鱒川面の下方に位置して鈴蘭丘面がある。鈴蘭丘面は、かつて次に述べる中野町面と共に赤川段丘の名で呼ばれていたが、本章では一括して呼ぶ場合は赤川段丘の名で呼び、細分する場合は鈴蘭丘面・中野町面の名で呼ぶこととする。
　鈴蘭丘面は比較的広い範囲にまたがっており、多くの川によって開析された狭い平坦面の集合から成り、傾斜も、より下位の平坦面より急で、多輪廻(りんね)的性格を持つもので、更に細分される可能性もある。
　函館市北方約110キロメートルの長万部町付近には、高度200メートル前後の三ノ岱(たい)面、高度120メートル前後の二ノ岱面があり、その他、長万部段丘(高度60～40メートル)、飯生神社段丘(高度20～10メートル)、長万部温泉段丘(高度5メートル前後)の各平坦面がある(瀬川　1973)。このうち三ノ岱面と二ノ岱面は浸食面と考えられ、鱒川面や鈴蘭丘面に対比できる。
　小林国夫(1965)によると、地質時代の第4紀は著しい隆起あるいは海退の時代であったというが、そのような隆起時代に形成されたのが鱒川面・鈴蘭丘面であったものと思われる。
　鈴蘭丘面は北西から南東に高度を減ずる傾向があり、亀田川左岸では170メートル、汐泊川左岸では100メートル前後の高度を示している。このことは鈴蘭丘面が形成された後、著しい地盤運動があったことを示している。この運動は平坦面そのものにも影響を与えており、鈴蘭丘面の高度の高い所では平坦面傾斜が急であり、高度の低い所では平坦面傾斜が緩やかになる傾向が見出される。
　鈴蘭丘面の堆積物は、松倉川より西では一般に北西に厚く、南東に薄い傾向が見出される。
　松倉川と汐泊川間の鈴蘭丘面堆積物は、汐泊川層の上に下部から亀尾砂層・段丘礫層・褐鉄鉱と砂層のやや傾斜した互層が順次乗り、更にその上にはローム層・表土が乗っている。
　亀尾砂層を東方及び南方へ追跡すると、いずれも泥炭層に変化しており、少なくともこの地層は潟(せき)湖あるいは湿地のような所で堆積が行われたものと思われる。同様な泥炭層は旭岡北方でも鈴蘭丘面堆積物として見出され、この付近は一般にこのような環境下にあったことを示している。また鈴蘭丘面内縁の傾斜変換線付近の堆積物は、基盤岩の上に基盤岩の風化物を薄く乗せており、浸食面的な性格を示している。
　中野町面は平坦面の内縁高度90～100メートルを示すもので、鈴蘭丘面の下部に明瞭(りょう)な段丘崖を持って存在する。しかし日吉町背後や滝沢町背後のように、鈴蘭丘面との境界があまり明瞭でない所もある。中野町面は北西から南東方向の分布型を示すが、松倉川と汐泊川間では急に南方に張り出した形を示しており、面積も広くなる。
　函館山の立待岬西方に100メートル前後の平坦面がある。ここでは基盤岩のみ存在し、段丘堆積物は見出されないが、中野町面に対比されるものと思われる。
　中野町面は鈴蘭丘面に比べてはるかに面積は狭い。また後者の高度が北西から南東に次第に低下する傾向を示すのに対し、前者はほぼ一様の高度変化を示しており、比較的変化が少なく、段丘形成後の地盤運動が小さかったものと思われる。
　中野町面堆積物は松倉川以西の場合では、汐泊川層(第3紀中新世)を切って段丘堆積物が約3メートル程乗っている。段丘礫の大部分は基盤岩より供給されたものであるが、上部に安山岩が円礫として見出されることは、堆積の末期に北方からおそらく河川によって運搬されてきたことを示すものと思われる。
　松倉川左岸の中野町面堆積物は、基盤岩の石英粗面岩あるいはその風化物を切って礫層・凝灰質砂層・褐(かっ)鉄鉱混じりの褐色砂層・ローム層等が乗る。段丘堆積物は基盤岩より由来した石英粗面岩や安山岩・玄武岩から成る。堆積物はあまり厚くない。同形度が高い点からみると、これら段丘堆積物中の礫は海岸堆積物とみられる。
　汐泊川河口近くの中野町面堆積物は、汐泊川層を切って分級度の極めて良い砂礫層が乗っており、その上にシルト・粘土・いわゆる銭亀沢火山灰等が乗っており、礫→シルト→粘土の順序の堆積相は海進の過程において堆積したものであることを示している。
　鈴蘭丘面と中野町面は、高度から考えると、関東地方の多摩丘陵に相当しており、多摩丘陵が120～200メートルの高度をもつT1面と、70～100メートルの高度のT2面に分けられることとも一致している。
　菊地隆男(1971)によると、多摩丘陵はT1面が御殿峠礫層、T2面がおし沼砂礫層から成り、おし沼砂礫層は横浜南方の屏風(びょうぶ)が浦層と呼ばれる海成層の最上部に相当している。従ってT1面は御殿峠礫層という扇状地礫層の堆積面であり、T2面は海成層が造った平坦面ということになる。
　小林国夫(1965)によると、長沼－屏風が浦層はミンデル・リス間氷期に形成され、地中海の主モナストリアンあるいはチレニア段丘に対比されている。しかし、湊　江尻(1966)によると、長沼層はギュンツ・ミンデル間氷期でミラチア海進によるものであり、屏風が浦層はミンデル氷期と考えられており、意見の一致をみない。ミンデル・リス間氷期やギュンツ・ミンデル間氷期というのは、ヨーロッパ、特にアルプスを中心とした第4紀の分類であり、次のように考えられている。すなわち、A・ペンクとブルックナームにより、第4紀は古い方からギュンツ、ミンデル、リス、ウルムの4氷期とそれらの間の間氷期、ギュンツ・ミンデル間氷期、ミンデル・リス間氷期、リス・ウルム間氷期に分けられた。しかし、その後ギュンツ氷期よりも古い氷河時代のあることが分り、これをギュンツ氷期に近い方をドナウ氷期、より遠い(古い)方をビーバー氷期と呼んでいる。