地球環境研究，Vol.22（2020）

埼玉県比企丘陵，中新世堆積岩類の地球化学的研究
木

村

棟

浩＊

川

野

良

信＊

鮎

沢

潤＊＊

柚

原

雅

樹＊＊

キーワード：埼玉県，比企丘陵，堆積岩，新第三紀，化学分析
間にわたって風化した神奈川県秦野市柳川に分布する黒Ⅰ．はじめに

ボク土，ローム層の化学分析を行い，ローム層では，希近年，地質環境の汚染は社会問題のひとつと捉えられており，2003年の土壌汚染対策法施行とともに，その実

土類元素は粘土鉱物，水酸化鉄への吸着により蓄積される場合があると指摘している．

態把握が進められてきた（駒井，2007）．一般に地質環

このように表層の化学情報と岩石中の元素挙動の両境の汚染は自然に起因する場合と人為的な場合があるが，側面から，有害元素の濃集や拡散メカニズムを検討す

両者を区別するためには汚染実態を正しく把握しておる試みが続けられているが，地表環境や岩石種の違い

く必要がある（駒井，2007）．そのための基本データとによる元素挙動の検討は十分に行われているとは言い難

して，広域地球化学図（Ohta et al., 2005；Mikoshiba etい．そのため，元素挙動の地域差の有無，各岩石種の元

al., 2006；2011）や土壌地質汚染評価基本図（丸茂ほか，素保持能力，元素保持のメカニズムを明らかにするため

2003；2006）などがあり，調査によって得られたデータに，日本各地において多種多様な岩石の化学的風化に伴との比較を通して，汚染状況の把握が可能となる．

う元素の挙動を調べる必要が指摘されている（木村ほか，

その一方で，岩石内部の元素の挙動についても検討が1999；大谷・鹿園, 2005）．

進められている．木村ほか（1999）は，酸化的環境下にそこで本研究では，背斜構造によって限られた領域における堆積岩中の微量成分・希土類元素の挙動を知るた

複数の地層が露出している埼玉県比企丘陵大立山周辺にめ，秋田県男鹿半島の女川層（中部－上部中新統）に分布する新第三紀堆積岩類（第１図）を対象として，主分布する頁岩，珪質頁岩の化学分析を行った．その結果，成分・微量成分・希土類元素分析を実施し，女川層堆積

彼らは岩石の風化により溶脱された微量・希土類元素が，岩類との比較を通して，化学的風化による各種元素挙動

水酸化鉄に吸着され，再び岩石に濃集することを明らかの解明を試みた．

にしている．また，大谷・鹿園（2005）は，過去5000年

第１図

＊
＊＊

比企丘陵の地質概略図（比企団体研究グループ，2004を一部改変)

