I .はじめに
関東平野西縁部に分布する加治丘陵や高麗丘陵など多くの丘陵は，主として河成堆積物である飯能層およびその相当層から構成されている（福田・高野, 1951).飯能層は鮮新統の下部層と鮮新統～更新統の上部層に分けられ，前者は角礫とシルト層から（正田・関東平野西縁丘陵団体研究グループ, 2018),後者は海汰の良い円礫〜亜円礫の砂岩,泥岩,チャート,ホルンフェルスおよび閃緑岩礫からそれぞれ構成される（石垣・竹越, 1982).飯能層については，関東山地の構造発達史解明を目的として、多くの研究が行われてきた（福田・高野, 1951 ;竹越ほか, 1979 ;石垣・竹越, 1982 ;新井, 1995など). 特に礫の供給源については精力的に検討が進められ,礫の種類,形状,組織,化学組成,放散虫化石などに基づいた多摩川説（石垣・竹越, 1982;加賀美ほか,  1994;加賀美,  1995;加賀美・谷口,  1997;松岡, 1998),山中地溝帯の南東延長に沿った凹地を流下していた河川によって供給されたとする秩父凹地帯説（消水, 1987;角田, 1991)が提案されている.このうち,加賀美・谷口（1997）は飯能層に閃緑岩礫が含まれていることに着目し，多摩川源流域に広く分布する甲府閃緑岩体(以下、甲府岩体とよぶ）にその起源を求め、甲府岩体および周囲に分布するホルンフェルスと飯能層に含まれる閃緑岩質嚥およびホルンフェルス礫の化学組成の比較から，甲府岩体を含む多摩川上流域を供給源と推定した.一方，飯能層中に閃緑岩礫が含まれることは，甲府岩体のみならず，秩父閃縁岩体（以下，秩父岩体とよぶ）が露出する荒川上流域も供給源であることを示唆している（消水，1987）。筆者の一人である関根はすでに閃緑岩礫の分析作業を始めているが，飯能層の礫は風化しているものが多く，その可能性を詳細に検討には十分な時間を要する.そこで，本研究では比較的新鮮な礫として飯能層に含まれているチャートとホルンフェルスに落目し，秩父岩体周辺に産する同種の岩石もあわせて採取し,全岩主成分・微量成分分析，希土類元素分析を通して両者の比較を行い，飯能層礫の供給源について検討を行う.
II.地質概略
本地域の山岳部には，北部から南部に向かって，三波川帯，秩父帯，四万十帯が北西－南東の方向をもって並列している（埼玉県地質図編纂委員会, 1999).秩父帯の中には西北西〜東南東に山中地溝帯が伸びており、その南東端には秩父盆地の新第三系が分布している（坂本ほか,  1987;中野ほか,  1998) (第１図). また, 秩父帯と四万十帯には閃緑岩質岩が貫入しており，前者は秩父岩体，後者は甲府岩体および三頭山岩体と呼ばれている(大久保・堀口, 1969;原ほか, 2010;佐藤, 2011).さらに，山岳部の東縁には飯能層や更新統が分布し，秩父周辺域や河川流域および関東平野には完新統が拡がっている（坂本ほか、1986).三波川帯は，結晶片岩と御荷鉾緑色岩類に区分され,前者は泥質片岩および苦鉄質片岩から，後者は苦鉄質火山岩類およびはんれい岩からそれぞれ構成されている(牧本・竹内, 1992).三波川帯泥質片岩の原岩年代は後期古生代からジュラ紀におよぶと推定され，変成年代は60〜84 Maと考えられている（植田ほか, 1977;平島ほか, 1992;宮下・板谷, 1997).一方,御荷鉾緑色岩の変成年代としては135±7 Maの角閃石K-Ar年代が報告されている（埼玉県地質図編纂委員会, 1999).ジュラ紀付加体である秩父帯は，砂岩泥岩互層を主体とし，砂岩，泥岩，チャート，石灰岩，苦鉄質岩から構成される（松岡ほか, 1998; Kojima et al,  2016).一般にWNW ～ ESEの走向で，50～60° Nの傾斜を示しており（埼玉県地賀図編纂委員会, 1999),南に行くほど若くなる覆瓦構造をもっている（日本地質学会, 2008).