新称．

八王子市の川口川と山入川との間の地域で，八王子市美山町及びその周辺地域．

小仏堆積岩コンプレックス分布域の北東縁部，西隣の五日市地域のあきる野市盆堀川下流部から南東方八王子市川口川の南岸に沿って分布し，東縁は本地域の八王子市上壱分方かみいちぶかた町北方の北浅川本流である．

北東側は秩父帯の深沢ユニットと断層で接し，南西側は四万十帯小仏コンプレックスの盆堀川ユニットと断層で接する．

泥質千枚岩を基質とし，砂岩及び砂岩泥岩互層起源の砂質千枚岩及び玄武岩火砕岩起源の緑色千枚岩の岩体からなる混在岩である．量的には泥質千枚岩が優勢なユニットで，砂質の葉理が発達し片理と一致することが多い．八王子市美山町から西寺方町の宝生寺団地周辺のルートマップを第4.2図に示す．北浅川本流に分布する泥質千枚岩には，玄武岩火砕岩が千枚岩化した緑色千枚岩岩体を含む（第4.3図A）．緑色千枚岩は緑灰色を呈し，風化すると黄土色よりも淡いクリーム色を呈する．泥質千枚岩は黒色で片理が発達している（第4.3図B・C）．風化すると黄土色を呈する．鏡下ではシルト大の石英粒子が伸長して並び，石英の細脈が形成されている（登録番号GSJ R82130，第4.3図D）．泥質千枚岩は北浅川本流を除き，岩体・岩塊を含まない．砂質千枚岩を構成する砂岩は細粒～中粒で，脱色して黄土色を呈する（第4.2図，第4.4図A）．砂岩泥岩互層起源の千枚岩は砂質部が5-30cmで，泥質部は数mmから15cmの厚さで硬さの差がなくなり塊状に見えることがある（第4.2図，第4.4図B・C）．千枚岩の片理面は砂質泥質ともに層理面と一致する．変成の程度は北西に向かって強くなり，北西方の五日市図幅との境界部付近では砂岩にも片理が明瞭になる．鏡下では細粒な雲母が片理に沿って形成され，石英と一部の長石を除き鉱物や岩片は変成して，元の鉱物片や岩石片が何であったかわからなくなっている（登録番号GSJ R82133，第4.2図，第4.4図D）．

酒井（1987）の五日市図幅内の盆堀川下流部に小規模に分布する小伏層に対比した地質体に連続する．酒井（1987）の小伏層やYagi（2000）の笛吹コンプレックス，小伏コンプレックスとは異なる地質ユニットで，西方には分布していない．

放散虫化石が産出しないので不明であるが，構造的な位置関係から，盆堀川ユニットより古い可能性がある．

酒井（1987）による．Yagi（2000）が再定義．本報告では，酒井（1987）の盆堀川層から美山ユニットを除いた地質体を盆堀川ユニットと再定義する．

五日市図幅内のあきる野市盆堀川流域（酒井，1987）．

本図幅南西縁部の八王子市山入川以南に分布する．五日市図幅内の盆堀川流域から北浅川及びその支流の醍醐だいご川流域に分布する．

北東側の美山ユニットと北西？南東走向で高角の断層で接し，南西側の小伏ユニットとも同様の断層で画される．

砂岩泥岩互層，砂岩，礫岩及び泥岩からなる．砂岩泥岩互層が一番多く，次いで砂岩が多い．砂岩泥岩互層は，厚さ5-30cmの等量ないしは砂岩優勢な互層と厚さ50cm-2mの砂岩優勢互層が数m毎に互層していることが多い（第4.5図A）．砂岩は灰色ないし緑灰色で細粒～中粒である．八王子市小津町の採石場では，まれに泥岩基質に砂岩が岩体として取り込まれているのが観察されることがある（第4.5図B）．鏡下では珪長質火山岩片が多くカリ長石の少ない石質ワッケである（登録番号GSJ R82133，第4.5図C）．礫岩は本図幅内では八王子市下恩方町の小津川北方に砂岩に伴って分布している．礫は径2mm―数cmで，チャート，花崗岩，流紋岩，安山岩，溶結凝灰岩などが認められ，珪長質火山岩が多い．

酒井（1987），Yagi（2000）の盆堀川層に対比される．

研究史でも述べたように，五日市図幅内ではアルビアン期の放散虫化石（久田ほか，1986）とカンパニアン期の放散虫化石（酒井，1987）が報告され，その地質時代は白亜紀のアルビアン期からカンパニアン期とされた．Takahashi and Ishii（1995）は五日市図幅内の檜原村の秋川流域に分布する盆堀川ユニットの3地点からDictyomitra Formosa群集に属する放散虫化石を報告しその年代をコニアシアン期からサントニアン期とした．これらの放散虫化石は久田ほか（1986）と酒井（1987）の地質年代間を埋めるデータである．

徳永・飯塚（1927）．

五日市図幅内の日の出町大久野おおぐの幸神の御殿橋付近の平井川河床（五日市盆地団体研究グループ，1981b）．

五日市図幅東部の日の出町幸神からあきる野市五日市の北寒寺にかけての盆地北西部と，五日市図幅北部の日の出町大久野坂本から本図幅内の大久野玉の内にかけての地域及び五日市図幅内の盆地南部のあきる野市小和田の広徳寺付近から本図幅内のあきる野市網代の五日市ゴルフ場まで分布する．

西方の秩父帯の深沢ユニットと水口ユニットとは不整合関係，北部で水口ユニットとは断層関係．南部で四万十帯の美山ユニットとは断層関係．

五日市図幅内の日の出町幸神で約400m，三内川では250mである．

本部層の基底部は亜角礫からなる淘汰不良の礫岩，中部は比較的淘汰の良い亜円礫～円礫からなる．上部は礫岩と砂岩の互層である．礫岩を構成する礫は，秩父帯のジュラ紀堆積岩コンプレックスに由来する砂岩が大部分を占め，チャート・泥岩・玄武岩火砕岩，まれに石灰岩を含む．礫径は平井川の御殿橋付近において平均5-10cm，最大径は約50cmである．日の出町大久野の旧大久野駅付近では，砂岩礫が大部分でわずかにチャート・泥岩の礫が認められる．

基盤との関係は，五日市図幅の三内川及びあきる野市五日市の広徳寺で観察できる（五日市盆地団体研究グループ，1981b）．三内川では，秩父帯の深沢ユニットに属する主として砂岩や泥岩からなる混在岩を径5-10cmの礫岩が不整合に覆う．その不整合面はほぼ垂直である．

藤本（1926b）のT1，菅野・新井（1964）の幸神層，五日市盆地団体研究グループ（1981b），酒井（1987）の幸神礫岩部層，入月ほか（1990）の幸神層に対比される（第5.1図）．

菅野・新井（1964）．

五日市図幅内のあきる野市小庄付近の秋川（菅野・新井，1964）．

五日市図幅内のあきる野市小庄付近の秋川流域から三内川を経て本図幅内の平井川流域に分布する．また，南部では八王子市川口川の北岸地域に，西北西―東南東方向に幅狭く分布し，本図幅の西縁部に分布する．

下位の幸神礫岩部層を整合に覆う．

350-750m.

主として泥岩からなり，砂岩や礫岩層を挟み，分布の南部では緑灰色の凝灰岩を挟む．また，あきる野市小庄から高尾の天王沢にかけて層間異常構造が発達する．

本図幅内の日の出町大久野塩沢には，青灰色中粒砂岩が露出している．鏡下では長石と火山岩片の多い凝灰質砂岩である．日の出町大久野玉の内の玉の内川河床に分布する羽生凝灰岩部層に属する凝灰岩との位置関係から，それを小庄泥岩部層に属する砂岩とみなした．

藤本のT2，徳永・飯塚（1927）の東入間層，菅野・新井（1964）の小庄砂岩泥岩互層，五日市盆地団体研究グループ（1981b）及び酒井（1987）の小庄泥岩部層，入月ほか（1990）の小庄層に対比される（第5.1図）．

五日市盆地団体研究グループ（1981b）．

あきる野市羽生付近の平井川流域（五日市盆地団体研究グループ，1981b）．

五日市図幅内の五日市盆地北部，日の出町大久野羽生西方から東北東へ日の出町大久野落合付近の平井川に沿って分布し，また日の出町大久野坊平ぼうだいらから本図幅内の大久野玉の内にかけて分布する．

下位の小庄泥岩部層を整合に覆う．

日の出町大久野羽生付近で150m.

主に青緑灰色の極細粒～粗粒の珪長質凝灰岩からなり，泥岩や砂岩を伴う．

藤本（1926b）のT3，徳永・飯塚（1927）の天神橋層の一部，菅野・新井（1964）の館谷泥岩層，五日市盆地団体研究グループ（1981b）及び酒井（1987）の羽生凝灰岩部層，入月ほか（1990）の館谷層の下半部に対比される（第5.1図）．

菅野・新井（1964）．

五日市図幅内のあきる野市館谷付近の秋川流域（菅野・新井，1964）．

五日市図幅内の五日市盆地北部から南部にかけて分布する．また，日の出町大久野坂本から東方へ本図幅の大久野玉の内にかけて分布する．

下位の羽生凝灰岩部層を整合に覆う．

館谷付近の秋川流域から天王沢で最も厚く約250m，北方に向かって薄くなり，羽生付近では100mになる．

暗灰色から青灰色のシルト岩ないし粘土岩からなり，径25-30cmや短径10-20cmで長径0.5-1mの石灰質団塊を含む．

藤本（1926b）のT3，徳永・飯塚（1927）の天神橋層の一部，菅野・新井（1964）の館谷泥岩層，五日市盆地団体研究グループ（1981b）及び酒井（1987）の館谷泥岩部層，入月ほか（1990）の館谷層の上半部に対比される（第5.1図）．

五日市盆地団体研究グループ（1981b）．

五日市図幅内のあきる野市高尾の高尾橋下流の秋川河床（五日市盆地団体研究グループ，1981b）．

五日市図幅内の五日市盆地北部から南部にかけて分布する．本図幅内では日の出町平井塩沢の秋川霊園の南の斜面基部に露出している．

下位の館谷泥岩部層を整合に覆う．

220-500m．南部で最も厚い．

細粒～粗粒の緑灰色凝灰岩からなり，細粒のものは珪質で堅硬である．緑灰色凝灰岩・珪質泥岩及び灰色シルト岩が互層することがある．凝灰岩は2-10cm単位で良く成層する場合と，日の出町の三内川流域のように50-80cmの厚さの中～粗粒で塊状の場合とがある．本図幅内の日の出町平井塩沢の秋川霊園では，層厚30-50cmの中粒白色凝灰岩と10-20cmの焦げ茶色のシルト岩の互層が分布する（第5.2図，第5.3図A）．

藤本（1926b）のT4の一部，徳永・飯塚（1927）の天神橋層の一部及び菅野・新井（1964）の横沢砂岩泥岩互層の一部，五日市盆地団体研究グループ（1981b）及び酒井（1987）の高尾凝灰岩部層，入月ほか（1990）の横沢層の一部に対比される．

五日市盆地団体研究グループ（1981b）．

五日市図幅内のあきる野市高尾の高尾橋下流の秋川河床（五日市盆地団体研究グループ，1981b）．

五日市図幅内の五日市盆地北部から南部まで連続して分布する．本図幅内では日の出町平井塩沢の秋川霊園に入る沢に分布している．

下位の高尾凝灰岩部層を整合に覆う．

層厚はほぼ一定しており，70-100mである．

緑灰色の凝灰質砂岩からなる．本図幅内では塊状の中粒砂岩で，風化して黄土色を呈する。

藤本（1926b）のT4の一部，徳永・飯塚（1927）の玉ノ内層の一部，菅野・新井（1964）の横沢砂岩泥岩互層の一部，五日市盆地団体研究グループ（1981b）及び酒井（1987）の伊奈砂岩部層，入月ほか（1990）の横沢層の一部に対比される（第5.1図）．

菅野・新井（1964）．

五日市図幅内のあきる野市横沢付近の秋川流域（菅野・新井，1964）．

五日市盆地中央部に分布する．本地域では日の出町の平井川河床に露出している．

下位の伊奈砂岩部層を整合に覆う．

約350m.

緑灰色砂岩と泥岩の互層からなり，北東方向に細粒化し，北部では泥岩となる．五日市図幅内の秋川河床では，下部は層厚1-2m単位の砂岩勝ち砂岩泥岩互層，中部は5-10cm単位で良く成層した灰緑色の凝灰質シルト岩，上部は再び緑灰色砂岩とシルト岩の互層となり，最上部では砂岩中に細礫を含む．本地域では層厚40-50cmの細粒～中粒砂岩と層厚10cm以下のシルト岩が互層している（第5.2図，第5.3図B）．砂岩は鏡下では角張った石英や斜長石と珪長質火山岩片が多くカリ長石をほとんど含まない，やや不淘汰な石質ワッケである（登録番号GSJ R82129，第5.2図，第5.3図C）．

藤本（1926b）のT4の一部，徳永・飯塚（1927）の玉ノ内層の一部及び足下田層の一部，菅野・新井（1964）の横沢砂岩泥岩互層の一部，五日市盆地団体研究グループ（1981b）及び酒井（1987）の横沢砂岩泥岩互層，入月ほか（1990）の横沢層の一部に対比される（第5.1図）．

新称．飯能層矢颪凝灰岩層（部層）（飯能市，1986；三友ほか，1986），飯能礫層（羽鳥ほか，1996）の中で成木丘陵，富岡丘陵に分布するものに相当する．

秩父帯仁田山にたやまユニットを不整合に覆う．青梅市成木の地点3と地点4では成木川層は約40mの高度差があり，成木川層の上位にある二本竹層，富岡層もほぼ同じ高度差がある．したがって，成木川層と二本竹層，富岡層との境界は凹凸があり，成木川層と二本竹層，富岡層は不整合関係にあると判断される．

40m以上．

本報告では未測定だが，飯能層と同様に東に緩く傾斜すると思われる．

不淘汰で基質支持の塊状の中礫～大礫サイズの角礫層からなる．礫種は砂岩，泥岩，チャートである．模式地（地点3）では，層厚1m以上の最大径20cmの角礫層が仁田山ユニットの泥岩を覆う．青梅市成木（地点4）では，層厚80cm以上の最大径25cmの角礫層が仁田山ユニットの砂岩を覆う．

角礫層からなる層相，円礫層からなる二本竹層，富岡層に不整合に覆われることから，成木丘陵，富岡丘陵の成木川層は加治丘陵の小曽木層に類似する．しかし，小曽木層と飯能層の不整合よりも成木川層と二本竹層，富岡層の不整合の方が大きいので，不整合の大きさと時間間隙が対応する場合，成木川層は小曽木層より古くなる．本報告では，成木川層の年代を暫定的に小曽木層よりやや古い後期鮮新世中期とする．

青梅市成木の成木川河床（付図の地点3）．

模式地と青梅市成木の富岡丘陵西部（地点4）のみに小分布する．

新称．本報告ではMachida, M.（1999）の矢颪層の中で加治丘陵に分布するものを小曽木層と新たに命名，定義する．仏子層の一部（井口，1951），飯能層飯能礫層（部層）の基底部の細粒相（福田・高野，1951；町田，1973），古武士礫層の砂岩頁岩互層（鈴木，1963），加治丘陵構成層の下部層（関東ローム研究グループ，1965），飯能礫層の基底部（森ほか，1974），角礫岩を主とする飯能礫岩層（藤田・松尾，1977），飯能層下部泥層（部層）（加賀美ほか，1994）に相当し，飯能礫層下部層（部層）（竹越ほか，1979），飯能層矢颪凝灰岩層（部層）（飯能市，1986；三友ほか，1986），飯能層矢颪層（部層）（松川ほか，1991），飯能礫層の基底の亜角礫層（羽鳥ほか，1996），矢颪層（Machida, M., 1999；松川ほか，2006）の中で加治丘陵とその近傍の入間川河床に分布するものに相当する．

竹越ほか（1979）は飯能礫層下部層の模式地を飯能市矢颪の不動の沢としたが，現在は露頭が見られない．そこで，本報告では小曽木層の模式地を新たに青梅市小曽木の青梅ゴルフ倶楽部北東端（付図の地点6）とする．

加治丘陵西部の青梅市小曽木の黒沢川，小布市こぶいち川河床に分布する．また，川越図幅内の飯能市前ヶ貫まえがぬきの成木川河床，飯能の入間川左岸，矢颪の入間川河床にも分布する．青梅市勝沼にも分布するとされるが（福田・高野，1951；青梅市，1981），本報告では未確認である．

秩父帯仁田山，成木，雷電山の各ユニットを不整合に覆う．青梅市小曽木の地点6から地点8では，小曽木層が基盤岩，飯能層の凹部を埋めて堆積しているが，小曽木層と飯能層の高度差は10m程度である．小曽木層と飯能層は不整合関係と判断される．

約10m．福田（1962）でも同じである．

本報告では未測定だが，飯能層，仏子層と同様に東に緩く傾斜すると思われる．松川ほか（2006）では走向NE-SW，傾斜6-10°Sである．

チャンネル構造が発達し，不淘汰で基質支持の中礫～大礫サイズの角礫層，細粒砂層，シルト層からなる．礫種は砂岩，泥岩，チャートである．材化石を多産し，軽石質テフラを挟む．

模式地（地点6）では，層厚1m以上の最大径5cmの角礫層中に層厚約30cmの軽石質テフラが挟まれる（第6.5図）．このテフラのFT年代は2.3±0.1Ma（松川ほか，2006）である．青梅市小曽木の小布市川右岸（地点7）では層厚1m以上の最大径10cmの角礫層からなり，飯能層の最大径20cmの円礫層に覆われる．小曽木の黒沢川河床（地点8）では亜炭層を挟む層厚1.5m以上の細粒砂層，シルト層からなり，化石林がある．ここはかつて東京炭鉱があった場所である（第13章参照）．川越図幅内の飯能市矢颪の入間川河床（地点133）では細粒砂層，シルト層からなり，飯能層の円礫層に覆われる．飯能の入間川左岸（地点132）では層厚3.5m以上の最大径15cmの角礫層からなり，層厚約1.5mの軽石質テフラを挟む．小曽木層の層相は福田・高野（1951），福田（1962），藤田・松尾（1977），三友ほか（1986），松川ほか（1991，2006），Machida, M.（1999），埼玉県（1999）に詳しく記載されている．礫の大きさ，種類，円磨度などは松川ほか（1991）に示されている．小曽木層と基盤岩の不整合の形態は関東平野西縁丘陵団体研究グループ（1999）に示されている．

川越図幅内の飯能市矢颪から前ヶ貫の入間川河床，成木川河床，飯能市矢颪ではメタセコイア属（Metasequoia, Taxodioxylon sequoianum）の化石林が見られ，材化石を多産する（島倉，1936，福田・高野，1951；高岡，1958；竹越ほか，1979；遠藤，1983；加賀美ほか，1994）．青梅市小曽木の黒沢川河床（地点8）で産出する花粉化石は，メタセコイア属近似種（cf. Metasequoia）などの絶滅・消滅種を含む（第6.4図）．なお，以下で化石を属として記載する場合は，sp., spp．を省略する．

川越図幅内の飯能市大河原の入間川右岸では湿地性の昆虫化石（Hayashi，1999），青梅市小曽木の黒沢川河床では淡水性のケイソウ化石を産出する（三友ほか，1986；松川ほか，1991）．

小曽木層の6地点の古地磁気極性は，上位に向かって逆から正に変化する（第6.2図）．例えば，川越図幅内の飯能市落合の成木川河床（地点134）では逆，模式地（地点6），飯能市矢颪の入間川河床（地点133）では正である（第6.3図）．

竹越ほか（1979），Machida, M.（1999）は多摩丘陵の大矢部層（大塚，1932），加賀美ほか（1996）は多摩丘陵の寺田層（藤本ほか，1961），大矢部層に対比した．

飯能層，仏子層の古地磁気層序，飯能層との不整合が小さいことを考慮すると，小曽木層下部の逆の古地磁気極性はKaena Subchron，上部の正の古地磁気極性はUpper Kaena Subchron-Gauss Chron境界以後のGauss Chron後期に対比される（第6.2図）．したがって，小曽木層の年代はKaena Subchron-Gauss Chron境界をはさんだ後期鮮新世中期である．地点6の軽石質テフラのFT年代（2.3±0.1Ma：松川ほか，2006）は，本報告の小曽木層の年代よりもやや若くなっている．

新称．本報告では，大荷田層に不整合に覆われることから，草花丘陵の仏子層（井口，1951），大荷田礫層基底部の細粒相，多摩川沿いの飯能層飯能礫層（部層）の基底部の細粒相（福田・高野，1951），飯能礫層下部層（部層）（正田ほか，2005a）を一括して，友田層と新たに命名，定義する．多摩川沿いの飯能礫層（藤本・福田，1954；藤本ほか，1954），Al層の一部（新藤，1968）に相当し，飯能礫層下部層（部層）（竹越，1977c；竹越ほか，1979），飯能層矢颪層（部層）（松川ほか，1991），飯能礫層の基底の亜角礫層（羽鳥ほか，1996），矢颪層（松川ほか，2006）の中で草花丘陵とその近傍の多摩川河床に分布するものに相当する．また，日の出町平井足下田あしげた付近の足下田層（徳永・飯塚，1927），足下田粘土層（藤本・羽鳥，1966），足下田泥岩層，足下田砂泥層（藤本，1977a）に相当する．

多摩川左岸の青梅市千ヶ瀬町から河辺かべ町の千ヶ瀬面，林泉寺面の段丘崖（付図の地点23から26）とする．

多摩川左岸の青梅市千ヶ瀬町から河辺町，右岸の長淵から友田町に分布する．草花丘陵北縁では五日市図幅内の青梅市駒木町の馬引沢まびきざわ峠から青梅市友田町，日の出町大久野おおぐのの二ツ塚峠付近，丘陵南縁では平井足下田からあきる野市菅生すがおに点在する．日の出町平井の平井川河床にも露出するとされるが（竹越ほか，1979；角田，1992a），本報告では未確認である．平井の平井小学校付近の地下（東京都土木技術研究所，1966），青梅市友田町の大荷田川と多摩川の合流点付近の地下（中山・国分，1995）にも分布するとされる．

秩父帯雷電山，水口みのくちの各ユニット，五日市町層群秋川層を不整合に覆う．青梅市友田町の大荷田川と多摩川の合流点付近と地点34における友田層と大荷田層の境界の高度差約80mであり，友田層と大荷田層は不整合関係にあると判断される．

約40m.

