要がありました（上図）．こういう視線は非日常的なものですが，もしかすると函館空港行きの旅客機便とかなら希望はあるのかもしれません．

上の写真のさらにクローズアップしたもの．マウスオーバーで手稲山を構成する溶岩流の概略分布を表示する．

　手稲山の山頂部が平坦・台形になっている（右写真）のは，もちろん新第三紀火山活動による平頂溶岩（手稲山溶岩）の構造が見えているものです．
　手稲山山頂の右手前にある “お饅頭型” のピークはネオパラ山（838 m）です．よく見るとやや平頂なので，多分平頂溶岩地形の一部ということなのでしょう．北海道地質百選の このページ によると，手稲山溶岩の下位にあたるネオパラ山溶岩が作る地形となっています．ネオパラ山溶岩の末端が 495.1 m ピークですが，その下の斜面には溶岩流の露岩らしいものが見えています（赤矢印）．
　手稲山溶岩の噴出年代は 3.7 Ma（前期鮮新世）とされていますので，西方山地の平頂溶岩 “主部” の年代とほぼ同一です．

※ “ネオパラ山” というのは正式な地名ではなく，もちろん地理院地図にもありません．これはサッポロテイネスキー場にあるパラダイス・ヒュッテ付近の斜面の名称から由来したもの（＝ネオ・パラダイス）のようで，単なる俗称です．

手稲山周辺の傾斜量図（国土地理院地図による）．地形陰影図を半透明度で合成している．マウスクリックで説明入りの図（３枚）に進み shift+クリックで戻る．

　手稲山周辺を傾斜量図で表現してみると，これらの溶岩流が作る非常に興味深い地形が見えてきます（上図）．
　まず，手稲山山頂付近とネオパラ山付近から東へ流下する明瞭な溶岩流地形があります（右図１枚目）．上に書いたように，手稲山溶岩・ネオパラ山溶岩です（右図２枚目）．ネオパラ山溶岩の地形は多少複雑です．標高 750 m 付近の部分にやや明瞭な傾斜変換線があり，フロー境界の可能性があります．ネオパラ山は標高 800 m 前後の部分に傾斜変換線があり，その上がドーム状になっています．最上部が平頂になっていますので，もしかすると手稲山溶岩流の一部が開析により切り離された残丘なのかもしれません．ここではよくわからないので，とりあえず “ネオパラ山ドーム” と呼んでいます．

　この二つの溶岩流地形は非常に見事なもので，溶岩流上面のシワ状・小リッジ状構造らしきものもはっきりと見えています（右図３枚目：灰色点線）．噴出から 400 万年近く経過した溶岩流の上面が浸食も開析も受けずにほぼそのまま残っているというのはとても考えられないので，これは私にはかなり大きな謎です．例えば，溶岩流上部にかなり厚い自破砕部（クリンカー？）があって，浸食でその部分が失われて．．．というのも考えてみたのですが，どうも不自然な感じがするというか，真相は私には分かりません．

　手稲山山頂西側には，二つの馬蹄形急崖が見えます（右図３枚目）．手稲山周辺には，下に述べる手稲山地すべりを始めとしていくつかの大規模な地すべりが発達しています（右図４枚目・紫色シェード）．馬蹄形急崖のうち東側のものは，その地すべりの滑落崖とされていますが，西側のものはそうではないようです．形状としては，多くの火山に見られる爆裂火口やそこから発達した崩壊壁にも似通ったところがあるのですが，それは多分妄想というものでしょう．

　手稲山の東麓には，最大幅 4.5 km の巨大な地すべり地形があります．地すべりの発生時期は分かっていませんが，支笏火山の噴出以前で少なくとも５万年前より古いものです（宮坂ほか，2007）．

宮坂省吾，山崎 茜，岡村 聡，英 弘，石井正之，小板橋重一（2007）鮮新世溶岩台地縁辺の地すべり地形：手稲山山体崩壊と天狗岳地すべり．日本地質学会第114年学術大会見学旅行案内書（地質学雑誌第113巻補遺），19-28．