立正大学地球環境科学部
福岡大学理学部25

埼玉県比企丘陵，中新世堆積岩類の地球化学的研究（木村・川野・鮎沢・柚原）

Ⅱ．地質概略岩，凝灰岩を挟んでいる．砂岩の粒度は様々で，細粒から粗粒まで変化している．また，変質作用により，緑泥

比企丘陵は関東山地の北東縁に位置し，主として海成

石―スメクタイト混合層鉱物，スメクタイト，絹雲母な中新統から構成される（高橋，2008）．調査対象地域のどを生じている．本層と下位の滝層は断層関係にある．

中新統は，下位層から七郷層（伊古山田部層，水房部層），

小園層は，粕川の右岸側沿いと，荒川では奈良梨断層

滝層，凝灰岩層，畠山層，小園層，荒川層，福田層，野より上流の両岸に分布する（第１図）．小園層下部では田層に区分されている（比企団体研究グループ，2004）．

粗粒砂岩を主体に，泥岩や炭層をともなう．砂岩は，青以下に，主として比企団体研究グループ（2004）に基づ

灰色粗粒砂岩を主とし，凝灰質のものもみられる．礫岩

き，調査地域の地質概略を述べる．

層も確認され，粒径は数mmから数cmで，礫種は砂岩，

先中新統は，市野川の右岸沿いと，粕川の両岸，市野

チャート，花崗斑岩，石英斑岩，結晶片岩，第三系の砂川と滑川が合流した河川の左岸側に分布する（第１図）．

岩からなり，円磨度の良いものが多い．小園層上部は砂

本層は他の堆積層と断層によって接している（松丸・林，岩を主とし礫岩や泥岩を含む．本層は，下位の畠山層と

1980）
．

は不整合の関係にある．

七郷層は，下位の伊古山田部層と上位の水房部層に断荒川層は，市野川の両岸沿いと，荒川では奈良断層付層によって分けられ，滑川と粕川に挟まれた地域に分布

近の両岸，粕川断層と大谷断層とに挟まれた地域の両岸している（第１図）．伊古山田部層は，砂岩と礫岩を主に分布する（第１図）．砂岩泥岩互層からなり，含礫泥とし，泥岩，凝灰岩，亜炭などをともなう．礫は円礫か岩や礫岩が認められる．含礫泥岩では，大小様々な礫をら亜角礫であり，主な礫種は石英斑岩や先白亜系に由来含み，礫種は泥岩，砂岩，礫岩，凝灰岩，チャート，結するとみられるチャート，砂岩および粘板岩であり，安晶片岩，ホルンフェルスなどである．中新統起源とみら山岩，輝緑岩，新第三系起源の凝灰岩を含んでいる場合

れる泥岩，砂岩および凝灰岩は角礫から亜角礫であり，もある．凝灰質の砂岩には，火山岩片，軽石粒が認め

先中新統の岩石は亜円礫から円礫である．本層は，下位られる．一方，水房部層は凝灰質泥岩を主とし，時にの小園層と整合関係を示す．

数cmから１mの砂岩層を挟む．凝灰質泥岩には緑泥石，福田層は，嵐山町，滑川町全体と，奈良梨断層と粕川

緑泥石―スメクタイト混合層鉱物，および炭酸塩鉱物が断層とに挟まれた地域の荒川両岸に分布する（第１図）．

変質作用により生じている．また，狭在する砂岩には植凝灰質泥岩を主とし，凝灰岩や砂岩をともなう．本層と物片が多く含まれる場合がある．

下位の荒川層の関係は，不整合であると考えられている．

滝層は，滑川と粕川とに挟まれた地域において，七郷

野田層は，滑川中流域の左岸側に分布する（第１図）．

層を取り囲むように分布している（第１図）．砂岩を主砂岩泥岩互層からなり，凝灰岩を含む．本層は，下位のとし，砂岩泥岩互層や数ｍの泥岩層が挟まれている場合

福田層と断層により接している．

もある．砂岩は，変質作用によって炭酸塩鉱物，絹雲母

前述の中新統のFT年代は，七郷層から16.3±1.1Ma，や緑泥石が生じている．本層は，断層によって七郷層と凝灰岩層から16.7±1.3Ma，畠山層から16.7±1.3Ma，荒接していると推定されている．

川層下部から15.9±0.5Ma，荒川層上部から15.9±0.8Ma，

凝灰岩層は，滑川と粕川とに挟まれた地域で滝層を取福田層中部から14.6±0.6Maと報告されている（大平，り囲むほか，滑川以北にも多数分布しており，主要な層

2004）．さらに，T3凝灰岩層からは15.0±0.7MaのFT年

はT1からT10に区分されている（間嶋，1989）．本調査

代が報告されており（高橋・柳沢，2004），大平（2004）

地域である大立山周辺では，珪長質凝灰岩が褶曲や断層が報告した年代値と誤差の範囲で一致している．

によって広く分布しており，層厚が300mに達している

段丘堆積物は，礫岩，砂岩，シルト岩などから構成さ（高橋・柳沢，2004）．岩石は淡緑色から白色を呈する軽れ，滑川と市野川とに挟まれた地域，滑川下流より北部

石凝灰岩や細粒凝灰岩からなり，荒川河床に露出する畠の地域，滑川と市野川が合流した河川の左岸側にそれぞ

山凝灰岩（福田・石和田，1964）との対比が成されていれ分布する（第１図）．さらに砂岩や泥岩を主体とするる（高橋・柳沢，2004）．

第四系が，和田川の両岸，滑川上流の両岸，粕川の両岸，

畠山層は，市野川の上流付近に分布する（第１図）．
凝灰質の砂岩を主体として砂質泥岩，砂岩泥岩互層，礫26

荒川の両岸に分布している（第１図）．

地球環境研究，Vol.22（2020）

Ⅲ．野外および鏡下観察

褐色から淡褐色の弱い多色性が認められる．基質には直径0.12から0.5mm程の空隙が多数認められる．基質を構

本研究では比企丘陵大立山周辺の水房部層１地点，滝成する褐鉄鉱は，他形で粒径0.03から0.04mm，褐色の層２地点，凝灰岩層２地点の計５地点から，新鮮部と風粒状として産する．基質中の石英は他形で，粒径0.01か化部の２試料をそれぞれ採取した（第１図）．新鮮部と