友田層は，全体に東に緩く傾斜している．本報告では未測定だが，多摩川沿いでは走向NW-SE，傾斜5°N以上（寿円，1966），走向N30°W，傾斜1-2°N（新藤，1968），走向NS，傾斜2.5°E（正田ほか，2005a），松川ほか（2006）では走向NE-SW，傾斜6-10°Sである．草花丘陵では走向NW-SE，傾斜3-5°N（五日市盆地団体研究グループ，1981a）であり，局所的に20°程度で傾斜する．日の出町平井の平井川河床では，五日市町層群との境界の高角の断層付近でほぼ垂直に立っているとされるが（五日市盆地団体研究グループ，1981a；角田，1992a），本報告では未確認である．

不淘汰な腐植質のシルト層，細粒砂層の互層からなり，テフラ，亜炭層を挟む．基盤岩に近い最下部は，チャネル構造が発達する不淘汰な基質支持の中礫サイズの角礫層からなる．礫種は砂岩，泥岩である．層厚数cmから数10cmの軽石質テフラ，細粒なガラス質テフラを挟む．

青梅市千ヶ瀬町から友田町の多摩川沿いの友田層の総合柱状図（正田ほか，2005a）を第6.6図に示す．青梅市千ヶ瀬町の地点23では雷電山ユニットの泥岩を腐植質な角礫層が覆う．同様の角礫層は，青梅市長淵の鳶巣とびす川河床（地点36），日の出町平井足下田の足下田川河床（地点41）でも見られる．青梅市千ヶ瀬町から河辺町の多摩川左岸（地点23から26），友田町の多摩川右岸（地点30から32）では合計14枚のテフラが見出されており（図6.6図：正田ほか，2005a），その中の3枚の細粒なガラス質テフラが広域対比されている（正田ほか，2005a；田村ほか，2005）．青梅市河辺町の地点26では，友田層の上に層厚約3mの大礫サイズの亜円礫からなる大荷田層，層厚約1.5mの巨礫サイズの円礫からなる千ヶ瀬層が重なる（第6.7図）．青梅市友田町の地点31では亜炭層が見られる．この周辺では，友田層は層厚3m以上の中礫サイズの円礫～亜円礫からなる大荷田層に覆われ，その上には層厚約2mの巨礫サイズの円礫からなる畑中層が重なる．日の出町平井足下田の足下田川河床（地点41）では，細粒なガラス質テフラが腐植質シルト層中に挟まれる．五日市図幅内の青梅市駒木町の馬引沢峠付近の2地点（地点147，148）では，軽石質テフラがシルト層中に挟まれる．青梅市友田町の大荷田川と多摩川の合流点付近の地下では，友田層は深度30m以下にあり，その上には大荷田層が重なる（中山・国分，1995）．友田層の層相は，寿円（1966），松川ほか（1991），角田（1992a），大久保（2003），正田ほか（2005a）に詳しく記載されている．

多摩川沿いの青梅市千ヶ瀬町から河辺町（地点23から26），友田（地点30から32）では，合計14枚のテフラが見出されている（図6.6図：正田ほか，2005a）．そのうち千ヶ瀬1テフラ（CGSI），千ヶ瀬2～6テフラ（CGS2～6），友田2テフラ（TMD2）は細粒なガラス質テフラであり，そのほかは軽石質テフラである．地点24のCGS1は，層厚2-5cmでパッチ状に亜炭層中に挟まれる．地点25のCGS2は，層厚25cmで腐植質シルト層中に挟まれる．CGS1，CGS2は，それぞれ大阪層群，氷見ひみ層群，新潟地域の2.8-2.9Maの土生滝はぶたきI-MT2-Argテフラ（富田・黒川，1999），氷見層群，東海層群の約2.65MaのUN-MD2テフラ（Kurokawa and Tomita，2000）に対比される（正田ほか，2005a）．地点30のTMD2は，亜炭層中に層厚5cmでパッチ状に亜炭層中に挟まれる．TMD2は約2.6Maの古琵琶湖層群，大阪層群の小佐治こさじテフラ（Takaya，1963），氷見層群のOT5テフラ（渡辺，1999）に対比される（田村ほか，2005）．なお，羽村市羽はねの多摩川右岸では飯能層中の矢颪凝灰岩層，房総半島の梅ヶ瀬層（三土，1933；植田，1933）及び横浜地域の小柴層（大塚，1937）中のU6（三梨ほか，1959）に対比されるテフラが報告されているが（加治研究グループ，1980），各テフラの産出地点，層位，層相，記載岩石学的特徴などが示されておらず，対比には疑問が残る．

多摩川沿いの青梅市千ヶ瀬町（鈴木，1888；徳永・飯塚，1927；鈴木，1963），友田町（藤本，1930，1932b），草花丘陵南縁の日の出町平井（藤本，1930，1932b，1977a；島倉，1936；高岡，1958）では，亜炭層が報告されている．これらの場所で産出する大型植物化石は，セコイア属（Sequoia），メタセコイア（Taxodioxylon sequoianum, Metasequoia disticha, Metasequoia cfr. glyptostroboides），オオバタグルミ（Juglans megacinerea）などの絶滅・消滅種を含む（島倉，1936；高岡，1958；鈴木，1963；寿円，1966；遠藤，1983；松川ほか，1991；角田，1999；大久保，2003；正田ほか，2005a）．そのほかに藤本（1926b，1932b）の材化石の報告がある．

多摩川左岸の青梅市千ヶ瀬町で産出する花粉化石は，メタセコイア（Metasequoia japonica）などの絶滅・消滅種を含み（寿円，1966；松川ほか，1991；本報告の第6.4図の地点23），多摩丘陵の上総層群のMetasequioa花粉化石群集（宮下，1986）に相当する．青梅市駒木町（地点37），日の出町平井足下田（地点41）でも同様であるが，地点41ではサルスベリ属（Lagerstroemia）の割合が非常に高い．

草花丘陵南縁の日の出町平井足下田では，長鼻類化石（Stegodon?）を産出する（秋川市，1983；樽，1986）．

多摩川沿いの青梅市千ヶ瀬町では，湿地性の昆虫化石，淡水性のケイソウ化石を産出する（松川ほか，1991）．

友田層の11地点の古地磁気極性は，上位に向かって正から逆に変化する（第6.2図）．例えば，多摩川沿いの青梅市千ヶ瀬町のCGS1，CGS2層準（地点24から26），友田町のTMD2層準（地点31）では正であり，草花丘陵北東部の友田町（地点34）では逆である（第6.3図）．草花丘陵北部の青梅市駒木町の清見川河床（地点37），日の出町大久野の二ツ塚峠付近（地点38），草花丘陵南部の日の出町平井足下田の足下田川河床（地点41）では正であるが（第6.3図），これらの地点と多摩川沿いの青梅市千ヶ瀬町から友田町の地点は，ほぼ同じ層準にあると思われる．

正田ほか（2005a）は，テフラの広域対比に基づいて多摩川沿いの友田層が房総半島の三浦層群と上総層群の境界付近の地層に対比される可能性を示した．

多摩川沿いでは，2.9-2.6Maの3枚の広域テフラを挟むこと，Gauss-Matuyama Chron境界以前の前期～中期鮮新世の大阪層群を特徴づけるセコイア属（Sequioa）を産出することから，友田層下部の正の古地磁気極性はUpper Kaena Subchron-Gauss Chron境界以後のGauss Chron後期に対比される（第6.2図）．そして，上部の逆の古地磁気極性はMatuyama Chron-Lower Olduvai Subchron境界以前のMatuyama Chron前期に対比される．このように，友田層の年代はGauss-Matuyama Chron境界をはさんだ後期鮮新世中期～後期である．

馬場ほか（2005a）による．馬場ほか（2005a）は，加住層に不整合に覆われることから関東平野西縁丘陵研究グループ（1995）の加住礫層下部層（部層）を山田層と命名，定義した．本報告でも両者の不整合関係を認め，馬場ほか（2005a）に従って山田層とする．増戸ますこ礫層基底部の細粒相（福田・高野，1951；福田，1952；藤本ほか，1954），雹留ひょうどめ山礫岩層中の黒色泥岩層（多摩地学会，1957），飯能礫層下部層，中部層（部層）（竹越，1977c），五日市砂礫層下部層（部層）の一部（五日市盆地団体研究グループ，1981a，b），加住礫層下部のシルト層（倉川・間島，1982）に相当し，加住礫層（羽鳥・寿円，1958b；藤本ほか，1962），飯能礫層下部層（部層）（竹越ほか，1979），飯能層矢颪層（部層）（松川ほか，1991），飯能礫層の基底の亜角礫層（羽鳥ほか，1996），矢颪層（Machida, M., 1999 ； Aiba et al., 2006；松川ほか，2006）の中で加住丘陵に分布するものに相当する．

関東平野西縁丘陵研究グループ（1995）は，加住礫層下部層の模式地をあきる野市引田ひきだの三の谷河床（付図の地点52付近）とした．本報告では山田層の模式地をそれに従う．

あきる野市引田の三の谷，二の谷の河床，網代あじろ，山田，八王子市上壱分方かみいちぶかた町の北浅川河床に小分布する．

あきる野市引田では秩父帯深沢ユニット，網代，山田では五日市町層群網代層を不整合に覆う．八王子市上壱分方町では，四万十帯美山ユニットを不整合に覆う．あきる野市引田の三の谷（地点52付近），三の谷の出口（地点53）における山田層と加住層の境界の高度差は約100mであることから，山田層と加住層は不整合関係と判断される．あきる野市網代では畑中層に不整合に覆われる．

山田層が最も厚い三の谷で約30m．関東平野西縁丘陵研究グループ（1995），馬場ほか（2005a）でも同じである．そのほかの地点では数m.

山田層は全体として東にゆるく傾斜している．本報告では未測定であるが，竹越（1977c）では走向EW-NS，傾斜2-3°N，相場（2003a）では走向N40°E，傾斜16°S，松川ほか（2006）では走向NE-SW，傾斜6-10°Sである．五日市盆地団体研究グループ（1981a），倉川・間島（1982），関東平野西縁丘陵研究グループ（1995）では走向NW-SE，傾斜3-5°Nであり，局所的には20°程度傾斜する．

不淘汰で基質支持の中礫～大礫サイズの角礫層，シルト層からなる．礫種は砂岩，泥岩である．全体に腐植質で材化石を多産する．層厚数10cmの軽石質テフラ，岩片質テフラを挟む．

模式地（地点52）では，下部約10mはチャンネル構造が発達し，最大径10cmの不淘汰な角礫層からなる．砂岩礫は緑色に変質しているものが多い．上部約20mは腐植質シルト層からなり，材化石を多産する．また，軽石質テフラを挟む．三の谷の出口（地点53）では，層厚3m以上の山田層を層厚4m以上の加住層が覆う．あきる野市山田（地点50）では層厚4mの山田層が五日市町層群網代層を覆い，畑中層に覆われる．あきる野市網代（地点49）では，層厚5m以上の山田層を層厚1m以上の加住層が覆う．

八王子市上壱分方町の北浅川河床（地点63）では，層厚約5mの山田層が美山ユニットの千枚岩を覆い，加住層に覆われる（第6.8図）．山田層は，層厚約3mの塊状あるいは平板型，トラフ型斜交葉理が発達する不淘汰な腐植質シルト層と層厚約2mの凝灰質中粒～粗粒砂層からなる．シルト層は材化石を多産し，そこには化石林がある．また，シート状の層厚20cmの軽石質テフラが挟まれる．加住層は，チャンネル構造が発達する淘汰の良い礫支持の最大径15cmの亜円礫～亜角礫層からなる．山田層の層相は，あきる野市引田周辺では関東ローム研究グループ（1958），五日市盆地団体研究グループ（1981a），松川ほか（1991），関東平野西縁丘陵研究グループ（1995），馬場ほか（2005a），八王子市上壱分方町の北浅川河床では相場（1991），松川ほか（1991），関東平野西縁丘陵研究グループ（1995），相場（2003a），馬場ほか（2005b）に詳しく記載されている．

模式地（地点52）の層厚約50cm軽石質テフラは三の谷火山灰層（関東平野西縁丘陵研究グループ，1995）と呼ばれている．軽石の径は2-4mmで著しく風化しており，角閃石，斜方輝石が目立つ．全体に平行葉理が発達する．三の谷火山灰層のFT年代は，関東平野西縁丘陵研究グループ（1995）では2.01±0.24Ma，馬場ほか（2005a）では2.93±0.19Maである．本報告では，三の谷火山灰層のFT年代の再測定を行った．三の谷火山灰層中のジルコンはU濃度の低いものの割合が高く，それらを選択した場合には実際より若い年代になる場合がある．そこで，通常よりも高い中性子線量を照射した結果，3.7±0.3MaのFT年代が得られた（第6.1表）．本報告では未確認であるが，三の谷火山灰層の約10m下位の岩片質テフラは秋川ラピリと呼ばれている（関東平野西縁丘陵研究グループ，1995）．

あきる野市網代の御前石，引田の三の谷で産出する大型植物化石は，セコイア属（Sequoia），メタセコイア（Metasequoia disticha, Metasequoia cfr. glyptostroboides），コウヨウザン（Cunninghamia cfr. lanceolata），チャンチンモドキ（Choerospondias axillaris），オオバラモミ（Picea koribai），バタグルミ（Juglans cinerea）などの絶滅・消滅種を含む（関東ローム研究グループ，1958，1965；五日市ステゴドン調査団，1980；倉川・間島，1982；秋川市，1983；松川ほか，1991；関東平野西縁丘陵研究グループ，1995；小泉，2000）．そのほかに，藤本（1926b）の亜炭，材化石の報告がある．

八王子市上壱分方町の北浅川河床には化石林があり，そこで産出する大型植物化石は，メタセコイア（Metasequoia disticha, Metasequoia cfr. gliptostroboides），コウヨウザン（Cunninghamia cfr. lanceolata），シキシマサワグルミ（Cycrocarya paliurus）などの絶滅・消滅種を含む（藤本・鈴木，1974；相場，1991；松川ほか，1991；関東平野西縁丘陵研究グループ，1995）．また，コハクを産出する（松川ほか，1991）．

あきる野市引田の三の谷で産出する花粉化石は，セコイア属（Sequoa），メタセコイア―スイショウ属（Metasequoia-Glyptostrobus），メタセコイア属近似種（cf. Metasequoia），コウヨウザン属（Cunninghamia），シマモミ属（Keteleeria），イヌカラマツ属（Pseudolarix）などの絶滅・消滅種を含む（松川ほか，1991；関東平野西縁丘陵研究グループ，1995；本報告の第6.4図の地点52）．これは，大阪層群最下部の花粉帯のメタセコイアA亜帯（Tai，1973），多摩丘陵の上総層群のMetasequioa花粉化石群集（宮下，1986）に相当する．八王子市上壱分方町の北浅川河床でも，同様の花粉化石が産出する（松川ほか，1991；本報告の第6.4図の地点63）．

あきる野市網代の御前石ではミエゾウ（Stegodon miensis）が産出する（樽・甲能，2002；樽，2003a；あきる野市，2004；馬場ほか，2005a；Aiba et al.，2006）．この長鼻類化石は，直良（1954），鈴木（1960），関東ローム研究グループ（1958），高岡（1958），三島・宮崎（1985）ではトウヨウゾウ（Stegodon orientalis），五日市ステゴドン調査団（1980）ではボンビフロンスゾウ（Stegodon bombifrons），樽野（1991），樽・樽（1993），関東平野西縁丘陵研究グループ（1995），樽（1999）ではシンシュウゾウ（Stegodon shinshuensis）とされたが，相場ほか（2006）はミエゾウ（Stegodon miensis）とアケボノゾウ（Stegodon aurorae）の中間的な新種とした．ここでは，シカ化石（Cervidae gen. sp. indet.）も産出する（五日市ステゴドン調査団，1980）．あきる野市山田の山田大橋付近の秋川河床の転石から産出した長鼻類化石は，直良（1954）ではトウヨウゾウ（Stegodon orientalis），樽・甲能（2002）ではミエゾウ（Stegodon miensis）とされたが，馬場ほか（2005a）はミエゾウ（Stegodon miensis）と別種とし，Stegodon sp.とした．八王子市上壱分方町の北浅川河床ではアケボノゾウ（Stegodon aurorae）を含む哺乳類化石が産出し，上壱分方脊椎動物化石群集と呼ばれている（小泉，2002）．

あきる野市網代の御前石では昆虫化石が産出するが，詳しい記載はない（五日市ステゴドン調査団，1980）．八王子市上壱分方町の北浅川河床では淡水性のケイソウ化石が産出する（松川ほか，1991）．

山田層の3地点の古地磁気極性は，上位に向かって逆から正に変化する（第6.2図）．例えば，あきる野市網代（地点50），八王子市上壱分方の北浅川河床（地点63）では逆，模式地（地点52）では正である（第6.3図）．

松川ほか（2006）は上位の加住層を多摩丘陵の寺田層に対比したことに基づいて，山田層を館たて層（高野，1994）に対比した．

本報告の三の谷火山灰層のFT年代（3.7±0.3Ma），加住層の古地磁気層序，加住層との不整合が大きいことを考慮すると，山田層下部の逆の古地磁気極性はGilbert Chron，上部の正の古地磁気極性はGauss Chron-Lower Mammoth Subchron境界以前のGauss Chron前期に対比される（第6.2図）．山田層の年代は，Gilbert Chron-Gauss Chron境界をはさんだ前期鮮新世末期から後期鮮新世初期である．

