地熱貯留層探査のための弾性波探査ガイドブック

平成 30 年 3 月
独立行政法人石油天然ガス・金属鉱物資源機構

はじめに
本ガイドブック（「地熱貯留層探査のための弾性波探査ガイドブック」）は地熱開発における地質リスクの低減を目指し、弾性波探査の正しい利用法の普及啓発を図るため、独立行政法人石油天然ガス・金属鉱物資源機構（JOGMEC）により国内地熱開発に携わる技術者向けに製作されたものである。
国内の地熱貯留層の多くが縦型の断裂系と称される高傾斜の断層からなり、地熱資源開発の初期段階ではその構造形態や位置などを詳細に把握することが重要となる。しかし地下構造の探査は様々な不確実性を伴うため、想定していた位置に地熱貯留層が存在しない、あるいは貯留層規模が予測と大きく異なるといったリスクが存在する。
JOGMEC が地熱発電技術研究開発事業として平成 25 年度からの 5 カ年間実施した技術
開発「地熱貯留層探査技術」では、石油分野において近年目覚しく発展し、掘削成効率の向上に多大な貢献を果たしている弾性波特性を用いた断裂系探査技術と、かつてより地熱貯留層探査で実績のある電磁探査や重力・磁力探査などの物理探査技術の統合よって、地熱資源の探査リスクを低減させる技術の開発を目指してきた。
弾性波探査技術はかつて地熱探査や貯留層変動探査への応用が NEDO により推進されていた。しかしながら、当時発展途上にあった技術に対しては、必ずしも高い評価は得られていなかった。そこで初年度に当たる平成 25 年度には弾性波探査を地熱探査に適用する上での課題を整理する現況調査の一環として、当時取得された国内地熱地域のデータに対する再処理が実施された。そして最新のデータ処理技術の適用が、断裂イメージの改善に寄与することが証明された。また、現況調査で実施された文献調査および聞き取り調査からは、3 次元地震探査の重要性とともに、技術開発で解決していくべき課題として、① サーベイデザインによる調査計画の最適化② ノイズ抑制処理の適正化③ 費用対効果の向上④ 静補正の適正化⑤ 反射法データ解釈スキルの向上などが示された。
平成 26 年度・27 年度は「地熱貯留層探査技術」フェーズ１として、上記課題の解決に向けた実証試験が鹿児島県指宿市・山川地熱地域において実施された。実証試験では地熱貯留層構造の可視化を目的とする 3 次元弾性波探査が実施され、貫入する石英安山岩の形状や断裂系を示唆する面構造の抽出に成功した。そして平成 28 年度・29 年度の「地熱貯留層i

探査技術」フェーズ２では、山川地域での弾性波探査と他の物理探査データの統合解析による 3 次元地質モデル構築のワークフローを提示し、岩相や温度構造のモデル作成の事例を示した。また、宮城県大崎市・鬼首地熱地域における第 2 回の実証試験を実施し、山岳地域での準 3 次元的弾性波調査の有効性を示した。
本ガイドブックには、5 ヵ年の地熱貯留層探査技術開発で得られた最新の知見や事例研究
が、弾性波探査の基礎的事項の解説とともにまとめられている。1 章では地熱貯留層探査における弾性波探査の役割について、断裂系の可視化、地質モデルの高精度化、経済的価値の観点から解説した。2 章は地熱資源探査における弾性波探査の適用事例として、地熱貯留層探査技術開発で実施した既存データ再処理と実証試験の弾性波探査の記録例を紹介した。
3 章～7 章では弾性波探査に関わる業務に携わる実務者の参考となるよう、実証試験における弾性波探査データ取得、データ処理、断裂系の評価、多種物理探査統合解析、地質総合
解釈の概要を紹介した。さらに別添として、弾性波探査の基礎的事項、弾性波探査法用語
解説、弾性波探査の調査費用についての資料を巻末にまとめた。本書が地熱資源の探鉱・開発の一助となることを祈念する。
平成 30 年 3 月
独立行政法人石油天然ガス・金属鉱物資源機構ii

内容
はじめに .................................................................................................................................. i
1. 地熱貯留層探査における弾性波探査の役割 ................................................................... 1-1
1.1 地熱貯留層探査技術開発の目的 ............................................................................... 1-1
1.2 弾性波探査とは ......................................................................................................... 1-4
1.2.1 弾性波探査の種類............................................................................................... 1-4
1.2.2 反射法探査の種類と特徴.................................................................................... 1-5
1.2.3 屈折波・広角反射波を用いる解析法の種類と特徴............................................ 1-6
1.2.4 地熱地域における準 3 次元的弾性波探査 .......................................................... 1-8
1.3 反射法地震探査による断裂の可視化 ...................................................................... 1-12
1.4 地熱開発における地質モデルとその役割 ............................................................... 1-17
1.4.1 地質モデルとは ................................................................................................ 1-17
1.4.2 地質モデルビルディング.................................................................................. 1-18
1.4.3 地質モデルの利用............................................................................................. 1-19
1.5 地熱地域への弾性波探査の適用 ............................................................................. 1-20
1.5.1 弾性波探査の利用場面 ..................................................................................... 1-20
1.5.2 弾性波探査にもとづく地熱システム評価の業務フローチャート.................... 1-21
1.5.3 弾性波探査の経済性 ......................................................................................... 1-22
参考文献（1 章） ........................................................................................................... 1-23
ウェブサイト（1 章）.................................................................................................... 1-25
2. 地熱資源探査における弾性波探査の適用事例 ............................................................... 2-1
2.1 既往記録への最新処理技術の適用結果概要 ............................................................. 2-1
2.1.1 平成 6 年取得の葛根田データ再解析事例 .......................................................... 2-1
2.1.2 平成 8 年度取得の大霧データ再解析事例 .......................................................... 2-8
2.1.3 平成 12 年度取得の秋ノ宮データの再解析事例............................................... 2-10
2.2 実証試験の概要 ....................................................................................................... 2-17
2.2.1 平成 27 年取得の山川データの解析事例.......................................................... 2-17
2.2.2 平成 29 年取得の鬼首データの解析事例.......................................................... 2-31
2.2.3 残された課題 .................................................................................................... 2-53
参考文献（2 章） ........................................................................................................... 2-54
3. 実証サイトでの弾性波探査データ取得 .......................................................................... 3-1
3.1 調査実施期間............................................................................................................. 3-1
3.2 事前準備 .................................................................................................................... 3-2
事前準備の流れ ............................................................................................................ 3-2iii

測線計画 ....................................................................................................................... 3-2
現地踏査 ....................................................................................................................... 3-2
調査実施計画 ................................................................................................................ 3-3
地元交渉・周知 ............................................................................................................ 3-3
許可申請 ....................................................................................................................... 3-3
関連法令と主な関係先 ................................................................................................. 3-9
3.3 事前調査 .................................................................................................................. 3-10
浅層屈折法調査 .......................................................................................................... 3-11
ノイズスプレッド調査 ............................................................................................... 3-14
3.4 反射法調査 .............................................................................................................. 3-18
H27 年度実証試験反射法データ取得......................................................................... 3-19
実証試験データの CMP 属性 ..................................................................................... 3-25
フィールドテスト....................................................................................................... 3-26
既往発振記録との比較 ............................................................................................... 3-28
参考文献（3 章） ........................................................................................................... 3-29
補遺（3 章） .................................................................................................................. 3-31
A3-1 実証試験（山川地域）における浅層屈折法調査仕様 .................................... 3-31
A3-2 実証試験（山川地域）におけるノイズスプレッド調査仕様 ......................... 3-31
A3-3 実証試験（山川地域）における反射法調査仕様............................................ 3-33
A3-4 実証試験（鬼首地域）における弾性波探査の適用性検討 ............................. 3-36
A3-5 混合振源調査における各振源からの寄与....................................................... 3-39
4. 実証試験における弾性波探査データ処理 ...................................................................... 4-1
4.1 反射法・屈折法統合解析 .......................................................................................... 4-1
4.1.1 解析の流れ.......................................................................................................... 4-1
4.1.2 屈折初動走時読み取り ....................................................................................... 4-2
4.1.3 初期モデルランダム化による屈折トモグラフィー............................................ 4-3
4.1.4 屈折トモグラフィーにおける表層補正結果の適用............................................ 4-6
4.2 2 次元測線と 3 次元測線の比較 ............................................................................... 4-10
4.2.1 2 次元測線の概要 .............................................................................................. 4-10
4.2.2 3 次元測線の概要 .............................................................................................. 4-12
4.2.3 2 次元測線と 3 次元測線の記録の比較 ............................................................. 4-12
4.3 LVL 調査データに基づく静補正の適用 .................................................................. 4-15
4.3.1 表層補正における表層速度の影響 ................................................................... 4-15
4.3.2 表層速度分布の地球統計学的推定 ................................................................... 4-17
4.4 複合型ノイズ抑制処理 ............................................................................................ 4-24
4.4.1 ノイズの分類 .................................................................................................... 4-24
iv

4.4.2 準 3 次元記録におけるノイズ抑制の事例 ........................................................ 4-27
4.5 5-D 内挿 ................................................................................................................... 4-31
4.5.1 5-D 内挿における重要パラメータ .................................................................... 4-31
4.5.2 5-D 内挿処理結果比較 ...................................................................................... 4-31
4.6 深度変換 .................................................................................................................. 4-33
4.6.1 深度変換速度の作成 ......................................................................................... 4-33
参考文献（4 章） ........................................................................................................... 4-35
5. 実証試験データを用いた断裂系の評価 .......................................................................... 5-1
5.1 3 次元地質モデル構築 ............................................................................................... 5-1
5.2 ジオメトリカルアトリビュート解析 ........................................................................ 5-2
5.2.1 解析の目的.......................................................................................................... 5-2
5.2.2 コヒーレンス解析............................................................................................... 5-2
5.2.3 面構造強調処理 .................................................................................................. 5-3
5.2.4 Dip / Dip Azimuth アトリビュート ................................................................... 5-9
5.2.5 Curvature アトリビュート............................................................................... 5-10
5.2.6 面構造の見掛けについて.................................................................................. 5-13
5.2.7 反射波振幅にもとづく面構造の評価 ............................................................... 5-19
参考文献（5 章） ........................................................................................................... 5-21
6. 実証試験データを用いた多種物理探査統合解析............................................................ 6-1
6.1 弾性波探査をガイドとする MT / 重力 / 磁気データの 3 次元逆解析 .................... 6-1
6.1.1 ガイド付き 3 次元逆解析のワークフロー .......................................................... 6-1
6.1.2 山川地熱地域における物理探査データ .............................................................. 6-2
6.1.3 ３次元逆解析のパラメータ ................................................................................ 6-3
6.1.4 制約なし 3 次元逆解析（3DUCI）のための初期モデル構築 ............................ 6-4
6.1.5 制約なし 3 次元逆解析（3DUCI）の結果 ......................................................... 6-4
6.1.6 ガイド付き 3 次元逆解析（3DGI）のための初期モデル構築 ........................... 6-6
6.1.7 ガイド付き 3 次元逆解析（3DGI）の結果 ...................................................... 6-10
6.1.8 3 次元逆解析結果の比較 ................................................................................... 6-13
6.1.9 まとめと課題 .................................................................................................... 6-16
6.2 山川地域の坑井記録にもとづく岩相と岩石物性 .................................................... 6-17
6.2.1 クロスプロット解析の概要 .............................................................................. 6-17
6.2.2 クロスプロット解析の結果 .............................................................................. 6-17
6.2.3 まとめ ............................................................................................................... 6-22
6.3 統合解析にもとづく 3 次元地質モデル構築 ........................................................... 6-23
6.3.1 多種物理探査データの統合解析 ....................................................................... 6-23
6.3.2 クロスプロット解析による岩相区分 ............................................................... 6-33v

6.3.3 マルチアトリビュート解析技術を用いた温度構造の推定............................... 6-36
6.3.4 ニューラルネットワーク手法を用いた温度構造の推定 .................................. 6-43
6.3.5 地質モデルの 3 次元可視化 .............................................................................. 6-44
6.3.6 まとめ ............................................................................................................... 6-49
参考文献（6 章） ....................................................................................................... 6-49
7. 地質解釈.......................................................................................................................... 7-1
7.1 山川地域の地質解釈.................................................................................................. 7-1
7.1.1 地質概要 ............................................................................................................. 7-1
7.1.2 三次元弾性波探査データの解釈 ......................................................................... 7-4
7.1.3 各種物理探査データの検討 .............................................................................. 7-11
参考文献（7 章） ........................................................................................................... 7-27
巻末資料
別添 1 弾性波探査の基礎的事項
別添 2 弾性波探査法用語解説
別添 3 弾性波探査の調査費用について

vi

1. 地熱貯留層探査における弾性波探査の役割
1.1 地熱貯留層探査技術開発の目的地熱開発では地熱貯留層から取り出す熱水・蒸気の上限を決めた開発が必要であり、地表から深部に至る地下水流動の把握が重要とされている。特に国内地熱地域の多くは山岳地域に存在し、その大半が断裂型貯留層であることから、地熱流体の流動・貯留の場となる断裂系を探査・評価する技術がとりわけ重要である。国内地熱地域での構造調査はこれまで、
重力探査、MT 探査、磁力探査が主に用いられてきた。しかしながら分解能の限界から、地下深部の割れ目の位置を空間的に捕捉することが容易ではなく、坑井掘削が失敗する例が散見された（図 1-1）
。国内地熱開発における坑井掘削費用は開発費全体の約 3 割に上るほか、開発の初期段階における掘削成功率は 3 割程度に留まっているといわれる。JOGMECが実施する「地熱貯留層探査技術」では地下構造探査の精度の向上を図るため、断裂構造の可視化技術の獲得を目標に弾性波特性を用いた断裂系探査技術の開発が平成 25~29 年度の5 カ年間行われた。
反射法地震探査は石油・天然ガスの探鉱の際に一般的に用いられる代表的な弾性波探査
手法の一つである。反射係数の分布に基づいて地下の構造や物性を推定する本手法は、他の物理探査手法に対し分解能が高いという特徴があり、地表から 1 km を超す深度の地質状況
を、数十 m 程度の分解能で捉える可能性を持った手法である。近年は 3 次元探査技術の発展が著しく、地質状況の 3 次元的な可視化も可能となった。この手法を地熱探査に応用することにより地下の断裂構造が可視化され、地熱貯留層構造を高精度に把握することが可能になると期待されている。図 1-2 に示される反射法記録には、平成 25 年度 JOGMEC「地熱貯留層探査技術における弾性波探査の現況調査」において、既存の鹿児島県・大霧地域のデータに対して最新ノイズ抑制手法を複合適用した結果が既存の記録と比較されている。
現在の技術の適用により地熱貯留層を形成する銀湯断層の位置が明瞭となったことが示されている。平成 27 年度には、鹿児島県指宿市の山川（やまがわ）地熱地域において弾性波探査技術の実証試験が実施され、図 1-3 に示される国内初となる地熱地域での 3 次元弾性波探査により、同地熱地域の断裂系を示唆する面構造（図 1-4）が抽出され、地熱貯留層の詳細把握に対する有効性が確認された。この結果を受けて平成 29 年度には山岳地域での 3
次元的地質状況把握を目指した第 2 回実証試験が宮城県大崎市・鬼首地熱地域において実施されている。
アクセス路が限られる山間部では森林作業用の林道や網路も利用した準 3 次
元配置（図 1-5）によるデータ取得が実施された。

1-1

図 1-1 地熱貯留層探査技術開発の課題と目標

図 1-2 大霧地域既往弾性波探査の再処理断面1-2

図 1-3

平成 27 年度地熱貯留層探査技術実証試験（山川地域）の反射法調査測線図

図 1-4

山川地域の 3 次元反射法記録に面構造強調処理結果（Fault likelihood）およびMT 法比抵抗構図を透過表示

1-3図 1-5

鬼首地域での準 3 次元調査測線

1.2 弾性波探査とは
1.2.1 弾性波探査の種類
弾性波探査とは弾性波を用いて地下の構造を調べる物理探査技術の一つであり、地熱開発で普及している AE・微小地震観測といった受動的探査法のほか、人工振源を用いる能動的探査法として、反射法地震探査や屈折法地震探査がある。人工振源により発生させた振動は地中を伝播し、地層の境界面で反射または屈折して、一部は再び地表に到達する。この際の地面の振動を多数設置した小型の地震計で観測し、データを解析することで地下の情報が得られる（図 1-6）
。反射波を用いて詳細な構造形態のイメージが得られる反射法地震探
査は、石油・天然ガスの探鉱・開発においては掘削ロケーションの選定や、繰り返し反射法
調査による貯留層内の流体挙動モニタリングなどに広く用いられている。また屈折法地震探査は、得られる地下の詳細な速度構造分布から、断層位置や岩相の推定などに利用されて
いる。

1-4

図 1-6 人工振源を用いた弾性波探査の概念図

1.2.2 反射法探査の種類と特徴
反射法調査には 2 次元地震探査および 3 次元地震探査と呼ばれる種類がある（表 1-1）。
2 次元地震探査は主に構造の概査に用いられる手法であり、直線状の測線において直下の反射記録が取得される。国内地熱地帯では 1959 年の松川地域での調査が最初の事例であり、その後、今日までに 30 件以上の調査実績がある。2 次元地震探査は受発振点が直線状の測線に集約されるため、浅部から深部まで比較的高い S/N 比の記録が得られる傾向がある。
また 10 km 以上の長大な測線の設定も可能であることから、地熱地帯の大局的構造把握にも有効と考えられる。一方、3 次元地震探査は主に精査の手法であり、面的な測線により地
下 3 次元空間の反射記録が取得される（図 1-7）
。国内地熱地域での適用例としては、NEDO
が 1990 年に実施した湯坪地域の例（ただし 1 km の測線を 12 本並べた小規模調査）と 2015
年の山川地域での実証試験に留まるが、海外ではイタリアのトラバーレ地熱地帯など、欧米を中心に適用事例が近年は増加している。3 次元地震探査はその特徴として最小数十 m からの空間分解能を持ち、物理探査の中では高い精度で構造評価が実施可能である。また、3次元データを用いた断裂系・異方性評価、岩相・岩質評価等はフラクチャーのジオメトリやマトリクス部の物性の予測を通じて、断裂型貯留層の生産シミュレーションで使用する二重孔隙率モデルや MINC モデルの構築に貢献できると期待される。

1-5

表 1-1

反射法地震探査の種類と特徴

図 1-7

3 次元弾性波探査の模式図

1.2.3 屈折波・広角反射波を用いる解析法の種類と特徴
地熱地域には火山地域特有の複雑な速度構造が一般に見られる。浸透性の高い火山性堆
積土の表層では、天水による風化の影響により 300 m/s に満たない低速度層が厚く発達する場合がある。熱水の影響は溶脱・添加といった化学作用により、低速度層や高速度層を形成しうる。貫入岩や溶結凝灰岩の弾性波速度は 4,000～5,000 m/s にも達する。
屈折波を用いる弾性波探査はこの様な複雑さを伴う弾性波速度構造の推定を目的に行われる。解析法には主に、屈折トモグラフィー解析などの屈折初動走時を用いるものと、屈折波（および広角反射波）の波形を用いる Full Waveform Inversion（FWI）解析の 2 つがある（表 1-2）。屈折トモグラフィー解析は、屈折波初動走時データを用いたインバージョン
解析であり、地下の地質状況を反映した大局的な弾性波速度分布が推定される（図 1-8）。
一方、FWI 解析は高精度の弾性波速度構造推定手法であり、反射法調査に準ずる高い分解能により、速度構造が推定される。図 1-9 は山川地熱地域を模したモデルによる屈折トモ
グラフィーと FWI の解析精度の比較実験結果が示されており、断裂の位置推定におけるFWI 解析の高い能力を見ることができる。
1-6

FWI 解析では高分解能記録を期待できる一方で、初期モデルへの強い依存性が知られて
おり、速度モデルの長波長成分を初期モデルとして与えることで解析精度が高まることが知られている。FWI 解析では初期モデルを得る目的で屈折トモグラフィーと併せて実施されることが多い。また、探査深度は両者とも展開長に対し 1/5～1/10 程度であることから、反射法の測線よりも広い展開で取得されたデータが必要である。ただし、データ取得の発振点・受振点間隔は反射法のそれよりも疎であっても大きな支障が無く、数百 m 毎の受発振点間隔でも推定精度が保たれることが実証試験等でのこれまでの検討から判明している。
反射法と屈折法の統合弾性波調査は近年、高精度の弾性波探査手法として利用が拡大しており、山川地域での実証試験では 3 次元屈折トモグラフィー解析、並びに FWI 解析が実施され、得られた弾性波速度モデルは反射法記録を解釈する際の傍証として、また、多種物理
探査データ統合解析における重要な物性値情報として利用されている。
表 1-2

屈折トモグラフィーの特徴

図 1-8

屈折トモグラフィー解析の例
1-7

図 1-9モデルデータを用いた屈折トモグラフィーと FWI の解析精度比較

1.2.4 地熱地域における準 3 次元的弾性波探査
弾性波探査の測線は、理想的には 2 次元測線では直線状に、3 次元調査では規則的な格子状に、受発振測線が設定されることが望まれる。国内地熱地域の多くは山岳部に位置し、その多くは自然環境の保全が求められる国立・国定公園内にかかるため、特に 3 次元弾性波探査の測線設定は困難であると考えられてきた。JOGMEC の「地熱貯留層探査技術」では、
このような地熱地域において地下空間を 3 次元的に評価するための弾性波調査法として、多様なアクセス路を利用する準 3 次元配置で行う反射法・屈折法統合探査に注目した。
山岳部では利用可能な舗装道路は限られるが、ここから枝分かれする林道、登山道、森林
林業道などが網目状に張り巡らされている場合がある。このようなアクセス路を活用し、3次元測線に準ずる測線配置（準 3 次元配置）が設定できれば、国内の地熱地域でも弾性波調査が実施可能と考えられる。
鬼首地域における第 2 回実証試験では栗駒国定公園の第 1 種特別区域内の登山道に、公園管理者の許可のもと受振・発振測線を設定し、数百グラムの火薬を使用した発振作業が実施されている。このようなデータ取得配置は深部については連続的な 3 次元反射法記録が得られるものの、浅部については重合効果の不足や浅部記録の欠損の影響が懸念される。この課題に対して近年は、反射面沿いに行うデータの均質化手法（5-D 内挿法（図 1-11）や共通反射面重合法（CRS 法）等）が利用可能になったことで、浅部反射法記録の改善を図ることが可能になった。また、屈折トモグラフィー解析や FWI 解析といった、反射波とは伝播経路が異なる屈折波を利用した解析手法の導入により、反射法記録の浅部欠損区間の情報を補完できる期待がある。
1-8

図 1-12 には第 2 回実証試験における準 3 次元弾性波探査の各種記録が示されている。反射法記録が取得されていない浅部の欠損区間の情報を、屈折トモグラフィー解析による速度構造が捉えられている様子が示されている。図 1-13 は 3 次元屈折トモグラフィー記録からの等深度断面と地熱兆候を比較した図面である。地熱変質帯の北側に高速度部が隣接して認められ、温度構造と速度構造との間には一定の関連性を認めることができる。準 3 次
元調査における屈折トモグラフィーは反射法記録の欠損区間を補完するだけでなく、岩石の物性情報をもたらし解釈の確度の向上に寄与する。地熱資源探査に適した探査法の一つと考えられる。

図 1-10

理想的な 3 次元測線配置と山岳地域での実施可能な準 3 次元配置の例

1-9図 1-115-D 内挿技術によるデータ均質化の効果

1-10図 1-12

鬼首地域における準 3 次元弾性波探査記録(a) 重合数マップ、(b) 断面位置図、(c) 重合前時間マイグレーション（PSTM）深度変換記
録、(d)サンプル毎の重合数分布、 (e) 屈折トモグラフィー解析による速度分布と、(f) 波線
密度をそれぞれ示す。

1-11

図 1-13

屈折トモグラフィーによる弾性波速度分布と地熱兆候分布の比較

1.3 反射法地震探査による断裂の可視化
反射法記録は、トレースと呼ばれる各地点の波形記録により構成される。反射法記録において断裂構造は、図 1-2・図 1-3 に示された大霧・山川各地域の例の様に、反射波列がトレース間で食い違う箇所として判定される。ここで、反射法断面における断層の見掛けは、断層に対する反射法断面の配置により変化する。例えば断層の高さや傾斜は、断層の走向に対し直交方向の反射断面では正しく表示されるが、断層の走向に対し斜交する測線では実際よりも低角の見掛けを持つ。よって 2 次元調査から 3 次元的な断裂系ネットワークを把握するには、複数の 2 次元測線を格子状に配置する必要がある。
任意の方向の断面を作成できる 3 次元地震探査では、断裂の位置・方位・傾斜・長さなどの幾何学特性の把握がより正確に可能となる。特に 3 次元マイグレーション処理による空間分解能の改善効果により、浅部であれば数十 m 程度の断層長を持つ小断層の判定が可能な場合がある。この様な小スケールの断裂は地熱地域においては無数に存在する場合があるが、サイスミックアトリビュートなどの解釈支援技術や 3 次元可視化技術が近年は利用可能であり、多数の断裂を俯瞰的に把握することも可能になっている。コヒーレンス解析は隣接するトレース間の波形の類似度を数値化する技術であり、断裂などの不連続構造が存在する位置は類似度が低い箇所（低コヒーレンス値の箇所）として認識することができる。
図 1-14 は平成 27 年度に実施された山川実証試験データに対するコヒーレンス解析結果（センブランス記録）であり、複数の坑井を通過するように抜き出した断面が、石英安山岩の貫入の上面サーフェイスと共に示されている。断面上のホライゾン（赤線）は南薩層群上部層上面の暫定解釈を示しており、貫入岩が位置する箇所は陥没構造の最深部付近にあた1-12

ることが分かる。センブランス記録における黒色の箇所が地質的不連続境界であり、縦方向に伸びる線状模様は断層を示唆する可能性がある。図 1-15 はセンブランス記録のサーフェイススライス表示であり、南薩層群上部層の上面構造沿いのセンブランス記録である。透過表示により南薩層群に貫入した石英安山岩の上面深度構造がカラーコンターにて示されている。山川地熱地域の主要な還元域においても断裂の存在を示唆する不連続構造が検出されている。
コヒーレンス解析等で検出された不連続構造の中から、面状に分布する構造を強調・抽出する技術が近年利用可能となった（熊野ほか, 2017）。Ant-Tracking (Pedersen et al., 2002)
や Fault Likelihood (Hale, 2013) は、代表的な面構造強調処理手法である。図 1-16 は山川地域の 3 次元反射法記録への適用例であり、断裂を示唆する面構造が明瞭かつ客観的に提示されている。図 1-17 に示される貫入岩周辺部の拡大図には、複数の卓越方位を持つ面状構造が連結する状況が示されており、断裂の複雑なネットワークの存在を示唆する。
図 1-18 は鬼首の準 3 次元調査の反射法記録に対し Fault Likelihood を適用し、既往調査から推定されている断裂系と比較したものである。調査手法により確度、分解能、スケー
ルは異なるが、随所に調和的な箇所が認められている。上段のパネルに統合されている空中重力偏差法の 3 次元逆解析から得られた密度異常モデルは、面構造と密度変化の対応関係
から、構造や岩相変化の推定に利用される。本記録では F3 と F4 の電気探査（シュランベ
ルジャー法）による推定断層に挟まれるブロックの高密度異常がホルスト状の構造を示唆するほか、北部および西方の低密度異常域が陥没構造を表現している。一方、下段のパネルには一定深度区間の反射波のエネルギーを示す振幅アトリビュート（Energy）が統合表示されている。振幅エネルギーの変化は岩相変化を示す場合があるほか、断層近傍での振幅の減衰を表現している可能性がある。本記録では振幅の減衰が青色で表現されており、面構造に沿った振幅エネルギー減衰が顕著な箇所がエリアの中央部付近に分布している。反射波の振幅が断裂沿いで減衰しているのであれば、断層系や断層帯の発達を示す可能性がある。
以上のように、反射法記録にもとづく面構造解析は分解能の高い断裂系情報を提供する。そして他の物理探査情報やサイスミックアトリビュートと組み合わせることで、より詳細な
地下情報を得ることが可能となる。

1-13

図 1-14

3 次元反射法記録におけるコヒーレンス解析による断裂分布推定。
（左）坑井通過反射法断面。
（右）コヒーレンス解析により求めたセンブランス記録。反射法記録における不連続構造において低値（黒）を示す。断面上のホライゾン（赤線）は南薩層群上部
層上面を示す。

図 1-15南薩層群上部層上面についての断裂分布推定。坑井における大規模逸水箇所（Major loss zone。参照 Okada et al., 2000）には断裂の存在を示唆する低コヒーレンス
値の線状構造が見られる。同様の不連続構造の可能性を示す値は各所に分布することが判
明した。

1-14

図 1-16 センブランス記録と面構造強調記録の比較（青木ほか, 2017）

図 1-17

貫入岩周辺部における面状構造の連結状況

色（赤、緑、青）は面構造の方位の違いを示す。

1-15

図 1-18

鬼首地域における面構造解析結果の等深度断面と既往調査から推定される断裂系の比較。上下のパネルにはそれぞれ（上）密度異常、（下）振幅アトリビュート（Energy）
が統合表示されている。

1-16

1.4 地熱開発における地質モデルとその役割
1.4.1 地質モデルとは地質モデルとは、地下について問題にしている事象を抽出し、単純化・模式化したものをいう。近年は 3 次元可視化技術を利用し、コンピュータ上に作成される 3 次元地質モデルも一般的になった。地質モデルと共に物理検層や物理探査の各種記録、解釈された断層・地質・貫入岩の形状、推定された岩相や物性値が統合表示されることで、地下空間の理解が促される。坑井掘削ロケーションや坑井配置の検討の場面で 3 次元地質モデルを利用すれば、迅速かつ適切な意思決定に役立つほか、流体流動シミュレーションで使用する貯留層モデ
ルへの入力情報として利用することによって、より高精度な流体挙動予測が実現する期待がある。
図 1-19 は弾性波探査に基づく実証試験サイトの地質モデルの例である。ここには地震探査記録より抽出された地層や貫入岩体上面の形状、断裂を示唆する面構造のほか、MT 法や重力探査など他の物理探査から推定された地下のモデル、マルチアトリビュート解析より推定された温度構造など、多様な情報が 3 次元的に統合表示されている。

1-17

図 1-19

山川地熱地域の 3 次元地質モデルの例（持永ほか, 2017）

1.4.2 地質モデルビルディング
地質モデルの構築は地震探査データ解釈のための会話型解釈システムや地質モデルビル
ダなどのソフトウェアを利用して作成が行われる。従来の反射法記録の解釈は紙に印刷された（あるいはプロッター出力された）反射記録断面図に色鉛筆（と消しゴム）で反射波を追跡するのが普通であったが、1 つの 3 次元弾性波調査には千枚を超える反射法断面が含まれており、従来の解釈方法では膨大な作業時間がかかってしまい現実的ではなかった。会話型データ解釈システムやモデルビルダには解釈支援機能が含まれており、反射法断面に対して既存の地質情報（坑井データなど）を重ねた表示や、特徴的な反射面や断層面を自動抽出が可能である。さらに垂直断面図だけではなく、タイムスライスや任意の方向に切った断面図、あるいは 3 次元的な鳥瞰図などいろいろな方向から構造解釈を検討することが可能になり、解釈の精度も大きく向上することとなった。近年はグラフィックス機能の向上に伴1-18

いパソコンでも利用できる 3 次元可視化機能が充実してきている。反射記録断面や解釈ホライゾン、断層などの 3 次元的な表示により、実際に地下に潜って地層や断層を見ているようなバーチャル･リアリティ的な効果を得ることもできるようになった。また 3 次元地震
探査データボリュームのオパシティー（Opacity：不透明度）を変えて表示することにより、
例えば強振幅の岩体を抽出するといったことも可能となった。解釈システムには高機能の市販の製品（例えば Schlumberger Petrel,

HIS Kingdom, DUG Insight など）にくわえて、オープンソースによるフリーのソフトウェア（例えば OpendTect）なども近年は利用可能である。

1.4.3 地質モデルの利用
地質モデルの利用法の一例として、坑跡沿いの断裂帯通過位置を予測した例を示す。図1-20 には温度と岩相のモデルに対し、2 本の仮想の坑井（Well A、Well B）が示されており、それぞれの坑跡に沿って地震探査記録の面構造解析から抽出された断裂を示唆する箇所が表示されている。精度の高い 3 次元地質モデルに基づき坑跡や坑井配置を検討することは、掘削成功確率の向上とともに、掘削作業の安全性の向上にも寄与すると考えられる。

1-19

図 1-20

3 次元地質モデルに基づく坑跡沿いの断裂帯通過位置予測

1.5 地熱地域への弾性波探査の適用
1.5.1 弾性波探査の利用場面
地熱開発における弾性波探査の利用場面には大きく 3 つが考えられる。1 つめは 2 次元
地震探査を用いた概査であり、比較的長い測線を用いて構造の概要を調査したり、断層の有無を確認したりするなど、目的を絞った利用が考えられる。2 つめは測線密度の高い 2 次元
調査や 3 次元調査による精査であり、開発エリアの地質状況の詳細把握を目的として利用される。ここでは 3 次元的な構造評価、断裂系・異方性評価、岩質・岩相評価が行われる。
そして 3 つ目の利用場面としては繰り返し地震探査による貯留層モニタリングが挙げられ1-20