ら0.06mm，斜長石は半自形から他形で，粒径0.06mmの風化部の判断は，岩石の色と脆さを基準に行ったが，地粒状を呈する．不透明鉱物は他形で，粒径0.02mmの粒点32402では，同一露頭内でまとまった範囲の新鮮部と状結晶として産する．イライトは，細粒の粒子が集合し風化部を見出せなかったため，新鮮な部分と風化した部

た網目状構造を形成している．

分が，互層になっている試料を採取した．試料番号のう

風化岩（32405W，32406W）は，石英とそれを取り

ち同じ数字を示す部分は同一露頭から採取されたことを囲む基質から構成される（第２図Ｄ）．やや粒径の大き表し，末尾のＦとＷはそれぞれ新鮮岩と風化岩を意味しな斜長石や黒雲母が含まれている場合もある．基質にている．以下に採取した層ごとに野外と鏡下観察の結果

は直径0.12から0.6mm程の空隙が多数認められる．石英を述べる．

は他形で0.12から0.17mmの粒状を呈し，波動消光を呈

水房部層から採取した試料（32402）は泥質シルト岩するものもある．斜長石は半自形で長辺0.12mm，短辺であり，新鮮部は暗灰色，風化部は褐色を呈している．

0.02mmの短冊状を呈し，アルバイト式双晶が顕著であ新鮮岩（32402F）は，やや粒径の大きな石英，黒雲母，

る．黒雲母は半自形から他形で，長さ0.12から0.24mm

不透明鉱物，褐鉄鉱とそれを取り囲む基質からなる（第の針状を呈し，褐色から淡褐色の弱い多色性が認められ２図Ａ）．基質には直径0.15mm程の空隙が多く認めらる．基質中の石英は他形で，粒径0.01から0.02mmの粒れた．石英は他形で，粒径0.13mmの粒状を呈し，波動状を呈する．不透明鉱物は他形で，粒径0.01から0.02mm

消光が認められる．黒雲母は半自形から他形で，長さの粒状を呈する．イライトは細粒の粒子として産し，斑0.13mmの針状を呈し，褐色から淡褐色の弱い多色性が模様を示す場合がある．

認められる．不透明鉱物は他形で，長辺0.12mm，短辺0.06mmの短冊状を呈する．褐鉄鉱は他形で長さ1.5mm，褐色の筋状として産する．基質中の石英は他形で，粒径

A

B

C

D

E

F

0.03mmの粒状を，不透明鉱物は他形で，粒径0.01mmの粒状をそれぞれ呈する．イライトは，細粒の粒子が集合した斑模様を呈し，特徴的な黄色の干渉色を示す．
風化岩（32402W）は主として石英，黒雲母，褐鉄鉱
および基質から構成される（第２図Ｂ）．基質には新鮮岩に比べてやや大きな0.3mm程の空隙が特徴的に認められる．石英は他形で，粒径0.15mmの粒状を，黒雲母は，半自形から他形で長さ0.16mmの針状を呈する．黒雲母には褐色から淡褐色の弱い多色性が認められる．褐鉄鉱
は他形で長さ1.5から3.0mm，褐色の筋状に産する．基質中の石英や不透明鉱物はともに他形，粒状を呈し，粒径はそれぞれ0.03mmと0.01mmであった．イライトは，細粒の結晶として出現し，網目状の構造を作っている．
滝層からは泥質シルト岩２試料（32405と32406）が得られた．褐色を呈する脆い露頭表面から風化岩を，暗灰色を呈する露頭内部から新鮮岩（32405F，32406F）をそれぞれ採取した．両者はともに，マーブル状の模様を有している．新鮮岩は，細粒の基質から構成されており（第２図Ｃ），やや粒径の大きな黒雲母を含む場合がある．
黒雲母は半自形から他形で，長さ0.14mmの針状を呈し，第２図 比 企 丘 陵 中 新 統 堆 積 岩 類 の 偏 光 顕 微 鏡 写 真（オープンニコル）
木 村 ほか 第 ２図
Ａ：水房部層の泥質シルト岩（32402）新鮮部
Ｂ：水房部層の泥質シルト岩（32402）風化部
Ｃ：滝層の泥質シルト岩（32405）新鮮部
Ｄ：滝層の泥質シルト岩（32405）風化部
Ｅ：凝灰岩層の凝灰岩（32404）新鮮部
Ｆ：凝灰岩層の凝灰岩（32404）風化部
27