関東平野西縁丘陵研究グループ（1995）は，近畿地方で3-2.5Ma（Momohara，1992，1994；百原，1993）に消滅したセコイア属（Sequoia）の化石が産出すること，大阪層群最下部の花粉帯に対比される花粉化石が産出すること，シンシュウゾウ（Stegodon shinshuensis：現在はミエゾウ，Stegodon miensis）が産出することから，山田層の年代を2.5Ma以前とした．小泉（2000）は，近畿地方で3Ma（Momohara，1992，1994；百原，1993）に絶滅したチャンチンモドキ（Choerospondias axillaries）を含む大型植物化石，3Maより古いゾウ化石（Stegodon sp. indet.）を報告し，山田層の年代が3Maより古い可能性を示した．樽・長谷川（2002）は，近畿地方でのミエゾウ（Stegodon miensis）の最終産出年代は約3.5Maであること（樽野，1999）から，それを産出する山田層の年代を3Ma以前とした．このような大型植物化石，花粉化石，ゾウ化石から推定された山田層の年代は，山田層の古地磁気層序と整合的である．関東平野西縁丘陵研究グループ（1995），馬場ほか（2005a）による三の谷火山灰層のFT年代（それぞれ2.01±0.24Ma，2.93±0.19Ma）は，本報告で推定された山田層の年代と比較して若くなっている．

一方，山田層の古地磁気層序とゾウ化石には以下のような矛盾点がある．八王子市上壱分方町の北浅川河床ではアケボノゾウ（Stegodon aurorae）が産出するが（小泉，2002），アケボノゾウ（Stegodon aurorae），アケボノゾウより原始的なアケボノゾウ類似種化石（Stegodon sp. cf. aurorae）は，それぞれOldubai Subchron以降，Gauss Chron最上部からMatuyama Chron下部に産出し，Gauss Chron上部以前の地層からは産出しない（樽野，1999）．北浅川河床の加住層はシンシュウゾウ（Stegodon shunshuensis：現在はミエゾウ，Stegodon miensis）とアケボノゾウ（Stegodon aurorae）の中間的な新種を産出するので（相場ほか，2003），山田層から産出するアケボノゾウとはゾウ化石の生層序関係が逆転する．

新称．上部更新統の礫層（鈴木，1888），上部新第三系H1層（兼子ほか，1951），加住礫層（羽鳥・寿円，1958b；藤本ほか，1962），第三系鮮新統（三浦層群）（森，1962），飯能礫層上部層（部層）（竹越ほか，1979），飯能礫層（羽鳥ほか，1996），飯能層（Machida, M., 1999）の中で恩方丘陵に分布するものに相当する．なお，恩方層という地層名は，本図幅の四万十帯の盆堀川ユニットに相当する地層に用いられたことがある（三土，1932）．

八王子市川町の遊歩道脇（付図の地点61）．

北端を除く恩方丘陵のほぼ全域，小津丘陵の頂部に分布する．

四万十帯美山ユニット，盆堀川ユニットを不整合に覆う．

恩方丘陵では約40m，小津丘陵では約10m.

本図幅では未測定だが，加住丘陵の加住層と同様に東にゆるく傾斜すると思われる．

チャンネル構造が発達する不淘汰なシルト層，基質支持の中礫サイズの亜角礫～角礫層からなる．層厚数10cmのシート状の砂層，シルト層を多数挟む．礫種は砂岩，泥岩であり，礫はやや風化している．層厚数10cmの軽石質テフラを挟む．

恩方丘陵の模式地（地点61），地点62，八王子図幅内の元八王子丘陵の地点145では軽石質テフラを挟む亜角礫層からなる．地点143の周辺では最大径20cmの淘汰の良い亜角礫層が分布するが，この地層は恩方層を覆う地層である．小津丘陵の地点60ではチャンネル構造が発達する不淘汰な基質支持の中礫サイズの亜角礫～角礫層からなり，赤色風化した美山ユニットの砂岩を覆う（第6.9図）．恩方層の層相は羽鳥・寿円（1958b），山本ほか（1980）に示されている．

本報告では模式地（地点61）の軽石質テフラを恩方テフラと呼ぶ．恩方テフラは層厚20cmで，軽石の径は約3mmで著しく風化している．径1mmの岩片を含む．FT年代は，1.7±0.2Maである（第6.1表）．

本報告では未確認であるが，八王子市西寺方町の北浅川と山入川の合流地点では，メタセコイア属（Metasequoia）の化石林があり，そこで産出する大型植物化石はオオバタグルミ（Juglans megacinerea），メタセコイア（Metasequoia cf. glyptostroboides）などの絶滅・消滅種を含む（遠藤，1983）．また，八王子図幅内の八王子市川町の大沢川河床で産出する大型植物化石（羽鳥・寿円，1958b）は，恩方層からのものである可能性が高い．

恩方層の4地点の古地磁気極性は，上位に向かって逆から正に変化する（第6.2図）．例えば，八王子図幅内の八王子市川町の大沢川河床（地点144）では逆，模式地（地点61），八王子市弐分方にぶかた町（地点62）では正である（第6.3図）．

恩方テフラのFT年代（1.7±0.2Ma）を考慮すると，恩方層下部の逆の古地磁気極性はMatuyama Chron-Lower Olduvai Subchron境界以前のMatuyama Chron前期，上部の正の古地磁気極性はOlduvai Subchronに対比される（第6.2図）．したがって，恩方層の年代はMatuyama Chron-Lower Olduvai Subchron境界をはさんだ後期鮮新世後期から前期更新世前期である．

青梅市（1995）による．小布市礫層（井口，1951），飯能層飯能礫層（部層）（福田・高野，1951；藤本・福田，1954；藤本ほか，1954），鮮新統下部層（山下ほか，1955），三浦層群（新藤，1969），飯能（累）層飯能礫層（部層）（飯能市，1986；三友ほか，1986），飯能礫層（羽鳥ほか，1994，1996）の中で成木丘陵に分布するものに相当する．

青梅市（1995）は模式地を設定していないので，本報告では二本竹層の模式地を五日市図幅内の青梅市成木の採石場（付図の地点142）とする．

五日市図幅内の青梅市成木の成木川北の尾根に分布する．成木丘陵では青梅市成木から飯能市下直竹に分布する．

秩父帯仁田山ユニット，成木川層を不整合に覆う．

飯能市下直竹では20-60mである．青梅市成木の尾根では一般に5m以下であるが，模式地では約30mである．

本図幅では未測定だが，飯能層と同様に東に緩く傾斜すると思われる．

チャンネル構造が発達し，淘汰の良い礫支持の大礫～巨礫サイズの円礫層からなる．礫種は砂岩，泥岩，チャートであり，花崗閃緑岩を少量含む．模式地（地点146）では，最大径80cmの円礫層が仁田山ユニットの泥岩勝ち砂岩泥岩互層を覆う（第6.10図）．青梅市成木では最大径25-50cmの円礫層が仁田山ユニットのチャートを覆う．青梅市成木6丁目から成木4丁目の尾根では，大礫サイズの円礫が転石で見られる．

加治丘陵の飯能層の近くに分布し，飯能層と同じ層相を示すことから，本報告では二本竹層と飯能層を対比し，二本竹層の年代を飯能層と同じ後期鮮新世中期～後期とする．

青梅市（1995）による．小布市礫層（井口，1951），飯能層飯能礫層（部層）（福田・高野，1951；藤本・福田，1954；藤本ほか，1954），鮮新統下部層（山下ほか，1955），三浦層群（新藤，1969），飯能層飯能礫層（飯能市，1986；三友ほか，1986），飯能礫層上部層（竹越ほか，1979），飯能礫層上部円礫層（石垣・竹越，1982），飯能礫層（羽鳥ほか，1996）の中で富岡丘陵に分布するものに相当する．

青梅市（1995）は模式地を設定していないので，本報告では富岡層の模式地を青梅市成木の富岡丘陵の斜面（付図の地点5）とする．

富岡丘陵の青梅市成木から富岡に分布する．

秩父帯仁田山ユニット，成木川層を不整合に覆う．

約70m．富岡丘陵西部では10m以下であるが，東に増大する．

本報告では未測定だが，飯能層と同様に東に緩く傾斜すると思われる．

チャンネル構造が発達する淘汰の良い礫支持の大礫～巨礫サイズの円礫層からなる．礫種は砂岩，泥岩，チャートであり，花崗閃緑岩を少量含む．模式地（地点5）では，層厚4m以上の最大径50cmの円礫層が秩父帯仁田山ユニットの泥岩層を覆う．東への古流向を示すインブリケーションが発達する．

加治丘陵の飯能層の近くに分布し，飯能層と同じ層相を示すことから，本報告では富岡層と飯能層を対比し，富岡層の年代を飯能層と同じ後期鮮新世中期～後期とする．

飯能市（1986），三友ほか（1986）による．本報告では，飯能市（1986），三友ほか（1986）の飯能層飯能礫層（部層）に飯能市矢颪の矢颪凝灰岩層（部層）を合わせたものをMachida, M.（1999），松川ほか（2006）に従って飯能層と再定義する．飯能層飯能礫層（部層）の粗粒相（福田・高野，1951；藤本・福田，1954；藤本ほか，1954；藤本，1977a），小布市礫層の一部，凝灰岩層の一部，阿須山あずやま礫層の一部（井口，1951），飯能礫層の大部分（森ほか，1974），円礫岩を主とする飯能礫岩層（藤田・松尾，1977），古武士礫層（鈴木，1963；東京都，1980b），飯能層上部礫層（部層）（加賀美ほか，1994）に相当し，上部新第三系H1層（兼子ほか，1951），鮮新統下部層（山下ほか，1955），第三系鮮新統（三浦層群）（森，1962），加治丘陵構成層の中部層（関東ローム研究グループ，1965），三浦層群（新藤，1969），飯能礫層上部層（部層）（竹越ほか，1979），飯能礫層上部円礫層（部層）（石垣・竹越，1982），飯能礫層（羽鳥ほか，1996）の中で加治丘陵とその近傍の入間川河床に分布するものに相当する．

竹越ほか（1979）は飯能礫層上部層の模式地を飯能市阿須あずの県道沿い（付図の地点14付近）とした．本報告では，飯能層の模式地としてそれに従う．

加治丘陵の西部，中部の青梅市根ヶ布ねかぶから飯能市阿須の駿河台大学に分布する．また，飯能図幅内の飯能市矢颪から岩沢の入間川河床にも分布する．

秩父帯中藤，仁田山，成木，雷電山の各ユニットを不整合に覆う．小曽木層を不整合に覆い，仏子層に整合に覆われる．

約100m．福田・高野（1951），福田（1962）でも同じである．Machida, M.（1999）では100m以上としている．

飯能層は全体に東に緩く傾斜している．本報告では，飯能市阿須の飯能層と仏子層の境界の高度を基準にして走向N20°W，傾斜3°Eが求められる．石垣・竹越（1982）では走向NS，傾斜3-5°E，松川ほか（2006）では走向NS，傾斜6-10°Eである．

淘汰の良い礫支持の中礫～巨礫サイズの円礫～亜円礫層からなる．礫種は砂岩，泥岩，チャートであり，少量の石英閃緑岩を含む．礫はやや風化している．チャネル構造と東への古流向を示すインプリケーションが発達する．礫層中には層厚数m以下の凝灰質シルト層，砂層が挟まれるが，側方への連続は悪い．層厚数10cmの軽石質テフラが多数挟まれる．

入間市南峯（地点12），寺竹てらだけ（地点13）では，例外的に厚い層厚7m以上のシルト層，砂層が礫層中に挟まれる（第6.11図）．また，青梅市小曽木（地点10）では，層厚6m以上の腐植質シルト層，砂層が見られる．川越図幅内の飯能市矢颪の入間川河床（地点133）では，淘汰の良い礫支持の最大径20cmの亜円礫層が小曽木層のシルト層を覆い，礫層中には軽石質テフラが挟まれる．三友ほか（1986）は，ここの地層全体を矢颪凝灰岩層と呼び，小曽木層に相当する地層としている．青梅市小曽木2丁目（地点9）では礫層中に層厚5cmの軽石質テフラが挟まれる．

飯能層の層相は，福田・高野（1951），井口（1951），鈴木（1963），藤田・松尾（1977），竹越ほか（1979），飯能市（1986），三友ほか（1986），Machida, M.（1999），埼玉県（1999），松川ほか（2006）に詳しく記載されている．また，礫の種類，形状，ファブリック（石垣・竹越，1982；清水，1987；入間川足跡化石発掘調査団，1995，2003；加賀美ほか，1996；埼玉県西部地域博物館入間川展合同企画協議会，2004），砂岩礫の化学組成（加賀美ほか，1994；加賀美・谷口，1996，1997a，b，1998，1999，2000，2002，2003，2004），泥岩礫から産出する放散虫化石（松岡，1998），関東山地東縁の接峰面（加賀美，1995；加賀美ほか，1996）から，飯能層を形成した古水系は，清水（1987），角田史雄（1991）では秩父凹地帯を流れてきた荒川，そのほかの研究では多摩川とされる．

川越図幅内の飯能市矢颪の入間川河床（地点133）では，飯能層の礫層中に矢颪凝灰岩層と呼ばれる層厚30cmの軽石質テフラが挟まれる．三友ほか（1986）によれば矢颪凝灰岩層の命名者は不明であるが，加治研究グループ（1980）以降矢颪凝灰岩層という地層名が使用されている．矢颪凝灰岩層は，加治研究グループ（1980）により友田層中のテフラ，房総半島の梅ヶ瀬層及び横浜地域の小柴層中のU6に対比されているが，各テフラの産出地点，層位，層相，記載岩石学的特徴などが示されておらず，対比には疑問が残る．矢颪凝灰岩層のFT年代は1.2±0.3Maである（埼玉県，1999）．本報告では，矢颪凝灰岩のFT年代の再測定を行った．山田層中の三の谷火山灰層と同じ理由から，矢颪凝灰岩に通常よりも高い中性子線量を照射した結果，2.5±0.1MaのFT年代が得られた（第6.1表）．

青梅市小曽木（地点10）で産出する花粉化石は，メタセコイア属近似種（cf. Metasequoia）などの絶滅・消滅種を含む（第6.4図の地点10）．

飯能層の5地点の古地磁気極性は，上位に向かって正から逆に変化する（第6.2図）．例えば，川越図幅内の飯能市矢颪の入間川河床（地点133），本図幅内の青梅市小曽木（地点10）では正，入間市南峯（地点12）では逆，寺竹（地点13）では中間的である（第6.3図）．

福田・高野（1951），藤本ほか（1954）は多摩丘陵の大矢部層，福田（1962）は多摩丘陵の大矢部層，平山層（大塚，1932），房総半島の太田代おおただい層（三土，1933；植田，1933），竹越ほか（1979）は大矢部層，加賀美ほか（1996），Machida, M.（1999）は平山層に対比した．これらの対比は，主に層相，化石によるものである．松川ほか（2006）は，主にテフラのFT年代に基づいて飯能層を多摩丘陵の寺田層に対比した．

本報告の矢颪凝灰岩のFT年代（2.5±0.1Ma），小曽木層，仏子層の古地磁気層序から，加治丘陵の飯能層下部の正の古地磁気極性はUpper Kaena Subchron-Gauss Chron境界以後のGauss Chron後期，上部の逆または中間の古地磁気極性はMatuyama Chron-Lower Olduvai Subchron境界以前のMatuyama Chron前期に対比される（第6.2図）．このように，飯能層の年代は，Gauss-Matuyama Chron境界をはさんだ後期鮮新世中期～後期である．埼玉県（1999）による矢颪凝灰岩層のFT年代（1.2±0.3Ma）は，本報告で推定された飯能層の年代よりもかなり若くなっている．

井口（1950，1951）による．本報告では，友田層を不整合に覆うことから，福田・高野（1951），福田（1952），鈴木（1963）の大荷田礫層の粗粒相，藤本（1977a），東京都（1980b）の大荷田礫層を大荷田層と呼ぶ．上部新第三系Hl層（兼子ほか，1951），飯能層飯能礫層（部層）（藤本・福田，1954；藤本ほか，1954），鮮新統下部層（山下ほか，1955），第三系鮮新統（三浦層群）（森，1962），五日市礫岩層（鈴木，1962），五日市砂礫層（菅野・新井，1964），A2層（新藤，1969），飯能礫層上部層（部層）（竹越，1977c；竹越ほか，1979），飯能礫層上部円礫層（部層）（石垣・竹越，1982）．飯能礫層（羽鳥ほか，1996），飯能層（Machida, M., 1999；松川ほか，2006）の中で草花丘陵及び羽生丘陵に分布するものに相当する．

福田・高野（1951）は，大荷田礫層の模式地を青梅市長淵の大荷山峠（付図の地点35付近）とした．本報告では大荷田層の模式地としてそれに従う．

草花丘陵では，北縁，南西縁を除く五日市図幅内の青梅市駒木町の馬引沢峠から多摩川に分布する．また，多摩川左岸の青梅市千ヶ瀬町の林泉寺面の段丘崖（地点26），青梅市河辺町の青柳面の段丘崖（地点27付近），羽村市羽の羽村大橋下（地点44），福生市下川原のJR五日市線鉄橋下の多摩川河床（地点46）に分布する．武南（1979）によれば，福生市北田園から南田園の拝島面の段丘崖，北田園の千ヶ瀬面の段丘崖にも露出するとされるが，本報告では未確認である．羽生丘陵東端では，日の出町平井西本宿からあきる野市伊奈にかけて分布する．

草花丘陵では秩父帯雷電山，水口の各ユニット，五日市町層群秋川層を不整合に覆う．また，友田層を不整合に覆う．羽生丘陵では五日市町層群秋川層及び網代層を不整合に覆う．

草花丘陵では約100m．羽生丘陵では20-30m．井口（1951），Machida, M.（1999）では100m以上，関東ローム研究グループ（1965）では約100m，中山・国分（1995）では約30mとしている．

本報告では未測定だが，友田層と同様に東に緩く傾斜すると思われる．五日市盆地団体研究グループ（1981a）では走向NW-SE，傾斜3-5°N，松川ほか（2006）では走向NS，傾斜6-10°Eである．

草花丘陵では，淘汰の良い礫支持の中礫～巨礫サイズの円礫～亜円礫層からなる（第6.12図）．礫種は砂岩，泥岩，チャートからなり，少量の石英閃緑岩を含む．また，本報告では未確認であるが緑色凝灰岩礫を含む（武南，1979）．礫はやや風化している．チャネル構造と東への古流向を示すインブリケーションが発達する．一般に東に礫径を減じ，層厚を増す．また，シート状の砂層，シルト層を多く挟むようになる．草花丘陵西部の日の出町平井塩沢の秋川霊園（地点40）では，五日市町層群秋川層を覆う．草花丘陵東部の鯉川左岸の支流（地点43）では，礫層中に層厚数m以下の凝灰質シルト層が挟まれる．本報告では未確認であるが、福生市の拝島面の段丘崖ではやや固結したラミナの発達する砂礫層からなる（武南，1979）．

羽生丘陵では，淘汰の良い礫支持の大礫サイズの円礫～亜円礫層からなる．礫種は砂岩，泥岩，チャートである．大荷田層の層相は，井口（1951），鈴木（1963），角田（1981a），松川ほか（1991，2006），大久保（2003）に詳しく記載されている．また，礫の大きさ，種類，円磨度，ファブリックは，武南（1979），石垣・竹越（1982），松川ほか（1991），和田・菊地（2001）に示されており，それらによると，大荷田層を形成した古水系は多摩川と秋川の両河川とされる．

多摩川左岸の福生市南田園の段丘崖では，セコイア属（Sequoia），メタセコイア属（Metasequoia）を含む絶滅・消滅種の花粉化石が産出する（徳永，1979）．