る。石油天然ガス開発分野では貯留層管理手法として一般的に利用されているが、地熱フィールドでの適用例は現時点で報告されていない。
表 1-3 に弾性波探査に基づく評価作業工程を例示した。開発初期に高品質の反射法記録を取得し、3 次元地質モデルを早期に構築することで、坑井掘削における地質リスクの早期低減が実現される。
表 1-3

弾性波探査データに基づく地熱地域の評価作業モデルケース

1.5.2 弾性波探査にもとづく地熱システム評価の業務フローチャート
実証試験は 2 つの地熱地域において、それぞれ新規の弾性波探査データ取得を実施し、最新のデータ処理・解析技術の適用と、既往の物理検層および物理探査データと併せた統合解析を通して、総合的に断裂系の評価と地熱系モデルの検討を行った事例となった。ここでの業務のフローチャートを表 1-4 に示す。データ取得における測線計画は半年から 1 年が必要であり、実証試験規模の調査では、観測実施の概ね 1 年前より測線の原案設計が行われている。データ処理と総合解析・解釈はそれぞれ、2 次元調査では 3 ヶ月、3 次元調査では半年程度の期間が必要である。他の物理探査手法に対して、調査実施から解析結果が得られるまでの期間が長いという特徴がある。
1-21

表 1-4

弾性波探査データ取得から地熱システム評価に至る業務のフローチャート

1.5.3 弾性波探査の経済性
平成 25 年度に実施された専門家や地熱事業者に対する弾性波探査の利用状況についての聞き取り調査（島田他, 2014）では、反射法地震探査をこれまで実施しなかった理由として、コストの高さを一番にあげる事業者が少なくなかった。また同率で、反射法地震探査の地熱地帯への適用効果が不明であるとの理由が挙げられていた。一方で、掘削ターゲットの選定
や他の物理探査結果（重力/電磁探査等）と組合せて解釈することで、透水性まで含めて判断できる可能性や、掘削費用の削減効果が期待できるのであれば、億単位のコストを投入す
る価値もあるとの意見も聞かれた。
近年の地熱地帯における弾性波探査の適用事例には、平成 25 年実施の大霧地域記録の再処理（青木ほか, 2014）や、平成 26 年度に新規取得された八甲田北西地域の反射法調査（安藤・原, 2015）、そして JOGMEC の実証試験（青木ほか, 2017）などがあり、いずれも断裂
系把握に対する弾性波探査の有用性が示されている。また、反射法記録と物理検層の対比による地質学的解釈の事例としては水谷（2012a, b）などがあり、地熱資源開発に有益な地質情報を弾性波探査が齎すことが示されている。
弾性波探査は地熱開発の経済性の改善に寄与する場合がある。図 1-21 は 3 次元弾性波探査の有無で開発コストが異なることを示した図であり、縦軸がフィールド開発の総コスト
1-22

を、横軸が掘削坑井数を示している。弾性波探査に掛かるコストについては別添 3 に幾つかの例を示したが、3 次元的な調査の実施には、坑井掘削費の半分～同額程度が必要となる。
弾性波探査を実施するフィールドの初期コストは、実施しない場合と比べて、調査費の分だけ大きくなるが、弾性波探査記録を活用し坑井掘削の成功数を高められれば、総コストはいずれ逆転する。つまり、緑色で示される範囲が弾性波探査により生み出された価値であり、フィールド開発の進展とともに増大する。フィールド開発費の抑制効果は、早期に弾性波探査を実施するほど高いと考えられる。

図 1-21

地熱フィールド開発における弾性波探査の役割（after Cordsen et al, 2000）

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青木直史・新部貴夫・佐藤馨・寺西陽祐・三浦卓也・持永尚子・原 彰男・熊野裕介・中田守・福田真人・毛利拓治 (2017): 山川地熱地域における 3 次元弾性波探査フィールド
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1-23

安藤賢一・原 彰男（2015）: 平成 26 年度事業成果報告会「助成事業における探鉱事例：
八甲田北西地域での反射法弾性波探査の適用」，JOGMEC 地熱資源情報「イベント・報告会資料一覧」,

http://geothermal.jogmec.go.jp/report/briefing.html, (accessed

2016/3/31)
岩崎貴哉・佐藤比呂志・平田 直・伊藤谷生・森谷武男・蔵下英司・川中卓・小澤岳史・一ノ瀬洋一郎・坂 守・武田哲也・加藤 亘・吉川 猛・在田一則・高波鉄夫・山本明彦・
吉井 敏尅・井川 猛，2001，日高中軸帯北部における反射法地震探査，東京大学地震研究所彙報，76，pp115-127,
http://repository.dl.itc.u-tokyo.ac.jp/dspace/handle/2261/13209，(accessed 2016/3/31)
熊野裕介・中田 守・玉川哲也・青木直史・毛利拓治 (2017): 山川地熱地域における 3 次
元弾性波探査データのジオメトリカルアトリビュート解析による断裂系評価, 物理探査,
70,142-152.
島田忠明・藤本顕治・福田真人・當舎利行（2014）: 平成 25 年度事業成果報告会「技術開発事業 地熱貯留層評価・管理技術 / 地熱貯留層探査技術」，JOGMEC 地熱資源情報「イベント・報告会資料一覧」,

http://geothermal.jogmec.go.jp/report/briefing.html,(accessed 2016/3/31)
福田真人・青木直史（2016）: GNS Science International Limited とのワークショップ「3次元弾性波探査

Demonstration Field Experiment of Three-Dimensional Seismic

Survey in the Yamagawa Geothermal Field」，JOGMEC 地熱資源情報「イベント・報告会資料一覧」,

http://geothermal.jogmec.go.jp/report/event_160602.html,(accessed 2016/6/17)
水谷滋樹(2012a) 秋ノ宮地熱地帯に於ける反射法弾性波探査データの再解釈. 物理探査学
会学術講演会論文集, 56.
水谷滋樹(2012b) 秋ノ宮・山葵沢地熱地帯に於ける弾性波探査と物理検層の対比と地質学的解釈. 日本地熱学会誌, 34(1), 21-35.
持永尚子・青木直史・毛利拓治 (2017) : 山川地熱地域における統合解析による 3 次元地質
モデル構築，物理探査学会第 137 回学術講演会講演論文集.
Cordsen, A., Galbraith, M., Peirce, J. (2000): Planning land 3-D seismic surveys: Societyof Exploration Geophysicists, Geophysical Developments Series No. 9, 204 p.
http://www.academia.edu/8575607/Planning_Land_3-D_Seismic_Surveys, (accessed
2016/3/31)
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Pedersen, S. I., Randen, T., Sonneland, L., and Steen, O. (2002): Automatic 3D Fault
Interpretation by Artificial Ants, 64th Meeting, EAEG Expanded Abstracts.

1-24ウェブサイト（1 章）
地熱資源情報, 独立行政法人石油天然ガス・金属鉱物資源機構, http://geothermal.jogmec.go.jp/index.html

1-25

2. 地熱資源探査における弾性波探査の適用事例
2.1 既往記録への最新処理技術の適用結果概要
平成 25 年度実施の「『地熱貯留層探査技術』における弾性波探査の現況調査」（岡部ほか,
2014）では、図 2.1-1 に示される 3 地域（4 調査）の 2 次元弾性波探査データに対する再処理・再解析が実施された（青木ほか, 2014）。ここでは調査実施時にはまだ実用段階にはなかった、図 2.1-2 に示す最新のデータ処理・解析技術についての適用試験が行われた。

図 2.1-1

平成 25 年度実施の再処理・再解析測線

図 2.1-2

再処理・再解析の要点

2.1.1 平成 6 年取得の葛根田データ再解析事例(1) 調査概要
葛根田地域は断層や褶曲活動に伴った複雑な地質構造を呈する（図 2.1-3）。地熱貯留層
は、断層や褶曲に伴うフラクチャー、デイサイトの貫入沿辺部、および葛根田花崗岩が貫入する先第三系に形成されている。表層には、鳥越ノ滝付近でデイサイトの貫入および溶岩が、それ以東では玉川熔結凝灰岩および新期火山岩類が露出する。
2-1

調査は葛根田渓谷に沿った県道および葛根田地熱発電所敷地内に全長約 9 km の測線が設定され、P 波バイブレータを使用し実施された（NEDO, 1995）。葛根田地区特有の複雑な地下構造に対応するために、同一発振点で異なる 2 種類のスイープ周波数（ 6～40 Hz，
20～70 Hz ）で発振され、浅部および深部からの反射がそれぞれ取得されている。受振点
間隔 10 m に対し、発振点間隔は 20 m が設定された。

図 2.1-3

H6 葛根田測線と地質概要(2) 発振記録例
各発振記録はチャネル数 600 を使用し取得された。図 2.1-4 にその発振記録例を示す。
計測作業は日中の工事車両ノイズを避けるため夜間に実施されている。初動は測線全体において明瞭である。ただし、反射波については振源起因ノイズや屈折多重反射波に被覆されており、必ずしも明瞭ではない。屈折トモグラフィー解析の入力データとなる初動走時の読み取り値が図 2.1-5 に示されており、測線の両端における発振記録では約 6 km のオフセッ
トを持つ記録の初動走時まで読み取られている。当時は受振器の機材数の制約があり、1,000 ch を越す調査はまだ行われていなかった。そのため、長測線では受振器の展開移動を行いながらデータ取得が行われており、本調査測線の東側の受振点ではロングオフセッ
トの初動走時データは取得されていない。

2-2

図 2.1-4

図 2.1-5

H6 葛根田測線と発振記録例

屈折トモグラフィー解析のための初動走時の読みとり値(3) 屈折トモグラフィーと反射法記録の比較
屈折トモグラフィー解析による弾性波速度分布を反射法記録に重ねた統合断面を図
2.1-6 に示す。本調査測線は、図 2.1-7 のオフセットダイアグラムに示されるように、屈折
トモグラフィー解析で必要とされるロングオフセット記録が、最大 6 km 程度まで取得され2-3ている。このため測線中央では地表から 1～1.5 km ほどの弾性波速度分布が推定されている。屈折トモグラフィーの解析手法には、初期モデルへの依存性が抑えられた速度構造推定が行われている。また反射法記録についても図 2.1-7 の重合数のダイアグラムから分かる
ように、測線中央（CMP400-900）付近では 200 を超す高い重合数が確保されている。
反射法記録からは北西側に構造的高まりがあり、南東に向けて傾斜する様子が伺われる。
基盤岩類あるいは花崗岩が想定される深度にはを連続性の乏しい反射イベントを断続的に確認できる。
反射法記録上に示される暫定的な構造解釈からは、北西側に構造的高まりがあり、南東に向けて傾斜する様子が伺われる。ホライゾンは断層により不連続となっている。断層は必ずしも明瞭ではなく解釈の任意性は高いが、北西側の構造的高まりには多数発達する様子が見られる。深部には貫入岩を示唆する強振幅が随所に認められる。一方、屈折トモグラフィ
ー記録においても不均質速度構造が顕著である。浅部の北西側には高速度層が現れており、反射法記録と調和的である。更に地質断面に示される浅部の貫入岩、溶岩、および溶結凝灰岩類と関連する高速度域も捉えられている。弾性波速度分布と反射法記録の震探相の変化には調和的な箇所が認められ、反射法記録の構造や岩相の解釈の傍証として役立つと考えられる。ただし、本調査測線は屈折法のために設定されたものではないことから、測線の両端での深部の情報が乏しい。より深部の速度情報を推定するためには測線を延長し、ロング
オフセット記録の初動走時取得を実施する必要がある。

2-4

図 2.1-6

弾性波探査記録（反射法および屈折トモグラフィー記録）と地質断面の比較※解釈は震探に基づく暫定的なものである点に注意。

2-5

図 2.1-7

CMP Bin 属性および発振点-受振点展開状況を示すダイアグラム

2-6

(4) 深部反射イベントの抽出
微弱な深部反射波の抽出するための処理（共通反射面（Common Reflection Surface ま
たは CRS）重合法(Jäger et al, 2001)）の適用試験を行った。図 2.1-8 (a)は比較のため作成された CMP 重合断面であり、連続性の低い反射イベントが見え隠れしている。一方、
図 2.1-8 (c)のこの処理を適用した重合記録は、CMP 重合記録（図 2.1-8 (a)）の S/N 比が改善され、自然なコントラストになっている。

図 2.1-8共通反射面重合法の適用例

2-7

2.1.2 平成 8 年度取得の大霧データ再解析事例(1) 調査概要
大霧地域で想定される地質断面図（児玉・中島, 1988）を図 2.1-9 に示す。地質層序は、上位から順に古期白鳥溶岩、高原砂礫層、栗野溶岩、佐賀利溶岩、牧園溶岩、えびの溶岩、
飯野溶岩、霧島熔結凝灰岩類であり、四万十層群が基盤であると考えられている。北西―南
東方向に切る幾つかの断層が存在しており、銀湯断層と白水越断層には良好な地熱貯留層が形成されている。
弾性波探査は地質構造および銀湯断層等の地熱貯留層を形成する断裂の検出を目標に実施された（NEDO, 1997a）。調査地域一帯は霧島火山群の麓の山岳地帯であり、設定された5 本の調査測線（合計 17.9 km）は車両の通行が可能な道路およびその周辺に限定されたため、著しく屈曲している。受振点は道路に沿って一定間隔で配置可能であった一方、発振点については道路状況に応じて設定されている。標高差は調査域内で最大 400 m に及んだ。
データ取得は P 波振源を用いて行われた。調査方法は、バイブレータを振源とする反射法
地震探査で、スイープ周波数（8～45 Hz）で発振された。

図 2.1-9

H8 大霧調査の１測線と地質概要

2-8

(2) 発振記録例
図 2.1-10 に測線図と発振記録例を示す。振源起因のコヒーレントノイズが顕著である。
屈折多重反射波も強く現れており、表層付近に強い速度コントラストがあることが想定される。卓越周波数は全体的に低く、高周波成分の減衰が顕著であることが疑われる。北西部の記録の屈折波初動に注目すると、原点走時（緑線の左端）の値が 500 ms もの値を示している。これは発振点付近の表層が厚く発達することを示唆する。ファーオフセット側でバッ
クグラウンドノイズの影響が相対的に大きい。

図 2.1-10

H8 大霧調査測線図と発振記録例(3) ノイズ特性に準拠したノイズ抑制
取得した反射記録に卓越するノイズの特性を把握し、その特性に合わせたノイズ抑制処理を適用した例を図 2.1-11 に示す。反射波が強調されている様子が伺える。また、既往の反射法記録との比較が図 2.1-12 に示されている。それぞれマイグレーション処理を行った記録である。既往記録よりも反射イベントが明瞭になったことで、反射面に不連続が生じている箇所として断層を認識しやすくなる改善が認められる。
2-9

図 2.1-11

図 2.1-12

複合型ノイズ抑制処理前後比較

大霧 1 測線における新旧断面の比較

2.1.3 平成 12 年度取得の秋ノ宮データの再解析事例(1) 調査概要
雄勝-秋ノ宮地域には多数の断層が発達し、全体に地累-地溝構造を呈する。地熱開発促進
2-10

調査プログラム調査 C から基盤岩上面深度は、測線北東部で 200~300 m、南西部で 1,500m 以上になると推定されている。基盤岩隆起帯に掘削された 1,000m 級の坑井では、深度約 300m 以深（標高 300 masl）に白亜紀花崗岩閃緑岩が確認されている。
再解析は 2 つの反射法データを結合した測線に対し実施された。雄勝データは平成 10 年度に財団法人電力中央研究所の高温岩体発電実験場の周辺の基盤構造および速度構造の把握を目的に同研究所により取得されたものである（鈴木ほか, 1998）。一方、秋ノ宮データ
は、NEDO が実施した「平成 12 年度地熱探査技術等検証調査貯留層変動探査法開発テーマ
4 地震波探査法開発」（NEDO, 2001b）において取得されたものである。弾性波速度構造変化調査法開発に関連して、秋田県秋ノ宮地域における長期噴出試験の実施前のベースライン調査として実施された反射法弾性波探査であり、貯留層周辺の反射イベントを検出して地熱貯留層との関連性について検討するとともに、モニタリング調査のための初期データとすることを目的とした。
両測線はそれぞれ国道 108 号線秋の宮温泉郷から湯沢市に至る県道 30 号線上で実施されており、それぞれの一部が重複している。振源は P 波バイブレータが使用され、スイー
プ周波数は 8～80 Hz であった。それぞれ受振点間隔 10 m に対し、発振点間隔は 20 m であった。最大オフセットは雄勝データが 2 km、秋ノ宮データが 3 km である。

2-11

図 2.1-13

雄勝-秋ノ宮測線図と先第三紀基盤岩上面等高線図と東西断面（after 水谷,2012）2-12

(2) 発振記録例
図 2.1-14 に発振記録例を示す。
西側では最大オフセットがやや短くなるが、
環境ノイズ、
振源起因ノイズともに少なく、山間部の記録としては非常に S/N が高い。高周波成分を含む反射波を視認することが出来る。一方、東側の記録は屈折多重反射波が強く反射波は判然としない。

図 2.1-14

雄勝-秋ノ宮測線図と発振記録例

2-13

(3) 浅部高速度層の影響
本測線のデータを用いて屈折トモグラフィー解析が実施された。反射法・屈折法統合断面を図 2.1-15 に示す。最大オフセット距離が 3 km であったため可探深度は 500 m 程度に留まった。しかしながら、浅部には顕著な速度不均質構造が捉えられており、東部の高速度部（約 4,500 m/s）は基盤隆起帯の上面を反映していると考えられた。

図 2.1-15

雄勝-秋ノ宮における反射法・屈折法統合断面

2-14(4) 浅部記録の改善
地表付近から高速度層が現れる状況は、浅部記録の品質低下の原因となった。そこで、この影響を低減する処理（広角反射波を利用した処理）を適用した。その結果を図 2-17 に示す。浅部の反射イベントの連続性が向上したことが伺える。

図 2.1-16

浅部広角反射波を利用したイメージング（左）通常のストレッチミュートを適用、（右）広角反射波を温存した場合(5) 急峻な構造をイメージングするマイグレーション処理
重合後時間マイグレーション（PostSTM）は、水平多層構造を前提としており、急激な速度変化を伴う構造の描出は必ずしも得意ではない。この課題に対しては、重合前深度マイグ
レーション(PSDM）が一つの解決手段となると考えられる。
図 2.1-17 は雄勝-秋ノ宮地域の PostSTM と PSDM の比較である。図 2.1-17 (b)はPostSTM の深度変換記録を、 図 2.1-17 (c)は PSDM 記録をそれぞれ示しており、後者ではカルデラ深部域の急傾斜イベントと示唆する反射面が明瞭になるなどの成果が得られた。

2-15

図 2.1-17

CMP 重合記録とマイグレーション記録の比較：（a）CMP 重合記録、（b）

PostSTM、(c) PSDM

2-16

2.2 実証試験の概要
2.2.1 平成 27 年取得の山川データの解析事例(1) 調査概要
山川地熱地域は薩摩半島南東部に位置する阿多カルデラ（Matsumoto, 1943）内部の地熱地帯にあたる（図 2.2-1）。東西と北側の主要断層により内側が大きく陥没する構造が想定されている。陥没構造中央部には石英安山岩の貫入岩体が分布する。＞350℃に及ぶ高温の貯留層が貫入岩体周縁部に形成されたフラクチャーに発達している（吉村ほか, 1985; 吉村・
伊藤, 1994; Okada et al., 2000; Okada and Yamada, 2002）。
調査は 2015 年に実施された（青木ほか, 2016; Fukuda and Aoki, 2016; Fukuda et al.,2016; 佐藤ほか, 2016; 新部ほか, 2016; 新部ほか, 2017a; 新部ほか, 2017b）。調査エリアは図 2.2-2 に示される東西約 8.5 km、南北約 4 km であり、総受振点数は 4,989 点、総発
振点数は 3,262 点の 3 次元弾性波探査であった。発振作業は大型バイブレータ（18 t）と中型バイブレータ（7.4 t）をそれぞれ 4 台導入して行われた。
調査地域は国内地熱地域には珍しい海岸沿いの平野部に位置する。3 次元弾性波調査によって地熱貯留層がどのように把握可能であるかを理解するため、理想的なデータ取得配置による調査が実施可能な当地が第 1 回目の実証試験地として選定された。調査地の平野部
では農耕が盛んであり、区画整理により網目状に整備された農道が発振点の確保に寄与した一方、埋設管が設置されている区域では発振の出力や台数が制限された。大型バイブレー
タは幹線道路を中心とする全体の 30.2 ％に当たる 988 点で使用され、残りの 69.8 ％に当たる 2,274 点で中型バイブレータが使用されている。大型バイブレータでは 3 - 60 Hz、中型バイブレータでは 4 - 60 Hz の発振が行われている。

図 2.2-1

山川地域の地質構造概要（after 佐久間, 1999）2-17

図 2.2-2

H27 山川弾性波調査の 3 次元データ取得配置(2) 記録例(a) 既往記録との比較
発振記録の例を図 2.2-3 に示す。当時と現在のデータ品質の差を示すため、既存調査との比較が行われている。上段は中型バイブレータ 4 台；スタック数 8 回による発振記録例を示しており、直線状に受振点を設置できた東西約 8 km の区間（1,001 ch）が示されている。
本地域の開発対象区間に相当するのは概ね 1.5 秒よりも浅い深度であるが、ロングオフセッ
ト記録では 2~3 秒付近にも深部反射波が捉えられている。同記録の発振点近傍を拡大し、既往の発振記録と比較した図が図 2.2-3 の下段に示されている。本記録は 1986 年に石油資源開発株式会社が実施した調査によるもので、ほぼ同地点の発振記録が吉村ほか（1988）に示されている。この調査の測線長は 2390m、探鉱器のチャネル数は 96 ch、最大オフセッ
ト距離は 845m、記録長は 2 秒であった。発振記録の振源は油圧インパクターであり、1 発
振点あたり 30 回スタック（5 m 間隔の 3 地点にておいて、各 10 回スタックしたものを垂直重合）されている。探鉱機側で 15Hz のローカットフィルターが適用されている。
当時の記録は ch 数が限られるため振源近傍でのみデータ収録が行われている。このため振源起因の表面波が記録全体を被服しており、深部の反射波は明瞭ではない。一方、現在の記録は表面波の影響範囲（概ねオフセット距離＜500 m）の外側の区間のデータが豊富に取得されており、明瞭な深部反射波を視認できる。探鉱機性能の差がデータ品質の向上に寄与していることが分かる。
新旧のマイグレーション処理後の記録の比較を図 2.2-4 に示す。双方には共通する反射イベントが見られ再現性が認められるものの、実証試験記録では S/N 比の差を反映して、
2-18

反射イベントのコントラストが際立っている。

0

1

2

[km]
]]

図 2.2-3

実証試験と既往調査の発振記録による比較例（上段）実証試験における発振記録例。中型バイブレータ 4 台；スタック数 8 回による。
（下段）同上の記録の振源近傍拡大図に対し、1986 年の既存調査（伏目 86）における同地
点の発振記録を重ねて表示。顕著な反射イベントを矢印にて示す。

2-19

図 2.2-4実証試験と既往調査の時間断面による比較例（上段）実証試験におけるマイグレーション処理後の記録。
（下段）同上の記録に対し、ほぼ同位置の既往のマイグレーション処理後の記録を重ねて表
示。

2-20

(3) 統合解析による物理探査データの統合(a) 多種物理探査データ統合解析の概要
地熱貯留層構造の 3 次元的詳細把握を目的として、弾性波探査（反射法・屈折法）、電磁探査、重磁力探査の統合解析を実施した。異なる解析手法や物理探査からの情報を相互に参照することで、それぞれの物理探査における解析・解釈の精度向上を図ったほか、断裂構造
や岩石物性の推定、坑井情報の 3 次元的予測を通じ、地熱貯留層の可視化を試みた（三浦ほか, 2017; 持永ほか, 2017a,b; 原ほか, 2017; 青木ほか, 2017a）。そしてこの解析手順は、地
熱貯留層の位置や形状を具現化する 3 次元地質モデル構築のワークフローとして総括された（このワークフローの詳細については 5 章および 6 章を参照）。
統合解析では弾性波探査以外に、以下の既往物理探査データが利用された。
1. 電磁探査データ
辻之岳周辺地域において NEDO (1997b)および指宿市が取得した全 159 地点の MT 観
測データ（図 2.2-5(a)）を利用した。
2. 重力探査データ
NEDO (2001)による仮定密度 2.6g/cm3 の Bouguer anomaly データ（図 2.2-5(b)）を利用した。
3. 磁気探査データ：
日本空中磁気データベース（中塚，2001）に登録されている全磁力データ（TMI）（図
2.2-5(c)）を利用した。

図 2.2-5

山川地域の既存物理探査データ(a) MT 観測点（指宿市の測点は非表示）、(b) 重力および (c) 磁気データ。

(b) ホライゾン解釈に基づく上部南薩層上面構造
上部南薩層上面のホライゾン解釈と佐久間（1999）の構造解釈との比較が行われた。ま2-21

ず東西方向の断面（図 2.2-6）において、上部南薩層上面の構造形態は、地熱エリアから東側では佐久間（1999）の推定と概ね一致していた。一方、地熱エリアの西方の構造について
は、佐久間（1999）が陥没構造の西縁として推定した約 1 km に及ぶ落差を持つ断層は、反射記録にこれを示唆するイベントが見当たらず、必ずしも存在するとは限らないと考えられた。3 次元記録のホライゾン解釈により推定された上部南薩層上面構造（図 2.2-7）には、
辻之岳-竹山構造線に沿って軸部を持った、当初想定よりも雄大な陥没地形が解釈されている。同様に、山川層についても佐久間（1999）で示された 1 km オーダーの食い違いは反射法記録において認定できていない。山川層は陥没構造の深部にマウンド状の領域が見られ、その上位では地熱エリアから西方にかけては西傾斜の見かけを持つ。佐久間（1999）において西縁断層の上盤が想定された付近に向斜軸を持つ構造が観察され、浅部の強振幅が特徴的である。

図 2.2-6

東西方向断面における既往地質断面との比較

2-22図 2.2-7

上部南薩層上面深度構造図と既往構造解釈マップの比較(c) 速度構造推定推定された弾性波速度（P 波速度）モデル（図 2.2-8）には速度の不均質が顕著に認められた。浅部には辻之岳および鰻池から南方に向かって、それぞれ帯状に複数の高速度岩体が存在することが推定された。これらは従来の重力基盤構造解析（NEDO (2001)）に影響を強く与えていることが、浅部高速度異常分布と重力基盤構造解析の酷似から示唆された（図2.2-9）。
また、山川地熱地域の熱源が分布する地域は、低速度異常によって特徴付けられることが判明したほか、佐久間（1999）において西縁の断層が想定された位置は弾性波速度の顕著な境界であることが確認された。

2-23

図 2.2-8

図 2.2-9推定された弾性波速度モデル

浅部高速度異常分布と重力基盤構造解析の酷似

2-24

図 2.2-10

山川地熱地域に見られる低速度異常(d) 断裂系の可視化
反射法記録において地質境界面は、空間的に連続する場合は類似した反射波が連続的に並び、食い違いがある箇所では反射波形のずれや波形変化が生じる。構造に関する情報を抽出する解析を 3 次元反射法記録に対して適用した結果が図 2-31 に示されている。反射法記
録に見られる無数の反射波の食い違い箇所が抽出され、その粗密によって断裂の卓越領域を推定することが出来る。また断裂系を構成する断裂の方向や典型的な間隔は、水理地質モ
デルにおいては極めて重要な情報であることから、抽出した面構造に基づく統計的分析により推定する試みがなされている。図 2.2-12 はローズダイアグラムにより幾つかのエリアについての面構造の方位分布を図化したもので、断裂の卓越方向はエリア毎に異なることが示唆される。弾性波探査で捉えられる断裂のスケールは数 10 m～数 100 m 程度であり、全ての断裂を明確に推定・評価できる訳ではない。しかしながら弾性波探査に基づく断裂系
モデルは熱水変質や水理地質の卓越方向の推定などにおいて一助となる期待がある。

2-25

図 2.2-11 Ant-Tracing により抽出された面構造

図 2.2-12

ローズダイアグラムによる面構造の方位分布表示(e) 弾性波探査情報をガイドにした MT/重力/磁気データの 3 次元逆解析
実証試験では山川地域の MT データ、重力データ、磁気データから比抵抗、密度異常、磁化ベクトルの 3 次元物性値モデルをそれぞれ得るために、弾性波探査や坑井データ等の既知情報を統合した先験的モデル（a priori model; 図 2.2-13）を作成し、その a priori model
を初期モデルとして用いた 3 次元逆解析を実施した。
この先験的モデルを初期モデルとする 3D Guided Inversion (3DGI)による密度異常モデ
ルが、図 2.2-14 において既知情報与えていない 3D Unconstrained Inversion (3DUCI)の2-26

結果と比較されている。図 2.2-14 左の 3DUCI の密度異常モデルには高密度異常の高まりが辻之岳の南東方面に延びる様子が伺える。一方、地熱開発エリア付近は深部まで低密度異常が現れている。これら高低密度異常の差は 0.2-0.3g/cc 程度である。圧密による密度の増加はそれぞれ表現されておらず、落差の大きいホルスト-グラーベン構造を想起させる。一方、図 2.2-14 右の 3DGI の密度異常モデルは上部南薩層上面構造に見られる陥没構造と調和的な見掛けを呈するだけでなく、第四紀の地層内の密度不均質が詳細に表現されている。
辻之岳の南東方面に浅部高密度異常が存在し、地熱開発エリアおよび辻之岳南西部の低密度異常に対して+0.6 g/cc 程度の高密度異常が地表付近より存在していることなどを読み取ることが出来る。

図 2.2-13

弾性波探査情報に基づく密度異常の初期モデルの作成

2-27図 2.2-14

重力データの 3DUCI と 3DGI により推定された密度異常モデルの比較(f) 岩相推定
山川地域の既存坑井の検層データとコア試料の測定値のうち P 波速度、密度、比抵抗、温度の物性値を用いたクロスプロット解析により火山性岩相の区分に有効となる指標の抽出を試みた結果、火山性岩相区分には P 波速度と密度の指標が有効であることが判明した（持永ほか, 2017）。この結果に基づき、岩相区分については密度モデルと弾性波速度モデ
ルが使用されている。
図 2.2-15 にはこれらモデルに基づく岩相区分の例が示される。坑井データおよび反射法
記録を参照しながら 9 つの岩相に対応する領域を区分したところ、この区分には含まれない第 10 目の岩相が P 波速度 3,800 m/s および密度 2.0 g/cc 付近に存在し、地質構造マップ
において還元領域と対応することが分かった。

2-28

図 2.2-15密度モデルと速度モデルに基づく岩相区分の例

図 2.2-16

還元領域周辺に観察された 10 番目の岩相。

(g) 温度構造と地熱貯留層の可視化
地熱貯留層の可視化において温度構造の推定は重要と考えられる。山川の解析では、温度検層記録に基づいて作成した初期温度構造モデル（図 2.2-17 (a)）と密度モデルの統合解析により、初期モデルよりも自然なモデル（図 2.2-17 (b)）が得られた。図 2.2-18 には統合
解析によって作成した温度構造モデルと断裂構造モデルの統合表示を示す。本図は第 1 回
実証試験の最終解釈成果の１つであり、弾性波探査を含む多種物理探査の統合解析ワーク
2-29

フローにより得られた地熱貯留層のイメージである。統合表示は多様な地下情報の総合的な検討が可能であり、地熱システムの理解の深化に寄与すると考えられた（原ほか、2017）。

図 2.2-17

温度構造モデルの比較：（a）Co-kriging による初期モデル、（b）MAA による推定結果

図 2.2-18

弾性波探査を含む多種物理探査統合解析により作成された地熱貯留層イメージ
2-30

2.2.2 平成 29 年取得の鬼首データの解析事例(1) フィールド概要
山岳地域での断裂構造の可視化と地熱貯留層構造の高精度把握の課題に対する準 3 次元
弾性波調査の有効性を実証するため、宮城県大崎市鬼首地熱地域周辺において第 2 回実証試験が実施された。鬼首カルデラは宮城県北西部に位置し、約 30 万～20 万年前に活動した
デイサイトおよび安山岩の火山活動により形成された。陥没盆地内は火砕流台地、溶岩ドー
ム、カルデラ埋積堆積物などで構成され、現在でも片山地獄等で活発な噴気活動がある。地
熱発電所の南東側に位置する高日向山は後カルデラ期の溶岩ドームであり、調査エリア北方の荒雄岳はいったん沈降した基盤が隆起した再生ドームと考えられている。
鬼首地域には、東より荒湯変質帯、奥ノ院変質地帯、片山変質地帯があり現在、活発な地熱現象が見られる（図 2.2-19）。片山の西には、雌釜・雄釜のやや不活発な変質帯、および吹上温泉、宮沢温泉、轟温泉、などの鬼首温泉群がある。鬼首地熱発電所は、これらの内の片山地熱地域に位置している。
鬼首地域で推定されている地熱貯留層構造は、昭和 38 年に実施された電気探査結果がその基礎資料となっている。図 2.2-20 および図 2.2-21 は電気探査の平面図および断面図である。電気探査の結果、鬼首地域の地質構造は、北西－南東方向に伸びる断層によって切られたホルスト・グラーベン構造で特徴づけられることが明らかとなり、ホルストに接する断層が熱水の通路になっているものと推定された。図 2.2-22 は阿部（1985）が提唱した断裂系モデルの一例である。生産可能ゾーンは断層に沿って分布しており、生産可能ゾーンの周囲に貯留ゾーンが分布するモデルとなっている。当地域ではこのほかに、ミニソーシーによる弾性波探査が昭和 40 年代および 50 年代に実施されており、発電所近傍の断裂構造が推定されている（阿部・原田, 1985）。
鬼首地熱貯留層は、強酸性及び中性の液性の異なる地熱流体が狭い範囲内に分布すると言う特異な特徴を有している。そのため、地熱発電開始初期においては生産領域の制約や生産井内のスケール析出による坑内閉塞、酸性熱水による坑井ケーシングパイプの損傷などが生じた（中西，2010）。また、中西（2010）は、鬼首地域の地熱貯留層について、鬼首地
域は数枚の卓越する断裂のみが貯留層となっているものではなく、比較的広がって断裂が発達している地域と考えている（図 2.2-23）。しかし、現段階において断裂の分布状況について明確に把握するに至っておらず、地熱貯留層管理における課題となっている。