埼玉県比企丘陵，中新世堆積岩類の地球化学的研究（木村・川野・鮎沢・柚原）

凝灰岩層からは凝灰岩２試料（32403と32404）を採取

鉢で再粉砕した．鉄乳鉢で粉砕した試料は，メノウ式回した．新鮮岩は淡い緑色を呈する固い部分から，風化岩

転自動ボールミルで更に細かく粉砕し，化学分析を行う

は淡い黄色を呈する脆い部分からそれぞれ得られた．両前にメノウ乳鉢で極粉化した．

者の表面にはともに，褐色の小さな斑点が認められた．

各試料の含有鉱物を明らかにするために，粉末Ｘ線

新鮮岩（32403F，32404F）は，石英，斜長石，黒雲母

回折分析を行った．分析には福岡大学理学部設置のと基質から構成され，緑泥石をともなう場合がある（第Rigaku社製RINT2000/PCを用いた．測定条件は加速電

２図Ｅ）．基質には直径0.17から0.7mm程の空隙が無数

圧を30kV，電流を10mA，走査モードを連続，スキャンに認められる．石英は他形で，粒径0.12から0.18mmのスピードを2.0°/min，走査範囲を4.0から64.0°とし，対粒状を呈し，波動消光を呈するものもある．斜長石は自陰極にはCuを用いた．分析結果を第３図に示す．すべ

形から半自形で，長辺0.14mm，短辺0.06mmの短冊状をての試料に共通に認められるピークは石英である．その呈し，アルバイト式双晶が認められる．黒雲母は半自

うち，２θが27°の場所にみられるピークは32404の凝灰形から他形で，長辺0.23mm，短辺0.1mmの短冊状を呈岩層で最も強度が小さく，水房部層や滝層で比較的強度

し，褐色から黒褐色の多色性を示す．緑泥石は他形で，の高いピークが認められる．また，凝灰岩層の試料に粒径0.13mmの粒状を呈し，赤色から黄色の干渉色が認

は斜長石のピークが認められる場合があり，特に32404

められる．基質を構成する石英は他形で，粒径0.01からの凝灰岩層には緑泥石やイライトのピークが確認された．

0.06mmの粒状を呈する．不透明鉱物は他形で，粒径0.01

新鮮岩と風化岩を比較した場合，水房部層では風化岩のから0.1mmの粒状を呈する．緑泥石は他形で，粒径0.04

方で石英の強度が大きくなる傾向が認められる．それにから0.1mmの粒状を呈し，赤色から黄色の干渉色が認め

対して，滝層の２試料では石英の強度はほぼ同じか，風られる．褐鉄鉱は，他形で粒径0.05から0.12mmの粒状化岩でやや低くなる傾向がある．凝灰岩層では，風化を呈する．

岩の石英の強度は新鮮岩とほぼ同程度か，僅かに小さく風化岩は（32403W，32404W），石英，斜長石，黒雲なっている．また，32403の凝灰岩では，新鮮岩では僅母とそれを取り囲む基質から構成されている（第２図かにしか認められない斜長石のピークが風化岩で顕著にＦ）．基質には直径0.18から0.24mm程の空隙が生じてい現れている．

る場合がある．石英は他形で，粒径0.09mmの粒状を呈し，波動消光を呈する．斜長石は半自形から他形で，長辺0.12から0.22mm，短辺0.02から0.06mmの短冊状を呈Ⅴ．全岩化学分析

し，アルバイト式双晶が認められる．黒雲母は半自形

各試料の化学的性質を明らかにするために，全岩主成から他形で，長さ0.12mmの針状を呈し，褐色から淡褐

分・微量・希土類元素の分析を行った．メノウ乳鉢で極色の多色性がある．基質中の石英は他形で，粒径0.01か粉化した試料を，磁製るつぼに約1.5g入れ，110℃で24

ら0.08mmの粒状を呈し，波動消光が認められる．不透時間以上乾燥させた後，900℃で恒量するまで加熱した．

明鉱物は他形で，粒径0.07mmの粒状を呈する．緑泥石

恒量化した試料（1.3g）と，110℃で24時間以上乾燥さは他形で，粒径0.05mmの粒状を呈し，赤色から黄色のせた四ホウ酸リチウム（2.6g）を混合させ，東京科学社