※ 宮坂ほか（2007）では，この “地すべり” を『岩屑なだれ（rock avalanche）』と呼んでいます．地すべりと岩屑なだれ等の高速斜面変動との関係は私のような素人には難しいものがあります．多分，地すべりは移動速度が遅く移動体にはある程度の連続性がある，岩屑なだれは移動速度が非常に速く移動体は分離していて不連続，といった違いがあるものと推測されます．ここでは，一般的な通称として『地すべり（landslide）』という呼称を使用しており，専門的な立場から分類的にそう呼んでいるわけではありませんのでご了解ください．

　下の写真は，札幌市手稲区新発寒付近の土手の上から見た手稲山と地すべり地形の景観です．実はこの地すべりのベストな撮影ポイントをまだ見つけていません．この場所はまあまあなのですが，地すべり地形を俯瞰できる高度がないため，その広がりが実感しにくいのが玉に瑕です．午前遅くなると，もろに逆光になってしまうのもお出かけ写真撮影にはきついところです．あと手前が住宅地なので，電線が邪魔です．Photoshop のワイヤ消しAI機能で可能な限り除去していますが，完全ではありません．

カシミール３Ｄによる手稲山地すべり地形．北区新琴似新川付近より．上の写真とはやや視線が異なるが，同様なビューとなるように設定したもの．焦点距離設定 50 mm．

手稲山地すべりを高度 2000 m から正面俯瞰したシミュレーション画像．焦点距離設定 35 mm．マウスオーバーで地すべりを消去したものを表示する．

　この大規模な地すべり地形は，例えば地質研『北海道の地すべり地形分布図』などを見ると分かるように，札幌市域最大級の地すべりです（上図・右図）．札幌市の南西部には，無意根山東麓や空沼岳北麓に密集した大規模な地すべり地形が見られますが，市街地隣接地域としては手稲山地すべりはダントツに大規模なものです．
　軟質な地質の上位に溶岩流などの堅硬な岩盤がほぼ水平に載るという地質状況からくる不安定性が原因となる，いわゆるキャップ・ロック型（cap-rock type）の地すべりと考えられます．しかし，なぜこの場所で大規模な崩壊が起きたのか，そのトリガーは？といった specific なことについてはよく分かっていないのが実情でしょう．

　最初に述べたように，この地すべりは５万年以上前に発生したもので，その後活動した形跡はありません．しかし宮坂ほか（2007）によると，その崩積土塊の厚さは約 30 m あり，その末端は現在の住宅地まで達しています．現在は安定していても地震や降雨などにより再活動しないという保証は必ずしもありません．

　この “札幌市街から見える” 巨大地すべりについては， 私的・北海道地質百選のページ でも紹介していますので，興味のある方はそちらもご参照ください．

　実は，藻岩山は『札幌市で一番新しい火山＝第四紀火山』です．札幌市で第四紀火山であることが分かっているのは藻岩山だけで，その噴出年代は 2.6 - 2.4 Ma（＝ 260～240 万年前：第四紀更新世前期）です．その火山を造っているのは藻岩山溶岩（地質図幅『札幌』）と呼ばれる火山岩類で，岩相は両輝石安山岩です．

北海道地質百選『札幌の象徴 藻岩山』によると，藻岩山溶岩の噴出年代は 2.8 - 2.6 Ma となっています．これをそのまま現在の地質年代チャートに当てはめると新第三紀鮮新世末期に入ってしまいます．新第三紀－第四紀境界年代は 2.58 Ma です．年代測定手法（K-Ar 法）の問題もありそうなので，実際のところどうなのかは私には判断できません．
いずれにせよ，絶対年代で表現された地質年代境界というのは arbitrary なものですから，『札幌で一番若い火山』ということには間違いありません．