2-31

図 2.2-19

地表地熱兆候分布図（NEDO（1985）に加筆）

図 2.2-20 電気探査平面図（NEDO（1985）に加筆）

2-32

図 2.2-21 電気探査断面図（阿部, 1985）

図 2.2-22 地熱貯留層モデルの例（阿部, 1985）

図 2.2-23 鬼首地熱発電所の地熱系概念モデル（電源開発株式会社提供）
2-33

(2) 準 3 次元データ取得配置
探査対象は鬼首地熱発電所を南限とする南北約 2.5 km×東西約 5 km の範囲を設定し、深度 2 km 程度までの反射法記録を得るためのデータ取得配置が検討された。調査測線は、
図 2.2-24 に示されるようにデータ処理におけるマージンを考慮した南北約 4 km×東西約8km の範囲に設定された。総受振チャネル数 1,995 ch、総発振点数 1,188 点である。内訳
は表 2-1 に示すとおり、受振測線は全体の 57%にあたる 1,132 ch でリアルタイムモニタリ
ングが可能な有線テレメトリ式探鉱機（Sercel 428XL）が、残りの 863 ch でケーブルレスの独立式探鉱機（Sercel UNITE または Geospace GSR/GSX）が使用されている。一方、振源はバイブレータが全体の 87%にあたる 1,032 点において使用され、残りの点では 2.5 kgの火薬を使用した発破（発破孔深度 13 m）と、300g（150 g×2 孔）の火薬を使用した浅孔発振（発破孔深度 1 m）が行われている。
図 2.2-25（左）はバイブレータ発振測線図を示している。本調査では大型（19t; 車幅 2.4m）と中型（7.9t; 車幅 1.83m）の 2 種の起振車両がそれぞれ 4 台、道路幅に応じて使用されている。また、バイブレータのスウィープ回数は 8 回を標準としたが、200 m 毎に設定される高エネルギー発振点、および調査エリアの周辺に設定された屈折法用の発振点では、20~30 回の発振が行われている（図 2.2-26）。図 2.2-25（右）には受振測線図が示されている。受振点間隔は 20 m を標準とし、屈折法用では 40 m 間隔で発振が行われている。

表 2-1

受発振点の内訳
1,995 ch

受振点
内訳：
有線テレメトリ式（Sercel 428XL）

1,132 ch863 ch

独立式( Sercel Unite

199 ch; Geospace GSR/GSX 664 ch )1,188 点

発振点数
内訳：

1,032 点

バイブレータ（大型 772 点；中型 260 点）
発破（1 孔 13m; 2.5kg）

92 点

浅孔発破（2 孔 1m; 150g x 2）

64 点

2-34

図 2.2-24

図 2.2-25

鬼首弾性波調査測線図

バイブレータ発振測線図（左）および受振測線（右）2-35図 2.2-26 屈折トモグラフィー解析を目的とする受発振点配置(3) 発振記録例
各種振源による発振記録例が図 2.2-27～図 2.2-30 に示される。発振記録の品質は振源のエネルギーに応じて、発破、大型バイブレータ、中型バイブレータ、浅孔発破の順となるが、大型バイブレータ記録は発破記録に大きく劣らないことが分かる。また、浅孔発破記録は僅か 300g の火薬ではあったが、全区間で初動を確認できる記録が得られたことは特筆すべき点であった。バイブレータや浅孔発破は通常の発破と比べて経済性が高く、調査費の低コスト化に貢献すると考えられる。

2-36

図 2.2-27

大型バイブレータによる発振記録例

図 2.2-28

中型バイブレータによる発振記録例2-37

図 2.2-29

図 2.2-30

発破による発振記録例

浅孔発破による発振記録例(4) 準 3 次元データの反射法・屈折法データ処理結果
準 3 次元弾性波探査データに対しては反射法データ処理と屈折トモグラフィー解析が実施された。図 2.2-31 は浅部と深部の等深度スライスを比較したものであり、各パネルには当該深度での重合数、反射法記録（振幅値）、屈折法記録（P 波弾性波速度）の分布がそれぞれ示されている。浅部では反射記録が得られている箇所は測線周辺に限られるが、深部では概ね連続的に反射記録が得られており、3 次元解釈が可能であることが分かる。また、受発振測線沿いの断面線を設定することで、図 2.2-32 の様に擬似的な２次元記録を作成することが可能である。図 2.2-33 は当地域の地熱兆候が見られる雄釜雌釜と発電所周辺と、深部に熱源が想定される高日向山周辺を直線状に切り出した断面図が示されている。発電所より高日向山に掛けての箇所の反射法記録は得られていないが、屈折トモグラフィー解析
2-38

からは深部の高速度部が顕著である。3 次元速度構造モデルは地熱地域における構造概要把握に役立つと考えられる。

9.
図 2.2-31

浅部と深部の等深度スライス比較(a) 重合数分布, (b) 反射法記録（振幅値）、(c) 屈折法記録（P 波弾性波速度）について 1
が浅部を、2 が深部を示しており、また、(a), (c)のコンターは標高値（平均海水面を基準に鉛直方向が正）を表す。

2-39

図 2.2-32

受発振測線に沿いに設定された 7 断面（L-1~3 および L-A~D）における反射法・屈折法統合記録

図 2.2-33

高日向山から雄釜・雌釜にかけての反射法・屈折法統合記録

2-40

(5) サイスミックアトリビュートによる断裂系の可視化
反射法記録から断層系を迅速に把握するため、サイスミックアトリビュートを利用した（図 2.2-34）。ここで使用したのは振幅アトリビュートのひとつ“Energy”（図 2.2-34 右上）と、面構造解析のひとつ“Fault Likelihood” （図 2.2-34 左下）である。
“Energy”
はサイスミックトレース上のウィンドウ内に含まれる各サンプルの振幅値の２乗和を示す。
強振幅が黄緑色で、減衰域が青色で、平均的な振幅が透明色（白色）によって表現されている。面構造に沿った振幅異常は断裂帯の性状を示す可能性がある。また、“Fault Likelihood”
は面構造の確からしさの値ほか、傾斜角や走向方位角が分析される。図 2.2-34 で示したのは方位角の情報で、図中の面構造解析記録の色は走向方位の違いを示し、反射法記録のインラインと直交する走向を持つ面構造が青と黄および緑で、これらと直交する方向の面構造が赤と橙色で表現されている。本アトリビュートは岩相境界でも面構造が検出される点に注意を要するが、亀裂と解釈できる場合、青に対して黄または緑、赤に対して橙色はそれぞれ共役の面構造となる。
本記録を等深度断面で切り出し、既往調査で推定された断層位置と比較した図が図2.2-35 と図 2.2-36 である。本等深度断面において片山地区は調査エリア内では相対的に低振幅異常が優勢であり、面構造に沿った異常も確認することが出来る。また、図 2.2-37 は、
左のパネルには 3 次元的に可視化した坑井近傍における面構造が、右のパネルにはこの領域における面構造の走向方位のヒストグラムが、15 度ごとの度数により示されている。東西系および南北系の走向の卓越が示されている。

図 2.2-34 L-3 断面における断裂系把握を目的としたアトリビュート解析（a）PSTM 深度変換記録、（b）振幅アトリビュート”Energy”、（c）面構造解析（走向方位）、（d）(b)と(c)の統合断面2-41図 2.2-35

推定断裂系と反射法記録（PSTM±70m 区間の振幅の 2 乗和）の比較

図 2.2-36

推定断層系と面構造解析結果の比較

2-42

図 2.2-37

3 次元領域に含まれる面構造の走向のヒストグラム(左)解析対象領域の面構造、(右)面構造の方位角はクロスライン軸（N23W）からの角度を示し、度数は 15 度刻みで数えられている。

(6) 地熱地域の解釈における速度情報の有用性
屈折トモグラフィー解析からの速度情報は反射記録とは独立事象の物性データであり、地熱地域の解釈にとって有用であった。図 2.2-38 は雄釜雌釜と高日向山を結ぶ断面における速度分布に、地質構造解釈により抽出されたホライゾン「PreCaldera」（先カルデラ火山
岩および堆積層の上限相当）と、「Gr」（基盤岩である花崗岩上限相当）を重ねた図である。
地層に対し斜交している速度分布は地層内の側方方向への速度変化があることを示しており、高日向山の直下には高速度部の盛り上がりを観察することが出来る。カルデラ内の最新の火山活動である高日向山石英安山岩（～流紋デイサイト）の給源岩脈部分を示す可能性がある。図 2.2-39 は荒湯地域を通過するインライン、図 2.2-40 は雄釜雌釜を通過するクロスラインの同様の断面である。深部から地表近くにまで達する高速度部の盛り上がりを観察することが出来る。一方で、片山地獄は図 2.2-38 および図 2.2-39 から、基盤が曲隆をなす位置にあり浅部では荒湯と雄釜雌釜と比べて相対的に速度が遅いことなどが分かる。
図 2.2-41 は 4,000 m/s 以上の高速度部を 3 次元的に可視化した図であり、深部から地熱兆候地に向かって延びる高速度部の連なりを確認することが出来る。

2-43

図 2.2-38

雄釜雌釜と高日向山を結ぶ断面における速度分布

図中には地質構造解釈にもとづくホライゾン「PreCaldera」（先カルデラ火山岩および堆積層の上限相当）が黄色、「Gr」（花崗岩上限相当）がピンク色の線で示されている。高日向
山下の深部に高速度部が位置していることがわかる。

図 2.2-39

インライン 230 における速度分布

既開発エリアが基盤の浅い部分に位置し荒湯の下で高速度を呈していることがわかる。
2-44

図 2.2-40

クロスライン 245 における同上の図

地形図のオーバーレイをとると高日向山下に高速度部が位置していることがわかる。

図 2.2-41

調査エリアの高速度岩体の 3 次元可視化表示2-45(7) 密度異常と速度構造に見られる地温構造との相関
屈折トモグラフィー解析から推定された鬼首地熱地域の速度構造モデルには、地下深部から地表に至る貫入岩様の高速度部が描き出されていたほか、深部各所に高速度部が存在していることが推定された。また、反射法記録における面構造解析からは、既存の推定断層とも調和的な走向を持つ面構造が詳細に描かれていた。面構造の走向は複数存在し、卓越す
る方位は空間的に変化する様子が伺われた。これら弾性波探査に基づく情報と地温構造との関連性を確認するため、空中重力偏差法データの 3 次元逆解析から得た密度異常モデルとあわせて既存の地熱兆候分布や温度構造と比較を行った結果、一定の関連性を認めることができた。
標高 200ｍレベルで密度異常分布（図 2.2-42 上）を見ると、高日向山石英安山岩の分布
域は地表の低密度異常帯と重なり、その北側に隣接して片山地獄、奥の院、荒湯地獄に見られる地熱兆候地が分布する。同時にこの地熱変質帯の北側に隣接して、高密度異常、高速度部 が 認 め ら れ る （ 図 2.2-42 下）。 図 2.2-43 はホ ラ イ ゾ ン 「 PreCaldera 」 を 越 え て
PostCaldera（高日向山石英安山岩・岩魚沢層・鬼首層・片山湖成層に相当）の地層中にまで広がる高速度部が、地熱兆候地の地質と比較されている。PreCaldera ホライゾン上には
空中重力偏差法にもとづく密度異常値（補正密度 2.3 g/cm3）が表示されている。PostCaldera
地層内に存在する高速度部の連なりには、2 つの系列があるように思われ、一つは雄釜雌釜から片山地獄付近を抜けて、県道沿いの噴気地に至る東北東-西南西の系列、もう一つは荒湯地獄から北西に延びる系列である。この傾向は図 2.2-36 の面構造解析結果でも顕著であった。
次に、1m 深地温分布と標高 200ｍレベルでの速度分布との比較を図 2.2-44 に示す。荒湯地獄から北西に延びる系列の高速度部は、北部の低温域と接する付近で、著しく発達する
ことがわかる。図 2.2-43 における市道・八ッ森線沿いの高速度部はこの低温領域に位置するものであり、高速度部が地表付近にまで達するものの顕著な地熱兆候は認められない。
続いて、地温構造との関係を見ると、図 2.2-45 に示す標高 250m における地温分布との比較では、最も高温部である片山地獄では局所的に、顕著な低密度異常、低速度部が認められ、奥の院でも密度の低下を観察することが出来る。この特異な物性をもたらした要因としては熱水変質作用が考えられる。一方、雄釜雌釜と荒湯地獄の地熱兆候地では高速度部と高温部の顕著な一致が認められる。高速度部にはこのように高温域に存在するものと、荒湯地
獄北西に見られた低温域と接するものが存在した。前者については地温構造との関連から
高温の岩脈を伴う貫入岩と解釈される。一方、給源岩脈周辺ではシリカに富んだ熱水の活動が予想されることから、低温域の高速度部の成因については空隙へのシリカ沈積による速度増加の可能性が指摘される。
標高-500m では片山地獄の低密度異常の傾向は薄れ、高温域と高密度異常が概ね一致す
るようになる（図 2.2-46 上）。また、高温域には片山地区から東に伸びる舌状の形状が認められるが、この傾向は速度分布図（図 2.2-46 下）において、KR-1 坑井付近における北西2-46

南東のトレンドを呈す高速度部と重なる付近で途絶えるように見える。標高－500ｍでの反射法記録を用いた面構造の解析結果には、片山地区から荒湯地獄方面へ伸びる温度コンターの軸部に沿った東北東-西南西走向の面構造が認められた（図 2.2-47）。一方、KR-1 からKR-3 の間では、図 2.2-46 に見られた岩魚沢地域の低重力異常地域との境界に平行な北西－南東トレンドを示す面構造と、これに直交する北東－南西トレンドを示す面構造とが複数認められた。
標高-500m レベルでの密度異常および速度分布はそれぞれ深度に伴う分解能低下の影響があり、詳細な議論はできないと考えられるものの、KR-1 では標高-594 m において花崗岩が出現し、上位層との地層境界付近には傾斜角 60 度の断層帯が確認されている。また、各坑井の温度曲線は上昇流域を示す上に凸のグループと、下降流域を表す下に凸のグルー
プに明瞭に分かれ、前者は片山地域に集中し、後者には KR-1、KR-3 が含まれる。前述の片山地区と KR-1~KR-3 区間に見られる面構造の差異は、それぞれディスチャージ部の断裂、リチャージ部の断裂を示し、これら断裂を通じた熱水の上昇、天水の浸透を地温構造は反映している可能性が考察される。また、地熱地域における速度構造は地質状況により様々に変化するが、この成因を総合解釈により紐解いていくことで、熱源となる岩脈の特定に寄与する可能性がある。

2-47

図 2.2-42

地熱兆候分布図と標高 200m における(上)密度異常分布、(下)速度分布の深度

断面との比較
2-48

図 2.2-43 PostCaldera に広がる高速度部と対応する地表での地熱兆候地図 2.2-441m 深地温分布図と標高 200m における速度分布の深度断面との比較
2-49

図 2.2-45

標高 250m における地温分布との比較：（上）密度異常分布、（下）速度分布2-50図 2.2-46

標高-500m における同上の図
2-51

図 2.2-47

標高-500m における面構造分布と（上）1ｍ深地温分布、（下）標高-500m 深度の地温分布との比較
2-52

2.2.3 残された課題
地熱貯留層探査技術開発の開始時には以下に挙げる課題が挙げられていた。
①サーベイデザインによる調査計画の最適化②ノイズ抑制処理の適正化③費用対効果の向上④静補正の適正化⑤反射法データ解釈スキルの向上(1) サーベイデザインによる調査計画の最適化の課題
山岳地域における 3 次元的な弾性波調査のサーベイデザインは、インターネットでも入手可能な地形図や航空写真を用いた机上検討に加えて、現地の森林管理署等で入手する林班図などが参考になった。しかしながら最も重要と考えられたのは、実際に現地を踏査し、測線に利用可能な登山道や里道を探索することであった。鬼首の実証試験では 3 度の測線踏査が行われ、受発振測線に利用可能なアクセス路の探索が行われた。スマートフォンとGPS アプリは位置情報把握に極めて役立った。しかしながら登山道の崩落や薮に阻まれて作業の進捗は悪く、滑落や熊への対策も必要であり、多くの人と時間が必要であった。ルート探索の効率化は測線計画における課題であると感じられた。
また、測線の基本設計は弾性波探査の成否を分ける重要な作業であるが、地元交渉の開始に以前に完了させる必要があり、早期の着手が望まれる。特に降雪期に現地確認を実施できない地域では、調査実施の前年より開始されることが望ましい。
(2) ノイズ抑制処理の最適化の課題
ノイズ抑制は、対象となるノイズの特性に準拠したフィルターを多段適用する複合型ノ
イズ抑制処理が効果的であった。特に、鬼首データの準 3 次元記録における屈折初動振幅の抑制には、時間可変で適用されるアングルミュートが品質向上に寄与した。陸上データでは、海上データと比べて、多重反射波の予測が難しく抑制処理が困難となる場合がある。一方で、地熱地域では速度の不均質が大きく、弾性波探査記録は地層間の多重反射波の影響を強く受ける場合があると考えられる。
(3) コストの課題提案する「準 3 次元調査法」は「3 次元調査」に対しコストの抑制効果も期待できる。第
1 回実証試験の 3 次元調査の費用 6 億円に対し、第 2 回実証試験の調査費は 4 億円と、約 2億円の抑制効果があった（別添 3 参照）。発破点を浅孔発破に変更することで更なる削減が見込まれる。ただし、発破記録は鬼首データの品質の確保に最も寄与しており、安価な振源へ安易に変更することは品質の低下のリスクがある。
2-53

(4) 静補正の適正化に関する課題
実証試験を行った 2 地域に共通し、地表付近から著しい速度の不均質が見られた。ただし表層補正に関しては低速度層の異常発達が無い限り、反射法記録に関しては従来の解析手法で対応可能であった。表層補正が必要な場合には表層速度調査（LVL 調査）を別途実施することが望ましい。標高変化が大きい地域では時間領域の処理では反射法断面に歪みや偽造が生じるため、重合前深度マイグレーション処理を実施する必要がある。ただし、本処理で必要とされる速度構造モデルの推定には、3 次元屈折トモグラフィーの実施とともに、十分な解析期間が依然必要である。
(5) 反射法記録の解釈に関する課題
弾性波探査記録の解釈の任意性を低減させるためアトリビュート解析手法を導入した。
Ant-Tracking 等の面構造解析は、大量の面構造が客観的に抽出されるため、短時間で俯瞰的に断裂の状況を捉える際には一定の寄与があった。しかしながら地熱地域では、これら面構造が必ずしも地質断層には直接結びつかず、岩相の側方変化による場合も多いと考えられる。地熱貯留層と関連する主要な断層の特定は、依然解釈者に委ねられる。一方で、地熱地域の弾性波探査記録を解釈するスキルを持った人材は不足しており、弾性波探査が捉えている地質情報を活用できるのかの課題がある。弾性波探査記録の利用に慣れた石油分野の地質技術者の活用などが望まれる。
(6) 貯留層モデル構築の課題
実証試験では物理検層や物理探査の多様な情報を 3 次元地質モデルとして統合する手順が提示された。地質モデルを貯留層モデルの構築に利用できれば、貯留層シミュレーション
精度が向上するのではないかとの期待がある。現状は浸透異方性の予測などにおいて課題がある。
(7) 事例蓄積の課題
鬼首地域での実証調査では山岳部地熱地域での弾性波探査の有効性が示された。しかしながら、地熱地域における弾性波探査の経験は少なく、今後も事例を蓄積しノウハウを共有していくことが望まれる。
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2-57

3. 実証サイトでの弾性波探査データ取得
山川地域での 3 次元弾性波探査に際して実施された、事前準備、事前調査、測線計画、現場作業を紹介する。

3.1 調査実施期間
山川地域での実証試験では平成 27 年 3 月に関係機関への説明・地元周知を開始し、これと並行して、3 月、4 月に 2 度の測線踏査が、6 月に 3 次元弾性波探査測線計画に資する情報収集を目的とする事前調査が実施された。そして 8 月下旬に 3 次元弾性波調査が開始され、10 月中旬までの約 2 か月間に実施された。
(1) 現地での事前準備活動
地元交渉・周知
3 月 市・県との打ち合わせ
4 月 関係地区の区長を集めた説明会
6 月 調査実施のお知らせを市報へ掲載
区長向け見学会開催
6 月 ビラの全戸配布（1 回目）
8 月 ビラの全戸配布（2 回目）
測線踏査： 3 月、4 月の 2 回実施(2) 事前調査
測量作業 平成 27 年 6 月 1 日～同年 6 月 14 日
計測作業 平成 27 年 6 月 8 日～同年 6 月 22 日
(3) 3 次元弾性波調査
測量作業期間 平成 27 年 7 月 21 日～同年 9 月 15 日
（8 月 11～17 日を除く 50 日間）
計測作業期間 平成 27 年 8 月 20 日～同年 10 月 14 日（56 日間）
8 月 20 日

反射法調査班入場

8 月 21～31 日（11 日間）

発振点選点/機材展開/Line check

9月 1日

フィールドテスト

9 月 2 日～ 10 月 5 日（34 日間）発振作業
10 月 6 日～9 日（4 日間）

撤収・復旧

10 月 10 日～12 日（3 日間）

資材集結・測線見回り・発送

10 月 13 日

関係先挨拶 / 場員離場

10 月 14 日

場長離場

3-1

3.2 事前準備
本節では国内陸上での弾性波探査における一般的な事前準備作業を、実証試験での例を示しながら紹介する。
事前準備の流れ弾性波探査の事前準備は概ね以下の手順で行われている。
(1) 測線設計(2) 現地踏査(3) 調査実施計画(4) 地元交渉・周知(5) 許可申請
測線計画
弾性波探査のデータ取得配置の机上検討や使用する機材の選定を行う。この作業ではまず、調査目的、対象範囲、対象深度、調査実施時期などを把握した上で、調査地の地表条件（道路、公園区分、規制など）、環境（希少な野生動植物の有無など）、地質概要、既存物理探査の有無などの情報を収集し、周囲のノイズ状況を考慮した上で、測線配置案を作成する。
3 次元測線配置についてはサーベイデザインソフトウェアを利用して重合数分布等の CMP
属性を計算し、受発振点の偏りが問題になるかどうかを確認するほか、必要に応じてシミュ
レーションを実施し、データ解析後の記録の予測を行い、課題があれば解決策を検討する。
現地踏査
現地踏査では、計画測線の現地状況を確認し実現可能性を検討するほか、測線に利用可能なアクセス路の探索を行い、対象フィールドに最適な測線計画に仕上げていく。特に林野部
では森林作業に用いられる網路など、一般の地図には掲載されていないアクセス路が測線として利用可能な場合がある。
受振測線に関する踏査ついては主要なノイズ源の位置の把握のほか、探鉱機の種別の選択が主な検討課題となる。探鉱機には有線テレメトリー方式と独立型があり、それぞれの長所・短所を勘案して受振測線の種別は決定される。すなわち有線式探鉱機はリアルタイムのデータ転送によって品質管理が容易であるほか、数千のチャンネルを比較的安価に利用できるメリットがある。ケーブルの配線が容易な地域であれば、低コストで調査が実現できる。
一方で、有線式探鉱機は受振器のみならずケーブル設置の位置や方法、伐開の必要性などを
測線全区間に亘って見極める必要があり、丹念な確認作業が必要である。独立型探鉱機は自由なレイアウトが実現でき、アクセス路があれば伐開の必要な個所は受振器設置個所に限られるので環境負荷も小さい。一方でチャンネル当たりのコストは有線式の数倍に及ぶほか、観測データを確認するまでに一定期間を要するため欠測に対する不安がある。
3-2

発振測線に関する踏査では、発振可能な候補測線を探し、利用可能な振源の種別を検討する。起振車を使用する場合、道幅、埋設管、舗装状況を考慮して種別を選択する。また発振に際して注意すべき家屋や構造物を把握し、発振方法を検討する。橋梁については耐荷重を確認し、起振車の通行が可能であるかを調べる必要がある。
その他にも踏査においては必要な許認可の有無や関係先の把握、資材置き場や宿泊施設、労務者の手配が可能であるかなどの聞き取りを行い、作業に必要な情報を収集し、より具体的な実施計画の策定につなげていく。
調査実施計画
現地踏査の結果に基づき測線計画の見直しを行った後に、実施時期、実施方法、資機材、工程表、人員計画、処理計画等を作成し、調査実施計画書として取り纏める。本書は関係者間の情報共有のほか、各種申請や地元交渉における説明資料として利用される。
地元交渉・周知
地元交渉では地元関係機関を訪問し、調査実施計画についての説明を行い、計画測線や調査時期について協議するとともに、調査実施にあたっての利害関係先や、許可申請の方法についての情報を収集する。地元周知は広報への調査実施計画の掲載、関係地区内全戸へのビラ等の配布により周知を図るとともに、必要に応じて地元説明会・見学会などを開催する。
許可申請
調査実施準備として関係各機関に各種許認可申請や届出を実施する。主な申請先（申請書類）には、経済産業省・経済産業局（探査許可申請書）、林野庁・森林管理署（入林許可申
請書、国有林野使用承認申請書、行為許諾書交付依頼）、環境省・地方環境事務所または県・自然保護課（国立公園または国定公園における特別区域内工作物の新設及び土地の形状変更許可申請書）、県・土木事務所（砂防指定地内作業）、道路管理者（管轄する国、県、市の機関への道路占用許可申請）、警察署（道路使用許可申請）、相談先には市、地権者、温泉事業者、消防署などが挙げられる。陸上での弾性波探査は公道を利用して実施される場合が多く、道路に埋設されたインフラの管理者や測線近隣の関係者との調整が必要となる。
また平成 24 年度 1 月 21 日付けで施行された鉱業法の一部を改正する等の法律（平成 23年法律第 84 号）により、国内陸域における弾性波探査には、所定の申請を行い経済産業大
臣又は経済産業局長の許可を受けることとなった（鉱業法第 100 条の 2）。ただし、地熱探査を目的とする弾性波探査の許可申請書の提出が必要かどうかについては管轄通産局の判断に委ねられている現状がある。
表 3-1 は実証試験における関係機関リストであり、提出した許認可の種類と関連法がまとめられている。また表 3-2 は実証試験における許認可関連のスケジュールであり、届出のほか、着手届、変更届、完了届の提出時期や交渉の結果などが記されている。
3-3

表 3-1

地熱貯留層探査技術実証試験（山川地域）における現地関係機関リスト

区別

国

申請先

許認可・届出・承（管理者または地権者）

諾書

経済産業省九州経済産業局

探査許可申請書

関係法

申請日

許可日

鉱業法

提出不要と

資源ｴﾈﾙｷﾞｰ環境部
都

鹿児島県

道

環境林務部自然保護課

判断される

特別地域内工作物

自然公

4月

5月

霧島錦江湾

の新築許可申請書

園法

22 日

21 日

国立公園

南薩地域振興局指宿庁舎建

道路占用許可申請

道路法

4月

5月

国道・県道

設部土木建築課

書（LVL)

28 日

11 日

道路占用許可申請6月

7月

書（本調査)

24 日

6日

府
県

市

指宿市

町

市民生活部環境政策課

特別地域内工作物

自然公

4月

5月

の新築許可申請書

園法

22 日

21 日

建設部土木課土木公園管理

道路占用許可申請

道路法

4月

5月

係

書（LVL）

27 日

20 日

道路占用許可申請6月

7月

書（本調査)

24 日

7日

産業振興部観光課観光管理

行政財産使用許可

5月

5月

資材置場借

係

申請書

11 日

18 日

用

農政課

行政財産使用許可

7月

8月

観測車置場

申請書

28 日

4日

借用

村

指宿市役所山川支所地域振作業説明、協力依

興課

頼

指宿警察

道路使用許可申請

道路交

5月

5月

察

書（LVL)

通法

18 日

21 日

署

道路占用許可申請7月

8月

書（本調査)

29 日

5日

警

法人

備考

南薩土地改良区

埋設管図面の購入

・
会社

3-4

1 月毎提出表 3-2

実証試験における許認可（届出）スケジュール(1) 探査許可申請
探査許可申請は、探査計画者が様式第 35 号（表 3-3）に従い、必要事項を記入して管轄通産局の窓口に申請する。また、探査申請図を様式第 36 号に従い作成し、添付が必要である。図 3-1 に実証試験の事前準備で作成した探査許可申請図を示す。探査申請書に記載する必要事項には、探査方法、探査機器のほかに、鉱業権者（管轄通産局にて確認可能）、遺跡（地域の教育委員会）、公園（環境省、都道府県）などの関係機関に問合せ又は面談にて得られた結果が必要である。

3-5

表 3-3

探査許可申請(様式第 35)

様式第35（第44条の3第1項関係）
探査許可申請書
年 月 日
経済産業大臣又は経済産業局長 殿
住所（郵便番号）
ふ

申請者

り が

な

氏名又は名称 印（電話番号）

下記のとおり、鉱業法第 100 条の 2 第 1 項の規定により、探査の許可を受けたいので、探査を行おうとする区域を表示する図面及び法第 100 条の 3 第 2 号に該当しないことを誓約する書面を添えて、申請します。
記
1 申請区域の所在地
2 探査の期間
3 当該探査の実施計画(1) 計画名(2) 実施法人又は実施者の国籍(3) 目的とする鉱物の名称(4) 政府機関との委託関係がある場合、政府機関の名称及び住所(5) 計画の目標(6) 当該探査を実施しようとする区域の危険防止のために必要な措置に関する事項(7) 当該探査の実施体制（請負に関する事項を含む。）(8) 当該探査と関連する過去又は将来の探査計画
4 探査の方法(1) 海域において行う探査にあつては船舶の詳細（計画に使用しているその他の船舶を含む）① 船舶の名称、種類、船籍、船舶番号及び信号符号② 船舶の所有者の氏名、住所及び電話番号③ 船舶の責任者の氏名、経歴、住所及び電話番号④ 全長、最大喫水、総重量及び航行最大速度⑤ 船舶への通信手段⑥ 船員数⑦ 船舶全体を確認できる写真(2) 装置及び機器の詳細① 地震探鉱法又は第 44 条の 2 各号に掲げる方法のうち該当するもの② その他に使用する主要な装置及び機器③ ①②で使用する装置の仕様及び個数等(3) その他、当該探査の方法を把握するために必要な事項
5 寄港予定地及び日付
6 公共の用に供する施設若しくはこれに準ずる施設、文化財、公園又は温泉資源の保護に関する事項
7 農業、林業、漁業又はその他の産業との調整に関する事項
8 申請に係る探査が他人の鉱区で行われるものの場合は、当該鉱区の鉱業権者との調整に関する事項
9 探査結果の取扱いに関する事項
備考
様式第 2 の備考 6 及び様式第 13 の 1 の備考 3 に準ずる。

3-6

図 3-1

探査を行おうとする区域を表示する図面（様式第 36）の例（H27 年度実証試験に基づき作成）(2) 道路占用許可申請
道路占用許可は国道、県道、市町村道、農道、林道、有料道路などにおける工事等に対し、管理者が許可証を発行するものである。弾性波探査では測量杭や機器の設置について許可が必要であり、面積に応じて使用料を支払う。書類は申請書のほか完了届けが必要となる。
(3) 道路使用許可申請
道路使用許可は国道、県道、市町村道、農道、林道、有料道路などにおける作業・イ
ベント等に対し、管轄警察署が許可証を発行するものである。道路使用許可申請は、様式に従って記入し管轄警察署の交通課に提出する。必要事項には、各道路管理者の占用許可または道路管理者との経由協議書が必要不可欠である。また地域によっては地域住民の承諾書の添付を要求される場合がある。さらに、道路の全面通行止めが伴う場合
は、迂回路の設定と工事看板の設置のほか住民の承諾書は必須である。申請可能期間は
最長 1 ヶ月間であることから、1 月以上の調査では複数回の提出が必要である。
(4) 河川占用許可申請
河川および河川地域の区域において、受振器の設置や発振点を設ける場合は河川占用許可申請が必要である。一級河川（国）、二級河川（県又は市町村）が管理し、地籍
3-7