干渉色が認められる．褐鉄鉱は他形，粒状で，粒径は製ビードサンプラー（TK-4100）を用いてガラスビード

0.06mmである．

を作成した．蛍光X線（XRF）分析は，立正大学地球環
境科学部環境システム学科設置のRigaku社製蛍光X線装

Ⅳ．粉末Ｘ線回折分析

置（ZSX Primus Ⅱ）を用いて行った．分析方法は基本
的に川野（2010）に基づいているが，分析条件を改善採取した試料は，研究室において１週間程度室温で風し，理論マトリックス補正はde Jonghモデルを使用し，乾させた．乾燥した試料を，岩石カッターで親指程の大L.O.I.（loss on ignition）を含む補正計算（山田，2010）

きさに切断し，水道水，ミリＱ水の順に洗浄した．洗を施している．分析にはRh管球を使用し，管電圧50kV，浄した試料を110℃乾燥機で乾燥し，鉄乳鉢で粉砕した．

管電流50mAで測定した．定量した元素は，主成分であ

ただし，新鮮な部分と風化した部分が混合している試る Si，Ti，Al，Fe，Mn，Mg，Ca，Na，K，P と， 微料の場合，５mm程度の大きさになるまで粉砕し，ピン

量元素であるBa，Co，Cr，Cu，Ga，Nb，Ni，Pb，Rb，

セットで新鮮岩と風化岩とに分け，分別した試料を鉄乳Sc，Sr，Th，V，Y，Zn，Zrである．

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地球環境研究，Vol.22（2020）

第３図 比企丘陵中新統堆積岩類のＸ線回折パターン
Ｑ：石英，Ｐ：斜長石，IL：イライト，CH：緑泥石．
LA-ICP-MS分 析 は， 同 大 学 設 置 のPerkinElmer社 製

房部層や滝層の泥質シルト岩ではSiO2，Fe2O3，MgO，ICP-MS（NexION2000）およびNew Wave Research社製

L.O.I.が枯渇傾向にあり，Na2Oは付加傾向を示している．

レーザーアブレーション装置（UP-213Nd：YAG Laser

Al2O3，CaO，K2Oは顕著な変動は認められない．P2O5

213nm）を用いて行った．分析方法は基本的に新藤ほか

だけは−70から＋70まで大きな変動幅を有している．一（2009），川野・清水（2017）に基づき，内標準補正に方，凝灰岩層ではL.O.I.のみが枯渇傾向にあり，SiO2，はXRFで測定したＹを用いた．測定した元素はLa，Ce，K2Oは付加傾向を示している．Al2O3，Fe2O3，MgOは顕

Pr，Nd，Sm，Eu，Gd，Tb，Dy，Ho，Er，Tm，Yb，

著な変動は認められず，CaO，P2O5，Na2Oは幅広い変Luの14元素である．

動率を有している．特にNa2Oの変動率は顕著で−60か木村ほか（1999）では，化学的風化に伴う元素の変動を評価するために，Tiを不動の化学成分として，以下に示す式によって元素変動率を求めている．

ら＋320まで変化している．
次にBaからZrまでの微量元素の変動率（第５図）について述べる．水房部層や滝層の泥質シルト岩をみると，元素変動率（％）＝（（El w /Ti w ）（El f /Ti f ）
/
−１）
×100

Cr，Ga，Rb，Sc，Th，V，Yは枯渇傾向を，Zrは付加

下付文字のｗ とｆ は，それぞれ風化岩と新鮮岩の元素傾向を示している．Nb，Srには特に大きな変動はみら

分析値を表しており，El は各元素濃度，Ti はチタン含有れない．Ba，Co，Ni，Pb，Znは変動幅が比較的大きく，量である．元素変動率が０の場合は風化岩と新鮮岩で濃そのうちNiとZnはマイナス側に変動し，Ba，Co，Pbは度が同じことを意味し，プラスの場合は新鮮岩に対してマイナスからプラスまで幅広い変動率を有している．凝付加，マイナスの場合は新鮮岩に対して枯渇しているこ灰岩層をみると，枯渇傾向を示す元素はなく，Nb，Pb，とを示している（木村ほか，1999）．

Th，Zrには顕著な変動は認められない．VとZnは変動

そこで木村ほか（1999）と同様に，各元素の元素変動率が０付近にあるものの変動幅が大きい．Cr，Ga，Ni，率を示す図を作成した（第４図から第６図）．まず，主Sc，Yは付加傾向を示し，Rb，Ba，Co，Srは付加傾向