後述の秩父岩体周辺部をはじめとして高麗川北東部，入間川上流域にも比較的広い範囲にチャートの分布が認められる（坂本ほか、1986).四万十帯は主に泥岩からなり,苦鉄質岩,砂岩,チャートを含む(埼玉県地質図編纂委員会, 1999). 一父にN50° W ～ EWの走向で，30～60° Nの傾斜を示す(堀口・松岡, 1994).和名倉山付近より白亜紀後期の放散虫化石が報告されている（高橋ほか, 1989).山中地溝帯は，２～４kmの幅で秩父盆地北西縁から北西に細長く伸びており，その白亜系は主に砂岩，泥岩およびそれらの互層から形成され，石灰岩や凝灰岩を挟んでいる（武井, 1963 ; 1964)古・新第三系は秩父盆地，越生北東部の比企丘陵，青梅南西部に分布が認められる（第１図）。これらは主として砂岩、泥岩、礫岩およびそれらの互層から構成されている（坂本ほか, 1986).甲府岩体は四万十帯に接触変成作用を与えて分布し,斜長石，石英，カリ長石，黒雲母，角閃石，不透明鉱物を含む閃緑岩質岩から構成される（原ほか, 2010).本岩体から報告されている放射年代は15～８Ｍａの幅を有し、中新世に活動したものと考えられている（原ほか, 2010).三頭山岩体は四万十帯に接触変成作用を与えて小規模に露出し，主として斜長石，石英，角閃石，黒雲母を含む閃緑岩質岩から構成される（佐藤，2011）本岩体からは7.5 Maの黒雲母K-Ar年代が報告されており，後期中新世に買入してきたと考えられている（佐藤，2011).秩父岩体は秩父帯に接触変成作用を与えて北部。南部の２つの岩体として貰入し，周辺に小規模な衛星岩体を伴っている（大久保・堀口, 1969;原ほか, 2010).岩体は主として斜長石,石英,黒雲母,角閃石を含む完晶質で等粒状の閃緑岩質岩から構成され,中新世末期から鮮新世初期に活動したものと推定されている(Ueno and Shibata,  1986 ; Saito et al.,  1996 ;松本ほか, 2007；原ほか, 2010).飯能層は，竹越ほか（1979）によって山地から供給された角礫やシルト層を主体とする飯能礫層下部層と，それを覆う砂層，泥層や河川成の円礫層である飯能礫層上部層に区分された.その後,正田・関東平野西緑丘陵団体研究グループ(2018)では，前者を飯能層下部層，後者を飯能層上部層と命名した.本研究では,正田・関東平野西縁丘陵団体研究グループ（2018）の地層区分を踏築する.飯能層下部層は飯能市矢風の不動の沢を模式地とし(現在は崖錐堆積物に覆われている)，基盤岩にアバットした最下部の角礫層，その上のシルト層から構成される(正田・関東平野西縁丘陵団体研究グループ, 2018).正田ほか（2005）は，本層中のテフラ層の詳細な検討から，千ヶ瀬１（CGS1）を大阪層群の土生滝Ｉテフラ層(2.9 Ma)に,また,千ヶ瀬２（CGS2）を氷見層群のUN-MD2テフラ層（2.65 Ma）にそれぞれ対比した．なお,本層の走向, 傾斜はテフラ層直下の層理面からNS,  4.6° Eが得られている（正田・関東平野西緑丘陵団体研究グループ, 2018).飯能層上部層は，砂層，泥層を伴う扇状地性の堆積物で，下部層をオーバーラップしている（竹越ほか, 1979).また，飯能付近では風化した閃緑岩類の円礫が含まれるが，高麗丘陵より北ではほとんど認められない(竹越ほか, 1979).植木・酒井（2007)により本層中の矢風テフラ層から2.5±0.1 Maのフィッション・トラック（FT）年代が報告されている。なお,層厚は約100 mで(植木・酒井, 2007),本層中の泥層からNS, 2.5° Eの走向,傾斜が得られている(正田ほか, 2005).これらの中・新生界および閃緑岩質岩体を覆って，秩父周辺域や河川流域および関東平野に完新統が広がっている（坂本ほか、1987).