図や縦横断面図、求積図を含む提出図面のほか安全対策（洪水等）や内水面漁協の承諾を必要とする。河川占用申請の場合も他の申請書と同様、担当者と面談し作業説明後に申請の指導を受け、申請書の提出、受理となる。
(5) 埋蔵文化財保護
探査申請書の記入事項でもあるが、市町村の教育委員会または国、県により指定管理されている。調査エリア内に埋蔵文化財がある場合、市町村の管理部署又は教育委員会にて作業説明後に必要な手続きを行う。場合により区域の利用制限がある。この場合は調査測線の変更が必要である。
(6) 国立公園内での調査について
国立公園などは、各都道府県のホームページで国公立公園を含む公園の名前や等級を知ることができる。国、県市町村の管理の違いにより、申請受理から許可までの期間に幅があり、国公立公園で約 3 ヶ月、県立公園で 1～2 ヶ月、市町村公園で 2 週間～１ヶ月である。公園内で禁止される行為として指定された場合は、申請許可の対象外となる。この場合、調査区域の変更が必要である。
(7) 保安林における調査について
多くの場合、林道の路肩を利用する。管理する林務管理局、都道府県、市町村の管理事務所への作業説明後に、申請の指導を受け提出となる。
関連法令と主な関係先(1) 弾性波調査における関連法令○鉱業法（第 100 条の 2）
海上（経済産業大臣）
陸上（経済産業局長）○道路法 道路占用許可申請書（第 32 条・第 35 条）
国道（国土交通省）
一般国道・都道府県道（都道府県及び政令指定都市）
市町村道（市町村）○道路交通法 道路使用許可申請書（第 77 条）
当該調査エリアを管理する所轄警察署○河川法 土地の占用許可申請書（第 24 条）
工作物の新築等の許可申請書（第 26 条）
公的機関が行う行為についての協議書（第 95 条）
一級河川（国土交通省）
3-8

二級河川（都道府県）○自然公園法 特別地域内における行為の許可申請書（第 17 条）
公的機関が行う行為についての協議書（第 40 条）
国立公園（環境省）
国定公園（都道府県）
都道府県立自然公園（都道府県）○森林法 土地の使用（占用）許可申請書（第 49 条）
国有林（管理する森林管理署）
民有林（県有林・市町村林＝管理する地方公共団体 ・ 個人＝地権者）○火薬類取締法 火薬類消費許可申請書（第 50 条）
火薬類譲受許可申請書（第 59 条）
都道府県知事○文化財保護法 史跡・名勝・天然記念物の現状変更許可申請書（第 80 条）
管理者である地方公共団体の長○地方自治法 行政財産目的外使用許可申請書（第 238 条）
管理者である地方公共団体の長(2) 主な関係者
・国が管理する道路、河川、公園などの管理者（国土交通省、林野庁、環境省ほか）
・都道府県庁の窓口部署（企画調整、企画政策、エネルギー関係、環境関係ほか）
・関係市町村へ通知又は通達を依頼
・関係市町村の窓口を通じて、道路、上下水、ガス、公園、森林及び住民周知など
・都道府県の管理する道路、河川、公園等の管理部署への通知又は通達を依頼
・調査地域を管轄する警察署
・調査地域の消防、病院、労働基準監督署

3.3 事前調査
本節では国内陸上での弾性波探査における一般的な事前準備作業を踏まえたうえで、実証試験での実施状況について紹介する。
反射法データ取得のサーベイデザインは、調査域のノイズやシグナルの出現傾向など、発振記録の特性の把握が重要である。特に 3 次元地震探査では発振パラメータの選択により調査期間が増減し、調査コストを左右することから尚の事である。既存データが存在しない
新規のフィールドでは事前にフィールドテストを実施することで、地域特性を踏まえた調査仕様設計が可能になる。また表層に低速度層が厚く存在する地域では詳細な表層速度分
布を別途調査しておくことで、反射法処理における表層補正の高精度化を図ることが出来る。
3-9

実証試験では 3 次元弾性波探査に先行し、浅層屈折法による表層速度構造推定と、ノイズスプレッド調査による発振記録サンプルの取得が実施されている。
浅層屈折法調査
浅層屈折法調査は反射法調査における表層の影響が著しい地域で実施が推奨される追加調査である。
(1) 浅層屈折法調査の目的
表層は弾性波の伝播速度が下位の地層に比べ著しく遅いため、僅かな表層層厚変化または表層速度変化により反射波走時が変化し、反射法記録の重合効果の低下や反射法記録における構造形態の歪みの原因となる。静補正処理の一項目である表層補正は通常、表層速度、
表層層厚、表層基底層速度の 3 つのパラメータからなる表層速度モデルを用い、表層の高速度層（通常は基底層速度を使用）による置換に相当する走時補正を適用することで、表層層厚や表層速度の変化に起因した走時の乱れを取り除く。ここで表層速度モデルの 3 つのパラメータのうち、表層速度の分布は反射法データからは得られにくい情報である。通常は測線内では一定と仮定して表層補正処理が行われる場合が多い。しかしながら地熱地域では熱水変質などの影響により厚い低速度層が浅部に発達する場合があり、平成 25 年度「地熱貯留層探査技術における弾性波探査の現況調査」では、地熱地域の反射法記録の品質低下の主要な原因として課題に挙げられた。表層速度分布の高精度推定は地熱地域の反射法調査の高精度化に向けた１つの技術課題といえる。
代表的な表層速度分布の調査法には幾つかあり、浅孔を使用したアップホールシューテ
ィングや Vertical Seismic Profiling (VSP)により表層速度を計測する手法のほか、浅層屈折法調査により推定する手法がある。前者の浅孔を利用する調査法は精度が高い反面、許認可やコストの問題があるため十分な観測点数の確保が難しく、表層の空間的な変化を捕ら
えにくい課題がある。山川地域での実証試験では後者を用いた表層速度推定が実施された。
浅層屈折法調査は Low Velocity Layer（LVL）調査とも呼ばれ、ここでは 1,500 m/s 未満程度の表層構造と基底層速度を調べることを目的とする。
(2) 浅層屈折法調査の観測点配置
1,500 m/s 未満の表層区間の速度構造と基底層速度を推定するためには、受振点近傍で観測される表層の最小速度を読み取ることのできる受振点間隔と、表層基底層からの屈折波速度が測定可能な展開長を持つ観測点配置が求められる。すなわち空間エイリアシングを回避するための受振点間隔は、

x 

Vmin
4 f maxである。ここでΔx は受振点間隔、Vmin は弾性波速度、fmax は最大周波数を示す。例えば
3-10

Vmin = 400 m/s、fmax = 100Hz のケースではΔx =1m となり、少なくとも発振点近傍では 1m 以下の受振点間隔が望まれる。また基底層を伝播した屈折波が初動として現れるオフセット距離(折れ点距離) x0 は、表層層厚を h、表層速度を Vw、表層基底層速度を Vsw とする
とき、

x 0  2hVsw  Vw
Vsw  Vwで表される。例えば h = 40m、Vw ＝500m/s、 Vsw=1500m/s の場合、x0 は 113m であり、このケースでは少なくとも 120m 以上の最大オフセット距離の記録が必要である。
(3) 調査事例（山川地熱地域）実証試験では浅層屈折法調査が、反射法調査が計画されているエリア内の 43 地点で実施された。図 3-2 には各浅層屈法調査測線での受発振点配置の概要が示される。受振点間隔
1m、展開長 100m（100ch）の受振測線に対し、発振は 25m 間隔にて 7 地点で取得された。
振源は中型バイブレーター1 台を使用し、リニアスウィープ 8-180Hz にて発振を行った。
補遺 A3-1 には実証試験の浅層屈折法調査仕様が示される。
発振記録において初動の読み取りを行った例を図 3-3 に示す。左側のパネルの発振記録
において走時の傾きが変化する箇所は複数存在しており、表層は多層構造を成すと解釈された。各層の屈折波が初動に現れる位置（折れ点距離）と、各層の見掛け速度が発振記録上に示されている。また右側のパネルには折れ点距離より推定した速度柱状図が示されている。速度柱状図は以下の手順で作成された。まず受振測線両端（S2 および S6）の発振記録
において水平多層構造を仮定した屈折法解析（物理探査ハンドブック第 2 章（2.33）式を参照）を用いて実施した。次に測線内の地層の傾斜の影響を補正するため、各層の区間速度は測線両端での見掛け速度の調和平均を採用し、各層の折れ点距離は測線両端での折れ点距
離の平均値を用いて各層の速度と厚さを推定した。各観測点において地層の数の違いや欠如が想定されたことから便宜上、速度による地層区分を行った。表層の第 1 層を 350m/s 未満、第 2 層を 350m/s 以上 700m 未満、第 3 層を 700m/s 以上とし、概ね 1,500 m/s 以上の速度を持つ層を表層基底層とした。表層厚は各層厚の和で、表層平均速度は各層の厚さに基づく重みつき調和平均により求めた。推定された表層平均速度（以降はこれを表層速度と呼ぶ）、基底層速度の空間分布を図 3-4 に示す。表層速度構造のプロファイルが示されており、
A-A’断面は山川地熱地域の東北東-西南西断面であり、反射法調査において設定された 2 次
元測線と一致する。B-B’断面は山川地熱地域の南北断面である。本地域の平均的表層速度は概ね 500m/s であるが、340～700 m/s 程度のバリエーションが認められた。

3-11

図 3-2

浅層屈法調査測線の受発振点概要

図 3-3

発振記録例における見かけ速度と速度構造柱状図。
（H27 年度実証試験より）

3-12

図 3-4

浅層屈折法により推定された表層速度構造。
（H27 年度実証試験より）

ノイズスプレッド調査
ノイズスプレッド調査は、3 次元反射法調査仕様設計のための情報収集を目的とする事前調査であり、2 次元調査や既存弾性波探査データが存在する地域では任意の調査種目である。
(1) ノイズスプレッド調査の目的
調査地域の弾性波探査記録のサンプル取得を目的とする調査である。空間的に配置した
少数の受振点に対し、そこを通過する発振測線を設定し、等間隔発振により共通受振点記録を得ることで、シグナルやノイズの空間変化を確認する。
(2) 実証試験におけるノイズスプレッド調査
実証試験では 3 次元反射法調査のサーベイデザインに資する情報を得るためノイズスプ
レッド調査が実施された。実証フィールド内の 30 地点に独立型探鉱機による受振点が設置され、8 本の発振測線（発振点間隔 10m、総測線長約 17km）による共通受振点記録が作成された。山川地熱地域におけるノイズスプレッド調査仕様を補遺 A3-2 に示す。
観測データは共通受振点記録に編集された。図 3-5 はノイズスプレッド調査における 6
3-13地点の共通受振点記録が比較されており、各受振点で観測された全ての発振記録が示されている。図中 2 本の黄色の破線で挟まれた区間で発振エネルギーが急速に減衰する領域の存在が示された。
図 3-6 には受振点近傍における共通受振点記録例が示される。振源エネルギーの高減衰域の影響により、NSP3 測線 22 番、NSP4 測線 19 番、NSP8 測線 6～9 番ではシグナルが判然としない。
図 3-7 は共通受振点記録の品質を S/N 比に応じて 3 段階で評価したマップである。ここ
で Poor または Far とされた低 S/N 比記録は実証フィールド北部エリアのほか、辻之岳の南東方向に分布していた。この発振エネルギーの高減衰域の南限が赤色破線で示される。本図にはそのほかに、ノイズレベルの高いエリアとして幹線道路や幾つかの工事作業現場のほか、定常的な周期的ノイズの発生減が示されている。
反射法調査ではこれら情報を、発振点の選点、高エネルギー発振点（スウィープ回数を通常の約 3 倍に増強した発振点）の配置の判断材料としている。

3-14

図 3-5

ノイズスプレッド調査の共通受振点記録例。上段から受振点 29,23,20,18,16,3 を示す。
（H27 年度実証試験より）

3-15

図 3-6共通受振点記録の品質変化の例（H27 年度実証試験より）

3-16

図 3-7共通受振点記録の品質分布の例（H27 年度実証試験より）

3.4 反射法調査
地熱地域における反射法調査は、我が国では 2 次元調査が主流であったが、世界に目を向ければ、イタリア・ドイツ・米国を中心に 3 次元調査の数は増加傾向にある。Lüschen etal. (2015) によれば、近年ドイツの Bavarian Molasse Basin で行われている堆積岩中の地熱貯留層探査では、3 次元調査は既に一般的であるとのことである。2000 年以降、30km2を越える調査エリアを有する本格的 3 次元調査も複数報告されており、2003 年のイタリアの Larderello-Travale（Casini et al., 2010）、2010 年の米国ネバダ州 Soda Lake（Echols,
2011）、2012 年のドイツ Saxony（Lüschen et al., 2015）での調査仕様は、表 3-4 に示される。平成 27 年実証試験の調査エリアは 8km x 4.5km の 3 次元調査であり、これら 3 次
元調査と肩を並べる規模の調査であった。

3-17

表 3-4
国場所

事業者

近年地熱地域で実施された 3 次元調査の仕様比較

米国ネバダ州
ソーダレイク
Soda Lake

イタリア
ラルデレロ-トラバーレ
Larderello-Travale

Magma Energy

Enel Green Power

データ取得年 2010年
目的
種類
3D-3C
33km2
受振点数
受振点間隔
受振測線間隔 165m

2003年
EUプロジェクト
3D
60km2

ドイツ
サクソニー
Saxony日本

日本

鹿児島県・山川地域

宮城県・鬼首地域

JOGMECJOGMEC

2012年

2015年

2017年

3D
120km2
8146点

3D
36km2
3262点
20m (標準）

準3D
32km2
1995点
20m (標準）

50m
480m
ダイナマイト(1-5kg)
12m Single hole

バイブレータ（＋ダイナマイト 30kg, バイブレータ
30m）

発振点数

21,484点

5348点＋23点(屈折法用）

発振点間隔
発振測線間隔 231m
出典
Echols et al.(2011)

80m
500m
Casini et al. (2010)

振源バイブレータ4986点

20m (標準）
Lüschen et al.(2015)

バイブレータ、ダイナマ
イト(2.5kg)、含水爆薬（300g)
バイブレータ 1,032点（大型 772点；
中型 260点）
発破 92点浅孔発破 64点
20m (標準）青木ほか(2017)

H27 年度実証試験反射法データ取得(1)

調査仕様設計山川実証試験の目的には以下の 2 つがあった。第 1 の目的は、詳細が判明している既存の地熱開発フィールドにおいて十分な仕様による 3 次元調査を実施し、坑井情報との対比を通じて弾性波探査による地熱貯留層の見え方を把握すること。そして第 2 の目的は、国内の地熱地域の多くが位置する山岳部での弾性波探査における課題である疎なデータ取得
配置の影響を把握し、費用対効果に優れるデータ取得配置を提案することである。
高品質かつ様々なデータ取得配置が抽出可能なデータセットを取得するため、調査計画
立案の第 1 段階として、図 3-8 に示される測線配置基本概念図が作成された。山川地熱発電所を中心とする約 12 km2 エリアでは稠密 3 次元反射法測線が設定されており、受発振点
間隔 20m の 2 次元測線が複数、200～400m 程度の測線間隔で十字状に配置された。この
データセットからは 2 次元配置、直交配置、平行配置（準 3 次元配置）のサブセットが抽出可能であり、それぞれの解析結果を比較するデシメーションテストにより、コストと品質のバランスを検討することができる。
稠密測線の周辺には反射法イメージングのためのテーパー部と、屈折トモグラフィー解
析のためのロングオフセットデータ取得を担う測線が配置されている。速度構造推定の高精度化は、地熱地域における弾性波探査の重要技術課題の一つであり、実証試験では 3 次
元屈折トモグラフィー解析の有効性評価が計画されていた。そこで調査エリアは、西方の辻之岳南方に拡大され、測線間隔を 300~400m に広げたうえで、受発振点間隔が 40m、80m、160m と外側ほど減じられた。また屈折法解析のためのロングオフセット記録の収録を目的に、データ収録では調査エリアを複数パッチに分割することはせず、受振点は調査エリア全3-18

体で固定展開とした。
さらに、従来の 2 次元品質の記録と 3 次元記録の比較が可能になるよう、発電所を通過する受発振点間隔 10m の測線が設定された。以上の基本計画に基づきサーベイデザインソ
フト上で受発振測線の検討が行われ、現地踏査による確認作業を経て、図 3-9 に示される
H27 年度実証試験データ取得配置が完成した。調査エリアは約 36km2（東西約 8km、南北約 4.5km）であり、データ収録は有線テレメトリー方式と独立型の探鉱器を併用し、振源にバイブレーターを用いて実施されている。詳細なデータ取得仕様が補遺 A3-3 に示される。
なお、市販されているサーベイデザインソフトには実証試験で使用した ION 社製 MESA のほか、Schlumberger 社製 OMNI 3D などがある。

図 3-8

実証試験の測線配置の基本概念

3-19

図 3-9(2)

平成 27 年度地熱貯留層探査技術実証試験（山川地域）の反射法調査測線図

データ収録

取得データは、総受振点数が 4,989 点、総発振点数が 3,262 点であった。受振測線は全体の 62.8％に当たる 3,134 点で有線式システムが、残りの 37.2％に当たる 1,855 点で独立型探鉱器が使用されている。センサーはジオフォンが使用された。図 3-10、図 3-11 に 2 種類の探鉱システムの模式図を示す。図 3-10 の有線テレメトリー方式の探鉱システムでは、受振装置をケーブルで接続しリアルタイムでデータの回収が行われるため、品質管理（QC）
が容易である。一方で、ライン設定においては現地踏査においてケーブルをどの様につなげるかの検討を行う必要がある。図 3-12 は本調査での有線式受振測線のつながりを示したマップであり、道路配置の影響を受けてスネークライン状となっている。一方、図 3-11 に示される独立方式の探鉱システムでは、データはメモリ上に保存され適宜データ回収が行われるため、リアルタイム QC には不向きであるが、ケーブルにとらわれない自由なレイアウ
トが可能である。図 3-13、図 3-14 には独立方式の探鉱器による受振測線および単独受振点の位置が示されている。データ処理の観点からは前者の複数台を一定間隔でライン状に並べる方法が、マルチトレース型のノイズ抑制処理の効果が高くなる利点がある。一方、受振測線の設定が難しい家屋が密集する集落内では、電柱脇など景観・生活に支障のない箇所に単独設置され、受振点不足の緩和に寄与した。
発振作業は大型バイブレーター（18t）と中型バイブレーター（7.4t）をそれぞれ 4 台導入して行われた。調査地域の平野部では農耕が盛んであり、区画整理により網目状に整備された農道は発振点の確保に寄与した一方、埋設管が設置されている区域では状況に応じ出
3-20

力や台数が制限された。大型バイブレーターは全体の 30.2％に当たる 988 点で使用され、残りの 69.8％に当たる 2,274 点で中型バイブレーターが使用されている。振源周波数の低周波数側への拡張を目的にカスタマイズした Non-linear sweep を採用し、大型バイブレー
ターでは 3-60Hz、中型バイブレーターでは 4-60Hz の発振が行われた。スウィープ長は 16秒、標準スウィープ回数は 3 または 4 回/点としたが、3 次元屈折トモグラフィー解析のための高 S/N 比データ取得を目的として、スウィープ回数を通常発振点の 2~3 倍に増やした
高エネルギー発振点を概ね 200m ごとに配置し、全発振点の 19％に当たる 622 点（屈折法77 点を含む）で発振が行われている。本調査の仕様を補遺 A3-3 に示す。

図 3-10

有線テレメトリー方式の探鉱システムの模式図3-21

図 3-11

独立方式の探鉱システムの模式図

図 3-12

有線テレメトリー方式の測線の配置
3-22

図 3-13

独立方式の受振測線配置の例

3-23

図 3-14

単独受振点配置の例

実証試験データの CMP 属性
実証試験サイトは区画整理された田畑が広がっており、データ取得は格子状の道路網を利用し行われた。発電所周辺では受振測線と発振測線の双方を格子状に配置し、稠密かつ全受発振点方位に偏りの少ないワイドアジマスデータが取得された（別添資料 1「3.5 陸上 3次元データ取得の基本配置」の WAZ 配置を参照）。また西側エリアでは受振測線と発振測線をそれぞれ直交に配置し、コストを抑えたデータ取得が行われている（同資料の直交配置を参照）。図 3-15 は実証試験データの受発振点配置において、オフセット制限をかけた重合数分布を比較したものであり、(a)に示される 500m 未満のオフセット距離についての重合数分布からは、直交配置を基調とするレイアウトを実施した西側のエリアでは反射点が疎らであり、浅部記録に抜けが生じ、連続性の低下が懸念される一方、クロス状に受振測線と発振測線の双方を配置した東側エリアでは反射点分布に抜けが少なく、浅部記録の連続性が良好な記録が期待できることが分かる。またオフセット距離 3,000m までの重合数分布を示す(d)では，発電所周辺では平均的に 200 から 300 程度の重合数が確保されていることがわかる。適正な重合数については地域性があることから判断基準を一概に規定することはできないが、1986 年の 2 次元地震探査（吉村ほか, 1988）における 48 重合に対して、本
データセットは 5～6 倍の重合数を持つ 3 次元データが得られることが分かる。また、本データに基づく 3 次元屈折トモグラフィー解析では、初動の判読がオフセット 3000m 程度まで可能であれば、最大オフセットの 1/7~1/8 にあたる深度 400m 程度までは速度構造推定が可能であると予想される。

3-24

図 3-15

実証試験データの重合数分布の例。オフセットレンジは(a)＜500m、(b)＜1000m、(c)＜2000m、(d)＜3000m をそれぞれ示す。
フィールドテスト
実証試験では下記項目についてテストを実施し、サンプル記録の取得が行われている。
Diversity Stack

バイブレーターの種別



発振周波数



スタック回数テスト
ダイバーシティースタック (Diversity stack)は同一地点における複数の発振記録を垂直重合する際に、突発的ノイズを含むウィンドウの寄与を小さくする重み付けを行う処理であり、車両ノイズ等の抑制に効果があった。図 3-16 と図 3-17 は大型バイブレーター(HighForce)と中型バイブレーター(Low Force)による発振記録の比較例である。大型バイブレー
ターの High Force 発振記録では、3 回程度のスタック回数でも測線の西端まで屈折波を明瞭に確認することができる。一方、中型バイブレーターによる Low Force 発振記録では、
20 回以上の発振を行わないと同等の記録は得られず、3 回程度のスタックではオフセット
距離 1 km 以上のイベントが判然としないことが判明した。
3-25

3 次元調査全発振点のうちの約 7 割で計画されている中型バイブレーター発振において、3 次元屈折トモグラフィーで必要とされるロングオフセットの屈折初動走時が一定の間隔で確保されるよう、標準スウィープ回数を 3 回としたうえで、スウィープ回数 12 回の高エネルギー発振点を 200m 程度配置したほか、振源エネルギー高減衰域では Low Force 1 回による低い発振仕様で計画された発振を取りやめたうえで、高エネルギー発振点の割合を増やす調整を行っている。

図 3-16

発振回数テスト[1] 大型バイブレーター(High Force)

3-26

図 3-17 発振回数テスト[2] 中型バイブレーター(Low Force)
既往発振記録との比較
図 3-18 は H27 年実証試験で取得された発振記録と 1986 年に取得された既往の発振記録（吉村他 1988；図 2-15 参照）の比較であり、探鉱機の多大チャネル化の恩恵により稠密
かつロングングオフセットのデータが取得されている。実証試験データでは明瞭な反射波を多数確認することができるオフセット 500~1500m のトレースが潤沢に取得されている
ことは、図 3-15 の重合数分布図でも確認できる。

3-27

図 3-18

実証試験サイトにおける新旧発振記録比較

参考文献（3 章）
物理探査ハンドブック手法編 第 1 章反射法地震探査, 物理探査学会, 1-114
物理探査ハンドブック手法編 第 2 章屈折法地震探査, 物理探査学会. 115-152
吉村雄三郎・中込理・岡崎金雄・井川猛・黒田徹（1988）地熱地域に於ける反射法地震波探査（九州伏目地域に於けるケーススタディー）, 物理探査学会第 79 回学術講演会論
文集 No.28,pl 17-120.
Casini, M., S. Ciuffi, A. Fiordelisi, A. Mazzotti, and E. Stucchi, (2010) Results of a 3D
Seismic Survey at the Travale (Italy) Test Site. Geothermics, v. 39, Is. 1, pp. 4‐12.
Casini, M., S. Ciuffi, A. Fiordelisi and A. Mazzotti, (2010): 3D Seismic Surveys and Deep
Target Detection in the Larderello‐Travale Geothermal Field (Italy). Proceedings
World Geothermal Congress, Bali, Indonesia, April 25‐29, 2010, pp. 7.
Echols, J. D. Benoit, M. Ohren, G. Oppliger and T. Van Gundy, 2011. Integration of a
3D‐3C Reflection Seismic Survey over a Known Geothermal Resource: Soda Lake,
Churchill County, Nevada. Geothermal Resources Council Transactions, v. 35, pp.
1,633‐1,641.
Echols, J., 2011. A 3D‐3C Reflection Seismic Survey and Data Integration to Identify
the Seismic Response of Fractures and Permeable Zones Over a Known Geothermal
3-28

Resource at Soda Lake, Churchill Co., NV. Geothermal Technologies Program 2011
Peer Review under the US Department of Energy.
Lüschen E., von Hartmann, H., Thomas, R., Schulz, R.(2015): 3D Seismic Survey for a
Petrothermal (EGS) Research Project in Crystalline Rocks of Saxony, Germany,
Proceedings World Geothermal Congress 2015, Melbourne, Australia, 19-25 April
2015
ウェブサイト鉱物の探査に関する手続き，九州経済産業局
http://www.kyushu.meti.go.jp/seisaku/shigen/kougyou/tansa/tansa.html,(accessed 2016/3/31)
WGC Topics ウェブサイト,
https://pangea.stanford.edu/ERE/db/WGC/mobile/mTopics.php#topics(accessed March 8, 2016)3-29

補遺（3 章）
A3-1 実証試験（山川地域）における浅層屈折法調査仕様
測線数

全 43 Line

受振測線長

100 m （受振点間隔 1 m、チャネル数 100 ch）

探鉱器

MS2000 （6ch 独立型探鉱器）

プリアンプ

8 dB

発振測線長

150 m

受振器

10Hz ジオフォン SM24(直列 3 個を集合設置)

発振点

7 点（SP1~SP7）

発振回数

5 回程度/VP

発振点位置

展開の中央を原点としたとき
S1: -75m、 S2: -50m、 S3: -25m、 S4: 0m、S5: 25m、 S6: 50m、 S7: 75m

振源

中型バイブレーター1 台（全 VP）
補助振源（カケヤ発振を SP4 にて実施）

スウィープ方式 Linear Sweep (LNS)
周波数8-180 Hz (Taper=0.3 s/0.3s)

測位

RTK-GPS 法

人員

13 名
場長

1名

事務/渉外

1名

QC

1名

計測係

5名

機械係

3名

測量係

2名

警備員

2名

A3-2 実証試験（山川地域）におけるノイズスプレッド調査仕様(a) 主要機材
・振源系
中型バイブレーター …………………………………2 台(防音型)
・受振系
10Hz ジオフォン………………………………………30 組
3-30

・記録系
独立型システムおよび付帯機材 ……………………45 台（予備含む）
・測量系
RTK-GPS （トプコン LEGACY-E）………………1 式
・GPS 時刻装置
GPS-TL…………………………………………………4 台(b) データ取得基本仕様
・調査地点数………………………………………………30 点
・受振系
チャネル数/調査点………………………………………1 ch
受振器アレー……………………………………………群設置（バンチング）
サンプリング間隔………………………………………2 ms
プリアンプゲイン………………………………………30 dB
・振源系【標準発振】
発振候補点数（杭打ち後）……………………………1,734 点
発振点間隔………………………………………………10 m
総発振測線長……………………………………………17,240 m
バイブレーター…………………………………………2 台
スウィープタイプ………………………………………MD スウィープ（MDS）
スウィープ周波数………………………………………4~60 Hz
標準スウィープ長………………………………………16 秒
リスニング長……………………………………………6 秒
スィープ回数……………………………………………1 回（標準）
人員

13 名
場長
1名

事務/渉外
計測係

5名

機械係

3名

測量係

2名

警備員（外注）3-31

A3-3 実証試験（山川地域）における反射法調査仕様(1) 測線長・調査面積
稠密 2 次元…………………………………………………1 測線（約 8 km）
稠密 3 次元…………………………………………………約 12km2（約 3 km x 約 4
km）
調査全域……………………………………………………約 36km2（約 4.5 km x 約
8 km）(2) 主要機材
振源系
大型バイブロサイス車…………………………………4 台(防音型)
中型バイブロサイス車…………………………………4 台(防音型)
受振系
10Hz ジオフォン………………………………………4,900 組 (予備を含む)
GS-One (10Hz 高感度ジオフォン)……………………800 組 (予備を含む)
DSU (3 成分 MEMS)……………………………………400 組 (予備を含む)
記録系
有線テレメトリーシステム（観測車）………………Sercel 428XL 2 式,
GDAPS-4A 1 式
独立型探鉱器（GSR, GSX）および付帯機材………1,900 台（予備を含む）
測量系
GPS トプコン[LEGACY-E] ……………………………… 2 式
トータルステーショントプコン[CS-255W/GPT-6003C]…………………… 1 式(3) 受振受振点間隔
稠密 2 次元測線区間……………………………………10 m
稠密 3 次元区間…………………………………………20 m
3 次元周辺部……………………………………………40 m
屈折用追加点……………………………………………80 m
受振点数……………………………………4,989 点
3-32

（内訳）
有線式受振点…………………………………… 3,134 点
稠密 2 次元区間…………………………………… 997 点
稠密 3 次元区間…………………………………… 1,631 点
周辺部 3 次元区間………………………………… 506 点
独立型受振点…………………………………… 1,855 点※受振器設置状況
・ジオフォンは杭の傍に集合設置（バンチング）
・DSU は P23 ラインで使用
・GSR の受振器種別（ジオフォンまたは GS-One）は地表条件により選択(4) 発振仕様
ス ウ ィ ー プ タ イ プ ………………………………………Non-linear Sweep(Customized)
スィープ周波数…………………………………………3-60Hz（大型バイブレーター）……………………………………………………………4-60Hz（中型バイブレーター）
標準スィープ長…………………………………………16 秒(標準)
リスニング長 ………………………………………… 6 秒
スウィープ回数
2 次元測線 通常発振 ………………………………4 回
高エネルギー発振……………………8 回（約 200m 毎）
3 次元測線 通常発振……………………………… 3 回(一部区間で 2 回に変
更)高エネルギー発振……………………12 回（約 200m 毎）
発振点間隔
稠密 2 次元測線区間………………………………10 m
稠密 3 次元区間……………………………………20 m
3 次元周辺部……………………………………… 40 m
屈折用……………………………………………… 80 m
発振点数……………………………………………… 3,262 点
（内訳）
3-33

反射法 2 次元大型…………………………………298 点
反射法 2 次元中型…………………………………536 点
反射法 3 次元大型…………………………………613 点
反射法 3 次元中型…………………………………1,733 点
屈折用………………………………………………77 点
集落周辺単独 VP……………………………………5 点(5) 記録仕様
サンプル間隔………………………………………………4 ミリ秒
記録長（相互相関後）……………………………………6 秒
独立型探鉱器で取得された連続データ（稼働時間 5：00～18:00）(6) 37 人員
13 名
場長/場長代理

2名

事務/渉外

2名

QC

7名

計測係

15 名

機械係

10 名

測量監督

1名

警備員（外注）
測量（外注）
データ取得支援作業（外注）3-34

A3-4 実証試験（鬼首地域）における弾性波探査の適用性検討
実証試験地を想定した速度構造モデルに基づく合成地震探査記録を作成し、反射法・屈折法の適用性について事前検討を行った。速度構造モデルは既存の坑井情報に基づき、図3-19 の様に作成した。モデルは水平方向 0~7.6km、深度方向-1.0~1.3km のサイズである。
浅部に速度の遅い堆積層が存在する箇所があるが、カルデラ火山岩類によって速度は急速に増加する。速度値は空間的にも変化することが想定されるが、詳細は不明であることから
3.4 km/s で一定とし、深度方向に僅かな勾配を与えている。モデル中央の深部には、ホルスト状の基盤岩類（花崗岩）を想定し、その周辺に熱水による岩石の変質部を設定した。
合成データを、有限差分法により作成した。モデリングは音響場仮定で実施し、モデルのグリッドサイズは 5m×5m で計算した。震源関数には、15Hz のリッカー波を使用した。また、あわせて走時線型近似法(Linear Travel-time Interpolation，LTI 法)を理論走時の計算法として採用したレイトレーシングを実施した。図 3-20 にモデリングによって得られた記録を示す。主要な反射波は 2 秒より早く到達していることが分かる。また、深部通過の波線を取得するためには、オフセット 5km 以上が必要と考えられる。標高及び地表の速度不均質の影響により、発振記録上で反射波が大きく歪んでいる。このことはデータ処理において
静補正処理が重要であることを示唆する。変質による速度低下ゾーンからのイベントは、発振記録上では選別するのは難しい。
図 3-21 に反射法深度断面を示す。CMP 重合記録に対して重合後時間マイグレーションを適用し、深度変換を行った断面である。処理が適正であれば想定した地層境界面をイメー
ジング可能であることが分かる。図 3-22 に変質部の拡大図を示す。変質部ではインピーダ
ンスが変化し、周辺の変質を受けていない部分と反射イベントの現れ方が僅かに異なる。
図 3-23 には屈折トモグラフィー解析の適用結果を示した。初期モデルランダム化によるモンテカルロ確度解析（白石ほか, 2010）を採用し、ランダムに作成した 50 個の一次元速度モデルを入力モデルとし、それぞれに対して得られた結果の速度モデルの平均とともに、モデルの標準偏差、波線密度が示されている。浅部に関しては標準偏差値が小さく、信頼性の高い速度モデルが推定されている判断される。ただし、カルデラ火山岩類が浅部の堆積層と比較して高速であるため、その上面付近に波線の集中が見られる。これより深部では標準偏差の数値が上昇し、解析精度が徐々に低下していることが示されている。波線が到達する
最大深度は平均海水面下 1km 程度まで達し、変質部をカバーしている。この部分は標準偏差において値が上昇する領域として特徴付けられるが、速度モデルにおいてアノマリーは判然としないことが分かった。