あきるの市下川原の多摩川河床では，アケボノゾウ（Stegodon aurorae）より原始的なアケボノゾウ類似種化石（Stegodon sp. cf. ourorae）が産出するが（樽・樽，1993；角田，1996a；樽・長谷川，2002；樽，2005），相場ほか（2006）はこの長鼻類化石をミエゾウ（Stegodon miensis）とアケボノゾウ（Sfegodon aurorae）の中間的な新種とした．樽・長谷川（2002），樽（2005）はこのゾウ化石の産出層を加住礫層上部層（本報告の加住層）としているが，本報告では大荷田層に含まれる．

大荷田層の4地点の古地磁気極性は逆である（第6.2図）．例えば，それは青梅市友田町の満地峠まんじとうげ北（地点42），あきる野市菅生（地点43）では逆である（第6.3図）．

主に層相によって，福田・高野（1951）は多摩丘陵の大矢部層，福田（1962）は大矢部層，平山層，房総半島の太田代層に対比した．

友田層の古地磁気層序を考慮すると，大荷田層の逆の古地磁気極性はMatuyama Chron-Lower Olduvai Subchron境界以前のMatuyama Chron前期に対比される（第6.2図）．大荷田層の年代は2.58-1.95Maの間の後期鮮新世後期である．樽・長谷川（2002）は，近畿地方でのアケボノゾウ（Stegodon aurorae）の最初の産出年代は1.9Maであること（樽野，1999）から，より原始的なアケボノゾウ類似種化石（Stegodon sp. cf. aurorae）を産出する大荷田層の年代の上限を約2.0Maとした．これは本報告の古地磁気層序と調和的である．一方，近畿地方で3-2.5Ma（Momohara，1992，1994；百原，1993）に消滅したセコイア属（Sequoia）の花粉化石が産出することは（徳永，1979），本報告の大荷田層の年代よりもやや古くなっている．

羽鳥・寿円（1958b）による．馬場ほか（2005a）は，山田層を不整合に覆うことから，関東平野西縁丘陵研究グループ（1995）の加住礫層上部層（部層）を加住層として命名，定義した．本報告でも両者の不整合関係を認め，馬場ほか（2005a）に従い加住層とする．増戸礫層の粗粒層（福田・高野，1951；福田，1952；佐々木・橋本，1958），高月礫層，下位砂層（下位砂岩），滝頁岩層，滝山礫層（鈴木，1952，1963；東京都，1980a，b），雹留山礫岩層（多摩地学会，1957），加住礫層の大部分（羽鳥・寿円，1958b），加住礫層（藤本，1977a），飯能礫層上部層（部層）（竹越，1977c），加住礫層中部，上部の礫層（倉川・間島，1982），飯能層加住部層（松川ほか，1991）に相当し，上部新第三系H1層（兼子ほか，1951），鮮新統下部層（山下ほか，1955），第三系鮮新統（三浦層群）（森，1962），A1，A2，A4の各層の一部（新藤，1968），飯能礫層上部層（部層）（竹越ほか，1979），飯能礫層上部円礫層（部層）（石垣・竹越，1982），飯能礫層（羽鳥ほか，1996），飯能層（Machida, M., 1999；Aiba et al.，2006；松川ほか，2006）の中で加住丘陵に分布するものに相当する．また，八王子市清川町付近の楢原ならはら層，楢原砂岩層（藤本，1977a）に相当する．

羽鳥・寿円（1958b），倉川・間島（1982）は，加住礫層の模式地をあきる野市引田から八王子市高月町の丘陵斜面を模式地としたが，詳しい場所は指定しなかった．本報告では，秋川右岸のあきる野市引田の“六枚屏風”（付図の地点55周辺）を模式地とする．

秋川右岸のあきる野市網代から，加住北丘陵では昭島市拝島町，加住南丘陵では八王子市石川町に分布する．また，秋川左岸のあきる野市山田から引田の千ヶ瀬面の段丘崖にも露出する．沢辺（1956）によれば引田から牛沼の段丘崖でも露出するとされるが，本図幅では未確認である．川口丘陵北縁では八王子市上川町の尾根に小分布し，川口丘陵の南では八王子市西寺方町，上壱分方かみいちぶかた町から八王子図幅内の八王子市清川町の北浅川河床に露出する．

川口丘陵北縁の標高190-200mの段丘状の地形は，本報告の加住層（羽鳥・寿円，1958b；藤本ほか，1962；竹越ほか，1979；石垣・竹越，1982），あるいは高位段丘堆積物（関東平野西縁丘陵研究グループ，1995；羽鳥ほか，1996）に相当する地層から構成されるとされた．しかし，八王子市川口町の首都圏中央連絡自動車道の工事露頭（地点59付近）では，この地形は四万十帯美山ユニットの斜面上に堆積する厚い多摩ローム層からなることが確認された（第6.13図）．羽鳥・寿円（1958b），藤本ほか（1962），竹越ほか（1979），関東平野西縁丘陵研究グループ（1995）で記載された基盤岩を覆う地層は，開析谷中に堆積した後期更新世以降のものと思われる．

加住丘陵では，深沢ユニット，網代層を不整合に覆う．また，山田層を不整合に覆い，小宮層に整合に覆われる．川口丘陵では，美山ユニット層を不整合に覆い，北浅川河床では山田層を不整合に覆う．

約150m．羽鳥・寿円（1958b），藤本ほか（1962），倉川・間島（1982）でも同じである．Machida, M.（1999）では85m以上としている．

加住層は全体に東に緩く傾斜している．本報告では，昭島市拝島町の多摩川河床の岩片質テフラを基準として走向N17°E，傾斜1°Eが求められる．羽鳥・寿円（1958b），藤本ほか（1962，1965），寿円（1966），五日市盆地団体研究グループ（1981a），倉川・間島（1982）では走向NW-SE，傾斜2-5°N，新藤（1968），宮下・坪内（1993）では走向N20°W，傾斜2°E，関東平野西縁丘陵研究グループ（1995）では走向NS，傾斜3-5°E，宮下・坪内（2003）では走向N10°E，傾斜5°E，走向N70°W，傾斜5°N，松川ほか（2006）では走向NS，傾斜6-10°Eである．

淘汰の良い礫支持の中礫～巨礫サイズの円礫～亜円礫層からなる．礫種は砂岩，泥岩，チャートからなり，少量の石英閃緑岩を含む．礫はやや風化している．チャネル構造と東への古流向を示すインブリケーションが発達する．一般に東に礫径を減じ，シート状の砂層，シルト層を多く挟むようになる．昭島市拝島町から田中町の多摩川河床では，細粒～中粒砂層，シルト層が卓越する．そこでは，厚数cm～数10cmの軽石質テフラ，岩片質テフラ，腐植質シルト層を挟む．

模式地（地点55周辺）では，チャンネル構造が発達する層厚30m以上の最大径50cmの亜円礫層からなり，層厚50-200cmのレンズ状のシルト層，砂層を挟む（第6.14図）．あきる野市引田の秋川河床（地点54）では，最大径20cmの亜円礫～亜角礫層からなり，層厚数10cmのシート状のシルト層を挟む．昭島市拝島町の多摩川河床の地点73から地点75では生物擾乱を受けた細粒砂層，シルト層からなり，コンクリーションが多く含まれる．この付近では多数の脊椎動物化石を産出する．昭島市拝島町の拝島橋西の多摩川河床（地点76，77）では塊状のシルト層と中礫サイズの亜円礫層の互層からなり，腐植質シルト層を挟む．軽石質テフラは八王子市戸吹町（地点57），高月町（地点70，72），拝島町の拝島橋西の多摩川河床（地点76，77），岩片質テフラはあきる野市引田の秋川河床（地点54），昭島市拝島町の多摩川河床（地点73）で見られる．

川口丘陵北縁の八王子市上川町の尾根（地点58）では，中礫サイズの砂岩，チャートの亜円礫の転石が散在している．八E子市上壱分方町の北浅川河床（地点63）では山田層を覆う．ここでは，チャンネル構造が発達する層厚3m以上の最大径15cmの亜角礫～亜円礫層からなる．八王子市清川町の北浅川河床（地点66付近）では，生物擾乱を受け，材化石を多量に含む細粒砂層，シルト層からなり，腐植質シルト層，亜炭層をはさみ，化石林が見られる（第6.15図）．一部では径2-4mmの軽石が散在する．加住層の層相は，羽鳥・寿円（1958b），佐々木・橋本（1958），藤本ほか（1962，1965），鈴木（1963），寿円（1966），山本ほか（1980），角田（1981b），倉川・間島（1982），清水（1986，1988），松川ほか（1991），関東平野西縁丘陵研究グループ（1995），相場（2003b），青野・小荒井（2003），宮下・坪内（2003），相場ほか（2005b），馬場ほか（2005b），松川ほか（2006）に詳しく記載されている．また，砂の粒度分析，礫の大きさ，種類，円磨度，ファブリックなどは，石垣・竹越（1982），松川ほか（1991），和田・菊地（2001）に示されており，それらによると，加住層を形成した古水系は，多摩川と秋川の両河川とされる．

昭島市拝島町の拝島橋西の多摩川河床（地点76，77）では，径1-2mmの軽石，スコリアがシルト層中に散在し，パミスシルトと呼ばれている（倉川・間島，1982）．あきる野市引田の秋川河床（地点54）ではシルト層中には層厚15-20cmの径2-3mmの岩片質テフラがはさまれており，それは三の谷で見られる秋川ラピリとされている（関東平野西縁丘陵研究グループ，1995）．しかし，秋川ラピリは山田層中のテフラであるので，この岩片質テフラは秋川ラピリとは別のものである．八王子市高月町（地点70）の軽石質テフラのFT年代は10.6±0.6Maであったが（第6.1表），加住層の年代よりも有意に古かったので，本報告ではこの年代を採用しない．本報告では，パミスシルトの4-6m上位にあるヒキニクと呼ばれるスコリア質テフラ（倉川・間島，1982）は未観察である．

昭島市田中町から拝島町の多摩川河床にはメタセコイア属（Metasequioa）の化石林があり，そこから産出する大型植物化石はメタセコイア（Metasequioa disticha, Metasequoia cfr. glyptostroboides），オオバタグルミ（Juglans megacinerea），ヒメバラモミ（Picea maximowiczii）などの絶滅・消滅種を含む（遠藤，1983；松川ほか，1991；多摩川足跡化石調査団・昭島市教育委員会，2002；宮下・坪内，2003；大久保，2003）．また，コハクを産出する（松川ほか，1991）．八王子市宮下町付近，高月町では，ヒメバラモミ（Picea maximowiczii），サワグルミ（Pterocarya rhoifolia）などの大型植物化石が産出する（倉川・間島，1982）．

八王子市清川町の北浅川河床にはメタセコイア属（Metasequioa）の化石林があり，そこから産出する大型植物化石はオオバタグルミ（Juglans megacinerea），メタセコイア（Metasequoia cfr. glyptostroboides）などの絶滅・消滅種を含む（楢川植物化石層研究グループ，1967；藤本，1968，1977a，b；吉山，1968a，b，1982，1999；藤本ほか，1971；藤本・鈴木，1974；山本ほか，1980；Kimura et al.，1981；遠藤，1983，1984；角田清美，1991；松川ほか，1991，2002，2004；八王子市，1993；相場ほか，2005b）．また，コハクを産出する（吉山，1968a；山本ほか，1980；松川ほか，1991，2002，2004；相場，2003b）．そのほかに，八王子市上川町戸沢の川口川右岸（多摩地学会，1957），昭島市拝島町の多摩川河床（寿円，1966）で産出する大型植物化石の報告がある．加住丘陵では多摩ローム層の基底から大型植物化石，花粉化石が産出するとされるが（羽鳥・寿円，1954，1958b；藤本ほか，1962；関東ローム研究グループ，1965），それらは加住層からのものである可能性が高い．

昭島市拝島町の多摩川河床，八王子市清川町の北浅川河床では，メタセコイア属（Metasequoia），メタセコイア属近似種（cf. Metasequoia）を含む多摩丘陵の鮮新統及び下部更新統のMetasequioa花粉化石群集（宮下，1986）に相当する花粉化石を産出する（松川ほか，1991；宮下・坪内，2003；本報告の第6.4図の地点66，77）．

昭島市拝島町の拝島橋西の多摩川河床ではエゾシカ（Cervus cf. yesoensis：大西，1940），シフゾウ（Elaphurus sp.：樽・長谷川，2002），アケボノゾウ（Stegodon aurorae：小泉ほか，2000；多摩川足跡化石調査団・昭島市教育委員会，2002；昭島市，2004），カズサジカ（Cervus kazusensis：小泉ほか，2000），オオカミ化石（Canis falconeri：小泉ほか，2000；小泉，2003；昭島市，2004），福生市南田園の多摩川河床ではアケボノゾウ（Stegodon aurorae：田島，1982，1994）が産出し，昭島脊椎動物化石群集と呼ばれている（小泉，2002）．八王子市清川町の北浅川河床ではアケボノゾウ（Stegodon aurorae），偶蹄類の足跡化石（多摩川足跡化石調査団，2001）が産出する．また，シンシュウゾウ（Stegodon shunshuensis：現在はミエゾウ，Stegodon miensis）とアケボノゾウ（Stegodon aurorae）の中間的な新種（相場ほか，2003，2006）も産出し，“ハチオウジゾウ”と呼ばれている（相場，2005；相場ほか，2005a，b；馬場ほか，2005a，b）．

昭島市拝島町の拝島橋西から水道橋東の多摩川河床，八王子市清川町の北浅川河床では，湿地性の昆虫化石（松川ほか，1991；宮下・坪内，2003），淡水性，汽水性のケイソウ化石が産出する（松川ほか，1991；多摩川足跡化石調査団，2001, 宮下・坪内，2003）．

加住層の15地点の古地磁気極性は，上位に向かって逆，正，逆に変化する（第6.2図）．例えば，あきる野市山田（地点51）では逆，引田の秋川河床（地点54），八王子市戸吹町の谷地川源頭（地点56），楢原町の北浅川河床（地点65）では正，宮下町（地点67），高月町（地点71）では逆である（第6.3図）．

福田・高野（1951），羽鳥・寿円（1958b），楢川植物化石層研究グループ（1967），藤本ほか（1971），竹越ほか（1979），多摩川足跡化石調査団（2001）は多摩丘陵の大矢部層，福田（1962）は多摩丘陵の大矢部層，平山層，房総半島の太田代層，藤本ほか（1962）は多摩丘陵の寺田層，大矢部層，松川ほか（2006）は寺田層に対比した．これらの対比は主に層相，化石によるものである．

小宮層，福島層，小山田層の古地磁気層序から，加住層の上位に向かって逆，正，逆に変化する古地磁気極性は，それぞれKaena Subchron, Upper Kaena Subchron-Gauss Chron境界以後のGauss Chron後期，Matuyama Chron-Lower Olduvai Subchron以前のMatuyama Chron前期に対比される（第6.2図）．加住層の年代は，3.11-3.04Maの間から2.58-1.95Maの間までの後期鮮新世前期～後期である．

加住層の古地磁気層序と大型植物化石，花粉化石に基づく生層序には以下のような矛盾がある．加住層から産出する大型植物化石，花粉化石には，メタセコイア属（Metasequoia），オオバタグルミ（Juglans megacinerea）などの絶滅・消滅種が含まれるが，Gauss-Matuyama境界以前の中期～後期鮮新世の大阪層群を特徴づけるセコイア属（Sequoia），シマモミ属（Keteleeria），フウ属（Liquidambar）などは未報告である．また，Olduvai Subchron以降（Momohara，1992，1994；百原，1993）に大阪層群で産出するヒメバラモミ（Picea maximowiczii）などの植物化石を産出する（倉川・間島，1982）．

藤本（1932a）による．本報告では，Machida, M.（1999），松川ほか（2006）に従って仏子層と呼ぶ．小布市礫層，凝灰岩層，阿須山礫層のそれぞれ一部（井口，1951），飯能層仏子粘土層（部層）（福田・高野，1951；山下ほか，1955；福田，1962；三友ほか，1986），鮮新洪積層（豊岡礫層）の一部（森，1962），加治丘陵構成層の下部層（関東ローム研究グループ，1965），仏子粘土層（森ほか，1974；藤本，1977a；竹越ほか，1979；羽鳥ほか，1996），飯能層仏子層（部層）（堀口ほか，1977），狭山市笹井付近の入間層，入間砂岩層（藤本，1977a）に相当し，瑞穂礫層（藤本・福田，1954；藤本ほか，1954）の中で加治丘陵に分布するものに相当する．加治丘陵東端の下部豊岡礫層（町田，1973；森ほか，1974），豊岡層（Machida, M., 1999）を含み，豊岡礫層の下部（藤本，1977a；松岡，2004b），豊岡層の下部（松川ほか，2006）を含む．緑色片岩（森川，1973），中新統（国土庁，1994）の中で加治丘陵に分布するものは，仏子層の一部である．

福田・高野（1951）は仏子粘土層の模式地を飯能市阿須から入間市仏子の県道の切り通し（付図の地点17付近）とした．本報告では，仏子層の模式地としてそれに従う．

飯能市阿須の駿河台大学から入間市上小谷田うえこやたの加治丘陵東部に分布する．また，川越図幅内の飯能市岩沢から狭山市笹井の入間川河床にも分布する．

飯能層を整合に覆う．仏子層と豊岡層の境界には顕著な凹凸はないが，豊岡層は前期更新世末期の高位段丘礫層であること，東に緩く傾く仏子層を切って豊岡層が堆積することから，仏子層と豊岡層は不整合関係にあると判断される．

約110m．これは堀口ほか（1977）と同じである．福田・高野（1951），福田（1962）では約30m，Machida, M.（1999）では110m以上としている．

仏子層は全体に東に緩く傾斜している．本報告では，飯能市阿須の飯能層と仏子層の境界の高度を基準にして走向N20°W，傾斜3°Eが求められる．藤本（1939b）では走向N60°W，傾斜5-7°N，森ほか（1974）では，走向NS，傾斜4-5°E，堀口ほか（1977）では走向NS～NNW-SSE，傾斜2-3°E，竹越ほか（1979），竹越（1996）では走向NW-SE，傾斜3-4°Nである．

仏子層の総合柱状図（松岡・大沢，2005）を第6.16図に示す．加治丘陵北縁と入間川沿いの仏子層はA～Eの5部層に細分され（堀口ほか，1977），各部層は1回の海退・海進サイクルに伴う堆積シーケンスとみなされる．すなわち，下部は中礫～大礫サイズの礫層，上部は亜炭層，テフラをはさみ貝化石，生痕化石を産出するシルト層，細粒砂層の互層からなる．