皿.産状および試料観察
1.中津川流域
飯能層上部層に閃縁岩質の礫が特徴的に含まれていることから、秩父岩体周辺域に露出するチャートやホルンフェルスを研究対象とした.同地域の秩父帯のチャートは厚さ数ｍから数十ｍの層状で，泥質岩に挟まれている.チャート層の走向は全体的に北西－南東であるが，局所的に激しく変形し，褶曲も観察される（第２図A ). 黒色を呈する大変新鮮な岩石で,部分的に裂綽（れっか）がみられるが全体的には極めて堅牢である.なお，本地域には赤色を呈するチャートの産出は認められなかった.秩父帯の泥賀岩は秩父岩体の買入を受けて幅数百メートルにわたってホルンフェルスに変化している。岩体南方の中津川流域にもホルンフェルスの露出が認められる.岩石は濃紫色を呈する細粒・緻密な岩石で,裂綽の発達がみられるものの極めて堅牢である（第２図第２図　採取試料の産状A：中津川流域におけるチャートの産状,  B：中津川流域におけるホルンフェルスの産状,  C：飯能層の赤色チャート嬢の産状,   D :飯能層の黒色チャート嬢の産状. B）.接触変成作用が強い部分では，部分的に黄鉄鉱が生じている.岩体から離れるにつれ変成作用は弱まり,主岩体の南東に露出する衛星岩体周辺ではホルンフェルスの露出は限られている.
2.飯能層上部層
飯能層上部層にはチャートやホルンフェルスの円礫が多く含まれている.今回,これらの円礫の産出が観察できる飯能市矢風と阿須の河岸にある露頭から，飯能層上部層に含有されることが明らかな試料を複数個採取した.チャートは黒色あるいは赤色を呈する直径10～15 cmほどの円礫で，飯能層上部層に含まれていた（第２図Ｃ, D）.裂隷が発達するものが多いが，岩石は極めて新鮮である. 礫の大きさとチャートの色には相関は見られず,同じ色であっても礫の大きさには幅が見られる.赤色チャートには局所的に幅数mm,長さ数cmの黒色の脈の発達が認められる.ホルンフェルスの円礫は泥質岩起源で，チャートに比べて含有率が少ない．長径が10 cm程の楕円を呈するものが多いが，稀に長さ15 cm以上のプロック状のものも認められる。岩石は暗黒色や暗紫色を呈するものが多いが、部分的に暗灰色を呈するものもあり，片理構造を有する試料も認められる．先に述べた中津川流域に産するホルンフェルスに比して，脆くやや風化が進行し，褐色に変質している部分も認められた.
IV.全岩化学分析
1.分析方法各試料の化学的性質を明らかにするために，全岩主成分・微量成分元素の分析を行った.鉄乳鉢およびメノウ乳鉢で植粉化した試料を，磁製ルツボに約1.5 g入れ, 110℃で24時間以上乾燥させた後，900℃で加熱した．加然した試料（1.3 g）と，110℃で24時間以上乾燥させた四ホウ酸リチウム(2.6 g)を混合させ,東京科学社製ビードサンプラー（TK-4100）を用いてガラスビードを作成した. 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，分析条件を改善し，理論マトリックス補正はde  Jonghモデルを使用し、 L.O.I. (loss on ignition)を含む補正計算（山田, 2010)を施している.分析にはRh管球を使用し,管電圧50 kV,管電流60 mAで測定した.定量した元素は,主成分であるSi, Ti, Al, Fe, Mn, Mg, Ca, Na, K, Pと,微量元素であるBa, Co, Cr, Cu, Ga, Nb, Ni, Pb, Rb, Sc, Sr, Th, V, Y, Zn, Zrの26元素である.さらに、同じガラスビードを用いて本学科所有のLA-ICP- MSを用いて希土類元素を分析した.本手法ではレーザーアプレーション効率による試料導入量の差を補正するためにＹを用いた内標準補正を行っており，XRFで測定されたYの値を用いた（新藤ほか，2009；川野・清水, 2017).分析した試料は中津川流域からチャート6試料, ホルンフェルス4試料, 飯能層からチャート７試料,ホルンフェルス３試料の計20試料である.主成分・微量成分の分析結果を第１表および第２表に、希土類元素分析結果を第３表および第４表にそれぞれ示した.