3-35

図 3-19

図 3-20弾性波探査の事前検討に使用した鬼首地域の速度モデル

フォワードモデリング結果：（上）合成発振記録,（下）レイトレーシング結果3-36

図 3-21

図 3-22

図 3-23

反射法深度断面反射法深度断面の変質部周辺の拡大図

屈折トモグラフー解析の適用結果（左上）実モデル（右上）標準偏差分布（左下）平均速度モデル（右下）波線密度分布3-37

A3-5 混合振源調査における各振源からの寄与
鬼首地域での実証試験では発振点を面的に確保するため、複数の振源を混合した調査が行われた。振源は全体の 87%にあたる 1,032 点において起振車（バイブレータ）を使用しているが、その測点配置には偏りがあったため、残りの点では発破振源を使用している。
調査地北部の林野内には木材の運び出し用に整備された作業道が存在していたため、作孔機を運搬するキャリアダンプの進入が可能であった。この様な測線では掘削した 13 m 孔に 2.5 kg の火薬を装填し発破する通常の方法による発振を実施した。一方、キャリアダン
プの使用が困難な雄釜雌釜から片山地獄にかけての森林区間では登山道や里道においては、
ハンドオーガーを使用して孔間隔 2m、2 本の 1ｍ孔を作孔し、それぞれ 150g の火薬を装填して発破する浅孔発破による補完発振を実施した。発破は通常点が 92 地点、浅孔発破点
が 64 地点で行われた。
これら振源の反射法記録に対する寄与の比較が図 3-24および図 3-25に示される。

それぞれ断面 L-3 を望む北側からの鳥瞰図と、南側からの断面図である。各パネルには全振源を用いた反射法記録（PSTM）と、各種震源による反射法記録がそれぞれ提示されている。振源は大半がバイブレータ発振であったため、バイブレータ記録(b) は全振源を用いた記録(a)と共通する特徴が随所に認められ、その寄与の大きさが伺われる。しかしながら黄色枠で示す箇所（片山地獄西方森林内）には、マイグレーション処理で生じたノイズの卓越が見られる。 (c)と(d) は各発破振源による反射法記録であり、それぞれ発振測線が限られるため、調査エリア全体に寄与する訳ではないが、通常の発破記録(c)は反射イベントが極めて明瞭である。一方、浅孔発破記録 (d)は他の振源と比べると品質は劣るものの、黄色枠の反射イベントの獲得に対しては、最も寄与が高い様子が伺える。

3-38

図 3-24

断面 L-3 周辺の反射法記録における各振源の寄与

各パネルは(a)全振源による記録、(b)バイブレータ記録、(c)発破記録、(d)浅孔発破記録。
図中の枠は浅孔発破による補完発振点が大きく寄与した箇所が示されている。
3-39

図 3-25

断面 L-3 の発電所付近での同上の比較

3-40

4. 実証試験における弾性波探査データ処理実証試験の弾性波探査データ処理は株式会社地球科学総合研究所の自社開発ソフトウェ
ア「SuperX」のほか、Haliburton 社製「SeisSpace / ProMAX」（反射法データ処理ソフト
ウェア）、Sigma3（Sigma Cubed）社製 Seismic

Studio（屈折静補正解析用ソフトウェア）、

Techco 社製 MASTT（残差静補正処理用ソフトウェア）を使用し実施された。本章では実証試験データ処理・解析で実施された各種試みとその成果について紹介する。

4.1 反射法・屈折法統合解析
4.1.1 解析の流れ
反射法データ処理では地下の弾性波速度分布を仮定したモデル（速度モデル）が必要である。しかしながら、地熱地域の反射法の速度解析では複雑な地質構造や卓越する後方散乱波の影響などにより、反射波を用いた速度解析（例えば重合速度解析など）の精度が十分ではない可能性がある。この課題は屈折トモグラフィー等の屈折波を用いた速度推定法の導入
により緩和される期待がある。
表 4-1 は実証試験で実施された反射法と屈折法の統合データ処理・解析の流れを示している。表層補正は Step 1～7 に示すように、浅層屈折法調査等の情報を参照し推定した表層速度分布を用いて反射法の入力データに適用したほか、Step 8～9 において屈折トモグラフ
ィーの入力データである初動走時に対しても適用されている。こうして推定された速度モ
デルは Step 10～14 以降の各種反射法処理・解釈において利用・参照されている。この様に反射法と屈折法の組み合わせた処理・解析を通じて、それぞれの手法の高精度化が図られて
いる。
表 4-1

実証試験における反射法・屈折法統合データ処理・解析の流れ

4-1

4.1.2 屈折初動走時読み取り
屈折波初動がノイズレベル以下の微弱の振幅を持つ場合、屈折初動走時読み取りが困難になるほか、浅部の地層を伝播した後続の屈折波を読みとってしまうなどの誤りが生じやすくなる。屈折初動走時読み取りの精度向上には、想定される速度モデルに基づく走時デー
タ予測を参照するほか、十分な振源エネルギーによる発振記録を適宜取得することで、初動読み取り位置の確からしさを確認することが望まれる。
実証試験の発振作業では通常の発振点における発振回数の 2～4 倍のスウィープ回数による発振点（高エネルギー発振）が約 200m ごとに設けられた。図 4-1 は調査エリアの中央を通過する東西の稠密 2 次元測線における高エネルギー発振記録についての初動読み取り
走時である。2 次元測線では、通常発振回数 4 回に対し、高エネルギー発振点では 8 回のスウィープが行われている。多くの発振点では 3 km 程度までの初動が読み取られていることが示される。
6 km 以上の初動が読み取られた箇所ではフィールドテストが実施されており、20 回のスウィープ記録より走時が読み取られている。
図 4-2 は 3 次元区間の記録例である。3 次元区間は中型バイブレータが主体で発振作業が行われているうえ、通常発振回数が 3 回と少ない。そこで高エネルギー発振点は 12 回で行われ、およそ 3 km までの初動走時が読み取られている。

図 4-1

2 次元測線についての初動読み取り走時
4-2

図 4-23 次元測線区間における通常発振記録と高エネルギー発振記録の走時読み取り例

4.1.3 初期モデルランダム化による屈折トモグラフィー
実証試験データより抽出された 2 次元測線のデータを用い、初期モデルランダム化による屈折トモグラフィー解析（白石他, 2010）を実施した。本手法は複数の初期モデルを用いたインバージョン解析結果を統計的に扱うことで、初期モデルへの依存性の低減が図られる。本解析では 100 ケースの初期速度モデルが使用された。
初期速度モデルの作成はまず、地表面における速度および線型速度勾配を下記に示す設
定で一様乱数によって与え、線形速度勾配を持つ一次元速度プロファイル（図 4-3）を生成した。そして CMP 標高を 1 次元プロファイルの深度原点として、地形に沿った速度プロフ
ァイルを空間的に作成している。
生成される初期モデルの速度範囲

深度 0 m:

300-2,000 m/s

深度 1,000 m:

1,500-3,000 m/s

深度 3,000 m:

3,500-4,500 m/s

4-3

図 4-3

線形速度勾配を持つ一次元速度プロファイル

100 回の試行に基づく速度推定結果の平均値（モデル平均）、標準偏差，格子を通過した
波線の数（波線密度）の分布を図 4-4、図 4-5、図 4-6 に示す。さらにモデル平均を初期モデルとするインバージョン解析（カスケード法）の速度分布を図 4-7 に示す。モデル平均に対して推定速度が得られる領域は狭くなるが、信頼度が高い領域についての高分解能記録が得られる特徴がある。

図 4-4

初期モデルランダム化による屈折トモグラフィー[1] 100 回の速度推定による平均値分布（モデル平均）。背景は 2 次元処理による反射法深度断面。
4-4

図 4-5

初期モデルランダム化による屈折トモグラフィー[2] 同上の標準偏差

図 4-6

初期モデルランダム化による屈折トモグラフィー[3] 同上の波線密度分布4-5図 4-7

初期モデルランダム化による屈折トモグラフィー[4] モデル平均を初期モデルとする速度推定結果

4.1.4 屈折トモグラフィーにおける表層補正結果の適用
3 次元屈折トモグラフィーでは屈折トモグラフィーデータに対する静補正の適用が検討され、良好な解析結果が得られたことからこれを採用した。本稿ではまず、屈折トモグラフ
ィーデータに対する静補正適用の必要性について述べる。
屈折トモグラフィーでは通常、表層補正未適用のフィールドデータを用いて解析が行われ、表層の低速度層を含んだ速度構造が推定される。この解析結果は反射法データと屈折法記録の間に不調和を生じさせる 2 つの問題がある。その 1 つ目は、反射法記録と屈折法記
録における表層の扱いに関するミスマッチであり、反射法記録は表層補正処理により、表層速度（Vw）から基底層速度（Vsw）への表層区間速度を置き換えに相当する走時補正が行われている。2 つ目の問題は、インバージョンにおける浅部低速度層の影響である。表層付
近の低速度層と深部速度構造の双方を同時に推定することは難しく、浅部における解析誤差が深部速度モデルの誤差の原因となりうる。
この問題緩和のため、屈折初動走時データに対し、発振点および受振点の表層静補正相当
野の静補正を適用したうえでインバージョンを実施した。同様の観測点近傍の速度不均質
補正は自然地震トモグラフィーや AE 計測等では「観測点補正」として一般的に行われており、本解析では発振点・受振点の双方の観測点補正を適用したとみなすことができる。
図 4-8～図 4-10 は静補正適用の有無による屈折トモグラフィー解析のそれぞれの結果を比較したものである。図 4-8(b)では黒線で示される地表面から基底層速度に対応する>1,500 m/s の速度が現れており、表層補正後の反射法データで想定される速度分布と整合
4-6する速度モデルが得られている。また、静補正適用の効果により速度分布の解像度の向上が見られるとともに、速度境界面の位置が全体的に上昇している様子が伺える。表層付近の速度不均質かつ速度差の大きい表層区間の影響が取り除かれた効果と考えられる。図 4-9 は観測走時と計算走時の比較であり、静補正未適用では浅部のミスフィットが大きく速度推
定誤差が存在することを示唆する。図 4-10 の反射法・屈折法統合断面においても震探相（反射イベント群の連続性、振幅、形態などの特徴）と速度の対応は良好となった。表層補正前には反射法記録における連続性のよい反射波列を横切ように高速度帯が分布するなど、反射法記録と屈折法記録は調和的ではなかった。表層補正後にはこのような不調和が低減されているほか、震探相と弾性波速度の対応も見られており、マルチアトリビュート解析における岩相推定などの場面で、屈折トモグラフィー速度をアトリビュートの一つとして加えるなどの利用法が考えられる。

4-7

図 4-8

屈折トモグラフィー解析における静補正の効果[1]: 速度プロファイルでの比較。

(a)表層補正適用前, (b)表層補正適用後

4-8

図 4-9屈折トモグラフィー解析における静補正の効果[2]: 観測走時と計算走時のフィッティングの比較。(a)表層補正適用前, (b)表層補正適用後。(a)におけるミスフィットは浅部から速度モデルにおける誤差が大きいことを示唆する。

図 4-10屈折トモグラフィー解析における静補正の効果[3]: 反射法・屈折法統合断面での比較。(a)表層補正適用前。(b)表層補正的用後。矢印の高速度層において位置・厚みの差異
が大きい。
4-9

4.2 2 次元測線と 3 次元測線の比較
3 次元データから抽出された稠密 2 次元配置相当のサブセットデータを用い、3 次元反射
法処理のパラメータテストを目的とする先行処理を実施した。引き続く 3 次元処理では、2次元処理のパラメータ、重合速度を出発点に、適宜調整を行いながら処理が進められた。本節では 2 次元と 3 次元の各測線とそれぞれの記録を比較する。

4.2.1 2 次元測線の概要抽出された 2 次元測線の反射点分布と重合測線を図 4-11 に示す。反射点分布は概ね一直線上に分布し、重合測線は屈曲のないものが採用された。ただし受発振点が設けられた道路の形状を反映し、受振測線、発振測線は時折 90 度に折れ曲がっている。図 4-12 には CMP
属性が示されている。方位分布（Azimuth）は発振点-受振点ベクトルの重合測線に対する角度を示しており、測線の屈曲により 0 または 180 度以外の値を示す。重合数（Numberof Fold）は中央付近で 1,000 に及んでいるが、データ処理では浅部はアウトサイドミュー
トが適用されるため、実際の重合数はこれよりも少ない。重合測線からの偏り（deviationfrom stacking line）を示すグラフからは、反射点の散らばりは概ね 100m 以上に及んでおり、散らばりの大きいところでは最大 250m 以上となることが分かる。
CMP-Offset diagramはサブサーフェイス・ダイアグラムとも呼ばれ、縦軸に符号付オフセット、横軸に CMP 位
置、カラースケールでオフセットが示される。反射点間のオフセット分布の違いを確認する
ことができ、一部に見られる線状の空白域は、そのオフセット 0m 付近において受振点または発振点が確保できなかった影響である。CMP 標高分布（Distribution of CMP elevation）
は CMP に属するトレースの標高値分布を示し、ばらつきが大きいほど静補正が問題化する。最後のパネルはサーフェイス・ダイアグラムと呼ばれ縦軸に受振点位置、横軸に発振点位置、カラースケールでオフセットが示される。受振点、発振点が確保できなかった地点を確認することができる。

4-10

図 4-11

実証試験 2 次元測線の反射点分布と重合測線

図 4-122 次元測線の CMP 属性

4-11

4.2.2 3 次元測線の概要
3 次元測線の CMP 属性が図 4-13 に示されている。左側の 2 枚の重合数分布図にはオフセット制限がかけられており、それぞれの 0-4,000m と 0-400m が示されている。前者はターゲット付近の深部記録の重合数の把握を目的としており、調査対象領域とその周辺部の重合数が十分確保されているかの確認に用いる。本重合数分布はビンサイズが 5m ×5m として計算されており、緑から黄色が 30~60 重合を示している。データ処理では 10m×10mのビンサイズを採用したことから、実際の重合数はこの約 4 倍であり、海岸付近から比較的高い重合数が確保されている様子が伺える。下段のパネルからはニアオフセットトレー
スの欠損状況を確認することが出来る。地熱開発エリアの周辺では欠損が殆ど見られず、浅部から反射記録を得られることが予想される。

図 4-13

実証試験の CMP 属性分布（計画時）

4.2.3 2 次元測線と 3 次元測線の記録の比較
3 次元 CMP 重合測線の原点、方向、ビンサイズなどはデータ処理段階で任意に設定が可能である。重合記録の品質は一般にビンが広いほど重合記録の S/N 比が改善されるが、空間分解能は低下する。本調査の 3 次元測線ではビンサイズテストを経て 10m×10m が採用された。ここでは採用された受振点間隔・発振点間隔のうち最も頻度の高いものが 20m

4-12であり、隣接する受発振点の反射点の間隔は概ね 10m になることも考慮されている。
図 4-14 に 2 次元反射断面と同位置の 3 次元記録が表示されている。2 次元記録は S/N比が大きく、震探相の特徴が際立っている。急傾斜構造、無反射領域、強振幅領域が各所に見られる。石英安山岩を示唆する強振幅イベントは連続性が高く明瞭である。急傾斜構
造や地層境界の高い表現力は稠密受発振間隔による細かいビンサイズ（5m）と約 520 に及ぶ平均重合数の高さが寄与していると考えられる。図 4-15 には 2 次元記録が標高6,000m まで示されるが、東部では標高-4,000m 付近に明瞭な反射が捉えられている。一方、反射波の連続性の高さや無反射領域の形成はミキシング効果によるもので、クロスラ
イン方向の数 100m の反射点の散らばりや、クロスライン方向には空間分解能の改善効果が得られない 2 次元マイグレーション処理の手法上の限界を示している可能性がある。
本 3 次元記録の重合数は最大 240、平均 60 程度であり、S/N 比が低く震探相の変化は 2
次元調査に比べ乏しいほか、ビンサイズが荒く傾斜イベントの表現力が 2 次元記録に対して劣る。しかしながら、3 次元マイグレーションの効果により空間分解能が高くトレース
間には断裂を示唆する食い違いが多数認められる。2 次元記録において無反射領域に 3 次
元記録では無数の亀裂が捕らえられている箇所がある。
以上のように 2 次元記録、3 次元記録は双方とも長所短所があり、探鉱段階では構造の概要を把握しやすい 2 次元調査が、開発段階では空間分解能の高い 3 次元記録が役立つと考えられる。

4-13

図 4-14

2 次元反射断面と同位置の 3 次元反射断面およびコヒーレンス記録（センブラン

ス）の比較

4-14

W

図 4-15S

2 次元反射法深度断面（標高-6,000 m まで表示）

4.3 LVL 調査データに基づく静補正の適用
4.3.1 表層補正における表層速度の影響
図 4-16 は表層の影響を補正する静補正処理（表層補正処理）前後の重合記録である。反射イベントは静補正処理の有無により大きく異なることが分かる。表層補正処理は何らかの方法により推定した地表付近の速度構造のモデルに基づき行われる。表層速度測定調査（Low Velocity Layer 調査または LVL 調査とも呼ばれ）を別途実施する場合もあるが、一般的には反射法データの屈折初動走時を用いた解析により表層速度モデルは推定されている。
ここで地表付近に低速度の土壌や風化層が厚く発達すると、反射法処理における重合効
果が著しく低下する可能性がある。火山地域では起伏の大きい地形の影響に加えて、通常の堆積層よりも表層付近の透水性が高く、風化の影響が深部まで及ぶ場合があることから、表層の影響が大きい可能性がある。平成 25 年度に実施された現況調査では、地熱地域の反射法調査の課題は静補正処理にあると指摘された。
表 4-2 は表層補正量（w.corr）に対する表層速度（Vw）または表層基底層速度（Vsw）の誤差の影響を見積もるため、タイムターム値を一定として表層速度と表層基底速度を相4-15

互に 200m/s ずつ変化させた際の表層補正量が示されている。表層補正量は表層基底層速度の変化（1400⇒2200m/s）に対し+8ms 程度の変化を示した一方、表層速度の変化（200⇒1000m/s）に対し-22ms 程度の変化を示している。表層速度の誤差は反射法記録の見掛けをより大きく変化させる可能性がある。しかしながら、一般に表層速度分布を反射法データから推定することは難しく、仮定した一定値を用いてデータ処理が実施されるケースも少なくない。
第 1 回実証試験では表層補正における表層速度構造の影響を評価、適切な処理を実施するための指針を得ることを目的として、LVL 調査が実施され、反射法処理における表層速度分布の影響が検討された。

図 4-16

地熱地域における表層補正処理の例

4-16

表 4-2

表層補正値（w.corr）における表層速度（Vw）および表層基底層速度(Vsw)の誤差の影響

4.3.2 表層速度分布の地球統計学的推定
LVL 調査は 43 地点において実施された。図 4-17(a) は各測点における表層速度を
Kriging によりコンターを描かせたものである。周辺部において極大値や極小値を持つ不自然さが見られており、測点数が 3 次元調査エリアの表層の不均質性を表現するのには、必ずしも十分なデータ密度とは言えないことを示唆している。
この問題の緩和策として地球統計学的推計が試みられた。ここでは空間的に密に存在する表層地盤情報として、バイブレータログに含まれる発振点ごとの地盤応答の情報（バイブレータアトリビュート）に注目した。バイブレータアトリビュートは類似の表層地質状況では似た値を持つ示すことが期待される。図 4-17 (c)はバイブレータアトリビュートの一つで表層地盤の剛性と関連する peak stiffness（周波数により変化する Stiffness がスウィープ
中に示した最大値）を Kriging にてコンターを描かせたものであり、ランダムではない分布
状況は地質との相関が示唆された。図 4-17 (b)は Collocated Kriging を用い、バイブレー
タアトリビュートのトレンドに沿った内外挿を行った例であり、図 4-17(a)よりも自然な外挿が実現された。
上記、表層速度分布とタイムターム法に基づくタイムターム値および表層基底層速度を組み合わせて求めた静補正値が、図 4-18 に示される。辻之岳の南麓から海岸にかけての静補正量が大きく、この分布は 3 次元屈折トモグラフィーに見られた浅部高速度帯の分布と類似の特徴が見られた。
図 4-19 は表層補正適用前後の重合記録の比較であり、表層補正により浅部の連続性の改善が顕著である。LVL 調査と地球統計学的推定により構築した表層モデル（LVL モデル）が品質の改善に寄与していることが示されている。

4-17

図 4-17 Vw 分布の推定。(a) kriging による Vw 分布、(b) co-kriging による Vw 分布、(c)co-kriging において参照したバイブレータアトリビュート(stiffness)の分布。（H27 年度実証試験より）

図 4-18求められた表層静補正値分布。黒線はテスト測線（2 次元）を示す。

4-18

図 4-19

表層補正適用前後の重合記録の比較。最寄りの LVL 調査測点がマップおよび図下部に示されている。

(2) LVL モデルの効果検証
次に LVL モデルの Vw と、一定値の Vw を使用した場合の比較を行った。図 4-20 はタ
イムターム法による静補正の適用状況を 2 次元測線沿いで比較した図面である。(a) は表層
速度モデルにおいて Vw=500m/s（一定）を、(b)は LVL モデルを使用した場合が示されており、各パネルの上から 2 段目には Vw 分布が、4 段目には表層補正量がそれぞれ示されている。
図 4-21 はそれぞれの表層補正値分布とそれらの差を示しており、LVL モデルにより空間的に緩やかに変化する±5ms 程度の誤差が補正されたことが分かる。図 4-22 はこれら静補正を適用した 2 次元重合断面である。最上段のマップにおいて赤線で示される 2 次元測線に沿って Vw は、中央付近で 400m/s 前後の低値を示し、発電所より東側では概ね 500m/s
程度の値を示す。また西側のエリアでは 650m/s 程度の比較的速い表層速度が観察されている。
Vw のバリエーションは比較的大きいと考えられるが、表層層厚が概ね 25m 以下であったことが表層補正量の違いが顕著ではなかった原因と考察される。唯一反射法記録において顕著な差が見られたのは図 4-22 における CMP 270-500（図 4-20 の Location 111604-19

11300 に対応)付近のみであり、この位置では層厚の推定値が 30m を超え、10ms 程度の静補正値の変化が観察される。
図 4-23 は Vw の値に対する静補正の影響を浅部重合記録において示したものであり、Vw が 300, 500, 700, 1000 m/s で一定の場合の重合記録と、LVL モデルによる重合記録がそれぞれ比較されている。重合記録に差異はあるがいずれも軽微であり、本地域では表層速度の推定誤差が地質解釈に影響することは少ないと判断される。

図 4-20屈折静補正における表層速度分布の影響[1] タイムターム法解析結果比較 (a)Vw=500m/s（一定）を仮定、(b) collocated kriging による Vw マップを使用。パネルは上段から 1: タイムターム値、2: Vw および Vsw 分布、3: 地表および基底層標高、4: 表層補
正量、5: 標高補正量（H27 年度実証試験より）4-20

図 4-21

静補正値の差異:①Vw=500m/s の表層補正量、②Vw=LVL モデルの表層補正

量、③ 両者の差を示す。

4-21

図 4-22

屈折静補正における表層速度分布の影響 [2] 2 次元重合記録における比較(a)Vw=500m/s（一定）を仮定、(b)Vw に LVL マップを使用。（H27 年度実証試験より）

図 4-23

表層速度の異なる重合記録。左から Vw=300, 500, 700, 1000 m/s, LVL モデルを

示す。

4-22

（3）LVL 調査が必要となる条件（考察）LVL 調査により推定した表層速度分布を用いた表層補正は、反射法処理の高精度化に寄与することが分かったが、その効果の程度は表層地質状況に依存すると考えられ、従来の方法でも遜色の無い記録が得られる場合があることが分かった。そこで LVL 調査が必要となる条件について簡単なモデルを用いて考察を行った。
表 4-3a は様々な表層速度と層厚の組み合わせについての表層補正量が示されており、表層速度（Vw）は 300,400,500,600,700 m/s が、表層基底層速度（Vsw）は 1,500m/s が、層厚は 2m 毎に 50m までが想定されている。表層補正値は表層が厚いほど、あるいは表層速度が遅いほど大きくなる傾向を読み取ることができる。表 4-3b は表層速度における誤差が
表層補正量にどれだけ影響するかが示されており、Vw=500m/s を正解として、Vw の±100m/s および±200m/s の誤差による表層補正値の誤差が比較されている。表層補正誤差
は表層厚が厚いほど大きくなるほか、表層速度に-200m/s と+200m/s の誤差があった場合、静補正誤差は前者の方が 2 倍以上大きくなることを読み取ることができる。
一方で静補正誤差は、表層速度が 300m/s であっても表層が 20m 未満の場合や、表層厚が 50m の場合であっても表層速度が 700m/s の場合では誤差は 25ms 以下であり、後に適用される残差静補正処理で補正可能な誤差であることから、このようなケースでは LVL 調
査は必ずしも必要ないと考えられる。
反射法調査において表層に起因する静補正問題が大きくなる条件は以下が挙げられ、これらのいずれか一つに合致する場合、浅層速度調査の実施が推奨される。


表層層厚が厚い場合（概ね層厚 50m 以上）

タイムターム値が 100ms 以上（表層速度 500m/s のとき層厚 50m 以上に相当）

300m/s 未満の低速度層が存在

表層速度変化が大きく偏する場合（概ね±200m/s 以上）

以上のパラメータは既往調査の発振記録や表層補正処理結果から判定できる場合がある。
また浅層屈折法調査は必ずしも事前に実施する必要はなく、必要に応じ浅層屈折法の追加調査を実施する対応が考えられる。発振記録上で表層付近の著しい低速度または厚い表層の存在は、基底層のインターセプトタイム（発振記録で基底層についての初動を直線近似した際のオフセット 0m での時刻。原点走時）が増大する傾向などから判断できる場合があ
る。

4-23

表 4-3

表層補正における低速度層と表層層厚の影響。

静補正値は Vsw=1500m/s を用いて計算された。

4.4 複合型ノイズ抑制処理
4.4.1 ノイズの分類
反射法調査のフィールドデータ（図 4-24）には様々なタイプのノイズが含まれており、それぞれのノイズ特性に準拠したフィルターを複合適用することで S/N 比の改善が図られる。表 4-4 は JOGMEC が平成 21 年度に実施した「ノイズ・多重反射除去技術に関する技術動向調査」において整理された弾性波探査に見られるノイズの類型化と、その抑制に有効な処理手法の一覧をベースに、実証試験のノイズ状況とその対策を赤字で示したものである。ノイズ抑制手法には、予測型（F-X 予測フィルター）、エディット型（Data adaptive
time variant filter、F-X エディット）、走時差準拠型（F-K フィルター、F-X 速度フィルタ
ー、データ変換法（放物線ラドン変換、τ-p 変換など））など、特性及び対象ノイズが異なる様々なものがある（代表的フィルターについては別添 1 の 5.3 節を参照のこと）。
図 4-25 と図 4-26 は複数のフィルターの複合適用によるノイズ抑制効果が、２地点の共通受振点記録において比較されている。各図面の記録は上段が TRMS、下段が AMAX によるスケーリングであり、前者はトレースごとのスケーリングであり各レースにおける S/N比の改善を、後者はノイズレベルの低下の様子をそれぞれ観察することができる。
本地域の表面波は大振幅であるが速度は遅く、記録全体への影響はさほど大きくない。一方で、屈折多重反射波が顕著であり、特に浅部高速度帯が存在するエリアでは低周波の卓越も見られた。このノイズに対しては F-X 領域で適用する速度フィルターに加えて、重合直
前に Time-Variant 型のバンドパスフィルターが適用されている。
複合型ノイズ抑制処理は坑井作業のノイズに対しても有効であった（図 4-27）。調査期間
中に山川発電所で実施された浚渫作業時には強振幅ノイズが発生し影響は広範囲に及んだ
4-24

が、共通受振点記録における FX Prediction Filter 等の適用により、反射波を確認できるレ
ベルまでノイズレベルを低下させることができた。

図 4-24発振記録に見られる各種ノイズの例

4-25

表 4-4

図 4-25

各種ノイズの分類と抑制手法

共通受振点記録における複合型ノイズ抑制効果[1] RP11100

4-26

図 4-26

共通受振点記録における複合型ノイズ抑制効果[2] RP11400

図 4-27

浚渫作業時に発生したノイズに対する複合型ノイズ抑制の効果

4.4.2 準 3 次元記録におけるノイズ抑制の事例
鬼首の反射記録はニアオフセット記録で反射波が乏しく、広角で明瞭に現れる傾向が見4-27られた。一方で、強振幅の屈折波の卓越が見られ、屈折波の混入は反射法記録を著しく劣化させることから、広角反射波を残しつつ、屈折波の抑制することが課題であった。直交配置の 3 次元データであればクロススプレッドギャザーにおける FKK フィルターなど、効率的に振源起因のイズを抑制する手段が使用できるが、複雑な受振測線配置や地形の影響もあり準 3 次元配置でこのフィルターの適用は効果が低いと判断された。そこで屈折波と反射波をアングル領域で分離することとし、
このパラメータ設計のためアングルを制限した 1 つの発振記録で作られる 1 重合記録（通称「100％記録」と呼ばれる（（図 4-28））を 3 次元的に可視化し、重合記録と見比べることで、重合記録に影響をするアングルを特定した。図4-29 と図 4-30 は屈折波抑制前の Brute Stack 記録と、アングルを浅部は 25 度、深部は 45
度に時間可変としたアングルミュートが適用されたデータを入力とする PSTM 記録が、NMO 補正を適用した 1 重合記録（アングル 30-40 度範囲を表示）と比較されている。アン
グルミュートにより屈折波が抑制され反射波が明瞭となった。

4-28

図 4-28

100％記録の 3 次元可視化例：（上）北西側から、（下）上方からの鳥瞰図4-29

図 4-29 Brute Stack 記録と NMO 補正を行った 100％記録（アングル 30-40 度範囲）

図 4-30

アングル領域で屈折波を抑制したデータを入力とする PSTM 記録と同上の100%記録

4-30

4.5 5-D 内挿
4.5.1 5-D 内挿における重要パラメータ
3 次元データ処理では重合数のばらつきに伴うフットプリント抑制を目的として、5D 内挿処理が実施された。5D 内挿処理には多数のパラメータが存在するが、記録に対する影響度の観点から以下の 2 つが重要であった。1 つ目は Supergather を構成する CMP 範囲、2
つ目は内挿処理を行う際の軸の選択である。5D 内挿処理では隣接する複数 CMP ギャザーが統合された Supergather を入力とする解析が行われる。空間的な平滑化の効果があるた
め、CMP 範囲の拡大はディップ抑制の効果を増大させる。本処理ではインライン、クロス
ラインそれぞれ 6 CMPs の範囲内で計算が行われた。
5D 内挿では発振点と受振点の相対的な位置関係を示す 2 つの次元軸の組み合わせの選択肢として、1) (Offset, Azimuth)、2）(Offset X, Offset Y) の 2 つがあるが、内挿処理後のCMP ギャザーにおけるオフセットバランスにおいて、それぞれ異なる結果が得られる場合がある。Offset と Azimuth の双方について区間を限定した小領域（Offset Vector Tile また
は OVT）の座標系が、CMP 座標が定義される直交座標系とは異なる円筒座標系により定義
される 1)を選択した場合、内挿処理後 CMP ギャザーにおけるニアオフセットのトレースの数が、ファーオフセットに対し増加する傾向が見られた。実証試験データでは振源起因ノイズの影響を強く受けているニアオフセットトレースの割合が高まり、ファーオフセットにおいて顕著な反射イベントが相対的に弱まる傾向が見られた。一方、OVT の座標系がCMP グリッドと同じ座標系を用いる 2)を選択した場合、オフセットバランスの極端な変化は生じず、通常記録と調和的な構造を呈しながら、フットプリント抑制において改善が見られた。

4.5.2 5-D 内挿処理結果比較
5-D 内挿処理前後を各種図面で比較したものが図 4-31、図 4-32 に示される。図 4-31 の
上段には重合数分布が示されており、内挿処理により重合数の斑が解消されているほか、重合トレース数も増加していることが分かる。中段の CMP 記録では平滑化の効果により、元記録に対し反射波が視認しやすくなっている。一方で、NMO 速度が異なる場合や、複雑な3 次元構造が想定される地域では、見掛け速度の異なる複数の反射波が存在するため、一方のシグナルが消される可能性がある点に要注が必要である。下段のオフセット・アジマス分
布の抜けが埋められ、バランスの改善が伺える。図 4-32 の重合記録では浅部記録の連続性に加え、深部記録イベントのコントラストが向上している様子が伺える一方、急傾斜の見かけを持つイベントについてはややコントラストの低下が見られる。これは Supergather のサイズによる影響により傾斜などの情報が抑制されることによる。