藻岩山周辺の地形陰影図．白点線は藻岩山の主稜線．マウスオーバーで地形・地質説明を消去したものを表示する．白矢印は本文参照．陰影図は国土地理院地図による．

　藻岩山周辺の地形特徴を地形陰影図で見てみると左図のようになっています．地質図幅『札幌』によると，藻岩山全体が藻岩山溶岩からなっており，その山麓部や藻岩下付近の沢状部は崖錐堆積物からなっています．藻岩山の西・南側には新第三紀鮮新世西野層（約 400 万年前）の溶岩・火砕岩類が分布しています．
　藻岩山の周辺には，地形図上でドーム状の構造を持つピークが散在しています（オレンジ色シェード）．なんらかの火山性地形と推測されますが詳しくは不明です．
　藻岩下から兎平にかけて “平坦稜線” で囲まれた NNW-SSE 方向の凹地は地形的に非常に印象的です．このサイトには『藻岩火山の山頂下での割れ目噴火（260-230 万年前）による』と分かりやすいイラスト付きで書かれています．魅力的な仮説ですが，その根拠・原典は不明です．
　なお，藻岩山東麓には幅 1.5 km 程度のやや大きな地すべり地形があります（緑色シェード）．その東端は白矢印で示されるように豊平川の河食を受けていますので，現在は活動していない古い地すべり跡と思われます．

藤野三山周辺の地形陰影図（国土地理院地図）．マウスオーバーで溶岩ドームと判断されるもの（オレンジ色シェード）と大規模地すべり地形の一つ（茶色シェード）を表示する．赤点線は藤野カルデラ外縁（後述）．

　これらのピークは，地質図幅『石山』・八束ほか（2009）によると大部分が紫蘇輝石普通輝石安山岩溶岩から構成されており，一部に角閃石デイサイトを含んでいます．その特徴的な形状は安山岩（・デイサイト）の堅硬な岩質によるものです．
　しかし，それが平面的な溶岩流であれば，このようなピーク形状になるはずがなく，いわゆる火山岩頸（volcanic neck）の可能性が考えられます．八束ほか（2009）は，これらの安山岩体は溶岩ドーム（溶岩円頂丘 lava dome）であるとしています．その形成時期は，およそ 400 万年前（新第三紀鮮新世前期）です．これは，周囲に分布する新第三紀の海成層のうち一番若い西野層の年代とほぼ一致しており，西野層堆積直後に上昇・露出したものと推定されます．

　これらの溶岩ドームは 400 万年も前に形成されたものなので，その形態がそのまま現在の藤野三山の山形になっているというわけではありませんが，基本的な形態は残っているのかもしれません．藤野三山の周りを見渡してみると，651 m ピーク（藤野富士）もそうですが，その他に数個の溶岩ドームと思われるピークが点在しています（上図）．
　現在は溶岩ドームの周囲はそれに由来する崩壊岩屑からなる崖錐堆積物によって広く覆われています．藤野三山の周囲には長さが 2 km を越える大規模な地すべり地形も見えています（上図）．防災研地すべりマップ で見ると，藤野三山周辺は図示したもの以外に地すべり地形で埋め尽くされており，支笏湖西方から続く地すべり密集地帯の北端部となっています．

　実は，藤野三山の周囲にはカルデラの存在が指摘されており，藤野カルデラと命名されています（渡辺，1993）．私はそのことを今回知って非常に驚きました．上図にはそのカルデラ縁の一部を図示しています．

藤野カルデラの推定形状．オレンジ色シェードは溶岩ドーム（推定を含む）．地形陰影図は国土地理院地図による．マウスオーバーでカルデラ形状と溶岩ドームを消去したものを表示する．赤点線：渡辺（1993）による藤野カルデラの外縁を推定した線．

　藤野三山周辺を広く見渡してみると，形状は不明瞭ですがカルデラの全体らしきものが見えてきます（右図）．地図上でそれらしいところを測ってみると直径は約 6 km あります．原著には詳しい地図が示されておらず，このカルデラ縁は私が “適当に” 推定して描き入れたもので，おそらく不正確なものです．渡辺（1993）は藤野カルデラの直径を 3.5 km としており，私の推定との整合性は不明です．

　カルデラはやや馬蹄形の形態を持ち，北側の形状は不明瞭で開いています．豊平川による河川浸食・開析の結果と考えられます．カルデラ内の溶岩ドームの分布には，渡辺（1993）が指摘しているように北西－南東方向の配列が見られますが明瞭なものではありません．カルデラの形成はもちろん溶岩ドーム形成前で，西野層堆積時かその直後と考えられます．