成分元素の元素変動率（第４図）について述べる．水にあり，特に後者の３元素は広い変動幅を示している．
29

埼玉県比企丘陵，中新世堆積岩類の地球化学的研究（木村・川野・鮎沢・柚原）

第４図

第５図

比企丘陵中新統堆積岩類の主成分元素変動率

比企丘陵中新統堆積岩類の微量元素変動率

第６図

比企丘陵中新統堆積岩類の希土類元素変動率

希土類元素の変動率（第６図）をみると，水房部層やさらに，最も付加傾向を示す元素はGdであり，Luまで

滝層の泥質シルト岩では，La，Ce，Lu，Uで変動が小の重希土類では徐々に付加傾向が小さく推移している．

さく，Pr，Nd，Sm，Eu，Gd，Tb，Dy，Ho，Er，Tm，
Ybでやや枯渇傾向を示している．そのうちEuやGdで変動率が大きくなっている．全体的にみると軽希土類やⅥ．考察

重希土類では変動幅が小さく，中希土類で大きくなる特既に述べたように本研究の目的のひとつは，多種多様徴が認められる．なお，付加傾向を示す元素はHfだけな岩石の化学的風化に伴う元素の挙動を調べることであであった．これに対して，凝灰岩層ではCe，Tｍ，Yb，る．そこで，木村ほか（1999）によって報告されている

Lu，Hf，Uで変動率が小さく，他の元素はすべて付加傾男鹿半島女川層の堆積岩類との比較を通して，対象とし向を示している．その中でもLa，Pr，Ndなどは変動幅

た試料の元素挙動について検討する．

が比較的大きい．また，全体的にはCeを除くLaからSm

木村ほか（1999）では頁岩と珪質頁岩の２種類の堆までの軽希土類で変動幅が小さくなる特徴がみられる．

積岩について報告しており，両者にみられる主成分元30

地球環境研究，Vol.22（2020）

素変動率の特徴として，−25から＋130％までの広い量比を計測できなかったが，風化岩の方に斜長石が多く

Fe2O3の変動幅をあげている．彼らは，その理由として含まれている可能性がある．よって，風化による変動は風化岩において黄鉄鉱の分解による２価鉄の溶脱と，そ起きたものの，最初から風化岩に含まれている斜長石がれに引き続く水酸化鉄の生成によって３価鉄が付加し多かったために，見かけ上付加変動率が大きくなったとたものと結論づけている（木村ほか，1999）．木村ほ

推定される．

か（1999）で議論された試料のFe2O3含有量は頁岩で木村ほか（1999）は微量元素の変動率を検討する際，

3.48から10.78wt％，珪質頁岩で1.55から3.98wt％である

２つのグループに分けて議論を行っている．第一グルーが，本試料中に含まれるFe2O3含有量は泥質シルト岩でプはSc，Cr，Nb，Vであり，変動率が±25％の範囲内

3.27から5.20wt％，凝灰岩で2.40から3.25wt％となってにある元素である．第二グループはＰ，Mn，Co，Ni，おり，女川層頁岩でややFe2O3に富む試料が認められる

Cu，Mo，Pb，Uであり，−80から＋150％の変動幅をものの両者に極端な組成差は無いと考えられる．しかし有する元素群である．本研究で取り扱った微量元素のながら，第４図に明らかなように，今回検討した試料にうち，第一グループは木村ほか（1999）が示した変動幅

はFe2O3の付加はほとんどなく，反対に枯渇する傾向がとほぼ一致している．木村ほか（1999）によれば，Sc，認められる．このことは，女川層の堆積岩類に比べ，比Cr，Nb，Vは磁鉄鉱中のFeサイトに置換される元素で企丘陵の堆積岩では３価鉄が生成される環境が生じていあるため，堆積岩中に磁鉄鉱が卓越して存在していればなかったことを示唆している．一方，女川層堆積岩類で風化作用においても安定して存在すると推定されていは，P2O5（彼らの論文中ではＰとして扱っている）にもる．本堆積岩類にも粒状の不透明鉱物が多く含まれてお大きな元素変動率があることが指摘されており（木村ほり，それらを磁鉄鉱だとすればSc，Cr，Nb，Vの安定

か，1999），本試料にみられる特徴と共通している．Ｐ

性を説明することができる．第二グループのうち，Co，を含むリン酸塩鉱物は酸性環境下で高い溶解度，溶解速

Ni，Pbは今回微量元素として定量を行っている．Coは度を示すと考えられており（木村ほか，1999），このこ

泥質シルト岩（−50から＋75％），凝灰岩（＋80からとは比企丘陵堆積岩類の風化が酸性条件下で進行したこ＋220％）ともに変動率の幅が大きく，NiやPbはシルトとを意味している．つまり，女川層堆積岩類ではFe2O3岩（Ni：−50から０％，Pb：−50から＋50％）のみ変とＰの元素変動率はともに酸性条件下で風化が進行した