4-31

図 4-31

5D 内挿前後の比較。(上)重合数分布、(中)CMP ギャザー、(下)オフセット・アジ

マス分布

4-32

図 4-32

5D 内挿前後の重合記録比較

4.6 深度変換
4.6.1 深度変換速度の作成
反射法時間断面は深度軸が往復走時であることから、坑井の対比は Vertical Seismic
Profiling(VSP 調査)から取得（または Sonic Log から推定）される Time-Depth カーブを介して行われる（図 4-33）。また地質構造の把握や坑井対比を容易にするため反射法深度断面の作成も一般に行われている。深度変換では、Time-Depth カーブと調和的な深度変換速度を用いることで、正確な坑井対比が実現される。
実証試験記録に対する深度変換は図 4-34 に示す流れで実施された。まず垂直井における音波検層（ソニックログ）記録より Time-Depth（T-D）カーブ（①）が作成された。次に屈折トモグラフィーを基準に行われた重合速度解析結果にスムージングを適用した時間マ
イグレーション速度より、坑井位置の T-D カーブ（②）が作成された。そして①に②を合致させるスケールファクターを時間マイグレーション速度に適用したものが深度変換速度
とされた。

4-33

図 4-33

図 4-34深度変換の概要

実証試験における深度変換手順
4-34

参考文献（4 章）
白石和也・阿部進・岩崎貴哉・斉藤秀雄・佐藤比呂志・越谷信・加藤直子・新井隆太・川中卓（2010）屈折初動走時トモグラフィ解析における初期モデルランダム化による解の信頼性評価，物理探査，63（4），345-356

4-355. 実証試験データを用いた断裂系の評価
5.1 3 次元地質モデル構築
山川地域では弾性波探査、重磁力探査、電磁探査などの物理探査データに基づく 3 次元
地質モデルの構築が行われており、図 5-1 に示す 4 つのパートから成るワークフローに基づき実施された（青木ほか, 2017b）。起点となる「弾性波探査の処理/解析」では構造解釈と速度解析を通じ、地質境界と弾性波速度構造のモデルが作成される。続く「ジオメトリカル
アトリビュート解析」では 3 次元反射法記録に基づくコヒーレンス解析、面構造解析等を通じて断裂系に関するモデルが作成され、「MT/重力/磁気データの逆解析」では坑井および弾性波探査等の先見的情報から作成される初期モデルをガイドにした逆解析が行われ、各種物性値モデルが作成される。そして「統合解析」ではまず、物理探査に基づくモデルを坑
井情報のトレンドと比較し、相違があれば Co-kriging などの地球統計学的手法を用いて補正し、坑井情報と調和的なモデルとする。特に弾性波速度と密度のモデルについては反射波の振幅情報に基づく逆解析（サイスミックインバージョン）が適用できる場合があり、高品
質の反射法記録が存在すれば各モデルの高分解能化が図られる。坑井情報等と調和的となった物性値モデルはクロスプロット解析やマルチアトリビュート解析で利用され、岩相区分や坑井地質情報の空間的広がりの予測を通じ、様々な地質状況のモデル化が行われる。これら断裂系、物性、地質に関する各種数値モデルはコンピューター上で 3 次元的に可視化されることで、地質状況の理解や情報の共有が促される。
本章では断裂系の把握を目的とするジオメトリアトリビュート解析について紹介する。

5-1

図 5-1

統合解析による３次元地質モデル構築ワークフロー

5.2 ジオメトリカルアトリビュート解析
5.2.1 解析の目的
ジオメトリカルアトリビュートは、地震探査データから得られた反射面が表す地下構造を評価するアトリビュートである。このジャンルには断層や不整合面の可視化に用いられているコヒーレンス解析や、地形解析に用いる傾斜や方位を評価する Dip / Dip-Azimuth 解析などがあり、近年はコヒーレンス記録から断裂面を自動抽出・強調する Ant-Track などの面構造強調処理や、地層の撓みを評価する Curvature 解析なども一般的に用いられている。
山川地域の実証試験では浸透率等の異方性に関与していると考えられる断裂系の把握におけるジオメトリカルアトリビュート解析の有効性検証を目的に、コヒーレンス記録の面
構造強調処理、Dip / Dip-Azimuth 解析、Curvature 解析を実施した。

5.2.2 コヒーレンス解析
コヒーレンス解析はエッジ強調の手法であり、反射面に沿いに反射波形の類似度を定量

5-2

化し、不連続の箇所として断層、チャネル、不整合面などの地質的な境界を可視化するアトリビュートである。コヒーレンス解析における波形の類似度の評価にはコヒーレンス関数のほかに、センブランスやバリアンスなどの関数が用いられる。これらはトレース間の波形が完全に一致する場合には 1 を示し、波形の違いが大きくなるにつれ類似度は小さな値を持つ。3 次元データにおけるコヒーレンス解析は後述する Dip アトリビュートを参照し、反射面沿いに解析窓中央のトレースと周囲各トレースの類似度をそれぞれ求め、それらの統計量（平均、最大、最小など）を当該地点の類似度とする。

5.2.3 面構造強調処理（１）面構造処理手法
蟻コロニー最適化アルゴリズム（Ant colony optimization algorithms, Marco Dorigo(1992)）を反射法記録からの断層面の自動抽出に応用した Pedersen et al. (2002) の面構造
強調処理は Ant-Track と呼ばれている。その名称が呈する通り、蟻がフェロモンを使って餌までのルートを痕跡として残す様を模して断裂を強調していく。これによって得られる
アトリビュートは、単に Ant-Track アトリビュートと称されたり、あるいはその強度という意味で Ant-Track intensity などと称されたりする場合もある。
図 5-2 は Ant-Track のアルゴリズムを模式的に表したものである。実世界において蟻は
最初ランダムに徘徊するが、餌を発見するとフェロモンの跡を残しながら巣まで戻る。その後、他の蟻もそのフェロモンの跡をたどり餌へとたどり着くが、この時フェロモンの強い最短ルートをたどっていくこととなり、さらにフェロモンを補強しながら往復することになる。その結果、巣と食物の最短ルートにフェロモンが強調され残ることになる。Ant-Trackのアルゴリズムは、以上の蟻の習性を模擬したもので、コヒーレンスアトリビュートボリュ
ームに等間隔で配置した疑似蟻に、断裂構造を追跡しフェロモンの痕跡を残させることに
よって断裂構造を強調する。

図 5-2

Ant-Track アルゴリズムの模式図 (Pedersen et al., 2002)
5-3

(a)2 匹の蟻が巣にいる。(b)巣と食物の間の最短ルートを選んだ蟻の方が、遠回りをした蟻よりも早く到着する。巣と食物の間の往復を繰り返すと、最短ルー
トにより多くのフェロモンを残すこととなり、巣と食物の最短ルートが強調される。Ant-Track は、この蟻の習性を模擬し、不連続な領域を強調する操作である。
（２）適用例１：PSTM 記録への Ant-Track 解析の適用
本手法を実証試験のデータに適用した例が図 5-2 に示される。山川地熱地域の 3 次元反射法記録において、連続性が低い箇所はコヒーレンス解析により数値的に抽出される（図5-3 左）。この記録に対し Ant-Track を適用することで面状に分布する箇所のみが強調され、Ant-Track 記録（図 5-3 右）が得られる。Ant-Track 記録ではコヒーレンス記録に認められる不連続箇所が連結され、連続性が高められているほか、解像度が飛躍的に向上していることがわかる。
AntTrack には下記の様な入力パラメータがあり、これらを調節することで、蟻にどの程度積極的に断裂箇所を追跡させるかをコントロールする。実証試験の Ant-Track 記録（図5-3 右）では Dip Limit を 75 度に制限し縦型の断裂が強調された。
１）Initial ant boundary:
初期に配置する蟻の間隔。数値が大きいほど蟻の数が少なくなり、微細な不連続部を強調しにくくなる。
2）Ant Track deviation:
蟻の追跡方向から逸れた領域をどれだけ探させるかを決めるパラメータ。数値が大きいほど不連続部の繋がりが良くなる。
3）Ant step size:
各蟻の追跡間隔。数値が大きいほど遠くまでつながりを探すが、その分解像度が低くなる。
4）Illegal steps allowed:
強調したい不連続箇所が途切れた際にそこからどれだけ遠い場所まで探査するかを決めるパラメータである。値が大きいほど、不連続箇所の連続性が良くなる。
５）Legal steps required:
Illegal steps allowed と合わせて用いられる。Illegal step のあとに最低必要となる
legal step の数である。この値が小さいと、制限が少なく、不連続部が途切れ途切れになっていても繋がりが強調されることになる。
6）Stop criteria[%]:Illegal steps allowed と合わせて用いられる。Illigal strep 数が多くなった時に蟻の追跡をやめる。この数値が大きいほど、蟻は広範囲を追跡できる。
5-47）Dip limit:
上記６項目とは異なる性質のパラメータで、地震探査データ深部の水平に近い強反射
面を強調しないように高角の dip のみの強調に制限する。

図 5-3

面構造強調処理適用例：(左) コヒーレンス記録、(右) Ant-Track 記録（２）適用例２：PSTM のサブセット記録に対する Ant-Track 解析の適用
反射法におけるイメージングは、様々な発振点-受振点間距離（オフセット）や発振点-受振点方位（アジマス）を持つトレース群の中から、共通の反射点についての反射波を集め、位相を揃えて足し合わせることで行われる。ここで、地形の変化や地質の不均質が著しい地域ではノイズや擾乱の影響で反射波の位相を十分に揃えられず、重合数は高くても分解能や重合効果が上がらない場合が考えられる。このような状況では、オフセットやアジマスの範囲を制限した共通オフセット記録や共通アジマス記録など、隣接するトレース間の CMP
属性の変化が少ない記録では、明瞭な反射イベントや断層イメージが得られる場合がある。
同様に周波数帯域についても、帯域を制限することで特定のスケールの断裂をより明瞭に描き出せる場合がある。反射法記録の通常、3～5 オクターブ程度の周波数帯域を持つが、例えば 3Hz と 48Hz の波の波長は地層速度 2,000m/s を仮定した場合、それぞれ 667m と42m となり、両者には 16 倍の開きがある。スケール毎に断裂をイメージングすることで亀裂の判読が容易になる可能性がある。
そこで実証試験では周波数帯域、オフセット、アジマスをあえて制限した PSTM サブセ
ット記録を作成し、それぞれに対し面構造強調処理を実施した。
a) 周波数帯域制限記録に対する Ant-Track 解析
通常の PSTM 記録に適用した Ant-Track 記録は図 5-4 左上に示される。図 5-4 の右上、左下、右下はそれぞれ、PSTM 記録に対し 3-12Hz、6-24Hz、12-48Hz のバンドパスフィル
タを適用したのちの Ant-Track 解析結果である。
3-12Hz のケースでは面構造の数は比較的少なく、間隔は荒い傾向が見られる。震探記録
5-5

で検出可能な地層の食い違いを 1/4 波長程度と考えると、2,000 m/s の地層を伝播する 12Hzの波では 42m 程度が検出限界であり、3-12Hz のケースで可視化された面構造は少なくとも数十ｍ以上の落差を持つと考えられる。本記録において個々の面構造は長いものでも 1～
2 km 程度であったが、雁行状に配列する断層群が辻之岳-竹山構造線沿いなどに見られている。6-24Hz のケースにおける面構造の分布はオリジナルの記録と最もよく類似している。
12-48Hz のケースの面構造の間隔は 3 ケース中最も狭く、その数は最も多い。フラクチャ
ー・断裂系のフラクタル性（小スケールの亀裂ほど多数存在する性質）の概念（茂野・佐々木, 2005）とも合致する。そして、これらサブセット記録に見られる面構造の多くは、値の大小に差はあれ、オリジナルの記録にも存在していることに気づくことができた。

図 5-4

周波数帯域制限記録に対する Ant-Track 解析結果

解析範囲のうち観測点未配置箇所にはマスクを施している。黒塗りのマスク
はそれぞれ、北西側が辻之岳、南西側が竹山を表わす。このトレンド（辻之岳竹山構造線）上に存在する火口跡 2 箇所が辻之岳の南西側に黒線で囲まれている。

5-6b) オフセット制限記録に対する Ant-Track 解析
図 5-5 は入力データのオフセット範囲を制限して行った深部の Ant-Track 解析結果が比較されている。まず、オフセット範囲が 0~3km の PSTM 記録に対する Ant-Track 解析結果が図 5-5 左上に示されている。図 5-5 の右上、左下、右下はそれぞれ、有効オフセット
距離を 0-1 km、1-2 km, 2-3 km に制限した PSTM 記録に対する Ant-Track 解析結果である。
垂直反射に近い 0-1km のニアオフセット記録のケースでは、最も高い空間分解能を持った Ant-Track 記録が得られており、辻之岳の南西方向、辻之岳-竹山構造線の北西側（陥没構造側）、山川地熱地域の周辺部において、間隔が一際狭く高い密度をもった面構造の分布
エリアを確認することができる。ニアオフセット記録が空間分解能を高める上で重要であることを示唆する。1-2km のミドルオフセット記録のケースにおける面構造の分布はオリジナルの記録との共通点が多い。オリジナルの記録はミドルオフセットの寄与が大きいことを意味する。2-3km のロングオフセット記録のケースでは、辻之岳-竹山構造線の南東側の面構造が発達するほか、オリジナル記録ではそれほど顕著ではなかった鰻池周辺の面構
造の方向性が明瞭となった。一方で、東方と西方の海岸沿いでの面構造密度は低いが、これは周辺部へのロングオフセットの記録の寄与が少ないことが影響している可能性がある。
このようにオフセット範囲を制限し、それぞれの記録で Ant-Track 解析を行うことは、より多くの面構造の抽出に寄与する可能性がある。

5-7

図 5-5

オフセット距離制限記録に対する Ant-Track 解析結果

c) アジマス制限記録に対する Ant-Track 解析
全方位のデータを用いた通常の PSTM 記録は図 5-6 左上に示される。図 5-6 右上はアジマスを方位-15 度～45 度および 165 度～225 度の範囲に制限を適用した PSTM 記録において、これらと直交する N75E~N135E の走向を持つ面構造が抽出されたものである。辻之岳-竹山構造線のトレンドと一致する西北西-東南東の亀裂はこの記録に含まれると考えられる。図 5-6 下段も同様の方法により、N135E~N195E、N15E～N75E の走向を持つ面構造がそれぞれ抽出されている。密度はオリジナルのそれよりも高い部分がいずれの記録にも含まれている。さらに、断裂の卓越する方位は位置により異なる事がわかり、volcanic trend
から WNW-ESE 方向と推察された広域応力場の水平最大主応力軸方位が、現世の、それも局所的な応力場においては、必ずしも当てはまるものではないことを示唆するとも考えら
れる。

5-8

図 5-6

アジマス制限記録に対する Ant-Track 解析結果

5.2.4 Dip / Dip Azimuth アトリビュート
Dip アトリビュートおよび dip azimuth アトリビュートはその名の通り、反射記録面の傾斜角度とその方位を表現するアトリビュートである。その計算アルゴリズムは複数存
在する（cross-correlation を計算する方法（Chopra and Marfurt, 2007）や gradient-beased
method（Iske and Randen, 2005）など）が、局所的な波形の類似性をもとにトレース間のdip や dip azimuth を求める点は同様である。
実証試験では Aarre(2010) の iterative global
optimization method という手法を採用し、以下の四点の制約を満足する形になるよう繰り返し計算することで、大局的整合性を満足する dip model を導出した。
-相互関係
-因果関係
-整合性
-鉛直、水平方向の連続性

5-9解析結果の Dip アトリビュート（図 5-7 左）には、辻之岳南方に幅 2km 程の幅を持つオ
レンジ色の帯が認められ、Dip Azimuth アトリビュート（図 5-7 右）と併せて判読することで東北東～東へ傾斜する構造がこの位置に存在することがわかる。Dip や Dip Azimuth
が大きく変化する線構造は構造境界を示す可能性がある。

図 5-7

Dip / Dip Azimuth 解析結果

5.2.5 Curvature アトリビュート
Curvature は傾斜の変化率すなわち曲率を表すアトリビュートであり、反射記録に認められる褶曲・変形構造を評価する。コヒーレンシー解析とそれに引き続く Ant-Track 解析
で抽出される不連続構造や面構造で捉えられるのは反射波の食い違いの位置であるのに対し、本手法では褶曲・変形の大きい領域が抽出され、発達すると考えられるより小規模な断層や断裂の予測などに利用されている(e.g. Hart, 2002、Sigismondi and Soldo, 2003)。
3 次元地震探査ボリュームに対して定義される curvature の評価は、反射面への２次曲面のフィッティングであり、総称として volumetric curvature などと呼ばれるが、具体的には以下のようなアトリビュートが求められる。
Mean curvature (kmean)

Gaussian curvature (kGauss)

Most positive curvature (kpos)

Most negative curvature (kneg)

Most positive principal curvature (k1)

Most negative principal curvature (k2)Maximum curvature (kmax)

Minimum curvature (kmin)

図 5-8 は各種 curvature アトリビュートが示唆する地質構造の概念を示す。kpos/kneg
curvature は各反射記録面を、傾斜が 0 の 2 次曲面で近似した時の curvature を表しており、kpos/kneg curvature anomaly は面の頂部または谷部の軸に対応する。また、k1/k2
curvature anomaly はそれぞれ、屈曲の最も大きい箇所である背斜軸または向斜軸に対応
5-10

する。
地層の岩石力学特性によっては、断層運動の際に地層が引きずられ curvature の大きい領域が形成される場合がある（図 5-9b~d）。この場合 curvature アトリビュートにより断層部を推定することができる。一方、図 5-9a のように断層の変位に伴う断層周辺部の褶曲がない場合もあり、断層の推定には curvature のみでなく、コヒーレンスアトリビュートとの併用が必要となる(Mai et al., 2009)。

図 5-8 3 次元構造における curvature アトリビュートと実際の地質構造の対比概念図(Chopra and Marfurt, 2015)

図 5-9

断層の変位に伴う断層周辺部の褶曲 (Mai et al., 2009）5-11

図 5-10 は most positive をオリジナルの PSTM 記録と 3-12Hz の低周波数の帯域を通過させた PSTM 記録に対してそれぞれ適用したものである。Ant-Track によって抽出された断裂に沿うように most positive の正の値が現れる箇所は、該当の断裂の形成時に伴うドラッグによって発生した地層の褶曲を表していると考えられ、ひいては、断層周辺のダ
メージゾーンとして解釈される。地震探査の分解能以下の規模のフラクチャー網の発達が期待される。
流体流動特性を支配する規模の大きい亀裂の発達領域を選別する目的で、長波長の構造についての解析結果が得られている 3～12 Hz のケースについて作成した Curvature 記録(most positive）と Ant-track 記録の統合図を図 5-11 に示す。本図からは前述の通り、数十メートル以上の落差を有する断裂の位置が Ant-Track 記録において推定され、AntTrack の面構造に囲まれたブロック内の褶曲の状況が Curvature 記録において可視化されている。本図に見られる面構造や褶曲軸では変位量の大きさから、変形を受けた領域のボリュームも大きいことが推定される。地層の物性（壊れやすさの程度）や、亀裂内を流れる流体からの晶出の有無、現世の応力場との兼ね合いといった要素も考慮する必要はあるが、一般論として、変形を受けた領域のボリュームが大きければ、亀裂の発達が期待できる。

図 5-10 Curvature 解析結果（most positive）： （左）PSTM 記録、（右）3-12 Hz の
帯域通過フィルタを適用した PSTM 記録にそれぞれ適用
Curvature は反射面の形状を示しており、Most positive が曲率０の値を持つ周辺 (水色)は平板状であることを示し、負の値（青）は下に凸の形状を示す。そしてプラスの曲率を持つ反射面のうち、緩やかな凸の形状は白色で示され、急激な上に凸の形状が黒～黄色でそれぞれ示されている。後者は断層を示唆すると考えられ、Ant-Track 記録と類似の分布が認められる。

5-12

図 5-11

Curvature 解析結果（most positive）と Ant-Track 解析結果の統合表示

3-12Hz の低周波数の帯域を通過させた PSTM 記録に対して適用した解析結果を表示。
浸透性に関して、本図の Ant-Track 記録は変位量の大きい断裂を示唆し、高浸透性を有する可能性が特に高い領域と考えられる。そして第 2 候補として Ant-Track の面構造に囲まれたブロック内の褶曲軸部が挙げられ、亀裂の発達域が広範囲にわたる可能性がある。

5.2.6 面構造の見掛けについて
３次元記録では任意の方向の断面が作成可能であり、Ant-Track 記録における面構造の幅、傾斜、間隔の評価においては、断面の切り方によって見掛けが変化することに注意が必要である。
図 5-12 は主要な構造線と直交方向に設定された断面で切り出した通常の PSTM 記録と、その Ant-Track 記録が示されている。Ant-Track 記録に見られる面構造の多くは縦方向の線状の見かけを持つが、その幅は様々であり所々に塊状の見かけを持つものも認められる。
図 5-13 のマップにはこの断面の位置が示される。
当地域に見られる面構造の卓越方向を調べる目的で、実証試験ではアジマスを制限した
PSTM 記録と、これらにもとづく Ant-Track 記録が作成されている。図 5-13b)～d)には方5-13

位を制限し作成された Ant-Track 記録が示されており、抽出された面構造の走向はそれぞれ、b) 西北西-東南東走向、c) 北北西-南南東方向、d) 北東-南西方向の３方向である。
図 5-14～図 5-16 には同断面におけるアジマス制限 PSTM 記録と、上記の３方位について抽出された Ant-Track 記録が比較されている。まず、図 5-14 の左図はアジマスを方位[15,45]に制限した PSTM 断面であり、断面とは直交する西北西-東南東走向の断層イメージの改善を図ったものである。右図は図 5-13b の Ant-Track 記録であり、本記録では幅の狭
い縦方向の線状の見かけを持つ面構造が卓越する。卓越する面構造間の間隔は概ね80~100m 程度である。次に図 5-15 の左図はアジマスを方位[45,105]に制限した PSTM 断面であり、断面とはやや斜交する北北西-南南東走向の断層の強調を図った記録である。右
図は図 5-13c の Ant-Track 記録であり、本記録ではやや幅広の見かけを持つ面構造が卓越する。卓越する面構造間の間隔は図 5-14 よりも広い。そして図 5-16 の左図はアジマスを方位[105,165]に制限した PSTM 断面であり、断面とはほぼ平行の北東-南西走向の断層イ
メージの改善が図られている。右図は図 5-13d の Ant-Track 記録であり、本記録では図5-15 と同様にやや幅広の見かけを持つ面構造が卓越し、低角の斜め方向の塊状の連続性が確認できる。
これら断面に見られた面構造の幅、傾斜、間隔の変化は、特定方位が卓越する縦型の断裂に対し設定される断面の角度によって変化したものと考えられる。
図 5-17 には図 5-16 と同じ Ant-Track 断面と Dip/Dip Azimuth アトリビュートが示されている。a) に示される Ant-Track アトリビュートの平面図には、断面線を斜めに切る面構造が多数見受けられる。b)には断面線と鋭角に交わる面構造を示唆するイベントがピックされている。断面が面構造と直交する記録（図 5-14）と比べて、Ant-Track アノーマリー
は幅広の見た目を持ち、低角で連続する傾向が認められる。c)および d)には Ant-Track 記
録に、Dip/Dip Azimuth アトリビュートが重ねて表示されている。Ant-Track アノーマリ
ーと Dip または Dip Azimuth が共に変化する位置は顕著な構造境界を示すと考えられ、断裂の発達を示唆する可能性がある。
ここで図 5-12 に示される通常 PSTM 記録に対する Ant-Track 記録を再び眺めると、ここに示されている様々なイベントは、方位の異なる面構造のイメージが重なり合ったものであることが分かる。Ant-Track 記録の解釈では面構造とのなす角度により変化する見掛けの変化を理解し、面構造の卓越する方位について注意を払うが必要がある。図 5-18 は３方位の面構造を、それぞれ Red/Green/Blue で着色し可視化したものであり、面構造の方位を意識しながら亀裂の発達状況を精査する際に役立つと考えられる。

5-14

図 5-12

通常の PSTM (左)とその Ant-Track 記録(右)図 5-13断面位置：a) 標高, b)~d) アジマス制限 Ant-Track 記録例
卓越する面構造の走向がそれぞれ異なり、b) 西北西-東南東走向、
c) 北北西-南南東方向、d) 北東-南西方向が抽出されている。
5-15

図 5-14

アジマス制限記録[1]方位-15, 45 度範囲にアジマスを制限した PSTM (左)と図5-13b の Ant-Track 記録(右)図 5-15

アジマス制限記録[2]方位 45, 105 度範囲にアジマスを制限した PSTM (左)と図5-13c の Ant-Track 記録(右)5-16図 5-16 アジマス制限記録[3]方位 105, 165 度範囲にアジマスを制限した PSTM (左)と図5-13d の Ant-Track 記録(右)5-17図 5-17 面構造と同一方向の断面のジオメトリカルアトリビュートa) 北東-南西方向の面構造が抽出された Ant-Track 記録である図 5-13c の拡大図。 断面線を切る面構造が黄色線でピックされている。b) Ant-Track 記録において断面線と斜交する面構造を示唆するイベントが黄色破線によりピックされている。解釈では面構造の幅や傾斜の見掛けは断面の向きにより変化する点に注意が必要である。c) Dip アトリビュート、d)Dip-Azimuth アトリビュート。これらジオメトリカルアトリビュートの変化には黄色破線と類似の傾向が見られている。

5-18

図 5-18 RGB 合成により可視化された貫入岩周辺の面構造分布5.2.7 反射波振幅にもとづく面構造の評価
面構造解析により断層の可能性を示唆する不連続構造が抽出された次は、断裂の性状の推定が課題となる。反射法記録からは反射波の振幅情報がこの役に立つと考えられる。振幅
アトリビュートのひとつ“Energy”はサイスミックトレース上のウィンドウ内に含まれる各サンプルの振幅値の２乗和を示す。空間方向の振幅変化を比較する際に役立ち、強振幅を持つ岩体の分布や振幅の減衰領域の特定に用いられる。断層に沿った振幅の減衰は、断層系
や断層帯の発達、あるいは間隙圧力の上昇などが要因として考えられ、逆に振幅異常を伴わない断層は空隙を持たないタイトな状態を示している可能性がある。
図 5-19 は阿部(1985)に示される鬼首地熱地域の浅部貯留層モデルと、実証試験における反射法記録、面構造解析記録（Fault Likelihood の Strike）、および振幅アトリビュート（Energy）を比較したものである。面構造の色の差異は走向方位と傾斜の向きの違いを示している。阿部（1985）で示される地熱貯留層の生産可能ゾーンには青色と黄色の面構造が複数現れている。これらは本貯留層が西傾斜と東傾斜の共役な断裂によって形成されている可能性を示唆する。一方、Energy は強振幅が黄緑色で、減衰域が青色で、平均的な振幅が透明色（白色）によって表現されている。生産可能ゾーンには、振幅の減衰を示す低振幅異常が顕著に現れている。図 5-20 は標高-400m と-800m の等深度平面における、面構
造と Energy が統合表示されている。スケーリングは各パネル内で一定である。標高 -800mの記録には赤い矢印で示すような、面構造に沿った振幅の減衰域が随所に認められる。鬼首地域の地熱貯留層は断層に支配されながらも、複数の深度において比較的広範囲に広がること（2.2.2(1) 参照）が知られているが、本記録はこのような地質状況とも整合しており、地熱貯留層の広がりと関連する可能性がある。
5-19

以上のように、振幅は岩石の性状や孔隙流体の存否を示す可能性があり、面構造解と併せた総合評価を行うことで、地熱貯留層の探査の確度向上につながる可能性がある。

図 5-19阿部（1985）の地熱貯留層モデル（AA’断面）とサイスミックアトリビュートの比較。(a) 反射法記録、 面構造記録（Fault Likelihood の Strike）の(b)貯留層深度での等深度平面図と(c)断面図（共に面構造の色は走向方位の違いを表す。
）、 (d) 振幅アトリ
ビュート（Energy）。図中のピンク色の破線は阿部（1985）において生産可能ゾーンとして示されている範囲に対応する。

5-20

図 5-20

面構造解析結果と振幅アトリビュート（Energy）を統合表示した等深度平面図。

標高が(a)-400 m と(b)-800m の例が示されている。
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5-22

6. 実証試験データを用いた多種物理探査統合解析
本章では前章の断裂系評価に引き続き、山川地域の 3 次元地質モデル構築における MT /重力 / 磁気データの逆解析と、統合解析について紹介する。

6.1 弾性波探査をガイドとする MT / 重力 / 磁気データの 3 次元逆解析
6.1.1 ガイド付き 3 次元逆解析のワークフロー(1) ワークフローの概要
物理探査データの 3 次元逆解析結果は不良設定問題（ill-posed）であることが知られている。すなわち 3 次元逆解析ではデータを説明するモデルは複数考えられ、一意に決定することができない。信頼性の高い 3 次元モデルを得る為には地下構造を反映した先験モデ
ルを初期モデルとして与える必要があり、電磁探査や重磁力探査の 3 次元逆解析では、弾性波探査からの情報が役立つことが期待される。図 6-1 は電磁探査データおよび重磁力探
査データの 3 次元逆解析において弾性波探査等をガイドとするためのワークフローが示される。本ワークフローは、次の 2 つのステージに大別される。
1) ステージ１： 制約なし 3 次元逆解析（3DUCI）
第 1 ステージでは、MT データ、重力データ、磁気データに対して、初期モデルに既知情報を含めずに行う制約なし 3 次元逆解析（3D Unconstrained Inversion、略語は
3DUCI と表記）を実施する。この解析結果は第 2 ステージでの 3 次元逆解析で与える
初期モデル作成で使用される既知情報の一つとなる。
2) ステージ 2： ガイド付き 3 次元逆解析（3DGI）
第 2 ステージでは、弾性波探査とその他既知情報を統合した初期モデルを作成し、ガイド付き 3 次元逆解析（3D Guided Inversion。略語は 3DGI と表記）を実施する。
本研究における初期モデル作成のために用いた情報には以下が挙げられる。
・3D UCI 結果
比抵抗、密度、磁化ベクトルの各 3 次元モデル
・既存坑井データ
地層出現深度情報（地質マーカー）・弾性波探査からの情報
解釈ホライゾン
3 次元速度モデル6-1

図 6-1

ガイド付き 3 次元逆解析ワークフロー
重力データと磁気データの 3 次元逆解析ではジョイントインバージョン(Zhdanov et al., 2012; Zhdanov, 2015)が実施されている。

(2) 試験の概要
本実証試験では電磁探査や重磁力探査の 3 次元逆解析で与える比抵抗、密度、磁化率の初期モデルの構築において、弾性波探査からの情報を加味することの利点を探るため、弾性波探査からの寄与が異なる以下の 3 通りの初期モデルを用いた試験を行い、結果を比較した。
Case1： 均質モデル
Case2： 弾性波探査の解釈ホライゾンより区分された 2 層モデル
Case3： 解釈ホライゾンおよび弾性波速度にもとづき作成された 3 次元モデル
これらのモデルは弾性波探査結果からの寄与の度合いが順に高まる。まず Case１では弾性波からの情報は与えず、異常値を含まない均質なモデルを初期モデルとして与える制約なし 3 次元逆解析（3DUCI）を実施した。Case 2 と Case 3 では弾性波探査の寄与が小さ
い初期モデルと、大きい初期モデルを用いたガイド付き 3 次元逆解析（3DGI）をそれぞれ実施した。Case2 では反射法記録から解釈された上部南薩層上面のホライゾンを使用した 2 層モデルを初期モデルとしている。Case 3 では弾性波速度と各物性値間の関係式を検層データから構築し、弾性波探査にもとづく解釈ホライゾンと 3 次元速度モデルにもとづ
き各物性値の初期モデルを作成した。各モデル作成の詳細については後述される。

6.1.2 山川地熱地域における物理探査データ
図 6-2 に山川地熱地域における各種物理探査データとその出典を記載する。
6-2a) MT データ：
NEDO (1997)の 134 観測点（図 6-2 の赤丸）及び 2016 年に指宿市によって取得された 25 観測点（図 6-2 には非表示）の全 159 観測点のデータ
b) 重力データ：
ブーゲー異常（補正密度 2.6 g/cm3）データ(NEDO (2001))c) 磁気データ：
日本空中磁気データベース（中塚，2001）に収録されている全磁力（TMI）データ
d) 弾性波探査データ：
2015 年に取得された 3 次元弾性波探査データ（JOGMEC，2015）

図 6-2

山川地熱地域における各種物理探査データ

6.1.3 ３次元逆解析のパラメータ
本解析で使用する MT データの 3 次元逆解析および重力データと磁気データの統合型 3次元逆解析（3D Joint Inversion）のパラメータを以下に示す。これらパラメータは
3DUCI、3DGI を通じて全て共通であり、初期モデルのみが異なる。
(a) MT データの 3 次元逆解析パラメータ：
6-3

・観測点数：

159 点

・入力データ：Full impedance tensor

・入力周波数：

0.001 Hz ~ 100 Hz 間の 31 周波数・解析領域：

9.7 km（東西方向）✕ 10.9 km（南北方向）✕ 12.8 km（深度方向）・グリッドサイズ：

88 m（東西方向）✕ 88 m（南北方向）✕ 10 m ~ 1,259 m（深度方向）(b) 重力データ、磁気データの統合型 3 次元逆解析パラメータ：
・入力データ：
重力データ：