八束　翔・田嶋　祐一・嵯峨山　積・岡村　聡（2009）札幌市南部，藤野－簾舞地域の新第三紀火山岩類と珪藻化石層序．北海道立地質研究所報告，第80号，7-13．

渡辺　寧（1993）岩脈・火口配列に基づく西南北海道北部の新生代後期の応力場．地質雑，99，105-116．

カルデラと溶岩ドームの例：洞爺湖に浮かぶ中島は，洞爺カルデラ中の溶岩ドーム群である．2009年３月撮影．

　カルデラ中の溶岩ドームの典型例としては，北海道民なら一度は見たことがあるだろう洞爺湖中島があります（右写真）．これは，洞爺カルデラの中心部に上昇した溶岩ドームの複合体です．こういったものは屈斜路カルデラなど他のカルデラでも普通に見られるものです．しかし，カルデラ形成期の後期に溶岩ドームの形成が起きやすい理由はどういったものなのでしょうか？　ちょっと分かりません．

　藤野カルデラが西野層などの堆積場である海中で形成された海底カルデラか，あるいは陸上火山で形成されたものかは，よく分かりません．溶岩ドーム形成以降にその上・周辺に堆積した地層も知られていません．

　下の図は，カルデラと溶岩ドームの形成に関する一般的な模式（・勝手）想像図です．藤野カルデラに関するスキームを示したものではありません．

カルデラと溶岩ドームの模式想像図．単なる一般的な想像図で，実際の藤野カルデラについてのスキームを示すものではない．

　一般に巨大カルデラは，爆発的な噴火による大量噴出によって地下の質量が失われて陥没を起こすものですが，そこはこの図にはまったく表現されていません．藤野カルデラのケースでは，そのような大量の噴出物は周囲の地層の中に見当たりません．もしかすると，複数の溶岩ドームの形成によって地下に質量欠損が生じたという可能性も考えられます．その場合，溶岩ドーム形成後にカルデラが形成されたことになり，上に書いた形成順とは逆になってしまいますが，それが火山学的に妥当なものかは分かりません．

　また，溶岩ドーム形成後にはそれを覆うあるいはそれにアバットする後カルデラ堆積層が形成されているはずですが，藤野カルデラの場合はそれに対応するものが見当たりません．カルデラ外縁形状はかなり開析されていますので，それらが 400 万年という長い期間の間に浸食で失われた可能性もありますが，溶岩ドームがある程度元の形状を保持しているように見える点とはなんとなく矛盾します．西野層堆積後に陸上でカルデラ形成が起き，その後湛水もしていない（＝堆積域になっていない）ということなのでしょうか？

　どうも，よく分からないことばかりなのですが．．．いずれにせよ藤野三山という札幌市民にとって身近な山に着目した結果，興味深い火山地質学的現象が我々の眼前に存在していることに気づくことができました．

赤色シェードは岩脈．オレンジ色シェードは溶岩ドームの可能性が推測される部分．水色シェードは地すべり地形．地形陰影図は国土地理院地図による．マウスオーバーで説明シェードを消去したものを表示する．

岩峰の向かって左側に見られる柱状節理．右側の壁面に不明瞭な多角形断面が見られる．焦点距離 250 mm で撮影した一部をクロップしたもの．小金湯さくらの森から 2025年11月撮影．

　八剣山を造っているのはもちろん火山岩体で，渡辺（1993）によるとその岩相は角閃石デイサイト，『観音岩脈』と呼ばれています．貫入年代は 4.0 Ma（400万年前＝前期鮮新世）と測定されており，藤野三山の溶岩ドームとまったく同時期のものです．なお，５万分の１地質図幅『定山渓』では “観音岩山岩脈” となっています．
　小金湯東方には，八剣山と同じように岩脈と考えられる地形があり，定山渓図幅では “一の沢岩脈” と呼ばれ岩相は輝石安山岩とされています．しかし，空中写真等で確認した限り，八剣山のような岩峰・岩壁は認められません．
　観音岩脈の周囲に分布する母岩は両輝石安山岩からなる砥石山溶岩・烏帽子岳火砕岩類で，その年代は 9.0 Ma（900万年前＝後期中新世）です（野々口，1989）．