2.分析結果
中津川流域および飯能層上部層から採取されたチャートの化学組成を比較するため，Al 2 O 3に対する代表的な主成分・微量成分の変化傾向を第３図に示した. 横軸
にAl 2 O 3をとったのは，海水中に含まれるアルミニウムの含有率が少なく，海水からの付加が比較的少ないためである.なお,飯能層上部層に含まれるチャートは色調の違いから，黒色と赤色に分けて表示している．SiO 2はAL,O,の増加に伴い，減少する変化傾向がみられ，中津川流域のチャートが飯能層碟よりもややSiO₂に富む特徴が認められる.中津川流域のチャートの中でもっともAl 2 O 3に富み，SiO 2に乏しい試料は62108で，この試料を除けばAl₂O₃の増加に伴うSiO₂の減少は中津川流域のチャートの方が飯能層寒よりも怠である.一方, Fe2O 3はAl₂O₃の増加に伴い，増加する傾向があり，中津川流域のチャートが飯能層碟よりもややFe₂O₃に乏しくなっている. P 2 O 5は両地域の組成範囲が重複し,明瞭な差は認められない。なお，飯能層の黒色チャートは赤色チャートに比してAl 2 O 3に乏しく，SiO 2に富み，Fe 2 O 3に乏しい傾向がみられる.微量元茶であるBa, V, ZrはいずれもAl,O,の増加に伴い，増加する傾向が認められ，特にZrは直線的な増加が顕著である。中津川流域のチャートは飯能層碟よりもBaに富んでおり, ＶやZrは62108を除けば飯能層礫よりも乏しい特徴がみられる.飯能層の黒色チャートは赤色チャートに比してBaやZrに乏しく，Ｖでは明瞭な差は認められない.第４図に両地域から採取されたホルンフェルスのAl 2 O 3に対する代表的な主成分・微量成分の変化傾向を示す. Al₂O₃の増加に伴い, TiO₂は増加し, Na₂OやK₂Oでは明瞭な増減は認められない。中津川流域のホルンフェルスは飯能層嬢よりもTiO 2 , K 2 Oに富み, Na 2 Oに乏しい明瞭な傾向が認められる。微量元茶の変化に注目すると，Al₂O₃が増加するのにつれ，NbやZrは明瞭な増加傾向を示すが，Thは中津川流域のホルンフェルスで変化が認められないものの，飯能層礫は明瞭な減少傾向を示している. Nb, Th, Zrはいずれも中津川流域のホルンフェルスの方が，飯能層礫よりも明瞭に富む傾向がみられる.両地域のチャートとホルンフェルスの希土類元素組成を比較するため，C1コンドライト（Anders and Grevesse, 1989)で規格化した希土類元素パターンを第５図に示した.両地域のチャートを比較すると，飯能層礫の組成幅は広く，中津川流域のチャートはその変化幅の中に含まれてしまう.中津川流域のチャートでは, 62108で最も高いパターンを示し、62110あるいは62111のパターンがもっとも低くなっている.また, Ceの正異常をもつ試料（62107と62109）が２つ認められ，全体的にはLaからEuまでの軽希土類元素では右下がりのパターンを示し、GdからLuまでの重希土類ではパターンが徐々になだらかになる傾向がある。飯能層礫のチャートでは，黒色チャートのパターンが低く，赤色チャートのそれが高くなる特徴が認められる.また,黒色チャートには正のCe異常(72620),負のCe異常(72610)をもつ試料がそれぞれ認められ，赤色チャートでは正のCe異常（72617）を示す試料がひとつ含まれる.全体的にLaからEuまでの軽希土類は右下がりのバターンを示し，EuからLuまでは傾斜が緩やかになっていく. LaからLuまでの減少は，72610で極めて緩やかなのに対して，72618は傾斜が急になっている．両地域のホルンフェルスを比較すると，62112を除く中津川流域のホルンフェルスは飯能層礫に比して, La, Ceなどの軽希土類に富み、EuからLuまでの重希土類の下がり方が急である.また,両地域のホルンフェルスには１つずつパターンが下方にはずれる試料があり，中津川流域では62112,飯能層碟では72616である. 62112は秩父岩体主岩体から最も離れており，衛星岩体の近くから採取された試料である.一方, 72616はLaやCeなどの軽希土類は他のホルンフェルスと同程度ではあるが，NdからHoまでの減少が著しく，HoからLuまではごく僅かに右上がりの傾向がみられる.