Bouguer anomaly（補正密度 2.6 g/cm3）データ

磁気データ：

全磁力（TMI）データ

・入力データ数：
重力データ：

1,347 点

磁気データ：

6,691 点・解析領域：

21 km（東西方向）✕ 20 km（南北方向）✕ 5 km（深度方向）・グリッドサイズ：

100 m（東西方向）✕ 100 m（南北方向）✕ 23 m ~ 432 m（深度方向）

6.1.4 制約なし 3 次元逆解析（3DUCI）のための初期モデル構築
Case1 の初期モデルとして以下を与えた。
比抵抗モデル：

全 MT 観測点の平均的なサウンディングカーブを用いた 1 次元解析から得られた水平多層モデル

重力モデル：

密度異常が 0 の均質モデル (2.6g/cc)

磁化ベクトルモデル：磁化ベクトルが 0 の均質モデル

6.1.5 制約なし 3 次元逆解析（3DUCI）の結果
MT データの 3DUCI、および重力データ（Bouguer anomaly）と磁気データ（全磁力）の統合型 3D UCI を実施した。最終モデルに対する RMS ミスフィットが表 6-1 に示
される。
表 6-1

3D Unconstrained Inversion の最終モデルに対する RMS ミスフィット

3D UCI

Resistivity

Gravity

Magnetic

2.08

1.35

1.57

6-4

図 6-3 に MT / 重力 / 磁気各データの制約なし 3 次元逆解析（3DUCI）結果の例として水平断面を示した。それぞれ a) 比抵抗、b) 密度、c) 磁化ベクトル (全磁力) およびベクトルの成分として d) X(EW)成分、e) Y(NS) 成分、f) Z 成分 がそれぞれ示されている。図中の黒四角は 3 次元弾性波探査エリアを示している。

6-5

図 6-3 Case1 の制約なし 3 次元逆解析（3DUCI）結果の平面図表示の例

6.1.6 ガイド付き 3 次元逆解析（3DGI）のための初期モデル構築
Case2, Case3 の初期モデルの構築方法について以下に記す。
6-6

(1) Case2： 弾性波探査の解釈ホライゾンより区分された 2 層モデル
先験モデルは、解釈ホライゾンに基づく境界面を作成し、これにより区切られる 2 つの領域において下記の物性値を与えることで作成された。
比抵抗モデル：

各領域における 3DUCI の結果の平均値である 12.9 Ohm-m（上位層）、30.0 Ohm-m（下位層）とした。

密度モデル:

新エネルギー・産業技術総合開発機構(2001)による本地域内の各岩相区分による平均岩石密度の結果から、2 層モデルの上位層と下位層の密度異常をそれぞれ-0.1 g/cm3（上位層）、0.1
g/cm3（下位層）とした。

磁化ベクトルモデル： 各領域における 3DUCI の結果の平均値である以下の値を与えた。
X（東西）成分：-6.90 E-05 A/m（上位層）、
3.52 E-04 A/m（下位層）
Y（南北）成分：-1.95 E-05 A/m（上位層）、-1.35 E-04 A/m（下位層）
Z（鉛直）成分：8.69 E-05 A/m（上位層）、
1.05 E-03 A/m（下位層）
図 6-4 の各 a)-1～3 に Case2 の 3DGI で初期モデルとして与えた先験モデルの断面図を示した。
(2) Case 3： 弾性波探査の解釈ホライゾンおよび弾性波速度にもとづき作成されたモデル
先験モデルは下記の手順に従い作成された。
i) 弾性波速度モデルの調整
屈折トモグラフィーに基づく弾性波速度モデルを平滑化するため、解釈ホライゾンまでの平均値を算出し、上位層では平均値以上の値を、下位層では平均値以下の値を、それぞれ平均値で置き換えた。
ii) 各物性値と弾性波速度の関係式の構築・比抵抗- 弾性波速度の関係式
検層データを用いて比抵抗と弾性波速度のクロスプロットから関係式構築を試みたが、ばらつきが大きく、フィッティングが良好な近似曲線を求められなかった。
・密度 – 弾性波速度の関係式
6-7

検層データを用いて密度と速度のクロスプロットから関係式構築を行い、多項式にて近似した（図 6-5(a)）
。
・磁化ベクトル（全磁力）- 弾性波速度の関係式
3DUCI に基づく磁化ベクトルモデルと弾性波速度モデルに基づき、これらのク
ロスプロットから関係式構築を行い、多項式にて近似した（図 6-5(b)）
。
iii) 各物性値モデルの作成
密度モデル：

ii）で作成した密度-弾性波速度の関係式を用い、i)で調整した
弾性波速度モデルから作成した。

磁化ベクトルモデル: ベクトルの向きは 3DUCI に従い、全磁力は ii）で作成した全磁力-弾性波速度の関係式を用い、i)で調整した弾性波速度モデ
ルより作成した。
図 6-4 の各 b)-2～3 に、Case 3 の 3DGI で初期モデルとして与えた先験モデルの断面図を示した。

6-8

N/A

図 6-4

ガイド付き 3 次元逆解析(3DGI)の先験モデルの断面図

6-9

図 6-5弾性波速度に対する密度（上）及び全磁力（下）のクロスプロットと近似曲線

6.1.7 ガイド付き 3 次元逆解析（3DGI）の結果
6.1.6 項で作成した初期モデルを用いたガイド付き 3 次元逆解析（3DGI）を実施した。
各ケースの最終モデルにおける RMS ミスフィットを表 6-2 に示した。
表 6-2

ガイド付き 3 次元逆解析（3DGI）の最終モデルにおける RMS ミスフィット

3D Guided

Resistivity

Gravity

Magnetic

Case 2

2.11

0.60

0.47

Case 3

N/A

1.09

0.43

Inversion

図 6-3 と対比される Case 2, Case3 の 3DGI の結果を図 6-6, 図 6-7 に示した。
6-10

図 6-6 Case2 の 3DGI 結果 の平面図表示の例

6-11

図 6-7 Case 3 の 3DGI 結果 の平面図表示の例

6-12

6.1.8 3 次元逆解析結果の比較
全 3 次元逆解析結果を東西断面および南北断面で比較したものが図 6-8 および図 6-9 である。また、各最終モデルと坑井データの比較を図 6-10 にまとめた。坑井データは比抵抗検層が 4 本、密度検層が 1 本を利用可能であったが、磁化率に関するデータは利用可能なものが存在しなった。
(1) MT データの 3 次元逆解析結果比較
MT データの Case 3 3DGI では、先述の通り比抵抗-弾性波速度の関係式を見出せず、
先験モデルの作成が行われていないため解析結果は得られていない。Case 2 3DGI とCase 1 3DUCI の比較では、両者に大きな差異はないが、図 6-8 (b-1)の西から距離 6,000
m 付近の地表直下の低比抵抗異常が明瞭になる変化が認められる。また、既存坑井の比抵
抗検層データと比較したとき、Case2 3DGI の結果が、深部において比抵抗検層データをよりよく説明する結果となっていた。
(2) 重力データと磁気データの 3DGI
重力データのインバージョン結果は、RMS ミスフィットが最小ではなかった Case 3 において、既存の密度検層データと最も良好な一致が認められた。磁気データに関しては利用可能な坑井データが存在しないため、インバージョン結果の検証は実施されなかった。

6-13

図 6-83 次元逆解析結果の比較 [1] 東西断面6-14

図 6-93 次元逆解析結果の比較 [2] 南北断面6-15

図 6-10

各最終モデルと坑井データの比較

6.1.9 まとめと課題
弾性波探査データを MT / 重力 / 磁気データの 3 次元逆解析のガイドとするためのワー
クフローを示した。ここで与える弾性波探査情報の寄与が解析結果に与える影響を把握する目的で、2 種類の初期モデル作成法がテストされた。Case 1 と Case 2 の比較では MT
データのインバージョン解析は初期モデルへの依存性が比較的小さいが、弾性波探査からの境界面情報を先験モデルに与えることで浅部に変化が認められたほか、比抵抗検層デー
タとの比較では深部においてよりよく説明する結果が得られていた。一方で、Case 3 では
比抵抗の先験モデルを弾性波速度モデルから構築するための関係式に関して検討したが、本データにおいて速度と比抵抗に直接的な関係性は見つけることが出来なかった。これは比抵抗値が弾性波速度の他に、岩相、温度、孔隙率、塩分濃度など様々な要因により変化することが原因であると考えられる。比抵抗の先験モデルの構築に関しては 6.3 節で紹介するマルチアトリビュート解析により実現される期待がある。比抵抗の先験モデル構築に対しては更なる検討が望まれる。
重力データの 3 次元逆解析は、弾性波速度情報を加味した Case 3 において、坑井デー
タとの整合性が最も高いという結果が得られた。重力データの 3 次元逆解析に弾性波速度
情報が大いに寄与する可能性が示唆された。一方で、重力データの 3 次元逆解析においてRMS ミスフィットが解析精度の指標としては必ずしも優れていないことも示唆されており、インバージョン結果の評価法について検討が必要であると考えられた。
6-16

6.2 山川地域の坑井記録にもとづく岩相と岩石物性
本節では多種物理探査データの統合解析に先立ち、火山性岩相の区分の指標となる岩石
物性値を抽出することを目的として坑井記録を用いたクロスプロット解析を実施した。

6.2.1 クロスプロット解析の概要
山川地熱地域の既存坑井の検層記録と取得されたコア試料の測定値を使用し、各岩相に対して P 波速度、密度、比抵抗と温度のクロスプロット解析を実施した。実証フィールドにおいて解析対象とした岩相は表 6-3 の通りである。
表 6-3

山川地熱地域の岩相

区分

岩相

地質区分

I

軽石質凝灰岩池田火砕流堆積物等

II

凝灰岩

山川層群

III

凝灰角礫岩

山川層群

IV

凝灰岩質砂岩・泥岩

山川層主部層

V

溶結凝灰岩

山川層群

VI

火山礫凝灰岩ほか

南薩層群上部層VII

凝灰角礫岩ほか

南薩層群中部層

VIII

デイサイト

IX

アンデサイト6.2.2 クロスプロット解析の結果
１．岩相と P 波速度および密度の関係
音波検層と密度検層およびコア試料の測定値を用いて P 波速度と密度の関係が岩相区分において重要な指標と成り得るかを検証した。表 6-3 の各岩相の P 波速度と密度のクロスプロットを図 6-11(a)に示す。
第四紀の 5 種類の岩相区分の検証については以下の通りである。クロスプロット上で軽石質凝灰岩（Facies I）と溶結凝灰岩（Facies V）の分布を比較すると 2 種類の凝灰岩の分布は乖離しており区分は容易であるが、溶結凝灰岩のデータ数が著しく少ないために溶結凝灰岩の分布範囲を特定することは困難であった。また、凝灰岩（Facies II）の密度は軽石質凝灰岩（Facies I）や溶結凝灰岩（Facies V）とは分布範囲が異なることから、P 波速度と密度のクロスプロット解析によって 3 種類の岩相を抽出できる可能性がある。さらに、
凝灰角礫岩（Facies III）の密度は凝灰岩（Facies II）と同じ領域に分布するが、P 波速度の分布範囲の違いから区分が可能である。山川層主部層の凝灰岩質砂岩・泥岩（Facies IV）
6-17

と凝灰角礫岩（Facies III）の P 波速度は同じ範囲に分布するが、密度は山川層主部層の凝灰質砂岩・泥岩（Facies IV）が凝灰角礫岩（Facies III）よりやや低い傾向を示すため、ク
ロスプロット解析により岩相区分が可能である。
次に、南薩層群と貫入岩の岩相区分の検証については以下の通りである。南薩層群上部層の火山礫凝灰岩（Facies VI）は上位に堆積する山川層群主部層の凝灰岩質砂岩・泥岩（Facies
IV）と比較すると P 波速度は同一範囲に分布するが、密度は南薩層群上部層の火山礫凝灰岩の方が高い傾向にある。そのため密度を指標として山川層群主部層と南薩層群上部層を分類できる可能性がある。デイサイト貫入岩（Facies VIII）の密度は、P 波速度によらず約2.5 g/cm3 であった。また P 波速度は、貫入岩の埋没深度付近に堆積する南薩層群上部層の火山礫凝灰岩と比較すると若干高い値を示す。そのため P 波速度を指標としてデイサイトと南薩層群上部層を区別できる可能性もあるが、２つの岩相の P 波速度の差が小さいことから岩相区分の不確実性は高いと判断される。南薩層群中部層の凝灰角礫岩（VII）と比較するとアンデサイト（Facies IX）は P 波速度が高く、密度が高くなるにしたがい増加する傾向にあり、クロスプロット上で山川層群の堆積岩と区別することは容易であるが、溶結凝灰岩と区別することは難しいと考えられる。
本調査では、コア試料・カッティングスにより確認されている火山性岩相のほかにも辻之
岳-竹山構造線周辺域に分布する地震探査データ（6.3.2 項の図 6-23 図 6-24(c)を参照）から抽出された岩相（Facies X）が認められた。図 6-11 (b)は Facies X とアンデサイト（Facies
IX）の比較を示す。アンデサイトの含有率の低下に伴う P 波速度と密度の減少が認められる。この減少傾向の延長線上にFacies X が分布することから、
アンデサイト含有率が低い岩相である可能性も示唆される。
以上の検証結果から、表 6-3 に挙げられる複数の火山性岩相について P 波速度と密度のクロスプロット解析を適用することによって区分が可能であることが示された。後述の6.3.2 項にクロスプロット解析による 3 次元岩相モデルの構築について述べる。

6-18

図 6-11 P 波速度と密度のクロスプロット; (a)坑井試料に基づく岩相分布図, (b) 地震
探査データから抽出された岩相（Facies X）とアンデサイト（Facies IX）の分布図

6-19

２．岩相と比抵抗および温度の関係
岩石物理学分野では比抵抗の温度依存性が報告されており、地熱地域の地下温度予測への応用が期待されている。例えば横山ほか（1983）は室内実験により地熱井コア試料の比抵抗の温度依存性を測定し、熱水飽和した岩石の比抵抗が空隙率や空隙の形状、飽和した間隙流体の比抵抗によって変化することを裏付ける結果を得た。図 6-12 は横山ほか（1983）
で得られた測定データを示しており、この図から岩石の種類にかかわらず温度上昇に伴って岩石の比抵抗値が一様に減少する傾向が確認できる。
そこで山川地熱地域の地下温度予測に比抵抗が指標となりえるかどうかを検証するため、
比抵抗と温度の検層記録を用いてクロスプロット解析を実施した。図 6-13 は 2 坑井の検層記録を用いた比抵抗の温度依存性を示す。図 6-12 と比較すると山川地熱地域における比抵
抗の温度依存性は一様ではなく、間隙流体に起因する比抵抗の温度依存性は顕著でないという結果が得られた。山川地域では塩分濃度の高い地層水を特徴としており、間隙流体に起因する岩石の比抵抗の温度依存性よりも岩石のマトリックス固有の比抵抗が支配的であるといえる。図 6-14 は図 6-13 で使用した 2 坑井の検層記録から得られた岩相ごとの比抵
抗、P 波速度および温度の関係を示す。P 波速度の増加とともに比抵抗が増加する傾向が見られており、本地域では間隙流体による比抵抗値の温度依存性は顕著ではないことが分かる。

図 6-12 地熱井コア試料による火山岩の比抵抗の温度依存性（横山ほか, 1983）6-20

図 6-13 山川地熱地域の検層記録における比抵抗の温度依存性

図 6-14 山川地熱地域の検層記録における比抵抗、P 波速度、温度の関係図
6-21

6.2.3 まとめ
山川地熱地域の坑井記録を用いて物性値のクロスプロット解析を実施した結果、P 波速度と密度の関係にもとづく岩相区分が３次元岩相モデルの構築に有効な手段であることが示された。ただし、山川地熱地域の岩相の違いによる密度差は小さいことから、本クロスプロ
ット解析の結果を 3 次元岩相モデル構築に適用する上で密度構造の推定精度が重要な鍵を握る。そのため次節では多種物理探査データの統合解析において密度構造モデルの信頼性の向上を図るワークフローを構築し、高精度・高分解能の P 波速度モデルと密度モデルを用いて 3 次元岩相モデルを作成した。

6-22

6.3 統合解析にもとづく 3 次元地質モデル構築
本節では多種物理探査データの統合解析によって高精度・高分解能の 3 次元岩相モデルと熱構造モデルを構築した事例を示す。山川地域の岩相モデル構築には P 波速度と密度を用いたクロスプロット解析が効果的な手法の一つであることが示されたが、地熱構造の推定に重要な指標となりうる物性値の特定は困難であった。そこで地熱構造モデルの構築にはマルチアトリビュート解析技術を用いて温度予測を試みた。

6.3.1 多種物理探査データの統合解析
1. 解析手順
地熱資源の探鉱・開発初期段階を想定した多種物理探査の統合解析ワークフローの概念
図を図 6-15 に示す。ここでは多種物理探査データの統合処理には地球統計学的手法とサイ
スミックインバージョンを段階的に使用した。金属鉱床や石油天然ガス田の資源量調査を目的とした地質モデリングには地球統計学的手法が広く用いられている。このワークフロ
ーで採用した地球統計学的手法の１つである Co-kriging 法は、空間的相関性の指標である
バリオグラムを用いて測定値を 3 次元空間に内外挿する手法である。この手法は多種物理探査で同一の物性値を測定した際に、垂直分解能の差から生じる絶対値の違いを補正する際にも有効な手段として利用可能である。ただし Co-kriging 法を地熱地域に適用する際には、入力データとなる測定値の空間配置と測定値のばらつき具合に関して留意する必要がある。特に坑井配置に偏りが生じている場合には、統計的な手法のみで広域の地下構造の不均質性を十分に評価できないことが懸念される。こうした課題を解決し、推定モデルの信頼性を高めるために、ワークフローでは地球統計学的手法によって得られた物性値の 3 次元
モデルを初期モデルとして地震探査データと調和的な P 波速度と密度の組み合わせを求めるサイスミックインバージョンを組み込んだ処理を行った。
探鉱・開発初期段階に適用可能なワークフローを構築するために、統合解析に使用する坑井数を 10 坑以下に制限した。表 6-4 は統合解析に使用した多種物理探査データと検層記録の一覧を示す。図 6-17 は解析に使用した主要な坑井の配置図を示す。
統合解析の初期モデルには高精度な物性値モデルを選定することが望ましい。例えば、P
波速度の場合には FWI 解析によって標高約-1,000m 以浅の区間において高精度の速度構造の推定結果が得られている。また PSTM 処理の速度解析では、山川地域の陥没構造とデイ
サイト貫入岩の深度付近の P 波速度が音波検層データと良く一致した速度構造が得られている。そこで標高-800m 以浅の区間に対して FWI 解析結果を適用し、それ以深には PSTM
処理の速度解析で得られた区間速度を使用し、2 つの速度構造の接合部分にはテーパーを適用したモデルを統合解析における P 波速度の初期モデルとして使用した。この地震探査データにもとづく P 波速度モデルの断面図を図 6-18 に示す。そして図 6-19 は地震探査デ6-23

ータにもとづく P 速度構造と音波検層との Co-kriging により求めた P 波速度モデルの断面
図を示す。
次に、
密度に対しては 6.1.7 項の重磁力探査データのインバージョン結果（Case3）により求められた 3 次元密度モデルを使用した。
温度には図 6-16 に示す地温勾配データ（田中ほか、2004）を用いて内外挿した 3 次温度モデルを使用し、温度検層データを用いて Co-kriging 法により統合した初期モデルを作成し、後述の 6.3.3 項のマルチアトリビュート解析や 6.3.4 項のニューラルネットワーク手法
を適用して温度構造モデルの高精度化・高分解能化を図った。

図 6-15 多種物理探査データの統合解析ワークフロー

6-24

図 6-16 日本列島及びその周辺域の地温勾配及び地殻熱流量データベース (田中ほか、
2004)

6-25

表 6-4 物性値の 3 次元モデル構築に使用したデータ一覧

図 6-17 解析に使用した主要坑井配置6-26

図 6-18 地震探査データにもとづく P 波速度モデルの断面図

図 6-19 坑井検層データと地震探査データにもとづく P 波速度モデルの断面図

6-27

2. サイスミックインバージョンの概要
山川地域の岩相区分に用いるP波速度と密度の推定精度の向上を図るため、サイスミック
インバージョンを実施した。岩相モデル構築に必要とされる高分解能のP波速度と密度の3次元モデルを推定するために、P波反射波の振幅をP-インピーダンス（𝑍𝑃 ）、S-インピーダ
ンス（𝑍𝑆 ）
、密度（ρ）で表現したFatti (1994)の近似式を用いてこれら3つのパラメータを同時に求めるモデルベースインバージョン（Hampson et al., 2005）を適用した。物性値間の関係式にはCastagna et al. (1985）の経験式よりP波速度とS波速度の比（𝑉𝑃 /𝑉𝑆 ）を定数する仮定とGardner et al.(1794)の経験式により密度はP波速度の累乗で表現されるという仮定を適用した。
入力データにはPSTMギャザーの深度変換後の重合前記録に対して、S/N比を向上させる
ために入射角を制限した部分重合記録を使用した。各岩相のインピーダンスの変化量と比
較して密度の変化量は小さいため、同時インバージョン解析による密度の推定誤差は大きいとされている。一方で、火山性岩相を構成する鉱物の剛性率は高く、間隙流体の剛性率の寄与によるS-インピーダンスの変化量は非常に小さいと考えられるため、𝑉𝑃 /𝑉𝑆 値を固定してモデル更新の際にS-インピーダンスの寄与を取り除くことで、密度の推定誤差の軽減が可能となる。S波速度については坑井情報の入手が困難であったことから、公開データである『日本列島三次元地震波速度構造』(Matsubara and Obara, 2011)を参照した。図 6-20は統合解析で使用した九州南部地域の標高-3 ㎞地点における𝑉𝑃 /𝑉𝑆 値のマップを示す。山川実
証フィールド内では𝑉𝑃 /𝑉𝑆 値のばらつきは小さいことが分かる。そこで解析には𝑉𝑃 /𝑉𝑆 を定数とし、P-インピーダンスと密度のみモデル更新を行った。推定されたパラメータ値の検証として、坑井位置で推定された合成記録と波形記録の相関係数が0.7以上とした。図 6-21および図 6-22はインバージョン解析結果による合成記録と波形記録の比較を示す。
モデルベースインバージョンの解析結果は初期モデルへの依存性が高いことから、重磁力探査データから推定された密度を初期モデルに反映させることで、密度推定の信頼性を高めた。図 6-24 は図 6-15の統合解析ワークフローに従って段階的に更新した密度モデルの断面図の比較例を示す。ここでは地震探査データの重合記録を用いて解釈されたデイサ
イト貫入岩の上面をピンク色で示す。図 6-24(a)は重磁力探査データから推定された密度モ
デルの断面図を示す。南薩層群上部層とデイサイト貫入岩に相当すると見られる密度のコ
ントラストが抽出されているが、検層記録やコア試料カッティングスで確認される密度より大きく推定されている。図 6-24(b)はCo-kriging法により統合した高精度の密度モデルの断面を示す。さらに図 6-24(c)はサイスミックインバージョンにより推定された高分解能の密度モデルの断面図を示す。このように多種物理探査の統合解析ワークフローに従い高精度化・高分解能化されたP波速度モデルと密度モデルが推定され、6.2.2項のクロスプロット
解析結果に基づく詳細な3次元岩相モデルの構築が可能となった。

6-28

図 6-20 九州南部地域の標高-3 ㎞地点における𝑽𝑷 /𝑽𝑺マップ (Matsubara and Obara,
2011)

6-29

図 6-21 合成記録と波形記録の比較（成川 SKG-1 号井）図 6-22 合成記録と波形記録の比較（SKG-4D 号井）6-30

図 6-23 サイスミックインバージョン手法を用いた 3 次元 P 波速度モデルの断面図

6-31

図 6-24 密度モデルの段階的な統合解析結果 (a) 重磁力データの逆解析による密度モデ
ル断面図, (b) Co-kriging 法による坑井検層記録と(a)モデルの統合結果, (c) (b)を初期モデルとした弾性波探査データの逆解析による統合結果.

6-32

6.3.2 クロスプロット解析による岩相区分
山川地域の検層記録を用いた各岩相に対する岩石物性値の調査から主要な火山性岩相の３次元可視化の手法として、P 波速度と密度を用いたクロスプロット解析が有効な手法であることが示された。また、統合解析ワークフローにより高精度・高解像度の 3 次元地質モデ
ルが推定された。これらの P 波速度構造と密度構造を使用してクロスプロット解析にもとづく岩相区分を試みた事例を紹介する。
図 6-25 は P 波速度と密度のクロスプロットを用いた岩相区分例を示す。上図は岩相区分に使用した坑井データを示し、下図はポリゴンを用いた岩相区分の解釈例を示す。今回のようにデータ数に限りがある場合には、岩相固有の物性値の取り得る範囲を指定するポリゴンの形状を試行錯誤で変化させ、得られた岩相モデルを既往地質調査等の情報を用いて検証する必要が生じる。図 6-26 と図 6-27 は図 6-25(b)で示された解釈にもとづいて推定された岩相モデルの断面図をそれぞれ示す。
推定された岩相モデルのうち、山川層群、南薩層群上部層、アンデサイトの空間分布と既存坑井位置で確認されている岩相は矛盾が少ないことが確認できた。その一方で、坑井記録を用いたクロスプロット解析結果において想定されたとおり溶結凝灰岩の空間分布については不確実性が高いことが確認された。今後、岩相モデルを入力データとして次項で紹介するマルチアトリビュート解析技術を適用すれば、既存坑井における岩相との相関が高い岩相モデルを推定することが可能であると期待される。

6-33

図 6-25 坑井記録にもとづく P 波速度と密度のクロスプロットと岩相区分（上）坑井記
録（下）岩相区分の解釈例

6-34

図 6-26 岩相モデルの断面図

図 6-27 上図と直交する断面

6-35

6.3.3 マルチアトリビュート解析技術を用いた温度構造の推定
１．マルチアトリビュート解析の概要
マルチアトリビュート解析（Multi-Attribute Analysis: MAA）とは教師付き学習法に分類される予測システムであり、石油開発分野では貯留層モデリングで用いられる汎用的な解析手法の一つである。このプロセスでは、はじめに坑井位置で坑井データと複数のアトリビュート（地震波属性など）との間に関係式を構築する。次に、導出された関係式と坑井から離れた位置の複数のアトリビュートを用いて擬似坑井データを推定するものである。図6-28 は、１つの坑井データに対して３つのアトリビュートの各５点のデータから線形関係を構築する模式図を示している。マルチアトリビュート解析技術は物性値の３次元モデル
以外にも岩相モデルの予測に適用されている。その場合には非線形の関係式を用いる確率的ニューラルネットワーク（PNN: Probabilistic Neural Network）などが有効であるとされている（高橋・柏原, 2008）。
本項では線形関係式によるマルチアトリビュート解析を適用して温度構造を予測した事
例を紹介する。また 6.3.4 項では推定精度向上を図りニューラルネットワーク手法によって温度構造を予測した事例を紹介する。

図 6-28 マルチアトリビュート解析の模式図（Hampson et al., 2001）

２．解析手順はじめにマルチアトリビュート解析において学習に使用する検層記録とアトリビュートの選定が重要な作業となる。温度構造の推定に用いるアトリビュートには、山川地熱地域の温度構造と関連のある物性値を選択することが望ましい。候補の一つとして考えられるのが、地球統計学的手法により地温勾配と検層記録を用いて推定された温度構造モデルである。その他に、本解析では山川地熱地域の熱源とされるデイサイト貫入岩や熱水の上昇経路を特徴付ける物性値の一つとして密度構造を選択した。
山川地熱地域の逸水層やデイサイト貫入岩の周辺では、坑井記録や地震探査記録から多数のフラクチャーが抽出されている。さらに高温熱水の上昇経路にも断層に伴うフラクチ
6-36ャーが発達していると考えられ、その周辺域では相対的に密度が低下していると推測される。本地域では温度構造と密度構造の関係が深いと示唆されることから、マルチアトリビ
ュート解析による温度構造の推定に密度構造のアトリビュートを使用した。
マルチアトリビュート解析には Hampson-Russell ソフトウェアの Emerge（Hampson
et al., 2001）を使用した。図 6-29(a)は、地球統計学的手法を用いて推定した温度構造モ
デルの断面図を示す。熱源とされるデイサイト貫入岩の周辺温度より高温域が山川層群内で認められる。そのため、この高温域の温度の信頼性は低いと考えられる。次に図6-29(b)は、マルチアトリビュート解析により推定された温度構造モデルの断面図を示す。
熱源とされるデイサイト貫入岩の周辺に高温域が分布し、図 6-29(a)で見られた高温域の温度は熱源より低く推定されている。図 6-30 はマルチアトリビュート解析に使用した温度検層の実測値と推定値の比較を示している。温度 150℃以上では実測値との乖離が認められるものの、温度 150℃までは信頼性の高いモデルが推定されていると考えられる。図6-31 はマルチアトリビュート解析に使用した 8 坑井の温度検層と推定値の比較図を示す。
この図から本解析では海抜約-2,700m より深部は予測困難であったと推察される。次に図6-32 はマルチアトリビュート解析に使用しなかった 5 坑井の温度検層と推定値の比較図を示す。図 6-31 と比較すると実測値と予測値の差はマルチアトリビュート解析に使用した坑井の場合と同程度であることから、温度構造の推定精度に関する地域性は少ないと推測される。
地熱開発促進調査で得られた既知情報をもとに温度構造モデルを検証した例を示す。図6-33 は山川地域の地熱開発促進調査で得られた浅部（海抜-150m）の温度構造マップを示す。図 6-34 は本解析で推定された同深度における温度構造マップを示しており、図 6-33に記載された竹山－辻之岳構造線や山川－松ガ窪構造線に沿った高温域を抽出していることが分かる。また、池田湖方面からの地下水の流入とみられる低温域や、小塚浜付近における低温地下水の流入も抽出していることが分かる。同様に図 6-35 は山川地域の地熱開発促進調査で得られた深部（海抜-1500m）における温度構造マップを示す。図 6-36 は、
本解析で推定された同深度における温度構造マップを示しており、竹山－辻之岳構造線に沿った高温域を表している。
既知情報と調和的な推定結果が得られていることが分かった。

6-37

図 6-29 (a) 地温勾配データと温度検層データを使用した温度モデル断面図, (b)マルチア
トリビュート解析による推定温度モデル断面図6-38

図 6-30 マルチアトリビュート解析に使用した 8 坑井の温度の実測値と予測値のクロス
プロット

図 6-31 マルチアトリビュート解析に使用した８坑井の温度検層記録（赤）と推定温度（青）の比較図

6-39

図 6-32 山川地熱地域の 5 坑井における温度検層記録（赤）と推定温度モデル（青）の
比較図

6-40

図 6-33 温度分布平面図（浅部）（NEDO, 2001）

図 6-34 推定温度分布平面図（浅部）
6-41

図 6-35 温度分布平面図（NEDO, 2001）

図 6-36 推定温度分布平面図（深部）6-426.3.4 ニューラルネットワーク手法を用いた温度構造の推定
１．ニューラルネットワーク手法
地熱資源開発技術において多層型のニューラルネットワーク手法は 3 次元温度構造の推定などに利用されてきた。例えば、松田・小池（2003）らは九州豊肥地熱地域において 20
坑井の温度検層データを使用し、ニューラルネットワーク手法による外挿とオーディナリ・
クリギングによる補間を適用し、高精度な３次元温度構造を推定した。これらの既往調査では地球統計学的手法を用いた温度構造推定には 20 坑井以上の温度検層データが必要されており、開発後期の適用に限定されている。そこで山川実証試験では探鉱フェーズや開発フェーズ初期段階の既存坑井数が少ない条件下において高精度・高分解能の３次元温度推定を目的としたワークフローの構築を試みた。本項では、予測に用いる各アトリビュートとの関連付けが複雑であると推測される温度プロファイルの短波長成分の予測に対して確率的ニューラルネットワーク（PNN）手法を適用した事例を以下に示す。
２．温度プロファイルのスペクトル解析
温度プロファイルを長波長（< 1 波数/km）と短波長（< 2 波数/km）に分離し、成分ごとに関連付けが可能と考えられる 3 次元アトリビュートを選定した。温度推定法の違いを比較するために前項で紹介したマルチアトリビュート解析（MAA）による温度予測で使用した 8 坑井の温度プロファイルを学習用データとした。長波長成分に対して線形式を用いた MAA 手法を、短波長成分に対して PNN 手法を適用し、各々の温度プロファイルについて擬似坑井データを作成した。
i)

短波長成分

温度プロファイルの短波長成分は、生産・還元ゾーンに相当する割れ目や高浸透性の地層からの地層水の側方流動に起因する温度変化と相関が高いと考えられるため、熱水上昇経路や地下水流入経路の周辺における割れ目や亀裂の発達に伴う密度低下との関連付けが可能である。地球統計学的手法により作成した温度モデルの初期値に加えて、割れ目に関連するアトリビュートとして地震探査データから抽出されたアントトラックデータ（図 6-37 ）と高分解能の密度モデル（図 6-38）を PNN 手法による短波長成分の擬似坑井データ予測の入力アトリビュートとして選択した。
ii)

長波長成分

地熱貯留層における温度プロファイルの長波長成分は、熱伝導、坑内流動などに起因する温度変化と考えられる。これらの要因の指標となる物性値の 3 次元モデルを MAA に使用
する入力アトリビュートとして選定することが望ましい。例えば熱伝導率の指標として弾性波探査による P 波インピーダンスが挙げられる。図 6-39 に山川地熱地域のコア試料の熱伝導率の測定結果と坑井検層記録から計算された P 波インピーダンスの関係を示す。こ6-43