動幅が広くなっている．ただし，木村ほか（1999）で指ことを示しているが，比企丘陵堆積岩類の風化において摘されたほど変動幅は大きくなっていない．これらの元は，Fe2O3の元素変動率からは酸化的な環境が支持され

素は硫化鉱物に伴われると推定されているが（木村ほか，

ず，Ｐの元素変動率からは酸性条件下での風化が支持さ

1999），先に述べたように本試料には黄鉄鉱の含有量がれるといった矛盾した結果が得られたことになる．しか少ないため，変動幅が狭くなっていると推定される．そしながら，比企丘陵堆積岩類には，女川層堆積岩類にみの他の微量元素は木村ほか（1999）での報告がないため，られる黄鉄鉱のピークがＸ線回折パターンに確認できず，比較検討を行うことはできないが，以下のように解釈さ

３価鉄の前駆体である２価鉄に乏しかったと推定される．

れる．Baの変動幅はやや広く，特に凝灰岩では＋100か

鏡下観察では鉄の酸化鉱物である褐鉄鉱が，新鮮岩，風ら＋240％まで変化しており，SrやRbは泥質シルト岩で化岩を通して認められ，堆積岩形成当初から鉄は３価鉄

は変動率が小さいが，凝灰岩ではSrが＋70から＋150％，として存在していたため，酸性条件下においても大きな

Rbが＋40から＋70％まで変動している．BaやRbはK2O

変動率を示さなかったのであろう．

と，SrはCaOと類似した挙動を示すことから，これらの比 企 丘 陵 堆 積 岩 類 の う ち 凝 灰 岩 で はCaO，Na2O，元素は初生的な長石量の違いを反映している可能性が考K2Oの変動率が，女川層堆積岩類よりも大きい特徴があえられる．Ga，Th，Y，Zn，Zrは，比較的狭い変動幅る（第４図）．これは凝灰岩32403で付加変動率が大きくを有している．これらのうちGaはAl2O3と，ThやZrは後なっていることに起因する．一般的に，これらの元素を述するＵと類似した挙動を示すことから，前者は長石，含む鉱物として斜長石が考えられる．32403の鏡下観察

後者はジルコンなどの重鉱物に含まれ，風化による変動

では新鮮岩と風化岩の両方に斜長石が確認できているが，は相対的に小さかったものと推定される．また，Znは

Ｘ線回折パターンでは新鮮岩に弱い斜長石のピーク，風主として閃亜鉛鉱に含まれる元素であるが，一般的にそ化岩に明瞭な斜長石のピークがそれぞれ認められる．今の閃亜鉛鉱は黄鉄鉱と共に出現する場合が多い．前述の

回，鏡下では斜長石結晶があまりにも微細なために，容ように本試料中には黄鉄鉱がほとんど認められないため，
31

埼玉県比企丘陵，中新世堆積岩類の地球化学的研究（木村・川野・鮎沢・柚原）

ZnもCo，Ni，Pbなどと同様に変動幅が狭くなったもの

られる．あるいは懸濁物を供給する泥質シルト岩そのもと考えられる．Ｙは後述する希土類元素と類似した挙動のがCeに枯渇していたのかもしれない．ＵやHfはジルを示すと推定される．

コンに含まれていると考えられ，そのジルコンは風化に女川層堆積岩類における希土類元素の挙動は，頁岩で枯渇傾向，珪質頁岩で付加傾向にあることが報告されて強い鉱物であるために変動率は−25から＋25の狭い範囲に収まっていると推定される．

おり，水酸化鉄による吸着率の差によって説明されている（木村ほか，1999）．すなわち，頁岩は比較的低いpH条件で，珪質頁岩は相対的に高いpH条件で風化が進行

Ⅶ．まとめしたため，それぞれの岩石の元素移行に影響を及ぼした

埼玉県比企丘陵に露出する中新世の泥質シルト岩と凝と結論づけられている（木村ほか，1999）．本研究にお灰岩について，野外・鏡下観察，Ｘ線粉末回折，主成

ける希土類元素の挙動は，泥質シルト岩で枯渇傾向，凝分・微量成分元素，希土類元素分析を実施し，化学的風灰岩で付加傾向が認められ，先に述べたＹも希土類元素

化過程による元素の挙動について検討を行った．主成分と同様の挙動を示している．前述のように比企丘陵堆積

元素では両岩石のP2O5の変動率の幅が大きく，ともに酸岩類は，女川層堆積岩類に比してFe2O3の元素変動率の性条件下で風化が進行したことが示された．また，凝灰

幅は極めて狭くなっており，このことは比企丘陵の風化

岩のNa2O，K2O，CaO，Ba，Rb，Srの変動率幅が広い

過程では水酸化鉄が重要な役割を担っていなかったことのは，初生的に含まれていた斜長石の量に差があったたを物語っている．すなわち，酸化鉄の吸着率の差によっめと考えられる．泥質シルト岩の希土類元素変動率は枯て泥質シルト岩と凝灰岩の希土類元素変動率の違いを説