V.考察
1．チャートからみた秩父凹地帯説
調査範囲の地質図（第１図）をみると，秩父帯は北西－南東方向の構造を有しており，中津川流域に分布するチャートも飯能周辺への断続的な広がりが認められる.このことは，中津川流域と飯能周辺のチャートが同じ層準のチャート層である可能性を示唆しており，両者の岩石学的特徴に差が生じないようにも思われる.しかしながら，中津川流域には黒色を呈するチャートしか露出していないのに対して，飯能層礫には赤色を呈するチャートも含まれており，チャートの特徴に違いが認められる.無論，赤色チャートは中津川下流域のいずれかの場所から混入してきた場合も考えられ，チャートの色調の違いだけで，秩父凹地帯説を否定することはできないものの,飯能層チャート嬢が中津川流域からもたらされた可能性は低いと考えられる.チャートの化学組成（第３図）に関しては，SiO,やFe2O3で若干の組成差は認められるものの明瞭ではない。そこで，さらにこれらの元茶の違いを検討するため, SiO 2 -100 Al 2 O 3 -100 Fe 2 O 3三角図（第６図a ）にブロットした.本図ではSiO₂に対して含有量の少ないAl₂O₂やFe 2 O 3を100倍して示した.この図をみるとSiO 2やAl 2 O 3では明瞭な組成差はみられないが，Fe₂O₃に組成差が認められ，飯能層チャート礫と中津川流域のチャートはそれぞれ異なる領域を占める。このことは，飯能層チャート嬢が中津川流域からもたらされたものではないことを示唆している.なお，飯能層礫の黒色チャートと赤色チャートの領域は重複し，組成差は認められない.さらに，微量成分元素での組成差を検討するために， Ba/2-Rb-Sr三角図（第６図ｂ）を作成した.この図では重複する部分はあるものの，飯能層チャート礫は中津川流域のチャートよりもBaに富む傾向が認められる.また, 1試料を除き,前者は後者に比してRbに乏しい特徴を示している.このような微量成分元素の組成差も飯能層チャート礫の起源が中津川流域でないことを暗示している.前述のように，チャートの色調，主成分元素組成，微量成分元素組成からは，飯能層チャート嬢が，中津川流域から秩父凹地帯を通って，飯能層に供給された可能性は低いと考えられる.
2．ホルンフェルスからみた秩父凹地帯説
ホルンフェルスの化学組成に着目した場合，前述のようにチャートよりも明瞭な組成差が認められる（第４図).そこで,この違いをさらに検討するために,チャートと同様に三角図を用いて検討を行った.まず，主成分元素であるTiO 2 , Na 2 O , K 2 Oを頂点に取った三角図で検討してみる.ホルンフェルスの場合は,チャートとは異なり，SiO₂に極端に富むという偏りはないので，濃度の調整は行っていない.この図をみると,飯能層ホルンフェルス礫はNa₂Oに富み，ややTiO₂に乏しい傾向がある。また，両者の組成領域は重複することもなく，明瞭な組成ギャップが認められる.すなわち,この図は飯能層ホルンフェルス嬢が中津川流域から運ばれてきたものではないことを意味している.さらに，チャートと同様にBa-Rb-Sr三角図を作成した.ただし，頂点の３元茶の含有量には極端な偏りが見られなかったため，Baの濃度調整は施していない。この図では，部分的に組成領域が重複するものの，飯能層ホルンフェルス礫はSrに富み、Rbにやや乏しい傾向を示し，対して中津川流域のホルンフェルスはSrに乏しくBaに富む特徴を有する.この事実もまた,飯能層ホルンフェルス嬢が中津川流域由来のものでないことを意味している.このようにホルンフェルスの化学組成からも，飯能層礫は中津川流域からもたらされたものではないことが示唆される.