飯能市阿須の武蔵野炭鉱（地点15）では，仏子層のシルト層，砂層が飯能層の礫層を覆う（第6.17図）．飯能層はチャンネル構造が発達する最大径20cmの淘汰の良い礫支持の円礫層からなる．ここの仏子層はA部層に相当し，全体に青灰色，薄緑色を呈する不淘汰なシルト層，細粒砂層からなる．この上位では現在でも亜炭層を採掘している（第13章参照）．飯能市阿須（地点17）では，A部層，B部層のシルト層，細粒砂層の互層の上にC部層下部の厚い礫層が重なる．シルト層，細粒砂層は層厚15m以上で，生物擾乱を受け淘汰が悪く，サンドパイプを多産する．層厚数10cmの亜炭層，腐植質シルト層を挟み，その中には軽石質テフラ，パッチ状の細粒なガラス質テフラが挟まれる．礫層は層厚15m以上で，チャンネル構造が発達し最大径20cmの淘汰の良い基質支持の亜円礫～亜角礫からなる．層厚数10cmのシート状の砂層，シルト層を挟む．入間市仏子の武蔵野音楽大学北の前堀川左岸（地点19）では，C部層下部の礫層に上部の細粒なガラス質テフラを挟むシルト層，細粒砂層の互層が重なる．礫層は層厚1.5m以上で，チャンネル構造が発達し淘汰の良い基質支持の最大径10cmの亜角礫からなる．シルト層，細粒砂層は生物擾乱を受け，淘汰は悪い．川越図幅内の入間市牛沢うしざわ町の入間川右岸（地点139）では，生物擾乱の著しい塊状のシルト層，細粒砂層があり，層厚約5cmの結晶質テフラが挟まれる．徳永・飯塚（1927）以来ここの地層は貝化石を多産することから注目され，“牛沢貝層”（福田・高野，1951）と呼ばれている．狭山市笹井の入間川左岸（地点140）では，D部層のシルト層をE部層の礫層が覆う．シルト層は塊状で腐植質であり，層厚50cmの軽石質テフラが挟まれる．礫層は層厚が1m以上で，基質支持で最大径5cmの亜角礫からなる．細粒なガラス質テフラが見出された地点は，飯能市岩沢の入間川右岸（地点18），入間川左岸（地点135），飯能市阿須（地点17），入間市仏子の前堀川左岸（地点19），川越図幅内の入間市野田（地点136，137），入間市仏子の入間川河床（地点138），狭山市笹井の笹井堰付近の入間川河床（地点141）である．軽石質テフラは，多数の場所で見出される．仏子層の層相は，福田・高野（1951），森ほか（1974），堀口ほか（1977），Machida, M.（1999），埼玉県（1999），松川ほか（2006）に詳しく記載されている．また，坂本（1986）によって，シルト層，テフラ中の粘上鉱物が同定されている．

仏子層全体からは，合計35枚のテフラが報告されている（堀口ほか，1977）．堀口ほか（1978a）は，その中のA9，C1，C3，E1の4枚のテフラをそれぞれ多摩丘陵の平山層（大塚，1932）中の第2星川タフ（H2：河井，1955），柿生層（大塚，1932）中の根方タフ（NG：河井，1955；堀口ほか，1978aでは鶴川層中となっている），第1星川火山灰（H1：河井，1955），王禅寺おうぜんじ層（徳永ほか，1949）中の宮田タフ（MT：河井，1955；堀口ほか，1978aでは生田いくた層中となっている）に対比した．また，三梨（1977），三梨ほか（1979），鈴木ほか（1995）は，仏子層中部のP1，P2テフラをそれぞれH1，NGに対比した．しかし，これらの研究では各テフラの産出地点，層位，層相，記載岩石学的特徴などが示されておらず，対比には疑問が残る．本報告では未確認であるが，E部層下部の礫層直上の層厚約2mの軽石質テフラはE1火山灰層と呼ばれている（堀口ほか，1977）．そのFT年代は1.03±0.07Maである（竹越・村松，1991）．

地点19のガラス質テフラは，層厚約20cmで基底部には火山豆石が濃集している．その記載岩石学的な特徴，古地磁気極性から，房総半島の黄和田きわだ層（三土，1933；植田，1933）中のKd44（三梨ほか，1961）に対比される（植木ほか，2006），入間市仏了の入間川河床（地点138付近）のC部層中のテフラは1.8±0.1MaのFT年代を示すが（松川ほか，2006），その詳しい場所，層相などは不明である．竹越（1989，1996）は，仏子層中のテフラの重鉱物組成を示している．

仏子層の亜炭層，腐植質シルト層から産出する大型植物化石は，オオバタグルミ（Juglans megacinerea），オオバラモミ（Picea koribai），メタセコイア（Metasequoia disticha, Taxodioxylon sequoianum），シキシマサワグルミ（Cyclocarya paliurus）などの絶滅・消滅種を含む（藤本，1926b，1930，1977a，b；島倉，1934，1936；福田・高野，1951；高岡，1958；福田，1962；守屋，1970a；Kimura et al.，1981；狭山市，1982；遠藤，1983；師岡，1984，1994；大沢，1984；笹井化石林研究グループ，1984；竹越，1989，1994，1996；堀口・角田，1990；大沢・竹越，1990；入間川足跡化石発掘調査団，1993，1995，2003；楡井，1995；林，1996；小幡，1997a，b；埼玉県西部地域博物館入間川展合同企画協議会，2004）．狭山市笹井の入間川河床にはメタセコイア属（Metasequoia）の化石林がある（藤本，1977a，b；狭山市，1982；笹井化石林研究グループ，1984）．そのほかに，鈴木（1888），徳永・飯塚（1927），藤本（1932a）の亜炭層の報告がある．松岡・大沢（2005）は，従来の報告と新たに見出した大型植物化石種を整理した（第6.2表）．

花粉化石は，メタセコイアースイショウ属（Metasequoia-Glyptostroboides），メタセコイア属近似種（cf. Metasequoia），イヌカラマツ属（Pseudolarix），コウヨウザン属（Cunninghamia），カリヤグルミ属（Carya）などの絶滅・消滅種を含む（笹井化石林研究グループ，1984；竹越，1989，1996；宮下，1990；楡井，1992，1995；入間川足跡化石発掘調査団，1993，1995；本報告の第6.4図の地点17，136，141）．

入間市仏子の前堀川河床，川越図幅内の飯能市岩沢から狭山市笹井ではアケボノゾウ（Stegodon aurorae）を産出し（藤本，1939b；堀口ほか，1978b；師岡，1984，1994；坂本ほか，1988；堀口・角田，1990；竹越，1994，1996；入間川足跡化石発掘調査団，1995），入間市野田ではアケボノゾウ（Stegodon aurorae），偶蹄類の足跡化石を産出する（入間川足跡化石発掘調査団，1993，1995，2003；竹越，1994）．入間市上谷ヶ貫かみやがぬきではシカ化石を産出する（入間川足跡化石発掘調査団，2003）．これらの化石の産出地点は，入間川足跡化石発掘調査団（1995，2003）にまとめられている．そのほかに，藤本（1926b）の哺乳類の歯化石の報告がある．

川越図幅内の入間市野田，狭山市笹井で産出する昆虫化石は，絶滅種のブシミズクサハムシ（Plateumaris dorsata）を含む（竹越，1986，1994；入間川足跡化石発掘調査団，1993，1995，2003；林，1996；Hayashi，1997，1999；牧林，1999；栗原，2005）．そのほかに竹越（1984，1986）の報告がある．

入間市寺竹，上谷ヶ貫，川越図幅内の牛沢町では内湾性の二枚貝化石を産出し（徳永・飯塚，1927；藤本，1930；福田・高野，1951；福田，1962；森ほか，1974；入間川足跡化石発掘調査団，1993；竹越，1994，1996；小幡，1997a，b；埼玉県西部地域博物館入間川展合同企画協議会，2004），牛沢町では“牛沢貝層”（福田・高野，1951）と呼ばれている．入間市仏子の入間川右岸ではアナジャコやスナガニによるサンドパイプを多産し，菱鉄鉱が沈着したものは“蛇糞じゃくそ石”とよばれている（藤本，1939b；福田・高野，1951；竹越，1984，1986，1994；小幡ほか，1991；入間川足跡化石発掘調査団，1993；小幡，2002；埼玉県西部地域博物館入間川展合同企画協議会，2004）．そのほかに藤本（1926b，1932a）の貝化石の報告がある．

川越図幅内の入間市牛沢町では内湾性の有孔虫化石を産出する（福田・高野，1951；福田，1962）．また，仏子層全体のケイソウ化石群集の変化から，沼沢湿地→泥質干潟→内湾という堆積サイクルが複数回認められている（竹越，1989；堀口・角田，1990；宮下，1990；小幡ほか，1991；入間川足跡化石発掘調査団，1993，1995，2003）．

入間川足跡化石発掘調査団（1993），久津間・入間川足跡化石発掘調査団（1993）は，川越図幅内の入間市野田（地点137）の長鼻類の足跡化石産出層準を逆帯磁，その下位の西武鉄道旧鉄橋下（地点136）を正帯磁とし，後者をOlduvai Subchronに対比した．本報告の仏子層の11地点の古地磁気極性は，上位に向かって逆，正，逆に変化する（第6.2図）．例えば，飯能市阿須の武蔵野炭鉱（地点15），川越図幅内の入間市野田（地点136）では逆，入間市仏子のKd44の層準（地点19）で正，川越図幅内の狭山市笹井の笹井堰下（地点141）では逆である（第6.3図）．入間市野田で古地磁気極性が正とされたのは，粘性残留磁化（VRM）を除去できなかったためと考えられる．

福田・高野（1951），藤本ほか（1954）は多摩丘陵の平山層，福田（1962）は多摩丘陵の連光寺層（大塚，1932；高野，1994の小山田層を含む），房総半島の梅ヶ瀬層，笹井化石林研究グループ（1984）は房総半島の梅ヶ瀬層上部から国本こくもと層（三土，1933；植田，1933），Machida, M.（1999）は連光寺層に対比した．これらの対比は主に層相，化石によるものである．松川ほか（2006）は，主にテフラのFT年代に基づいて多摩丘陵の大矢部層に対比した．

房総半島の黄和田層中のKd44はOlduvai Subchron中にある（新妻，1976）．したがって，Kd44を挟む仏子層中部の正の古地磁気極性はOlduvai Subchronに対比される．そして，仏子層下部，上部の逆の古地磁気極性は，それぞれMatuyama Chron-Lower Olduvai Subchron境界以前のMatuyama Chron前期，Upper Olduvai Subchron-Matuyama Chron境界以後のMatuyama Chron中期に対比される（第6.2図）．このように，仏子層の年代はOlduval Subchronをはさんだ後期鮮新世後期から前期更新世前期である．仏子層から産出する大型植物化石，花粉化石には，Gauss-Matuyama境界以前の後期鮮新世に大阪層群から産出するセコイア属（Sequoia），シマモミ属（Keteleeria），フウ属（Liquidambar）が認められない．このことは，仏子層の年代がGauss Chronまでさかのぼらないことと調和的である．竹越・村松（1991）による仏子層最上部のE1火山灰層のFT年代（1.03±0.07Ma）は，本報告で推定された仏子層の年代よりもかなり若くなっている．

羽鳥・寿円（1958b）による．本図幅では，倉川・間島（1982）の小宮砂層下部層にその下位の基質支持の礫層をあわせて小宮層と再定義する．滝山砂層（鈴木，1952，1963；東京都，1980a，b）滝山砂岩層（多摩地学会，1957），小宮砂層（羽鳥・寿円，1958b）の下部に相当し，平山層下部（佐々木・橋本，1958；藤井，1997，松川ほか，2004），東京層を含む洪積層の一部（森，1962），A3層（新藤，1968，1969），小宮砂層（羽鳥ほか，1996）の中で加住丘陵とその近傍の多摩川河床に分布する地層に相当する．

羽鳥・寿円（1958b）は小宮砂層の模式地を昭島市拝島町の丘陵斜面としたが，詳しい場所は指定しなかった．本報告では，小宮層の模式地を昭島市拝島町の地点78（付図）を模式地とする．

加住北丘陵では八王子市宮下町から石川町，南丘陵では八王子市加住町から石川町に分布する．また，八王子市宇津木町から石川町の谷地川河床にも露出する．羽鳥・寿円（1958b），藤本ほか（1962），倉川・間島（1982）は，小宮層と美根層の境界を八王子市左入町から拝島橋に至る国道16号線沿いとした．しかし，本報告では国道16号線に沿いに小宮層の砂層が確認され，美根層の分布域はより東の八王子市宇津木町から久保山町に限られることが明らかになった．

加住層を整合に覆い，福島層に整合に覆われる．

小宮層の地質構造を飯能層と同じ走向NNW-SSE，傾斜2°Eとすると，約120mと見積もられる．福島層を含む層厚は，羽鳥・寿円（1958b），藤本ほか（1962）では約60m，倉川・間島（1982）では31-38m，Machida, M.（1999）では約20mである．

小宮層は全体に東に緩く傾斜している．羽鳥・寿円（1958b），藤本ほか（1962）では走向NW-SE，傾斜3°N，寿円（1966）では走向NW-SE，傾斜2°N，倉川・間島（1982）では走向NW-SE～WNW-ESE，傾斜2°N，角田清美（1991）では走向NNW-SSE，傾斜2-3°E，小荒井ほか（2003）では走向NS，傾斜1-3°E，向山ほか（2004）では走向NNW-SSE-NS，傾斜2°Eである．八王子市高月町から昭島市拝島町の多摩川右岸では，加住北丘陵の北西―南東方向の斜面に沿って小宮層は南東に高度を減じる．したがって，小宮層の走向はNW-SEではなく，加住層と同様にNNW-SSE～NSと思われる．

小宮層は礫層からなる下部，シルト層，細粒～中粒砂層からなる中部，砂層と礫層の互層からなる上部に細分されるが，そのほとんどは中部に相当する．小山田層，連光寺層と同様に，これは1回の海退・海進サイクルに伴う堆積シーケンスと考えられる．

模式地（地点78）では層厚20-80cmの小宮層下部が加住層を覆う．加住層は，チャンネル構造が発達し礫支持で淘汰のよい最大径30cmの円礫層である．小宮層下部はチャンネル構造が発達し，基質支持の径1-5cmの亜円礫層である．礫種は砂岩，泥岩，チャートである．加住層の礫層と小宮層下部の礫層は癒着している．小宮層中部は，生物擾乱を受けサンドパイプを多産する塊状の細粒～中粒砂層である．基底には軽石質テフラが挟まれる．加住層と小宮層下部の境界は，昭島市田中町の多摩川河床（地点79），八王子市宇津木町の谷地川河床（地点81）でも見られる．

小宮層中部は生物擾乱を受け淘汰が悪く，塊状のシルト層，細粒～中粒砂層からなる．サンドパイプを多産する．八王子市平町から昭島市宮沢町の多摩川河床，八王子市宇津木町から東の谷地川河床では典型的である．昭島市宮沢町（地点86）では，トラフ型斜交葉理，ハンモック状斜交葉理，スエール状斜交葉理が発達する淘汰の良い砂層からなる（第6.18図）．

八王子市高月町（地点72）では加住層に小宮層上部が重なる．加住層は生物擾乱を受けた塊状の細粒砂層であり，最大径20cmのシート状の亜円礫層を挟む．小宮層上部は，淘汰の良い細粒砂層と層厚10-50cmのシート状の細礫～中礫サイズの円礫～超円礫層の互層である．この砂礫層は高海面期の海浜堆積物である．

羽鳥・寿円（1958b），藤本ほか（1962），関東ローム研究グループ（1965）による美根層上部の貝化石，生痕化石を産出する海成の砂層，泥層は，本報告の小宮層に相当する．小宮層の層相は，羽鳥・寿円（1958b），佐々木・橋本（1958），藤本ほか（1962，1965），寿円（1966），倉川・間島（1982），松川ほか（1991，2002），藤井（1997），小荒井ほか（2003），馬場ほか（2005b）に詳しく記載されている．砂の粒度分析，礫の大きさ，種類，円磨度などは，松川ほか（1991）に示されている．

模式地（地点78）の小宮層中部の基底に挟まれる層厚約25cmの軽石質テフラはKo1（倉川・間島，1982）と呼ばれる．Ko1はそこから南東に高度を減じ，昭島市田中町の多摩川河床（地点80）でも見られる．Ko1のFT年代は，松川ほか（2006）では1.6±0.1Maであるが，本報告では2.4±0.2Maである（第6.1表）．小山田層中の堀之内第2火山灰（HU2：高野，1994）の広域対比（高野，2002），FT年代（竹越ほか，1990；菊地，1991；竹越・村松，1991；伊藤ほか，2002；馬場ほか，2003b），小宮層から小山田おやまだ層の古地磁気極性を考慮すると，Ko1の年代がUpper Olduvai Subchron-Matuyama Chron境界以降になるとは考えられない．したがって，Kolの年代として本報告の2.4±0.2Maを採用する．小泉（2003）はKo1を多摩丘陵の平山層中の鑓水やりみずテフラ（高野，1994）に対比したが，本報告の福島層の一部が平山層に対比される．

昭島市，日野市のJR八高線鉄橋付近，多摩大橋下の多摩川河床の小宮層中部から産出する大型植物化石は，メタセコイア属（Metasequoia），コウヨウザン（Cunninghamia cfr. lanceolata），ヒメバラモミ（Picea maximowiczii）などの絶滅・消滅種を含む（松川ほか，1991；大久保，2003）．そのほかに，八王子市左入さにゅう町から拝島橋に至る国道16号線沿いで産出する大型植物化石の報告がある（羽鳥・寿円，1958b；島倉，1961；藤本ほか，1962）．

昭島市宮沢町の多摩川河床ではシフゾウ（Elaphurus akashiensis，Elaphurus?）が産出する（Shikama，1964；樽・長谷川，2002）．これはShikama（1941）でCervus akashiensisとされたものである．JR八高線鉄橋付近の多摩川河床では，アケボノゾウ（Stegdon aurorae：樽・樽，1993；樽，1996，1999；樽・長谷川，2002），シフゾウ（Elaphurus tamaensis, n. sp.: Otsuka and Hasegawa，1976；田島，1994；樽，1999），シカ（Cervus sp.：大西，1940；樽・樽，1993；高桑，1999）が産出する．

昭島市宮沢町の多摩川河床ではヒゲクジラ（Japonocetus akishimensis）が産出し，“アキシマクジラ”と呼ばれている（尾崎・昭島地学研究会，1962；藤本ほか，1965；昭島市地学研究会，1966；山崎，1967；田島，1982，1994；角田清美，1991；樽・樽，1993；佐藤，1995；樽・長谷川，2002；昭島市，2004；小松，2004）．そこでは，ハクジラなどの哺乳類化石（樽，1996；樽・長谷川，2002），サメを含む魚類化石も産出する（角田清美，1991；樽，1996）．

多摩川河床の小宮層中部層は，内湾から浅海性の貝化石，フジツボ化石，生痕化石を産出する（新藤，1949；鈴木，1952，1963；寿円，1966；馬場，1990；角田清美，1991；長田ほか，1999；松川ほか，2002，2004，2006）．多摩川河床の小宮層全体から産出する貝化石，生痕化石は，蒔田（1983），松川ほか（1991），藤井（1997），小荒井ほか（2003），前田・松川（2003）に詳しく記載されている．そのほかに，八王子市左入町から拝島橋に至る国道16号線沿い（鈴木ほか，1957；多摩地学会，1957；関東ローム研究グループ，1958，1965；藤本ほか，1962），昭島市田中町の丘陵斜面（高岡，1958），八王子市石川町などの谷地川河床（羽鳥・寿円，1958b；関東ローム研究グループ，1958；藤本ほか，1962；角田清美，1991）で産出する貝化石，生痕化石の報告がある．

小宮層の5地点の古地磁気極性は，上位に向かって逆から正に変化する（第6.2図）．例えば，模式地（地点78）のKo1層準では逆，八王子市平町（地点84），昭島市宮沢町の多摩大橋下（地点87）の多摩川河床では正である（第6.3図）．

福田・高野（1951），羽鳥・寿円（1958b），楢川植物化石層研究グループ（1967），藤本ほか（1971），竹越ほか（1979），多摩川足跡化石調査団（2001）は，主に層相，化石により小宮層を多摩丘陵の平山層に対比した．多摩川足跡化石調査団・昭島市教育委員会（2002）は，多摩丘陵のHU2を多摩川河床で見出し，それを基準にして小宮層と多摩丘陵の平山層を対比した．

本報告のKo1のFT年代（2.4±0.2Ma），小山田層，福島層の古地磁気層序から，小宮層下部の逆の古地磁気極性はMatuyama Chron-Olduvai Subchron境界以前のMatuyama Chron前期，正の古地磁気極性はOlduvai Subchronに対比される（第6.2図）．小宮層の年代は，Matuyama Chron-Olduvai Subchron境界をはさんだ後期鮮新世後期である．

新称．本報告では倉川・間島（1982）の小宮砂層上部層を福島層と新たに命名，定義する．多摩川河床の小宮砂層の一部（羽鳥ほか，1996），平山層中部層（藤井，1997）に相当する．

昭島市福島町の多摩川河床（付図の地点88）．

昭島市福島町から日野市栄町の多摩川河床に分布する．本図幅内で福島層が確実に分布するのは多摩川河床のみである．加住北丘陵，南丘陵の南東部は都市化が進み，現在は露頭がほとんど存在しない．また，福島層を含む鮮新統及び下部更新統の傾斜は小さいため，その走向，傾斜を正確に求めることは難しい．そのため，福島層が加住丘陵にも分布する可能性はあるが，多摩川河床の福島層が加住丘陵のどこに延長するのかを地質図学的に求めることはできない．本報告では福島層の分布を多摩川河床のみに限定する．

小宮層を整合に覆い，小山田層に整合に覆われる．

約20m.