渇傾向を示し，凝灰岩のそれは付加傾向を示すことから，明することは困難と言わざるを得ない．

前者は表層水に懸濁物を供給し，後者はそれを吸着して一般に河川水には懸濁物が多く含まれており，それらいたと推定される．

は軽希土類に富み，重希土類に乏しい特徴を有している（Goldstein & Jacobsen, 1988）．それら懸濁物は地表

謝辞

面から供給されていると考えられるので，露頭表面を本研究を進めるに当たり，全岩化学分析において立正

流れる表層水にも多くの懸濁物が含まれているはずで

大学地球環境科学部環境システム学科の蛍光Ｘ線分析装

ある．岩石に染み込んだ表層水は岩石中の微細な空隙を置（XRF）およびレーザーアブレーション誘導結合質

通過して，表層に戻るか，地下へと浸透していくと考え

量分析装置（LA-ICP-MS）を用いた．機器の導入およられ，その際岩石の微細な空隙に懸濁物が捉えられるこび保守・管理に関しては環境システム学科関係者各位にとも起こりうるであろう．鏡下観察でも述べたが，比企

日頃よりご協力いただいている．試料採取に際しては立丘陵堆積岩類には微細な空隙が特徴的に認められ，新鮮

正大学地球環境科学部環境システム学科の髙橋な岩石においては泥質シルト岩（水房部層：径0.15mm

ご協力いただいた．以上の方々に厚くお礼申し上げる．

純氏に程，滝層：径0.12から0.5mm）に比べ凝灰岩（径0.17か
ら0.7mm）の方がやや大きな空隙を有している．しかし引用文献ながら，風化岩においては，泥質シルト岩（水房部層：

福田

径0.3mm程，滝層：径0.12から0.6mm）に比して凝灰岩（径0.18から0.24mm）の方が空隙の大きさは小さくなっている．この事実は，泥質シルト岩では浸透する表層水に懸濁物を供給し，凝灰岩では染み込んだ表層水から懸濁物を吸着していることを暗示している．この観点から

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希土類元素の変動率を解釈すれば，泥質シルト岩で枯渇

Kawabe, I., Toriumi, T., Ohta, S. and Miura, N.（1998）

傾向にあり，凝灰岩で付加傾向にあることを説明できる．

Monoisotopic REE abundances in seawater and the origin

ただし，軽希土類であるCeも懸濁物中に含まれているof seawater tetrad effect. Geochemical Journal, 32, 213-

（Goldstein & Jacobsen, 1988）が，堆積岩類が形成される過程で海水のCe負異常（Kawabe et al.,1998）の影響を被り，初生的にCeに乏しくなっていた可能性が考え
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Geochemical study of Miocene sedimentary rocks in Hiki hills,
Saitama Prefecture, central Japan
KIMURA Munehiro＊ , KAWANO Yoshinobu＊ , AIZAWA Jun＊＊ and YUHARA Masaki＊＊＊

Faculty of Geo-Environmental Science, Rissho University＊＊
Faculty of Science, Fukuoka University

Abstract:
Field and optical observation, X-ray powder diffraction analysis, major, trace and rare earth element analysis for
Miocene siltstone and tuff in Hiki hills, Saitama Prefecture, are carried out. Furthermore, the behavior of elements
by chemical weathering process are discussed. The elemental degree of variability for P2O5 of both rocks spreads
widely suggested that the weathering of the rocks progressed under the oxidation condition. It is considered thatthe degree of variability of Na2O, K2O, CaO, Ba, Rb, Sr of tuff spreads widely because the amount of the primordial
feldspar was different. The variability of rare earth elements for siltstone indicates the depleted tendency, howeverthat of tuff shows the enriched tendency. This fact suggests that the former supplies surface water with suspended
solids, and the latter to have absorbed those.
Key words: Geochemistry, Neogene, sedimentary rock, Hiki hills, Saitama Prefecture33