VI.まとめ
本論では，飯能市矢風および阿須に分布する飯能層上部層中に含まれるチャートとホルンフェルスの礫について，奥秩父の中津川流域に産する同種の岩石との比較検討を行った.飯能層チャート嬢は,中津川流域に産するチャートとは異なる色調，主成分元茶組成，微量元茶組成をもっている.また,飯能層ホルンフェルス礫は中津川流域に産するホルンフェルスとは明らかに異なった特徴を示した.これらの岩石学的特徴は,飯能層礫の供給源が中津川流域でないことを示唆しており，２つある仮説のうち秩父凹地帯説（清水, 1987;角田, 1991)を否定する。ただし，飯能層礫が中津川流域とは別の奥秩父に分布するチャートやホルンフェルスからもたらされた可能性も残されており，さらなる検討が必要であろう.
語
立正大学地球環境科学部の宮島桐也氏にはチャートの化学分析にご協力いただいた.本研究を進めるに当たり,化学分析において立正大学地球環境科学部環境システム学科の蛍光文線分析装置（XRF）およびレーザーアプレーション誘導結合質量分析装置（LA-ICP-MS）を用いた.これらの機器の導入および保守・管理に関しては環境システム学科関係者各位に日頃よりご協力いただいている.この場をお借りして以上の方々に厚くお礼申し上げる. Anders, E. and Grevesse, N. (1989) Abundances of the elements: Meteoritic and solar. Geochim Cosmochim Acta, 53, 197-214.新井健司（1995）埼玉県日高市に分布する矢頭梶灰岩層および飯能礫層の堆積環境.地学雑誌, 104, 267-283.石垣 忍・竹越 智(1982)関東山地東緑の飯能礫層の上部円礫層について. 地団研専報,  24,  209-214.福田　理・高野　貞（1951）東京都青海町東北方阿須山丘陵の地質.地質学雑誌, 57, 459-472.原　英俊・上野　光・角田謙朗・久田健一郎・清水正明・竹内圭史・尾崎正紀（2010）三峰地域の地質.地域地質研究報告（５万分の１地質図幅）,産総研地質調査総合センター, 110p.平島崇男・磯野玄伯・板谷徹丸（1992）関東山地三波川変成岩の白雲母の化学組成とK-Ar年代.地質学雑誌, 98, 445-455.堀口萬吉・松岡喜久次（1994）第一編地形・地質編. 秩父滝沢ダム水没地域総合調査報告書，上巻自然編，滝沢ダム水没地域総合調査会編, 27-54.加賀美英雄（1995）加治丘陵西部の飯能層と関東山地の接峰面について.日本第四紀学会講演要旨集, 25, 124-125.加賀美英雄・岡野裕一・力田正一・松本昭二・阿比留　稔・須田邦彦（1994）関東山地に続く加治丘陵・前ヶ貴丘陵の飯能層について.日本第四紀学会講演要旨集, 24, 166-167.加賀美英雄・谷口英嗣（1997）加治丘陵の飯能礫層中のホルンフェルスの化学組成. 城西大学研究年報(自然科学編), 21, 11-33.川野良信（2010）蛍光Ｘ線装置による珪酸塩岩石および堆積物の定量化学分析.地球環境研究, 12, 85-97.川野良信・消水陸一(2017)レーザーアプレーションICP- MS分析法によるガラスビード試料定基分析条件の再検討.地球環境研究, 19, 11-19. Kojima, S., Hayasaka, Y., Hiroi, Y., Matsuoka, A., Sano, H., Sugamori, Y.,Suzuki, N.,Takemura, S.,Suzuki, N. and Tsujimori, T. (2016) Pre-Cretaceous accretionary complexes. The Geology of Japan, 61-100.牧本博・竹内圭史(1992)帝居地域の地質.地域地質研究報告（５万分の１地質図幅）地質調査所, 137p.松本哲一・太田　靖・星住英夫・高橋　浩・西岡芳晴・三宅康幸・角田謙朗・清水正明（2007）日本列島における年代未詳岩石のK-Ar年代測定.地質調査所研究報告, 58, 33-43.松岡喜久次（1998）関東山地東緑部，飯能礫層から産出した白亜紀放散虫化石を含む赤色耳岩礫の意義.地球科学, 52, 324-328.松岡　第・山北　聡・榊原正幸・久田健一郎（1998）付加体地質の観点に立った秩父ユニット区分と四国西部の地質.地質学雑誌, 104, 634-653.宮下　教・板谷徹丸（1997）関東山地三波川変成岩類のK-Ar年代日本地質学会第104年学術大会講演要旨, 208-208.中野　後・竹内圭史・加藤碩一・酒井　彰・濱崎聡志・広島後男・駒澤正夫（1998）20万分の１地質図幅「長野」地質調査所.日本地質学会(2008)日本地方地質誌３関東地方.朝倉書店, 570p.大久保雅弘・堀口萬吉（1969）万場地域の地質.  ５万分の１地質図幅.地質調査所, 66p.埼玉県地質図編纂委員会（1998）埼玉県地質図（山地・丘陵地).埼玉県農林部林務課.埼玉県地質図編纂委員会（1999）埼玉県地質図（山地・丘陵地）解説書.埼玉県農林部林務課, 242p.