福島層は全体に東に緩く傾斜している．本報告では，昭島市福島町の地点89におけるシルト層を基準にして，走向N45°W，傾斜2-3°Eが求められた．新藤（1968）では走向N60°W～EW，傾斜2°N，向山ほか（2004）では走向N23°W～NS，傾斜2°Eである．

礫層からなる下部，生物擾乱が著しい砂層からなる中部に細分される．その上には淘汰の良い砂礫層からなる上部があると思われるが，本報告では未確認である．小山田層，連光寺層と同様に，これは1回の海退・海進サイクルに伴う堆積シーケンスと考えられる．福島層中部中にはピンクグループタフと呼ばれる軽石質テフラが挟まれる（向山ほか，2004）．

模式地（地点88）では，層厚約1mの福島層下部が小宮層上部を覆う．小宮層上部は中粒砂層からなり，シート状の細礫～中礫層を挟む．福島層下部は，チャンネル構造が発達し礫支持で最大径10cmの亜円礫からなる．その上には，サンドパイプを多産する淘汰の悪い中粒砂層からなる小宮層中部が重なる．その中には円磨された径3cm以下の軽石が含まれる．地点88から下流では，著しく生物擾乱を受け淘汰が非常に悪い細粒～中粒砂層からなる中部層が続く（第6.19図）．層厚5-10cmのシルト層が挟まれるが，側方への連続性は悪い．福島層の層相は，松川ほか（1991），藤井（1997，2003）に詳しく記載されている．砂の粒度分析，礫の大きさ，種類，円磨度などは，松川ほか（1991）に示されている．

福島層中部の基底から3-5m上位には，ピンクグループタフと呼ばれる3枚の軽石質テフラの密集帯がある（向山ほか，2004）．また，福島層中部中の細粒テフラの重鉱物組成は馬場（2003a）に示されている．

日野市栄町の多摩川河床ではヒゲクジラが産出し，“ヒノクジラ”と呼ばれている（田中，1984，1990；角田清美，1991；田島，1994；小松，2004）．

昭島市福島町の多摩川河床の2地点（地点88，89）では，福島層の古地磁気極性は逆である（第6.2図，第6.3図）．

向山ほか（2004）は，軽石質テフラの対比から福島層と多摩丘陵の平山層を対比した．

小宮層，小山出層の古地磁気層序から，福島層の逆の古地磁気極性はUpper Olduvai Subchron-Matuyama Chron境界以後のMatuyama Chron中期に対比される（第6.2図）．小山田層の年代から，福島層の年代は1.77Ma以降で1.6Maごろまでの前期更新世前期である．

福島層と多摩丘陵の平山層の対比には，以下のような問題点がある．向山ほか（2004）は重鉱物の組成と屈折率から福島層中部中のピンクグループタフと多摩丘陵の平山層中の鑓水タフ（高野，1994）を対比し，福島層と平山層を対比した．多摩丘陵の平山層の下位の大矢部層には上大船かみおおふねタフ（高野，1994）がはさまれ，それは房総半島の黄和田層中のKd39（三梨ほか，1959）に対比される（高野，2002）．Kd39の年代は，Upper Olduvai Subchron-Matuyama Chron境界直上の約1.76Maと見積もられている（長橋ほか，2000）．一方，本図幅内では，Upper Olduvai Subchron-Matuyama Chron境界は小宮層と福島層の境界にある．したがって，福島層は多摩丘陵の大矢部層と平山層をあわせたものに相当する．

高野（1994）による．多摩川河床の小宮砂層の一部（羽鳥ほか，1996），平山層上部層（藤井，1997）に相当する．

八王子図幅内の町田市上小山田町の多摩丘陵の斜面（高野，1994）．

八王子図幅内の多摩丘陵の八王子市長沼町と南大沢を結ぶ線と，日野市南平と町田市野津田町を結ぶ線にはさまれた地域に分布する（高野，1994）．本図幅内では日野市栄町から日野本町の多摩川河床に分布する．

福島層を整合に覆い，連光寺層に整合に覆われる．

約30m．高野（1994）は，分布域の南部では約50mであるが本図幅を含む北部では約30mとしている．

小山田層は全体に東に緩く傾斜している．本報告では未測定であるが，新藤（1968）では走向N60°W，傾斜4°E，馬場ほか（1986，1990）では走向N20°W，傾斜2°E，向山ほか（2004）では走向N23°W～NS，傾斜2°Eである．

礫層からなる下部，貝化石を産出するシルト層からなる中部，細粒砂層からなる上部に細分される（高野，1994；馬場ほか，2000，2003a）．これは，1回の海退・海進サイクルに伴う堆積シーケンスと考えられる．小山田層中部中には，ガラス質テフラ，軽石質テフラがはさまれる．

日野市栄町の多摩川河床（付図の地点90）では，層厚2m以上の小山田層下部が分布する．小山田層下部はチャンネル構造が発達し，礫支持で最大径10cmの亜円礫～円礫からなる．海生の化石を産出しない（馬場ほか，2003a）．そこから下流では層厚20m以上の小山田層中部が分布する．日野市栄町の多摩川河床（地点91）では生物擾乱を受けたシルト層があり，堀之内第2火山灰（HU2：高野，1994）が挟まれる．また，地点92では堀之内第1火山灰（HU1：高野，1994）が挟まれ，化石林が見られる（第6.20図）．本報告では上部層は未観察である．小山田層の層相は，寿円（1966），松川ほか（1991），高野（1994），藤井（1997），馬場ほか（2000，2003a，b，2005b）に詳しく記載されている．

日野市栄町の多摩川河床では，細粒なガラス質テフラのHU2，粗粒な軽石質テフラのHU1が小山田層中部中に挟まれる（多摩川足跡化石調査団・昭島市教育委員会，2002）．HU2は層厚約20cmの細粒なガラス質テフラであるが，基底部は黒雲母の目立つ結晶質テフラである．HU2は房総半島の黄和田層中のKd25（三梨ほか，1959），横浜市南部の小柴砂岩層（大塚，1937）中の瀬上沢β（高野，2002；三梨ほか，1979のU6e）という2つの地域のテフラに対比される（倉川・多摩川足跡化石調査団，2000；高野，2002；多摩川足跡化石調査団・昭島市教育委員会，2002）．そのFT年代は，1.49±0.09Ma（竹越ほか，1990；菊地，1991；竹越・村松，1991），1.4±0.1Ma（伊藤ほか，2002），1.3±0.1Ma（馬場ほか，2003b）である．HU1は円磨された最大径4cmの軽石からなり（第6.20図），その層厚は10～60cmである．HU2を含む中部層中のテフラの重鉱物組成は，馬場（2003a）に示されている．

日野市栄町の多摩川河床の小山田層中部中にはメタセコイア属（Metasequoia）の化石林があり，そこで産出する大型植物化石はメタセコイア（Metasequoia cfr. glyptostroboides），シキシマサワグルミ（Pterocarya multistriata）などの絶滅・消滅種を含む（遠藤，1983；馬場ほか，2000；松川ほか，1991，2002，2004；大久保，2003）．また，多摩丘陵の上総層群のMetasequoia花粉化石群集（宮下，1986）に相当する花粉化石を産出する（松川ほか，1991，2004）．

日野市栄町の多摩川河床の小山田層中部は，HU2の上下の層準で長鼻類，偶蹄類の足跡化石を産出する（馬場ほか，2000，2003a；福嶋ほか，2001；松川ほか，2002，2004；向山ほか，2004）．この付近で産出するアケボノゾウ（Stegodon aurorae）については，樽・樽（1993）の報告がある．

小山田層中部は内湾性，上部は浅海性の貝，甲殻類，魚類の各化石，生痕化石を産出する（馬場，1990；金ほか，1996；馬場ほか，2000；松川ほか，2002，2004）．そのほかに大西（1941）による二枚貝化石の報告がある．多摩川河床の小山田層全体から産出する貝化石，生痕化石は，松川ほか（1991），藤井（1997），馬場ほか（2003c）に詳しく記載されている．

日野市栄町の多摩川河床のHU2層準（地点91）では，小山田層の古地磁気極性は逆である（第6.2図，第6.3図）．

HU2のFT年代（1.5-1.3Ma：竹越ほか，1990；菊地，1991；竹越・村松，1991；伊藤ほか，2002；馬場ほか，2003b）から，小山田層の逆の古地磁気極性はUpper Olduvai Subchron-Matuyama Chron境界以後のMatuyama Chron中期に対比される（第6.2図）．本報告ではHU2のFT年代に従って，小山田層の年代を1.5-1.4Maの前期更新世前期とする．

小山田層中のHU2の年代には以下のような問題点がある．HU2に対比される房総半島のKd25（三梨ほか，1959）は東海地方，中部地方の下部更新統中のテフラと広域対比されており，生層序，古地磁気層序，放射年代を総合するとそれらの年代は約1.65Maと見積もられる（里口ほか，1999）．一方，小山田層中のHU2のFT年代は1.5-1.3Maであり（竹越ほか，1990；菊地，1991；竹越・村松，1991；伊藤ほか，2002；馬場ほか，2003a），房総半島のKd25のFT年代は1.29±0.07Maである（渡辺・檀原，1996）．このようにHU2とKd25のFT年代は，生層序などから見積もられるKd25の年代よりも有意に若くなっている．

大塚（1932）による．高野（1994）は大塚（1932），徳永ほか（1949）の連光寺互層の上部を連光寺層と再定義した．藤本ほか（1961，1965）の三沢泥岩層は連光寺層中部層（高野，1994）に相当する．多摩川河床の小宮砂層の一部（羽鳥ほか，1996）に相当する．

八王子図幅内の日野市平山の平山城址公園北の多摩丘陵の斜面（高野，1994）．

八王子図幅内の多摩丘陵の日野市平山と町田市図師ずし町を結ぶ線と，多摩市連光寺と川崎市麻生あさお区栗木を結ぶ線にはさまれた地域に分布する（高野，1994）．本図幅内では日野市日野本町から日野の多摩川河床に分布する．また，立川市富士見町の立川2面の段丘崖（府中崖線）にも露出している．

小山田層を整合に覆う．

40m以上．高野（1994）は分布域の南東部では約50mであるが，本図幅を含む北西部では約30mとしている．

連光寺層は全体に東に緩く傾斜している．本報告では未測定であるが，藤本ほか（1965），寿円（1966）では走向NW-SE，傾斜2-3°N，新藤（1968）では走向N20-30°W，傾斜8°E，向山ほか（2004）では走向N23°W～NS，傾斜2°Eである．

礫層からなる下部，貝化石を多産するシルト層からなる中部，細粒砂層からなる連光寺部に細分される（高野，1994）．これは1つの海退・海進サイクルに伴う堆積シーケンスと考えられる．連光寺層中部中にはガラス質テフラが挟まれる．

日野市日野本町の多摩川河床（付図の地点95）では，層厚1m以上の連光寺層下部が分布する．連光寺層下部はチャンネル構造が発達し，礫支持で最大径10cmの亜円礫からなる．地点95から下流では，層厚約40mの連光寺層中部が分布する．連光寺層中部はサンドパイプ，ヌマコダキガイ属（Potamocorbula），アカニシ（Rapana venosa）を多産する，生物擾乱を受けた淘汰の悪い塊状のシルト層からなる．日野市日野の日野橋西の多摩川河床の河川改修露頭（地点97周辺）では，連光寺層中部と上部が観察された（第6.21図）．ここでは，連光寺層中部は生物擾乱を受けたシルト層からなる．サンドパイプとヌマコダキガイ属（Potamocorbula）を多産し，円磨された軽石を含む．連光寺層上部は淘汰の良い中粒砂層からなり，基底部の層厚50-80cmではトラフ型，平板型，その上位の層厚3m以上では低角くさび型の斜交葉理が発達している．そして，層厚2-3mの大礫～巨礫サイズの円礫からなる現河床堆積物に覆われる（第9.7図）．連光寺層の層相は，大西（1941），藤本ほか（1961，1965），寿円（1966），高野（1994），松川ほか（1991），藤井（1997），馬場ほか（2003c，2005b）に詳しく記載されている．

本報告では未確認であるが，日野市日野本町の多摩川河床の連光寺層中部の基底には，多摩丘陵の田中タフ（河井，1955）に対比されるガラス質テフラが挟まれる（菊地，1991；向山ほか，2004）．

連光寺層中部の下部は多摩丘陵の上総層群のTsuga花粉化石群集（宮下，1986）に相当するメタセコイア属（Metasequoia）を含む花粉化石（守屋，1970a；松川ほか，1991），連光寺層中部の上部，連光寺層上部は，Taxodiaceae花粉化石群集（宮下，1986）に相当するメタセコイア属（Metasequoia）を含まない花粉化石群集（菊地，1991；松川ほか，1991，2004）を産出する．そのほかに，大西（1941）の材化石の報告がある．

日野市日野本町の多摩川河床ではアケボノゾウ（Stegodon aurorae）を産出し，“ヒノゾウ”と呼ばれている（菊地，1991；犬塚ほか，1991；角田清美，1991；田島，1994；樽，1999）．

サメ，ウニの化石を産出する（大西，1941）．

連光寺層中部は，立川市柴崎町，国立市谷保やほの多摩川河床で淡水性，内湾性，浅海性の貝化石，生痕化石を産出する（大西，1941；藤本ほか，1965；寿円，1966；木暮，1979；馬場，1990；角田，1996a；高野，1994；松川ほか，2002，2004）．連光寺層上部は，国分寺市東元町，国立市谷保，立川市富士見町などの段丘崖で内湾性，浅海性の貝化石を産出する（藤本，1930；大西，1941；高岡，1958；寿円，1966；馬場，1990）．多摩川河床の連光寺層全体から産出する貝化石，生痕化石は，松川ほか（1991），藤井（1997），馬場ほか（2003b）に詳しく記載されている．立川市富士見町の立川2面の段丘崖で見られる貝化石層は，“馬場の貝層“として古くから知られている（藤本，1930；大西，1941）．

連光寺層中部は浅海性の底生有孔虫化石（松川ほか，1991），連光寺層上部は浅海性，内湾性の底生有孔虫化石，貝形虫化石を産出する（藤本ほか，1965；寿円，1966；関本，1991；松川ほか，2002，2004）．

日野市日野本町の多摩川河床（付図の地点96），立川市富士見町の立川2面の段丘崖（地点93）では，連光寺層の古地磁気極性は逆である（第6.2図，第6.3図）．

小山田層の古地磁気層序から，連光寺層の逆の古地磁気極性はUpper Olduvai Subchron-Matuyama Chron境界以後のMatuyama Chron中期に対比される（第6.2図）．また，多摩丘陵西部の連光寺層は鶴川層（徳永ほか，1949）上部に対比されており，石灰質ナンノ化石から多摩丘陵東部の鶴川層の中部から王禅寺層（徳永ほか，1949）の下部の年代は1.36-1.20Maである（高野，1994）．したがって，連光寺層の年代は1.3Maごろの前期更新世中期である．

槇山（1930），藤本（1932a，1933c）による．本報告では，藤本（1932a，1933c）に従って槇山（1930）の狭山粘土層を狭山層と呼ぶ．時代未詳の新第三系H21層（兼子ほか，1951），狭山層瑞穂みずほ礫層（部層）（福田，1952；寿円，1956），狭山層三ツ木礫層（部層），谷ツ粘土層（部層）（羽鳥・寿円，1958b；関東ローム研究グループ，1965；藤本・羽鳥，1966；町田，1973），狭山層A，Bの各部層（赤土研究グループ，1959），箱根ヶ崎礫層，三ツ木砂層（鈴木，1963；東京都，1980b），三ツ木礫層，谷ツ粘土層（羽鳥ほか，1996）に相当し，瑞穂礫層（藤本・福田，1954；藤本ほか，1954），鮮新統上，中部層（山下ほか，1955），鮮新洪積層（豊岡礫層）（森，1962），飯能層，仏子層（Machida, M., 1999）の中で狭山丘陵に分布するものに相当する．中新統（国土庁，1994）の中で狭山丘陵に分布するものは，狭山層の一部である．

槇山（1930）は模式地を設定していない．羽鳥・寿円（1958b），藤本・羽鳥（1966）は，三ツ木礫層，谷ツ粘土層の模式地をそれぞれ瑞穂町三ツ木，武蔵村山市中藤（谷ツ）の丘陵斜面とした．本報告では，三ツ木礫層と谷ツ粘土層を一括した狭山層の模式地として新たに瑞穂町石畑の大沢河床（付図の地点108から110）を設定する．

東大和市蔵敷ぞうしきより西の狭山丘陵に分布する．

芋窪層に不整合に覆われる．

約50m．羽鳥・寿円（1958b），藤本・羽鳥（1966）では三ツ木礫層と谷ツ粘土層をあわせた層厚は55m以上，関東ローム研究グループ（1965）では約50m，Machida, M.（1999）では飯能層と仏子層をあわせた層厚は80m以上である．

狭山層は全体に東に緩く傾斜している．本報告では未測定であるが，藤本（1933c）では東大和市芋窪いもくぼより西で走向N50°E，傾斜7-8°E，入間市南矢萩で走向NE-SW，傾斜3-4°Eである．羽鳥・寿円（1958b），藤本・羽鳥（1966）では全体として走向NW-SE，傾斜1°Eであるが，武蔵村山市本町付近で走向NNE-SSW，傾斜7°Eであり，瑞穂町の丘陵西端では局所的に北に5°で傾斜する．森ほか（1974）では走向NW-SE～NS，傾斜1-2°Eである．田浦ほか（2004）では，狭山ゴマシオテフラ（SGO）を基準にすると走向N7°W，傾斜2°Eである．

中礫～大礫サイズの亜円礫～円礫層，生物擾乱を受けた不淘汰なシルト層，砂層，淘汰の良い砂礫層からなる．それらは，複数の海退・海進サイクルに伴う堆積シーケンスによるものと考えられるが，狭山層中には不整合が多くあり，多摩川沿いの小宮層から連光寺層のように地層が累重していないため，狭山層を各堆積シーケンスに細分できない．

模式地（地点108から110）では不淘汰なシルト層，淘汰の良い砂礫層が見られるが，多くの不整合によってそれらの上下関係をつかむことは難しい．シルト層，細粒砂層はサンドパイプを多産し，二枚貝やマガキ（Ostrea gigas）を産出する（第6.22図）．淘汰の良い腐植質シルト層を挟む．砂礫層は淘汰の良い中粒―粗粒砂層と細礫―中礫サイズの円礫超円礫層の互層であり，砂層はヒメスナホリムシ（Macaronichnus segregatis）を産出する（第6.22図）．この砂礫層は高海面期の海浜堆積物である．武蔵村山市三ツ木（地点118）では，層厚50cm以上の生物擾乱を受けたシルト質砂層の上に，チャンネル構造が発達する層厚5m以上の最大径10cmの基質支持の円礫～亜円礫層が重なる（第6.23図）．この礫層は低海面期の河成堆積物である．入間市宮寺の金堀沢河床（地点108）では生物擾乱を受けたシルト層中に細粒なガラス質テフラが挟まれ，その約7m上位には層厚4m以上の海浜砂礫層が見られる．武蔵村山市神明しんめい（地点122）では細粒砂層からなり，生痕化石（Ophiomorpha, Rosselia）を多産する（第6.24図）．淘汰の良い層準では平板型斜交葉理が発達する．狭山丘陵全体の層相は藤本（1933c），羽鳥・寿円（1958b），鈴木（1963），藤本・羽鳥（1966），所沢市（1980），東大和市（1996），入間市宮寺の金堀沢での層相は馬場（2003b）に詳しく記載されている．