　八剣山の周辺には，地形的に藤野三山と同様な溶岩ドームと想像されるものが複数あります（上図）．もしそうだとすると，観音岩脈と同時期にそのようなものが形成された可能性も考えられます．しかし地質図幅や渡辺（1993）などにはそういう指摘はどこにもありませんので，私の単なる気のせいかもしれません．
　なお，八剣山の南西側・北西側山麓斜面には，少し規模の大きな地すべり地形が見えています（上図）．

　渡辺（1993）によると，観音岩脈の厚さは約 30 m，水平延長は 500 m 程度です．岩峰を南西側から見て向かって左側には，ほぼ水平な柱状節理が発達しているのが認められます（左写真）．この構造は，観音岩脈がほぼ垂直な板状岩脈であることを示しています．

神威岳山頂部の露頭．マウスオーバーで説明線を消去したものを表示する．

　次に，いつものように神威岳の地質学的背景を書いておきます．上に，私はこれを火山岩頸と誤解していたと書きましたが，今回この記事を書くにあたって既存資料や自分で撮った写真を精査（？）して，そうではないことが分かりました．

　右の写真は，上に掲載した神威岳のクローズアップ写真から，その向かって左側をクロップしたものです．まず，神威岳の頂部はたしかに垂直な節理の発達した火山岩と思われますが，柱状節理というほどには顕著なものではありません．よく見るとその中にほぼ水平に近い層状構造が見えています．溶岩流の構造と思われます．向かって左に傾いているようにも見えますが，露頭面を正面から見ていないせいだと思われます．
　その下は崩積・崩落岩塊によって不明瞭ですが，さらに下位には，ほぼ水平な層理面を示す堆積岩層が露出しているのが見えます．もちろん遠目なので正確には分かりませんが，かなり粗粒な礫サイズの砕屑物を含んでいるようですので，おそらく成層火砕岩層と推測されます．つまり，神威岳山頂は火山岩頸ではありません．

　地質図幅『銭函』によると，神威岳を構成している地質は烏帽子岳集塊岩層と呼ばれる輝石安山岩質火山岩類です．“集塊岩” というのは現在の用語ではハイアロクラスタイト（hyaloclastite）＝水冷破砕溶岩類と言い換えることができると思われます．ハイアロクラスタイトについては，例えばこちらの紹介をご覧ください．これらは海底火山活動によって形成されたもので，溶岩流や供給岩脈として堅硬な火山岩体を含みます．神威岳山頂の溶岩流は前者にあたるものでしょう．噴出年代は八剣山の項にも書きましたが，約 9 Ma = 900 万年前（新第三紀中新世後期）です．

神威岳周辺の傾斜量図．国土地理院地図による．マウスオーバーで地すべりシェードを消去したものを表示する．白矢印については本文参照．

　左に，神威岳周辺の地形傾斜量図を示します．傾斜量図は国土地理院地図のレイヤーの一つとして表示できますが，通常の地形陰影図では分かりにくい地形の特徴が見える場合があり，重宝します．傾斜の急な部分ほど暗く表示されるようになっています．こちらのページで傾斜量図について多少詳しく説明しています．

　これを見ると，神威岳山頂下部斜面がこの地域では格段に傾斜の急な部分であることが分かります．他にそういう特徴を持つ部分は見当たりません．つまり，少なくとも規模の大きな溶岩流層状岩体は，神威岳にしか見当たらないことになります．しかし溶岩流がここだけにしか無いというのはちょっと不自然なので，どこか近場に供給岩脈や溶岩ドームが局在していてそこから流出したものなのかもしれません．傾斜量図をよく見ると，烏帽子岳の西側尾根と山頂の南側直下に溶岩体のような急傾斜部があります（白矢印）．その標高は 900 - 1000 m 前後で，神威岳山頂の高度とほぼ同じですので，なんらかの関係がある，例えば同じ溶岩流層準に属するものを見ている，のかもしれません．
　なお，烏帽子岳の北側斜面には大規模な地すべり地形が見られますが（水色シェード），神威岳周辺には小規模なものがいくつか見られるだけです．