坂本　学・酒井　彰・秦　光男・宇野沢　昭・岡　重文・広島俊男・駒沢正夫・村田泰章（1986）20万分の1 地質図幅「東京」地質調査所. Saito, K., Takahashi, M. and Onozuka, N. (1996) A K-Ar investigation of the Chichibu quartz diorite and some discussions on its cooling history. Jour. Geomag. Geoelectr., 48, 1103-1109.佐藤興平（2011）関東山地中央部の三頭山岩体:化学組成と年代の予察的検討.群馬県立自然史博物館研究報告, 15, 93-100.新藤智子・杉内由佳・崎田有里奈・福岡孝昭（2009）レーザーアプレーション誘導結合プラズマ質量分析（LA-ICP- MS）法によるガラスビード試料の定量分析. 地球環境研究, 11, 103-119.清水康守（1987）荒川の河道と地形の変遷.埼玉県編「荒川自然１」, 180-184.正田浩司・関東平野西緑丘陵団体研究グループ（2018）関東平野西緑地域のテフラ層序と後期鮮新世以降の変動. 地球科学, 72, 59-72.正田浩司・菊地隆男・鈴木毅彦・竹越　智・関東平野西緑丘陵団体研究グループ（2005）関東平野西緑に分布する飯能礫層下部層のテフラ層序と広域対比.地球科学, 59, 339- 356.高橋　修・今井秀男・石井　醇（1989）関東山地大滝層群から白亜紀放散虫化石の産出.地質学雑誌, 95, 483-485.武井硯朔（1963）山中地溝帯東部白亜系の層序と構造. 地質学雑誌, 69, 130-146.武井硯朔（1964）山中地滞帯東半部白亜系の地史. 秩父科博研報, 12, 17-27.竹越　智・石垣　忍・足立久男・藤田至則（1979）関東山地の鮮新–更新世の堆積盆地の発生に関する研究.地質学雑誌, 85, 557-569.角田史雄（1991）奥武蔵震動地塊の提唱. 埼玉大学紀要（自然科学篇), 27, 57-77.植田良夫・野沢保・大貫仁・河内洋佑（1977）三波川変成岩のK-Ar年令.岩鉱, 72 361-365.植木岳雪・酒井　彰（2007）青梅地域の地質.地域遊賀研究報告（５万分の１地質図幅）産総研地質調査総合センター, 189p. Ueno, H. and Shibata, K. (1986) Radiometric ages of quartz diorite bodies related to the Chichibu pyrometasomatic deposits and their relevance to the metallogenetic epoch. Jour. Japan. Assoc. Min. Petr. Econ. Geol., 81, 77-82.山田康治郎（2010）鉱石・岩石分析等で有効なガラスビード法を用いた蛍光又線分析法.リガクジャーナル, 41, 24-32. Petrological study of chert and hornfels distributed in Nakatsugawa area and gravels of the Hanno Formation, Saitama Prefecture KAWANO Yoshinobu *  and SEKINE Eiichi * * * Faculty of Geo-environmental Science, Rissho University ** Graduate School of Geo-Environmental Science, Rissho University Chert and hornfels gravels contained in the upper Hanno Formation distributed in Yaoroshi and Azu, Hanno City were compared with those rocks in the Nakatsugawa area of the Okuchichibu. The Hanno chert gravel has a different color tone, major and trace element compositions from those rocks occurred in the Nakatsugawa area. The Hanno hornfels gravel also showed distinctly different characteristics from those rocks in the area. These petrological features suggest that the source of Hanno gravel is not in the Nakatsugawa area. Key words：Saitama Prefecture,  Hanno Formation,  Nakatsugawa,  Gravel,  Chert, Hornfels