入間市宮寺の金堀沢河床（地点108）でシルト層中に挟まれる細粒なガラス質テフラは狭山ガラス質テフラ（SYG：正田ほか，2005b）と命名されている．層厚は10-30cmである．SYGは，新潟県，魚沼丘陵の魚沼層群と新津にいつ丘陵の平層で見出された約1.7Maの津池火山灰単層（坂井・黒川，2002）に対比される（正田ほか，2005b）．狭山丘陵西部では，軽石質テフラのSGOが多くの地点で見出される．SGOは層厚約1mの径1-3mmの軽石質テフラであり，最下部10-20cmを除いて，砂層，礫層と指交する．角閃石が目立ち，ゴマシオ状の見かけを呈する．SGOは加治丘陵の仏子層のE部層中のE1火山灰層（堀口ほか，1977）に対比されている（田浦ほか，2004）．そのほかに軽石質テフラが見出された地点は，瑞穂町駒形富士山こまがたふじやま（地点101），武蔵村山市中央（地点120），東大和市蔵敷（地点124），東大和市多摩湖の多摩湖右岸（地点123）である．SYG，SGOを含む狭山層中のテフラの重鉱物組成は，馬場（2003a）に示されている．

鈴木ほか（2006a，b）は，立川断層近傍の武蔵村山市残堀ざんぼりで掘削された深度115mのボーリングコア（MTB1コア：東京都，1999），三ツ藤で掘削された深度703.4mのボーリングコア（武蔵村山コア：川島・川合，1981），三ツ木で掘削された深度115mのボーリングコア（MTB2コア：東京都，1999）から，それぞれ29枚，39枚，30枚のテフラを見出した．その中には，下位から玉川R4テフラ（Tmg-R4：鈴木・中山，2006），房総半島の黄和田層中のKd44，恵比寿峠一福田テフラ（Ebs-Fkd：長橋ほか，2000），狭山丘陵のSYGが挟まれる．Tmg-R4，Kd44，Ebs-Fkd，SYGの年代は，それぞれ2.0Ma（鈴木・中山，2006），1.95-1.78MaのOlduvai Subchron中のある時期（新妻，1976），1.75Ma（長橋ほか，2000），1.7Ma（坂井・黒川，2002）である．MTB2コアでは，地点101で見られる3枚の軽石質テフラがTmg-R4の直上にある．

武蔵村山市神明，所沢市勝楽寺の山口貯水池北岸で産出する大型植物化石は，オオバタグルミ（Juglans megacinerea），メタセコイア（Metasequoia disticha）などの絶滅・消滅種を含む（埼玉日曜巡検会・関東第四紀研究会，1970；森ほか，1974；福嶋，1999，2002，2003a，b；福嶋・大沢，2004；福嶋・百原，2006）．特に，山口貯水池北岸では，ハンカチノキ属（Davidia involucrata）を産出する（福嶋，2003a，b；福嶋・百原，2006）．入間市宮寺の大沢河床では広葉樹の葉化石が産出し，化石林がある（竹中ほか，1997；KKパレオ・ラボ，1999b；福嶋，2002）．そのほかに，藤本（1926b）による材化石の報告がある．入間市宮寺の金堀沢河床，大沢河床，所沢市勝楽寺の狭山湖南岸，武蔵村山市神明で産出する花粉化石は，メタセコイア属近似種（cf. Metasequoia），フウ属（Liquidamber）などの絶滅・消滅種を含む（KKパレオ・ラボ，1999a，c；福嶋，2002，2003b；本報告の第6.4図の地点107，111，121）．

東村山市宅部やけべの村山貯水池の工事現場，武蔵村山市神明，入間市宮寺の大沢河床，金堀沢河床では，内湾性から汽水性の貝化石，ヒメスナホリムシ化石（Macaronichnus segregatis）を含む生痕化石を産出する（槇山，1930；藤本，1932a，1933c；埼玉日曜巡検会・関東第四紀研究会，1970；森ほか，1974；入間川足跡化石発掘調査団，1995；竹中ほか，1997；福嶋，1998，1999，2002，2003a，b；堀口，1999a，b；馬場，2003b）．入間市宮寺の大沢河床，金堀沢河床では，内湾性から汽水性のケイソウ化石（竹中ほか，1997；堀口，1999a；福嶋，2002），瑞穂町殿ヶ谷とのがやでは，淡水性のケイソウ化石を産出する（堀口，1999a）．

狭山層の21地点の古地磁気極性は，上位に向かって逆，正，逆，正に変化する（第6.2図）．例えば，狭山丘陵西端では瑞穂町駒形富士山（地点101）で逆，石畑の瑞穂局東（地点102）で正，石畑新道沿い（地点103）で逆，石畑公園東端（地点104）で正であり（第6.3図），それぞれMatuyama Chron-Lower Olduvai Subchron境界以前のMatuyama Chron前期，Olduvai Subchron, Upper Olduvai SubchronとLower Jaramillo Subchronの間のMatuyama Chron中期，Jaramillo Subchronに対比される．狭山丘陵西部では入間市宮寺の大沢河床の地点109，入間市三ヶ島みかじまの山口貯水池北岸（地点113）では正，入間市宮寺の大沢河床の地点111，入間市宮寺の金堀沢河床のSYG層準（地点108）では逆であり（第6.3図）．それぞれOlduvai Subchron, Upper Olduvai SubchronとLower Jaramillo Subchronの間のMatuyama Chron中期に対比される．狭山丘陵中部の東大和市蔵敷（地点124）では逆であり（第6.3図），Upper Olduvai SubchronとLower Jaramillo Subchronの間のMatuyama Chron中期に対比される．

福田・高野（1951），藤本ほか（1954），羽鳥・寿円（1958b），藤本・羽鳥（1966）は，主に層相，砂の鉱物組成によって狭山層と加治丘陵の豊岡層を対比した．しかし，豊岡層は高位段丘堆積物である．羽鳥ほか（1996）は加治丘陵の仏子層と対比した．

狭山層最下部の3枚の軽石質テフラは，武蔵野台地の地下では2.0MaのTmg-R4の直上にある（鈴木ほか，2006a，b）．東北地方仙岩地域では，Tmg-R4テフラの給源相の玉川溶結凝灰岩は逆帯磁である（須藤，1987）．これらから，狭山層最下部の逆の古地磁気極性はMatuyama Chron-Lower Olduvai Subchron境界以前のMatuyama Chron前期に対比される．したがって，その上位の正，逆，正の古地磁気極性は，それぞれOlduvai Subchron, Upper Olduvai SubchronとLower Jaramillo Subchronの間のMatuyama Chron中期，Jaramillo Subchronに対比される（第6.2図）．狭山層中部のSYGはUpper Olduvai Subchron-Matuyama Chron境界の直上のKd39（三梨ほか，1959）の上位にあることから（鈴木ほか，2006a，b），SYGの層準の古地磁気極性が逆であることは上の古地磁気層序を補強する．このように，狭山層の年代は，Matuyama Chron-Lower Olduvai Subchron境界直前のMatuyama Chron前期からJaramillo Subchronの後期鮮新世後期から前期更新世後期である．

本報告では，福田・高野（1951）の豊岡礫層のうち高位段丘堆積物を豊岡層と呼ぶ．上部豊岡礫層（町田，1973），金子坂礫層（Machida, M., 1999）に相当し，瑞穂礫層の一部（藤本・福田，1954；藤本ほか，1954），洪積統の一部（山下ほか，1955）の中で加治丘陵に分布するものに相当する．藤本（1977a），松岡（2004b）の豊岡礫層，松川ほか（2006）の豊岡層の中で下部は仏子ぶし層に含まれ，上部は本報告の豊岡層に相当する．

入間市新久あらくの金子坂（付図の地点21：Machida, M., 1999）．

入間市新久の入間台団地から上小谷田うえこやたの加治丘陵東端に分布する．

豊岡層の堆積面は，阿須山あずやま面（皆川・町田，1971），狭山面（町田，1984；Machida, M., 1999）と呼ばれる．阿須山面は，樹枝状の支谷の開析によって平坦面として認めにくい．現在は人工改変が著しい．

東に数度傾く仏子層を水平に覆う．基底から約1m上位にKMTを挟む多摩ローム層に覆われる（清水・堀口，1994）．

約10m．町田（1973），Machida, M.（1999）でもほぼ同じである．松岡（2004b）は約30mとしているが，それには仏子層中の礫層の層厚が含まれている．

チャンネル構造が発達し，淘汰の良い礫支持の中礫～大礫サイズの円礫層からなる．礫種は砂岩，泥岩，チャートである．模式地（地点21）では，層厚10m以上の最大径15cmの円礫～亜円礫層からなる（第8.7図）．東への古流向を示すインプリケーションが認められる．礫は著しく風化している．模式地以外では露出が悪く，層相の側方変化は不明である．守屋（1967）は豊岡層を融氷河性堆積物としたが，第四紀後期に多摩川の上流部に氷河が発達した証拠はない．豊岡層の層相は，町田（1973），藤本（1977a），Machida, M.（1999），松岡（2004b）に詳しく記載されている．

模式地（地点21）の古地磁気極性は逆である（第6.2図，第6.3図）．

基底部にKMTを挟む多摩Iローム層下部に覆われることから，豊岡層の逆の古地磁気極性はMatuyama Chronに対比される（第8.2図）．KMTと豊岡層の間のローム層の層厚から両者に大きな時間間隙があるとは考えられないので，本報告では豊岡層の年代をMatuyama-Brunhes Chron境界に近い80万年前ごろの前期更新世末期とする．

本図幅では，羽鳥・寿円（1958b）の芋窪礫層を芋窪層と呼ぶ．狭山層C部層（赤土研究グループ，1959），村山礫層（鈴木，1963）に相当する．

羽鳥・寿円（1958b），町田（1973）は，芋窪層の模式地を東大和市芋窪の丘陵頂部としたが，現在は都市化により露頭が見られない．本報告では，瑞穂町石畑の石畑公園東端（付図の地点104）を新たに模式地とする．

狭山丘陵全体の頂部に分布する．狭山丘陵北西の所沢市の地下の分布は，竹越（1991）に示されている．

芋窪層の堆積面は狭山面と呼ばれる（皆川・町田，1971）．狭山面は，樹枝状の支谷の開析によって特に丘陵の西部では平坦面として認めにくい．

狭山層を覆うが，東への傾斜は狭山層よりも有意に小さい．基底から約1m上位にKMTを挟む多摩ローム層に覆われる（皆川・町田，1971；町田ほか，1974；関東火山灰グループ・関東平野西縁丘陵団体研究グループ，1998；鈴木ほか，1998；鈴木，2000c；関東火山灰グループ，2001；Suzuki，2002；植木，2006b）．芋窪層を覆うKMTは，所沢市上山口（地点125），所沢市勝楽寺の早稲田大学南（地点115），東村山市諏訪町（地点128），東大和市多摩湖の村山貯水池南東端（地点126）などで確認できる．

約10m．羽鳥・寿円（1958b），関東ローム研究グループ（1965），加藤（1991b）でもほぼ同じである．

本報告では未測定であるが，走向NW-SE，傾斜1°N（加藤，1991b）あるいは1°以下で東に傾く（羽鳥・寿円，1958b）．

チャンネル構造が発達し，淘汰の良い礫支持の中礫～大礫サイズの円礫層からなる．礫種は砂岩，泥岩，チャート，花崗閃緑岩である．模式地では芋窪層が狭山層を覆う（第8.8図）．狭山層はシート状の層厚10-20cmの細礫，中礫層を挟む細粒～中粒砂層からなるが，芋窪層はチャンネル構造が発達する層厚2m以上の最大径30cmの円礫層からなる．礫支持で東への古流向を示すインプリケーションが認められる．礫は著しく風化している．模式地以外では露出が悪く，層相の側方変化は不明である．守屋（1967）は芋窪層を融氷河性堆積物としたが，第四紀後期に多摩川の上流部に氷河が発達した証拠はない．芋窪層の層相は，羽鳥・寿円（1958b），関東ローム研究グループ（1965），藤本・羽鳥（1966），町田（1973），所沢市（1980）に詳しく記載されている．

模式地（地点104）の芋窪層の古地磁気極性は正である（第6.2図，第6.3図）．また，東村山市諏訪町では，芋窪層の直上のローム層の古地磁気極性は正である（植木，2006b）．

基底部にKMTを挟む多摩Iローム層下部に覆われることから，芋窪層の正の古地磁気極性はBrunhes Chronに対比される．KMTの年代と，ローム層の平均堆積速度から，芋窪層の年代は73-60万年前と見積もられる（植木，2006b）．

本報告では，羽鳥・寿円（1958b）の美根礫層を美根層と呼ぶ．滝頁岩層の一部（東京都，1980a）に相当する．

羽鳥・寿円（1958b）は，模式地を八王子市左入さにゅう町から拝島橋に至る国道16号線沿いとした．しかし，本報告では美根層の分布を見直したため，八王子市久保山町の宇津木台中公園（付図の地点83）を新たに模式地とする．

加住北丘陵東端の八王子市宇津木町から久保山町に分布する．

美根層の堆積面は美根面と呼ばれる（Machida, M., 1999）．美根面は開析が進んでいるが，平坦面は残されている．現在は人工改変が著しい．

東に数度傾く小宮層を水平に覆う．八王子市宇津木町では，基底に程久保軽石を挟む多摩ローム層に覆われる（倉川・間島，1982）．

約15m．羽鳥・寿円（1958b），藤本ほか（1962）．関東ローム研究グループ（1965），倉川・間島（1982），Machida, M.（1999）でも同じである．

美根層は現在模式地以外で見られない．模式地（地点83）では淘汰の良い礫支持の最大径10cmの円礫層からなり，層厚は1.5m以上である．礫種は砂岩，泥岩，チャートである．礫は著しく風化している．美根層の層相は，羽鳥・寿円（1958b），藤本ほか（1962），関東ローム研究グループ（1965），山本ほか（1980），Machida, M.（1999）に示されている．

美根層は，HBPの下位の程久保ほどくぼ軽石を挟む多摩Iローム層中部に覆われるが，KMTには覆われない（倉川・間島，1982）．この程久保軽石が，皆川・町田（1971）の3枚の程久保軽石のどれかは不明であるが，APmの年代（40-30万年前：鈴木・早川，1990など）と程久保第2軽石の年代（0.40±0.17Ma：鈴木ほか，1998）を考慮すると，美根層の年代は50-40万年前の中期更新世中期と見積もられる．

関東ローム研究グループ（1965）による．本報告では，関東ローム研究グループ（1965），Kobayashi et al.（1968），岡ほか（1971），町田（1973），森ほか（1974）の所沢台礫層，杉原ほか（1972）の所沢礫層を所沢層と呼ぶ．武蔵野台地の金子台では金子台礫層（杉原ほか，1972；角田，1982d），日野台地北半部では日野礫層，日野段丘礫層の一部（羽鳥・寿円，1958b；寿円，1958；藤本ほか，1962），小比企こびき礫層の一部（東京都，1980a）に相当する．

東京西北部図幅内の所沢市本郷（付図の地点142：町田，1973）．

武蔵野台地の金子台，所沢台，日野台地の北半部に分布する．青梅市今井の霞川河床にも露出する（角田，2001a）．

本報告では，所沢層の堆積面を所沢面と呼ぶ．所沢面は東木（1933）により武蔵野台地の所沢台で命名，定義され，町田（1973）により金子台，日野台地にも拡大された．武蔵野台地西部～中部では一般に下末吉面に相当し，金子台では金子面（東木，1933；瑞穂町，1974a），金子段丘（近藤・岡田，1956），上位面（国土地理院，1972），上位段丘面（森川，1972b），砂礫台地GtII面（鈴木，1972），三ツ原面（角田，1980，1981c，d，1982d），金子台面（貝塚，1964；青梅市，1995；角田ほか，1996；角田，1998，2004b），火山灰台地I（松丸，1980a）に相当する．日野台地では日野面（寿円・羽鳥，1954；寿円，1958；角田，1992b），日野I面の一部（土屋，1989），日野台面（角田清美，1991）に相当する．

一般に平坦面の保存はよいが，2-3mの起伏に富む．武蔵野面，立川面に比べて谷が発達し，開析が進んでいる．立川面よりも勾配が小さく，立川面との比高は東に増大する．金子台上には浅い谷や凹地が多数認められる．

金子台，日野台地では東に数度傾く鮮新統及び下部更新統を水平に覆い（山崎，1978；角田，1980，1981c，d，1982d），所沢台では東京層を水平に覆う（貝塚，1958；町田，1973）．ただし，この東京層は時代未詳の中部更新統である．金子台，所沢台では層厚6-11mのローム層に覆われる（吉村，1941a，1943a；貝塚，1958；杉原，1970a；岡ほか，1971；森川，1972b；杉原ほか，1972；加藤・新堀，1973；町田，1973，2004；角田，1980，1981c，d，1982d，1998，2001a；飯田，1984；大井町，1985；青梅市，1995；Machida, M., 1999）．日野台地では層厚9-16mのローム層に覆われるが（羽鳥・寿円，1958b；藤本ほか，1962；鈴木，1972；土屋，1989；角田清美，1991），羽鳥・寿円（1958a），寿円（1958，1961a）は所沢層を覆うローム層の層厚を約6mとしている．ローム層の基底から1-1.5m上位には，SIPが挟まれる（杉原，1970a；町田，1971；岡ほか，1971；杉原ほか，1972；加藤・新堀，1973；町田，1973，2004；Machida, M., 1999）．なお，守屋（1970a，b，1971），守屋・堀木（1970a，b）は，金子台，所沢台の所沢層を覆うSIPを登戸浮石II（羽鳥・寿円，1958a）に対比しているが，それは誤りである．

入間市向陽台の彩の国入間公園におけるボーリングコアでは，所沢層は層厚10.6mのローム層，腐植土層に覆われており，ローム層中には下位からSIP，On-Pm I，Hk-TPが挟まれる（第8.9図）．所沢市久米の埼玉県立所沢高等学校におけるボーリングコアでは，所沢層は層厚12.65mのローム層，腐植土層に覆われるが，ローム層中には明瞭なテフラは見出されなかった．また，深度8.9m以下ではローム層は粘土化しており，ボーリング地点周辺では地下水面が高いことが推測される．

金子台では10-19m（岡，1991；角田，1998）であるが．10m以下の場合もある（杉原ほか，1972）．所沢台では5-10m（寿円，1958；杉原ほか，1972；加藤・新堀，1973；町田，1973；岡，1991；竹越，1991），日野台地では4-10m（羽鳥・寿円，1958b；藤本ほか，1962；日野市，1988；土屋，1989）である．東京西北部図幅内の所沢市中富の武蔵野面の地下では層厚は28mとされるが（森ほか，1974），それには青梅層の層厚が含まれていると思われる．

金子台では径2-5cmの亜円礫，亜角礫と径10-20cmの円礫からなる礫層で，砂層，粘土層を挟む（角田，1980，1982d；岡，1991）．所沢台では淘汰の悪い中礫～大礫サイズの円礫，亜円礫層で，巨礫を含む（杉原ほか，1972；町田，1973；岡，1991；竹越，1991）．礫種は堆積岩と石英閃緑岩である．On-Pm I以下のローム層は粘土化が著しい（田瀬・小沢，1971）．日野台地北半部では未風化の中礫，大礫サイズの円礫層からなり，礫種は砂岩がほとんどである（羽鳥・寿円，1958b；藤本ほか，1962）．守屋（1967）は所沢層を融氷河性堆積物としたが，第四紀後期に多摩川の上流部に氷河が発達した証拠はない．

所沢層は現在本図幅内では露頭が見られないが，東京西北部図幅内の所沢市本郷の所沢面の段丘崖（地点139）で観察できる（第8.10図）．ここでは，チャンネル構造が発達する層厚5m以上の礫支持の最大径20cmの亜円礫層からなり，層厚数10cmのシート状の淘汰の良い中粒砂層を挟む．その上を層厚約12.5mのローム層が覆う．所沢層の上面から約50cm．約150cm上位には，それぞれ層厚5cmのSIP，層厚15cmのOn-Pm Iがローム層中に挟まれる．

所沢面は従来MIS5eの下末吉面とみなされることが多かったが，金子台，所沢台の所沢面Lには層厚1-1.5mのローム層をはさんでMIS5eのSIPが重なることから，下末吉面より古い段丘面の可能性が示唆されていた（杉原，1970a；岡ほか，1971；守屋・堀木，1970a；杉原ほか，1972；町田，1973，2004；Machida, M., 1999）．久保ほか（2000），鈴木（2000d）は，所沢面がMIS6に形成された可能性を挙げている．

SIPは海成の下末吉面（淀橋面）の直上を覆うことから，その年代は約12.5万年前のMIS5eと見積もられる．所沢面（所沢層）とSIPの間のローム層の層厚は1-1.5mであり（杉原ほか，1972），当時のローム層の堆積速度がAT降下以降と同じ約10cm/1,000年（山崎，2006）で一定とすると，所沢層の年代はSIPより1-1.5万年古いMIS6の14-13.5万年前となる（第8.1図）．

本報告では．寿円（1964）の青梅砂礫層を青梅層と呼ぶ．新藤（1968）のA8層，新藤（1969）の東京層群上部層の中部，上部に相当する．

青梅市東青梅から羽村はむら市の多摩川左岸の段丘崖（寿円，1964）．

多摩川上流の山間部の段丘面，武蔵野台地，秋留台地の地下の埋没谷を埋積して分布する．五日市図幅内の奥多摩町白丸から青梅市街地では青柳層，拝島層の下位（松本・撰梅，1970；角田，1981c；高木，1976，1990），本図幅内の青梅市街地から東大和市，小平市，青梅市街地から福生市，昭島市と立川市の境界付近の武蔵野面，立川面の各構成層の下位，東京西北部図幅内の所沢市本郷の所沢層の下位に分布する（寿円，1964，1966，1967，1968，1969a，c；Juen，1966；寿円・奥村，1970；山崎，1978；角田，1990a，1997b，1999，2002b，2004b，c：角田，1997bは角田，1999に引用されている；羽鳥，2004a；鈴木ほか，2006a，b）．また，瑞穂町から武蔵村山市南部の立川断層の西側の地下には埋没谷があることから（角田，1982a），そこにも青梅層が分布する可能性が高い．秋留台地では，あきる野市伊奈から上代継かみよつぎの立川面構成層の下位に分布する（角田，1981a，1986b；秋川市，1983；増渕ほか，2002）．武蔵野台地西部の青梅層の分布を第8.11図（寿円・奥村，1970），第8.12図（角田，1999）に示す．また，秋留台地中部の青梅層の模式横断面を第8.13図（角田，1986b）に示す．

秩父帯，鮮新統及び下部更新統を侵食した埋没谷を埋積する．所沢市本郷では芋窪層を覆う（寿円，1964）．

武蔵野台地，秋留台地では，それぞれ埋没谷の中央部で20-50m（寿円，1964，1969a，c；寿円・奥村，1970，山崎，1978；鈴木ほか，2006a，b），約20m（角田，1986a）である．

青梅層は現在観察できないが，かつては多摩川左岸の段丘崖，武蔵野台地西部の武蔵野面，立川面上の砂利採取の穴で見られた．また，ボーリング資料から武蔵野台地，秋留台地の地下に分布することがわかる．

武蔵野台地の地下の青梅層は径10cm以下の砂礫層からなり，基質支持で斜交葉理が発達する（寿円，1966，1967，1968，1969a，c；寿円・奥村，1970；角田，1999）．礫はやや風化しており，加住層起源の軟らかい砂岩礫，泥岩礫，ローム層起源の礫を含む．寿円（1967，1968，1969c），寿円・奥村（1970）は，砂礫層中の粉状の粘土，礫の形から青梅層を融氷河性堆積物としたが，第四紀後期に多摩川の上流部に氷河が発達した証拠はない．

青梅層は，青梅市街地から東大和市，青梅市街地から福生ふっさ市の武蔵野面，立川面の下，所沢市本郷の所沢面の地下，秋留台地の立川面の地下に分布する．青梅層は，MIS5eの段丘堆積物（寿円，1964）あるいはそれより古い段丘堆積物と考えられ（寿円，1966，1968），関東平野南部の下総層群あるいは相模層群に相当する地層とされた．角田（1999）は，青梅層の基底の埋没谷はMIS6に形成され，青梅層はMIS6～5eに堆積した河成層とした．一方，高木（1990）は多摩川の下流部の成増面と青梅市街地より上流の青梅層の基底の埋没谷が連続するとした．その場合，最近の武蔵野台地の段丘面の年代観（久保，1988a）から，青梅層の基底の谷の年代はMIS5aとなる．鈴木（2000a）は，MIS5eの海成の下末吉面（淀橋面），青梅市から福生市の青梅層の基底の埋没谷，青梅市街地より上流の青柳面の下の埋没谷が連続し，現河床の縦断面と同じ下に凸の形態を示すことから，青梅層の基底の埋没谷の年代をMIS5eとした（第8.3図：鈴木，2000a）．

関東平野西縁では，最終氷期に段丘面（武蔵野面，立川面）が形成されたことを考えると，その地下の埋没谷は間氷期に形成されたとするのが適当である．その場合，埋没谷の年代は青梅市街地から福生市ではMIS5a（高木，1990）あるいはMIS5e（鈴木，2000a）となるが，所沢市では所沢面が形成されたMIS6以前の間氷期（MIS7以前）となる．青梅層は，異なる間氷期から氷期にかけて谷を埋積する地層の集合と考えられる．青梅層の堆積は，下流部では早く終了し，上流では青柳面の形成時のMIS2まで続いたと考えられる．したがって，本報告では青梅層の年代を中期更新世中期からMIS2までとする（第8.1図）．

本報告では，小林ほか（1968），Kobayashi et al.（1968）の成増礫層を成増層と呼ぶ．杉原ほか（1972）は小林ほか（1968），Kobayashi et al.（1968）の成増礫層の分布域を豊島区以南に拡大し，再定義した．日野台地北端，南半部では日野礫層，日野段丘礫層の一部（羽鳥・寿円，1958b；藤本ほか，1962；町田，1984），小比企礫層の一部（東京都，1980a）に相当する．

Kobayashi et al.（1968）は成増なります層の模式地を東京西北部図幅内の板橋区三園としたが，それは武蔵野台地東部の成増台，豊島としま台，朝霞あさか台を構成する海成層である．しかし，河成の成増層の模式地は設定されていないので，現在は露頭が見られないが，町田（1984）で記載された日野市日野台の中央高速道路の切り通しを暫定的に模式地とする．

武蔵野台地北縁の青梅市今寺から入間市上谷ヶ貫かみやがぬきの霞川右岸，日野台地北端の日野市新町から八王子市石川町，日野台地南半部の日野本町から八王子図幅内の日野市旭が丘に分布する．

成増層の堆積面である成増面（小林ほか，1968；Kobayashi et al.，1968）は武蔵野第1段丘，武蔵野上位面とも呼ばれ（寿円，1965，1966；Juen，1966），武蔵野台地全体では武蔵野1面（M1面）の一部（貝塚・松田，1982；羽鳥，1986；久保，1988a），小金井市では桜町面（有井ほか，1968）に相当する．青梅市今寺から入間市上谷ヶ貫の霞川右岸では武蔵野面（寿円，1965，1966；Juen，1966），砂礫台地Gt II , Gt IIIの一部（鈴木，1972），藤橋面（角田，1980，1981c，d，1982d；青梅市，1995）に相当する．日野台地北端，南半部では下末吉面の一部（寿円，1956，1965，1966；Juen，1966；藤本ほか，1962），砂礫台地Gt IIの一部（鈴木，1972），日野台面の一部，多摩平面（角田清美，1991，1992b）に相当する．

地形面は平坦で開析は進んでいない．霞川右岸では，霞川現河床との比高は，東京都青梅市藤橋で6-8m，埼玉県入間市南峯のJR八高線金子駅付近で12-14mである．所沢面との比高は2-5mである．日野台地では所沢面との比高は東に増大し，台地東端では約5mである．多摩川現河床との比高は約22mである．

霞川右岸では所沢層を覆い，日野台地では東に数度傾く鮮新統及び下部更新統を水平に覆う．霞川右岸では層厚7-9m（黒田ほか，1972；角田，1980，1981c，d，1982d：青梅市，1995），日野台地北端では基底にOn-Pm Iを挟む層厚10-13m（町田，1984；角田清美，1991）のローム層に覆われる．

霞川右岸では2m以上であるが，下位の所沢層との区別は困難である（角田，1980，1981c，d，1982d：青梅市，1995）．日野台地では4-8mである（町田，1984；角田清美，1991）．

霞川右岸では径10-20cmのインブリケーションが発達する礫層からなり，礫種は砂岩が卓越する（角田，1980，1981c，d，1982d：青梅市，1995）．最上部1-2mはシルト層，粘土層からなり，On-Pm Iが挟まれる（黒田ほか，1972）．日野台地では径10cm以下のインブリケーションが発達する亜角礫～亜円礫からなり，最大径20cmの礫を含む（角田清美，1991）．日野台地北端では礫層からなり，最上部約1mは砂層，シルト層からなる（町田，1984）．On-Pm Iは成増層中に挟まれる（土屋，1989）．日野台地南半部の日野市日野本町では未風化の中礫～大礫サイズの円礫からなり，礫種は砂岩が卓越する（羽鳥・寿円，1958b；藤本ほか，1962）．守屋（1967）は成増層を含む武蔵野面構成層を融氷河性堆積物としたが，第四紀後期に多摩川の上流部に氷河が発達した証拠はない．

成増層最上部はOn-Pm Iを挟む（黒田ほか，1972；土屋，1989）あるいは成増面（成増層）の直上をOn-Pm Iが覆う（町田，1984）ことから，成増層の年代をOn-Pm Iとほぼ同じ約10万年前とする（第8.1図）．

新称．

現在は露頭が見られないため，本報告では岡ほか（1971）で記載された小平市津田町のJR武蔵野線のトンネルを暫定的に模式地とする．

本図幅内では武蔵野台地南部の小平市小川町から回田めぐりた町に分布するが，その東への広がりは不確定である．

本報告では，小平層の堆積面を小平面と呼ぶ．小平面は，砂礫台地Gt II面（鈴木，1972）に相当し，武蔵野面の一部（寿円，1956），武蔵野第1段丘，武蔵野上位面の一部（寿円，1965，1966；Juen，1966），村山―入間面の一部（杉原ほか，1972），成増面の一部，武蔵野1面（M1面）の一部（町田，1973；貝塚・松田，1982；羽鳥，1986；久保，1988a），武蔵野段丘面Iの一部（角田ほか，1996）に相当する．地形面は平坦で開析は進んでいないが，小平面上には多数の浅い谷や凹地が認められる（小平町，1959；鈴木，1972）．段丘崖は明確でないが，小平市小川町から回田町では等高線が東に張り出しており，周囲の段丘面よりもやや高くなっていることがわかる．

東に数度傾く鮮新統及び下部更新統を水平に覆い，東京層を水平に覆う．一般に層厚10m以上のローム層に覆われ（黒田ほか，1972；細野，1978；Hosono，1993），小平市津田町では基底から50-80cm上位にHk-OPが挟まれる（岡ほか，1971；黒田ほか，1972：羽鳥，1981）．

2m以上（岡ほか，1971）．

礫層からなり，最上部1.5mは砂層が卓越する（岡ほか，1971；黒田ほか，1972）．

小平市津田町では，寒冷な気候を示唆するトウヒ属（Picea），ハンノキ属（Alnus），ハルニレ（Ulnus davidiana）の材化石が産出し，その¹⁴C年代は48,200年前以前である（鈴木，2003）．

小平層上面とHk-OPの間のローム層の層厚は50-80cmであり，当時のローム層の堆積速度がAT降下以降と同じ約10cm/1,000年（山崎，2006）で一定とすると，小平層の年代はHk-OPより5-8千年古い9.3-8.5万年前と見積もられる（第8.1図）．

杉原ほか（1972）は武蔵野台地東部の赤羽台，本郷台の海成の赤羽面の構成層を赤羽砂層と呼び，武蔵野台地南部の多摩川沿いの河成の赤羽面の構成層を武蔵野礫層と呼んだ．本報告では両者を一括して累層とし，赤羽層と命名，再定義する．福田・羽鳥（1952a，b），寿円（1965，1966），Juen（1966）の武蔵野礫層に相当する．

本報告では，福田・羽鳥（1952a，b）で記載された調布市から三鷹市の国分寺崖線沿いを河成の赤羽層の模式地とする．

武蔵野台地南部では，東大和市桜ヶ丘から東京西北部図幅内の東久留米市，西東京市付近までの黒目川右岸，東京西南部図幅内の大田区までの多摩川左岸に分布する．武蔵野台地北部では，埼玉県入間市宮寺から川越図幅内の川越市までの不老川と所沢面の間に分布する．また，狭山丘陵西縁の瑞穂町長岡から箱根ヶ崎，栗原新田から駒形富士山こまがたふじやまでは残丘状に点在する．霞川右岸では青梅市今寺から今井に分布する．成木川左岸では青梅市成木，富岡に分布する．川口川では，八王子市川口町から犬目町の西岸に分布する。

赤羽層から構成される赤羽面（杉原ほか，1972）は武蔵野2面とも呼ばれ（寿円，1965），一般に武蔵野面と言う場合には赤羽面のことを指す．武蔵野台地全体では第1段丘（郷原・豊田，1953），立川―府中面，武蔵野面の一部（寿円，1956），武蔵野第2段丘，武蔵野中位面（寿円，1965，1966；Juen，1966），砂礫台地GtIII面の一部（鈴木，1972），本郷面，武蔵野2面（M2面）（貝塚・松田，1982；羽鳥，1986；久保，1988a）に相当する．多摩川沿いでは村山―入間面の一部，武蔵野段丘（杉原ほか，1972），武蔵野1面の一部，武蔵野2面（M2面）（羽鳥，1986；久保，1988a），武蔵野段丘面Iの一部，武蔵野段丘面II（角田ほか，1996）に相当し，特に国分寺市付近では武蔵野第一段丘（多田・嘉山，1947），A面，第一段丘面（寿円，1951），本多面，内藤面（鈴木・片山，1985），小金井市では本町面，東町面（有井ほか，1968）に相当する．瑞穂町長岡から箱根ヶ崎では下末吉面（飯田，1984）に相当する．武蔵野台地北縁の霞川右岸では原今井面（角田，1980，1981c，d，1982d）に相当する．武蔵野台地北部（川越台地）では中位面（国土地理院，1972），中位段丘面（森川，1972b），武蔵野面（町田，1973），武蔵野2面（M2面）（羽鳥，1986；久保，1988a）に相当する．

地形面は平坦で開析は進んでいないが，赤羽面上には比高2-5mの樹枝状の浅い谷や凹地が認められる（鈴木，1972；鈴木・片山，1985）．狭山丘陵の北では，所沢市堀之内の早稲田大学北から東北東に流れる砂川堀などの河川に沿って，浅い谷が形成されている．霞川現河床との比高は，青梅市今寺で6-8m，今井で2-4mであり，成増面との比高は3-5mである．青梅市成木，富岡の成木川左岸では，現河床との比高はそれぞれ15-20m，20-30mである．武蔵野台地南縁の赤羽面を含む武蔵野面と立川1面，立川2面を分ける段丘崖は，国分寺崖線（福田・羽鳥，1952b），国分寺―玉川崖線（大西，1940）と呼ばれている（第8.14図）．

東に数度傾く鮮新統及び下部更新統を水平に覆い，東京層を水平に覆う．成増層を覆う可能性もある．成木川，黒沢川沿いでは秩父帯を不整合に覆う．一般に武蔵野台地南部では層厚8-10m，北部では層厚6m程度のローム層に覆われ（多田・嘉山，1947；寿円，1951，1956，1965，1966；福田・羽鳥，1952a，b；貝塚・戸谷，1953；佐々木・橋本，1957；貝塚，1958；多摩地学会，1958；Juen，1966；森川，1972b；鈴木，1972；貝塚・田村，1976；細野，1978；飯田，1984；吉村，1984；鈴木・片山，1985；羽鳥，1992；東日本旅客鉄道株式会社東京工事事務所・東京電気工事事務所，1992；Hosono，1993；真崎，1996；川合ほか，2005，2006），基底から70-180cm上位にはHk-TPが挟まれる（貝塚・戸谷，1953；寿円，1956，1966；関東ローム研究グループ，1956；近藤・岡田，1956；岡ほか，1971；杉原ほか，1972；羽鳥，1981；飯田，1984；真崎，1996）．皆川・町田（1971），鈴木・片山（1985）は，国分寺市付近のHk-TP以下のローム層の一部を下末吉ローム層とした．しかし，杉原ほか（1972）は，Hk-TP以下のローム層の層厚は国分寺市付近と他の地域で有意な差がないこと，国分寺市付近では赤羽層最上部のフラッドローム層が含まれている可能性を示し，Hk-TP以下のローム層を全て武蔵野ローム層とした．入間市狭山ヶ原では，ローム層の層厚は3-4mと薄い（飯田，1984）．青梅市成木，富岡の成木川左岸では段丘面上にローム層は認められるが，その層厚は不明である（青梅市，1995）．

武蔵野台地の国分寺市では2-12m（寿円，1956，1965，1966；佐々木・橋本，1957；Juen，1966；杉原ほか，1972；鈴木・片山，1985；松田，1986；東日本旅客鉄道株式会社東京工事事務所・東京電気工事事務所，1992；川合ほか，2005），小平市小川町では10-15m（羽鳥，1992）である．瑞穂町長岡から箱根ヶ崎では2-14m（角田，1982d），青梅市今井では11m以上（角田，1980）である．川越台地では310mである（町田，1973）．

国分寺市恋ヶ窪付近では中礫サイズの亜円礫層からなり，大礫を含む（岡ほか，1971）．本報告では，国分寺市西元町の真姿の池湧水群裏の国分寺崖線（付図の地点131）で中礫，大礫サイズの円礫がローム層中に散在しているのを確認した．青梅市今井では中礫層からなり，巨礫を含む（角田，1980）．その上位には層厚1m以下のシルト層，粘土層が重なる．川越台地では中礫サイズの円礫～亜円礫層からなり，上部は粘土層である（町田，1973）．

赤羽層を含む武蔵野面構成層を覆うローム層中には円礫が含まれることがある（脇水，1918c；戸谷，1962；有井，1965；有井ほか，1968；細野，1984a，b）．これは，下位の段丘面の形成時に上位の段丘面上に溢流した洪水堆積物の可能性がある．しかし，その詳しい分布，層序は不明であるため，本報告では新たに地層を命名，定義せず，地質図には表現しない．赤羽層を主とする武蔵野面構成層の礫径は，寿円（1961a，b，1964，1965，1966），Juen（1966）に示されている．

模式地では寒冷な気候を示す花粉化石を産出する（寿円，1966）．

久保（1997）は赤羽面（赤羽層）の年代をMIS5aの約8万年前としている．しかし，赤羽層上面とHk-TPの間のローム層の層厚は70-180cmであり，当時のローム層の堆積速度がAT降下以降と同じ約10mm/1,000年（山崎，2006）で一定とすると，赤羽層の年代はHk-TPより約0.7-1.8万年古い8.3-6.7万年前となる（第8.1図）．