こでは岩石の種類に関わらず熱伝導度と P 波インピーダンスとの間に正の相関が認められる。そこで地球統計学的手法により作成した温度モデルの初期値に加えて地震探査データの逆解析により得られた P 波インピーダンスの 3 次元モデルを線形関係式に基づく MAA手法を用いた長波長成分の温度予測の入力アトリビュートとした。
iii)

全成分比較

図 6-40 は学習用データとして使用した 8 坑井のうち地熱貯留層に掘削された 1 坑井における温度プロファイルと温度推定結果の比較を示す。スペクトル解析および PNN を適用した予測結果（図 6-40(c)）を全成分に対して線形式の MAA 手法で予測した結果（図 6-40(d)）と比較すると、本坑井では 200℃以上の高温域の推定精度が向上したことが分かる。
図 6-41 は 3 次元温度モデルの長波長成分と短波長成分を予測した後に、2 つのモデルの温度推定値を足し合わせて作成した最終モデルの断面を示す。

6.3.5 地質モデルの 3 次元可視化
多種物理探査データの統合解析で得られた高精度・高解像度の地質モデルを 3 次元可視化することにより地熱貯留層の概念モデルの構築や探鉱・開発計画策定が容易となり、生産井・還元井の掘削における地質リスクの低減が期待される。そこで山川実証試験では地熱貯留層の空間分布を評価するために重要と考えられる等温度面と還元域周辺の岩相分布について 3 次元可視化を試みた。ここでは等温度面としてバイナリー方式の適用性の評価指標となる 150℃、フラッシュ方式の評価指標となる 200℃、温泉の源泉温度の指標として 90℃の 3 つの等温度面および還元域周辺に分布する岩相 Facies X の分布に着目した例を示す。
山川地熱地域の主な還元領域の南部は辻之岳－竹山構造線近傍に位置している（図 2-18
参照）
。Okada et al. (2000) らは辻之岳－竹山構造線周辺に掘削された複数の坑井において
標高約-700 から-1,200m の区間で安山岩のダイクと逸水層を確認している。
図 6-42 は 6.3.2
項で得られた 3 次元岩相モデルの等深度断面における岩相分布を示しており、主な還元域の南部地域と Facies X 分布域が重なることが分かる。図 6-43 は還元領域周辺に分布する
Facies X と 90℃、150℃、200℃の等温度面の 3 次元空間分布を示しており、亀裂の発達に関連するアントトラックデータの断面を表示したものである。

6-44

図 6-37 ニューラルネットワーク手法による温度予測に用いたアントトラックデータ

図 6-38 密度マップ6-45

図 6-39 熱伝導率と P 波インピーダンスの関係

図 6-40 温度プロファイル予測結果; (a) 短波長成分の PNN 手法を用いた予測結果, (b)長波長成分の MAA 手法を用いた予測結果, (c) 短波長成分(a)と長波長成分(b)を合わせた
結果, (d)全成分の MAA 手法を用いた予測結果
6-46

図 6-41 ニューラルネットワーク手法およびを用いた温度構造6-47

図 6-42 岩相マップ

図 6-43

地質モデルの三次元可視化

6-48

6.3.6 まとめ
多種物理探査データの統合解析では地球統計学的手法とマルチアトリビュート解析を組み合わせたワークフローによって、探鉱期間や開発期間の初期段階でも高精度・高分解能の 3 次元岩相モデルと温度構造モデルの構築が可能であることが示された。これらの地質モデルを 3 次元可視化することにより地熱貯留層の概念モデルの構築や探鉱・開発計画策定が容易となり、生産井・還元井の掘削における地質リスクの低減が期待される。
地熱貯留層の性状やキャップロックの形状を把握には、さらに地熱資源の生産性評価に関する浸透率、自然電位、比抵抗などの物性値の地質モデルを構築が必要とされる。多種物
理探査データの統合解析を用いてこれらの地質モデルを構築することでより信頼性の高い
地熱貯留層の概念モデルの可視化が可能となり、熱資源開発の促進に資する情報を提供することができると期待される。
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6-50

7. 地質解釈
7.1 山川地域の地質解釈
本節では、第 1 回実証試験での一連の物理探査データ解析結果において得られた地質構造や地質の不連続面の分布、各種物性値、およびそれらから推定された岩質等の情報を総合的に比較・検討し、地質モデルの精度向上を目的とした地質解釈を試みた。地熱資源調査において弾性波探査を含む多種の物理探査データおよび地質データを用いた総合解釈の事例はこれまで
少なく、作業は試行錯誤的に行われた。今回、作業手順の確立には至らなかったが、総合解釈の一助となることを期待して以下に紹介する。

7.1.1 地質概要
１．基本層序
図 7-1 に対象地域の総合地質柱状図を示す。また、図 7-2 に対象地域の概略地質図を示す。
実証試験の対象地域は薩摩半島南東部に位置する。薩摩半島南東部には多くの火山および温泉が分布するが、地質図からは、対象地域が新第三紀中新世から第四紀にかけて噴出した火山岩
および火山砕屑岩類によって広く覆われていることを読み取ることができる。開聞岳は半島の南西岸の海岸部に円形の地質体として描かれている。また、対象地域内には鰻池，成川，山川などの爆裂火口が点在する。
薩摩半島の基盤岩類は、白亜系の四万十累層群であるとされる。四万十累層群は指宿市内には露出は認められないが、隣接する南九州市内において、四万十累層群に属する川辺層群知覧層の泥岩および砂岩泥岩互層の露出が確認できる (川辺・阪口 2005)。
新第三紀中新世には、酸性火山岩体が知覧層に貫入した後、南薩層群の火山岩および火山砕屑岩類が不整合で累重した。薩摩半島南部地域において、南薩層群は池田湖の北西側、鬼門平（おんかどびら）断層崖等において露出が見られる。また、調査対象地域内においては、地表での露出は認められないが、既存坑井データにより、地下に南薩層群が広く分布することが確認されている。
南薩層群の上位には、第四系の火山岩および火山噴出物が累重している。これらは、噴出時期によって、大きく 3 つのグループに分類することができる。最下位には、前期～中期更新世の海成層を挟む火砕岩を主体とする山川層とその上位に累重する先阿多火山噴出物と呼ばれる地層が分布する。その上位には、後期更新世の阿多火山噴出物（阿多火砕流堆積物、辻が岳
溶岩、竹山溶岩等）と呼ばれる一連の火山岩および火山砕屑岩が累重する。
対象地域において最も新しい火山岩類は、完新世の池田火山噴出物および開聞岳火山噴出物であり、地質年代は 4 千年～6 千年前であると推定されている。

7-1

図 7-1 対象地域の総合地質柱状図（NEDO2001）

7-2

1：白亜系川辺層群 2：新第三紀火山岩類（南薩層群）
7：入戸火砕流堆積物（姶良火山）8：池田火山噴出物

3：山川層・先阿多火山噴出物
9：開聞岳火山噴出物

4.阿多火山砕屑岩類

5：新期指宿火山噴出物

6：更新世堆積物

10：沖積層図 7-2 対象地域の概略地質図（川辺・阪口 2005 に加筆）

２．地熱・温泉
薩摩半島南東部には、多くの火山が存在し地熱活動の活発な地域である。古くから温泉地として知られ、温泉・噴気も多く存在する。図 7-3 に薩摩半島南東部の温泉および噴気の分布を示す。温泉および噴気の多くは、薩摩半島の南東端の海岸線に近いところに集中して分布している。Matsumoto（1943）は半島の半島端部を阿多カルデラの陥没部の一部と考え、鬼門平
断層崖については、阿多カルデラの西縁であると提唱した。この説に倣えば、一連の温泉および噴気の分布は、半島の南東端部は鬼門平断層崖以東の阿多カルデラの陥没部に位置していると言える。
図 7-4 は指宿地域の海抜-150m 準および海抜-1500m 準における地下温度分布を示した図である。地下温度分布は同一深度でもエリアによって 100℃以上の違いがあり、鰻池北東方、竹7-3

山付近においては、海抜-1500m において 200℃以上の地温を有する領域が存在する。両地域においては、海抜-150m においても 150℃以上（竹山）、あるいは 200℃（鰻池）を超える地温を有する領域が存在する。一方池田湖から鬼門平断層崖にかけてのエリアでは海抜-1500mの地温が 100℃以下の領域が広がっている。

図 7-3

図 7-4

薩摩半島南東部の温泉分布（川辺・阪口 2005）

指宿地域の海抜-150m 準(a)および海抜-1500m 準(b)における地下温度分布（川辺・阪口 2005）

7.1.2 三次元弾性波探査データの解釈（１）地熱地域の弾性波探査データの特徴

7-4山川地域の実証試験で取得した弾性波探査断面図の例を図 7-5 に示す。図に示した断面図は調査範囲の中央部付近を東北東－西南西に切る場所の鉛直方向の断面図である。断面図の近傍に 3 本の坑井があり、坑井の位置と主な地層境界の深度が測線に投影されている。

図 7-5

三次元物理探査データの例

図 7-6 は、新第三系南薩層群と更新統山川層の境界部の不整合面の位置を坑井データに基づ
き弾性波探査断面図上で簡単に結び、地質構造の凡その形状の把握を試みた図である。この図では、山川層の基底面は、調査範囲の西端部で浅く、測線の中央部付近で最も深度が深くなる様子を捉えている。
データを取得した範囲は、Matsumoto(1943)の提唱した阿多カルデラの内部に位置しており、陥没構造が発達していることが予想されており、弾性波探査断面において捉えられた凹状の地質構造は、カルデラの形成に伴う陥没構造の形成と整合的な地質構造を呈していると言える。
弾性波探査断面の反射面は連続性が悪く、個々の反射面の断片を繋ぎ合わせて一枚の面を構築することについては相当の困難が予想される。連続性が悪いことの要因としては、調査対象地域がカルデラ内部の陥没体となっているところであり、小規模な断層で細かく地層が切られていることや、一般に火山噴出物は一回の噴火イベントで堆積する砕屑物の分布域が限られており、側方への連続性が海成の堆積物等と比較して乏しいことが予想されるといったことが考
えられる。

7-5

図 7-6

三次元物理探査データの例（２）周波数帯域を変えた断面図の適用性の検討
そこで、このような側方連続性に乏しい地質断面図の解釈を少しでも容易に行う手法を検討することを目的として、周波数帯域を変えた断面図を作成しどの程度地質解釈作業に資するか検討を行った。図 7-7 は周波数帯域を変えた断面図であり、PSTM データボリュームにバンドパスフィルタ (3～8 Hz、3～12 Hz、6～24 Hz、12～48 Hz) を適用して作成したものである。3～8 Hz、3～12 Hz など低周波領域のみで作成した断面図においては、大局的な地質構造の特徴が抽出され、効果的であるように思われる。

7-6

図 7-7周波数帯域を変えた断面図（３）地層の不連続面の抽出における Ant-Track の適用性の検討
山川地域の実証試験で取得した地熱地域の弾性波探査断面の特徴として、反射面が細かく切られ、連続性が乏しくなっていることを挙げることができる。通常の弾性波探査断面の解釈作業においては、反射面が不連続となっているところは断層と解釈することが多い。今回取得した断面においては、このような箇所が無数に存在し反射面の追跡を困難なものにしている。
そこで、この実証試験では反射面の不連続箇所から自動的に面構造を抽出する技術として、
Ant-Track という手法の適用を試みている。
図 7-8 の黒い縦縞模様は Ant-Track を適用して抽出した不連続面である。断面図上の黒い縦縞模様は、自動抽出された不連続面である。この例
では、不連続面を挟んで隣り合う反射面は、多くの箇所で、深度方向にずらせば反射面が連続する傾向にあることがわかる。

7-7

図 7-8 Ant-Track を適用して抽出した不連続面
図 7-9 は Ant-Track を適用した地質解釈結果の例である。
Ant-Track で抽出された不連続面を手掛かりとすることで、断層を考慮した地質解釈作業の作業効率の向上を図ることができた。
また、図 7-10 は、地質解釈結果の例である。Ant-Track では不連続面が断面図全体に抽出されているが、ここでは、このうち桃色および紫色のホライズン付近の不連続面につき断層を認定しながら地質解釈を実施した。
地質解釈の結果、本断面図においては向斜状の地質構造が存在することと、解釈された断層の大半が正断層性の変位を伴っているという情報を抽出することができた。これらのことは、この場所において、展張の場における陥没性の構造運動があった可能性を示唆しているものと考えられる。
この調査地域のように、小規模な不連続面が無数に存在するような地域では、機械的な手法
でこれらを抽出することにより、断地質判読作業の効率と精度の向上が期待できる。

7-8

図 7-9 Ant-Track を適用した地質解釈例

図 7-10

地質解釈結果例

7-9

（４）山川地域の地質構造取得した三次元弾性波探査データを用いて、主要な層準につき地質判読を実施した。図 7-11は山川層の各層準（基底面、中部の上面および上面）の判読結果を、三次元的に表示した図である。方位は右側が東、奥が北である。山川層の地質構造は、北北西～南南東方向に軸を持つ
向斜状の構造を呈している。向斜軸の位置は、基底面から上面に向かい徐々に西側にシフトしている様子を、図から読み取ることができる。各層準において、山川層の層厚は向斜軸部（最大沈降部）付近が最も厚くなっている。
山川地域において、山川層は地表において露出は見られず、その存在は坑井データによって確認されている。山川層の地質構造の特徴から、この地域に分布する山川層は向斜構造を形成
する局所的な沈降の場に堆積した地層であると考えることができる。

図 7-11

三次元地質解釈結果例

図 7-12 は山川層の基底面とその下位層である南薩層内に貫入したデイサイトの上面を三次元的に示した図である。デイサイトの上面は既存文献（Okada and Yamada, 2002）を参照した。
南薩層が北北西－南南東方向に軸を持つ向斜状の構造を呈しているのに対し、貫入岩の上面は南西から北東に向かって高くなる構造を示しており、両者の快打には構造的なギャップが見ら
れる。

7-10

図 7-12

三次元地質解釈結果例

7.1.3 各種物理探査データの検討（１）比抵抗分布の検討
図 7-13 は比抵抗値断面図の例である。この断面図において比抵抗値は概ね 0.1～100[ohm-m]のレンジに収まっている。図中の黄色の帯は 10[ohm-m]の等比抵抗線である。山川層
は、下位の南薩層群に比べて比抵抗が低く 1[ohm-m]前後の比抵抗値を持つ地層が地表近くから深度 1000m にかけて広く分布が見られる。一方、下位の南薩層群の比抵抗値は、10[ohm-m]
前後あるいはそれより高い値を有している。
局所的な比抵抗分布の特徴としては、南薩層群内に貫入した貫入岩の分布する付近において比抵抗値が周囲より高い領域が存在するほか、測線の西半部では、地下浅部（地表から地下 200
ないし 300m）において 50[ohm-m]以上の比抵抗を示す領域が連続的に分布している。
一方、比抵抗の低い領域としては、山川層の中部～上部にかけての地層に低比抵抗値を示す
地層が広く分布する。低比抵抗値を示す地層の分布は一様でなく、所々で、低比抵抗値を示す
地層を垂直方向に切る形で比抵抗の高い部分が存在している。また、地下深部においては貫入岩分布域の東側の領域において周囲より低い比抵抗を示す地層が分布する。
なお、この断面図において西端部（左端）と東端部（右端）付近は、比抵抗分布推定に際して用いたＭＴデータの測点密度が低く、比抵抗値の信頼度は高くないことを付記しておく。
図 7-14 は上述の比抵抗値断面図に Ant-Track により抽出した不連続面を重ね合わせたものである。Ant-Track により抽出された不連続面の分布と比抵抗値の分布を比較すると、測線中央部の山川層中部～上部において見られる低比抵抗域においては不連続面の密度が高くなる

7-11

傾向にあることや、低比抵抗域の中で局所的に周囲に比べて比抵抗が高くなっている領域（Trace475 および Trace625 付近）については、不連続面の密度が周囲より高くなる傾向を特徴として抽出することができる。また、一連の不連続面の集中域が、貫入岩体の分布する深度まで連続して分布している。
断面図において不連続面が集中して分布する領域としては、上記の他に Trace150 から 250
にかけての領域を抽出することができる。これらの不連続面の集中する領域は、向斜構造の両翼部の地層傾斜が急である箇所と概ね一致している。前節で述べた地質断面解釈結果において、本地域の向斜構造は正断層性の断層を多く伴うであろうことが推定されたが、一連の不連続面の集中領域は陥没構造の外枠の部分の小断層が発達する領域に相当する可能性も考えられる。
佐久間(1999)は山川地域の地熱流体の特徴の一つとして、高温流体の起源は変質した海水であり、これに天水が様々な割合で混合し、地熱系内流体が形成されていることを挙げているが、比抵抗の分布から地層水中の塩分濃度の違いがどの程度推測されるか、あるいは Ant-Track により抽出された不連続面が、地層中における流体の移行にどの程度寄与しているかについては、
今後詳細に検討する必要があるものと考えられる。

図 7-13

比抵抗値断面図7-12

図 7-14

比抵抗値断面図（Ant-Track 重ね合わせ）（２）密度分布の検討
図 7-15 は重力データから推定した密度分布断面図である。断面図上の各点における密度値
は、標準値(2.6g/cc)との差で示した。密度の値は地表付近で-0.7(=1.9g/cc)程度であり、深度の増加に合わせて徐々に増加し、山川層基底付近で 0 から+0.2(2.6～2.8g/cc)程度、南薩層群の上部で+0.2 から 0.3(2.8～3.0g/cc)となる。
局所的な密度アノマリとしては、断面図の中央よりやや右側（西側）の浅部において、周囲に比べて密度が 0.2～0.4g/cc 程度高くなる傾向が見られる。また、貫入岩が分布すると考えられる領域（貫入岩上面より下の地層）は、周囲より密度が若干（0.1～0.2g/cc 程度）高くなる傾向が見られる。逆に貫入岩の上面に接する上位の地層は、周囲に比べて密度が低くなる傾向が見られる。吉村(1992)は、貫入岩と接する上位の地層については変質が進んでいることを記載しているが、局所的な低密度部は、変質帯の存在を示唆しているかもしれない。
山川層の基底部においては、向斜軸付近およびその左側（西側）の領域において、周囲より0.2g/cc 程度密度の高い領域が存在している様子を読み取ることができる。
一方、断面図の西端付近における南薩層の密度は、向斜軸部の南薩層に比べて 0.2～0.3g/cc 程度低くなっており、不整合面を挟んで右側（東側）に分布する山川層の密度と大きな差はない。
このような密度分布を示す一つの可能性として、この付近の南薩層は向斜軸部のような沈降を経験しておらず、同じ深度の山川層と同程度の圧密しか受けていないことが推定される。

7-13

図 7-15密度分布断面図

図 7-16 は多種物理探査の統合解析によって求めた密度分布図である。対象地域の密度分布には領域による傾向がみられる。すなわち、調査地域の東半部の密度は西半部と比較して低く、
2.1～2.3g/cc(青色～橙色)の密度を有する地層が卓越する。特に東南部の竹山周辺においては密度が最も低く、2.1～2.2g/cc(青色～緑色)の地層が多く分布し、北東方では 2.2～2.3g/cc(緑色～橙色)の地層が多く分布する。一方、西半部は 2.3～2.5g/cc(橙色～茶色)の密度を持つ地層が卓
越する。

7-14

図 7-16密度分布（３）地温分布の検討
図 7-17 は地温分布断面図である。地温分布は貫入岩の分布する付近において 200℃以上の高温度アノマリが見られる。高温アノマリ域は貫入岩上面から、直上の地層にまで及んでおり、数百 m の浅部において 150℃近い高温域が分布する箇所がある。これに対し、貫入岩の分布域のすぐ西側の領域においては、1000m 程の深度でも 100℃程度の地温しか有しておらず、地熱分布は場所によるバリエーションが大きい。
図 7-18 は地温分布断面図に Ant-Track より抽出した地層の不連続面を重ね合わせたものであるが、貫入岩体とその上位の高温アノマリ領域は、不連続面の密度の高い領域と概ね重なり合う。このことは、地下深部の高温アノマリ領域内では、不連続面を通じて高温流体が地下深部から上方に移動している可能性も考えられる。
佐久間(1999)は山川地域の地熱流体の特徴として、①貯留層はフラクチャーネットワークが形成された比較的透水性の良い地層により構成されある程度の広がりをもって分布している可能性のあること。②高温流体の起源は変質した海水であり、これに天水が様々な割合で混合し、地熱系内流体が形成されていること。③地熱系の特徴として深度 1000m 付近に低温熱水の存在する領域があることを挙げている。
今回の解析作業で作成された地温分布図からは、高温岩体のすぐ西側（左側）の領域において、地表付近から地下深部に連続する低温アノマリ領域から存在している様子を読み取ること

7-15

ができるが、高温のアノマリ域は高温流体の上昇経路、低温アノマリ領域は、天水を起源とす
る地下水が地下深部に移動する経路となっている可能性も考えられる。

図 7-17

図 7-18

地下温度分布断面図

地下温度分布断面図（Ant-Track 重ね合わせ）7-16

図 7-19 は Ant-Track により抽出されたある深度における不連続面分布を表した図である。
図中において不連続面は緑色の線で表されている。また赤色のポリゴンは竹山や辻之岳などの火山の位置を表している。また、黒線のポリゴンは地山川熱発電所、黒色破線は鉄道である。
不連続線の分布密度は山川地熱発電所付近においては、周辺部に比べてやや高くなっている。
また、図 7-20 は同深度における地下温度の分布図であるが。山川地熱発電所付近において150 度以上（赤色）の領域が分布している。これに対し、発電所の西側の領域には、緑色～青色の領域（地下温度 100 度程度）が分布している。
この平面図において、低温領域の分布には、北北東-南南西方向のトレンドがあるようにも見受けられる。図中の青色の点群は温泉の位置を示している。温泉の分布は大局的には北東‐南
西方向のトレンドがあり、地下の温度分布と概ね同じトレンドを示しているように見える。
対象地域内の温泉の掘削深度は 200m 以浅のものが多い（川辺・阪口 2005）。図 7-4 に指宿地域の浅部の地下温度分布を示したが、温泉の分布は概ね 50℃以上の領域に掘削されており、不連続面の密度が周囲に比べて高い領域とも概ね一致しているように見える。

図 7-19

不連続面分布平面図7-17

図 7-20

地下温度分布平面図

図 7-21 は不連続面の方位別分布である。図中に示した青色点群は温泉の位置を示している。
方位別の不連続面の分布状況を見ると、北西‐南東方向および北東‐南西方向の不連続面は調査地域西部の辻之岳南西方と東部の鰻池南方において密度が高くなっている。これに対し南北方向の不連続面は調査対象領域全域において、ある程度以上の密度で不連続面が抽出されており、領域による分布密度の差は小さくなっている。
一連の図面で抽出した不連続面の深度は、温泉の掘削深度と異なるため、この図からは、不連続面の方位と温泉の掘削位置の分布との関係を論ずることは難しいものの、温泉の掘削位置は、一定の方向に並ぶ傾向にあることから、地下には一定の方向性を持った透水性の高い地層
あるいは亀裂群が存在する可能性も考えられる。

7-18

図 7-21

不連続面の方位別分布

7-19

（４）弾性波速度の検討
図 7-22 は FWI 解析で求められた弾性波速度の分布である。上図は全域の速度分布である。
また図 7-23 は同じ図において 3400m/s～3600m/s の弾性波速度を持つ領域を抽出し、Ant-Track で抽出した不連続面を重ね合わせて表示したて表示したものである。
調査地域の弾性波速度分布を見ると、調査地域の東半部は西半部に比べて弾性波速度が遅く、竹山周辺では 3000m/s 程度となっている。これに対して、調査地域の西半部には弾性波速度が 3500m/s 程度の領域が南北方向に連続して分布している。弾性波速度のレンジを 3400m/s～3600m/s の範囲に絞って弾性波速度を表示した図（図 7-23）では、弾性速度層の高い領域
は幅 1 ㎞程度で調査地域北西部、辻之岳付近で北西‐南東方向、辻之岳付近で北北東‐南南西方向に向きが変わり、南南西方向に連続して分布している様子を読み取ることができる。また、
Ant-Track で抽出した不連続面との関連を見ると、弾性波速度が 3600m/s と最も速くなっている個所において、北北西‐南南東方向の強い不連続面が抽出されている。
また、竹山周辺および鰻池南東方においては、直径 2km 程度の円形の低速度領域が存在しているが、いずれの領域においても、Ant-Track で抽出された不連続面の分布が周囲に比べて高くなる傾向があるように見える。

図 7-22弾性波速度分布：カラーレンジ 3,000～3,500 m/s

7-20

図 7-23弾性波速度分布：カラーレンジ 3,400～3,600 m/s（５）各種検討結果の対比
図 7-24 は、これまでに検討を行った各種解析結果のうち、弾性波探査断面解釈結果と地下
温度分布、Ant-Track で抽出した不連続面、弾性波速度分布、密度分布を対比した図である。
断面図と平面図には相互の位置を示す補助線がそれぞれ赤色の破線で示してある。
地下温度が周囲に比べて高温となっている領域は、貫入岩体の直上の不連続線の密度の高い領域と概ね一致している。弾性波探査断面解釈を行った断面図上では、この領域には山川層の中部に相当する地層が分布しており、地層の密度は周囲と比較して最も小さく、2.1～2.2g/cc程度の地層が卓越して分布している。
一方、弾性波速度が最も速い領域は、下部～中部山川層が下位の南薩層群にオンラップで累重する個所に相当するが、比較的強いピークの反射面が分布することで特徴づけられる領域である。この付近も Ant-Track により抽出された不連続面の密度が高くなっている領域である。
しかし、地下温度は 100℃程度であり、測線の東半部と比較して相対的に低い。

7-21

図 7-24

各種解析結果の対比

弾性波探査断面解釈結果（左上）不連続面＋弾性波速度（左下）
地下温度分布（右上）密度分布（右下）（6）地層中の流体移行に寄与する亀裂面の方位についての検討
Ant-Track で抽出された不連続面については、弾性波探査断面に現れた反射面の「ズレ」を抽出したものであり、抽出された不連続面をそのまま地層流体の移行経路として評価することはできない。図 7-25 は Ant-Track で抽出された不連続面の方位分布の例であるが、抽出された不連続面には、いくつか卓越する方位があり、場所によっても差異が見られる。
一般に、地層中に発達する断裂系は、その地層が地質時代に経験した応力場の変遷を反映しており、断裂系の方位に多くのバリエーションがみられる地層は多くの応力場の変化を経てきたものと推定することができる。
地層中に発達する亀裂の中で、流体移行に寄与する亀裂の方位は、地層の応力場に規制されると考えられる。たとえば、主圧縮応力軸に平行な亀裂は展張の場にあり開口亀裂として地層中の流体移行に寄与する可能性が高いのに対し、主圧縮応力軸に直行する亀裂は、面が塞がり流体移行に寄与しない可能性が高い。

7-22

図 7-25 Ant-Track で抽出された不連続面の方位分布の例
図 7-26 は九州南部地域における活断層の分布を示したものである。また、図 7-27 は過去
約 100 年間(1883-1994)の測地観測による九州南部の水平ひずみ分布、図 7-28 平均的な変位速度（cm/年）である。鹿児島県地域に分布する活断層には鹿児島湾東縁断層帯、鹿児島湾西縁断層帯、池田湖西断層帯などがあり、断層面の走向方向はいずれも北北東‐南南西である。
過去約 100 年間(1883-1994)の測地観測による九州南部の水平ひずみ分布を見ると、薩摩半島の水平方向のひずみは北西‐南東方向に展張する傾向にある。池田湖西断層帯は鬼門平断層崖に相当し展張性の正断層であると考えられているが、断層の変位は過去 100 年間の水平ひずみの方位と整合的である。また、2011 年 3 月までの 5 年間の平均的な変位速度（cm/年）では、
鹿児島県南部地域は、沖縄トラフの南東方向への拡大の影響を受けて、南東方向に引っ張られる応力場にあることが示されている。
一連の情報は、対象地域が北西‐南東方向に展張場にあり、対象地域においては、北北東‐
南南西方向の走向を持つ正断層が形成される場にあることを示している。
Ant-Track において抽出された不連続面のうち流体移動に寄与する不連続面の方位としては、
北北東‐南南西方向に近いものであると考えられる。

7-23

図 7-26

九州南部地域の活断層の分布

地震調査研究推進本部地震調査委員会, (2013)

図 7-27

過去約 100 年間(1883-1994)の測地観測による九州南部の水平ひずみ分布
地震調査研究推進本部地震調査委員会, (2013)7-24

図 7-28 平均的な変位速度
地震調査研究推進本部地震調査委員会, (2013) （cm/年）（7）弾性波探査データ取得による効果
本項では、三次元弾性波探査断面解釈結果より推定された地質構造に加え、多種物理探査データの再解析結果について比較・検討を行い、総合的な地質解釈を試みた。
今回、取得した弾性波探査断面においても、小断層に起因すると考えられる不連続面が多く存在し、弾性波探査断面の解釈作業は通常の堆積岩層と比較すると難度が高い断面であったが、Ant-Track を適用した不連続面の抽出を行うことにより、断層の判読の一助とすることで、従来は地質判読が困難とされる地熱地帯おける地質解釈作業を効率的に行うことができた。
また、Ant-Track で抽出された不連続面は、地層中における流体の移行経路として寄与する
可能性のある面の抽出につながるため、各種物理探査データの解析結果から推定された地層の比抵抗分布、密度分布、地温分布、弾性波速度等の分布特性を説明する上で、重要な示唆を与える結果となった。

7-25たとえば比抵抗分布図と対比することにより、地層流体の移行経路を考える上での糸口となる情報を得ることができた。温度分布の現況を説明する上で、地下の不連続面の分布は重要な情報となりうると考えられる。
今回の調査の結果、地熱調査において、従来から実施されてきた重磁力探査・電磁探査に加えて弾性波探査データを利用することにより、地質構造や断裂系、弾性波速度分布に関する情報を踏まえた総合的な検討が可能となり、地熱システムの理解を深めることができる可能性が示された。
（８）今後の課題
本作業においては、複数の物理探査データ解析結果を用い総合的な地質解釈を試みた。
地熱資源調査において弾性波探査を含む多種の地質データを用いて総合解釈を行うことは、事例も少なく、作業手順を模索している段階にある。作業手順の確立を急ぎたい。
調査対象地域は断裂の数が多く、弾性波探査データの解釈に際しては、通常、震探解釈ソフト
ウエアで行う「個々の断層面にＩＤ番号を付けながら解釈を進める」手法では、作業を効率よく進めることが困難であった。断裂面を自動で抽出し管理する機能など、ソフトウエアの充実が望まれる。

7-26

参考文献（7 章）
川辺禎久, & 阪口圭一. (2005). 開聞岳地域の地質. 地質調查総合センター.
Matsumoto, T. (1943), The four gigantic caldera volcanoes of Kyusyu. Japan. Jour. Geol.
Geograph., vol. 19, special number, 59p.
Okada, H., & Yamada, Y. (2002, January). Fracture Distribution In And Around Intrusive
Rocks In The Fushime Geothermal Field, Japan: Evidence From The Fmi Logging. In
SPWLA 43rd Annual Logging Symposium. Society of Petrophysicists and Well-Log
Analysts.
Okada, H., Yasuda, Y., Yagi, M., & Kai, K. (2000). Geology and fluid chemistry of theFushime geothermal field, Kyushu, Japan. Geothermics, 29(2), 279-311.
佐久間弘二. (1999). 山川発電所の開発経緯と今後の課題. 日本地熱学会誌, 21(3), 291-297.
資源エネルギー庁 地熱開発精密調査（1974～75 年）発電用地熱開発環境調査「伏目地区」
新エネルギー・産業技術総合開発機構, (1986), 地熱開発促進調査報告書, No.11「池田湖周辺地域」685p.
新エネルギー・産業技術総合開発機構, (2013), 「辻之岳地域」報告書, 878p.
地質調査所 (1974), 全国地熱基礎調査報告 No.5「薩南地域」、
吉村雄三郎. (1992). 鹿児島県山川地区の地熱資源とその開発 (日本温泉科学会第 45 回大会
号). 温泉科学, 42(4), p188-192.
地震調査研究推進本部地震調査委員会, (2013), 九州地域の活断層の長期評価（第一版）
http://www.jishin.go.jp/main/chousa/13feb_chi_kyushu/k_honbun.pdf(accessed 2017/3/3)

7-27

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

内容
1. 反射法の基本原理と地下構造推定の手順 ......................................................................... 1
1.1 反射法記録が意味するもの.......................................................................................... 1
1.2 CMP 重合法の原理 ....................................................................................................... 5
1.3 マイグレーション処理 ................................................................................................. 7
1.4 屈折法データに基づく高精度速度推定 ....................................................................... 8
2. 弾性波探査の主要機材..................................................................................................... 12
2.1 弾性波探査データ収録機器........................................................................................ 12
2.2 受振器 ........................................................................................................................ 15
2.3 振源 ............................................................................................................................ 18
3. 反射法測線計画................................................................................................................ 23
3.1 測線計画に必要とされる情報の収集 ......................................................................... 23
3.2 既往記録からの情報収集 ........................................................................................... 24
3.3 反射法測線計画の基本パラメータ ............................................................................. 26
3.4 受振器アレイの設定................................................................................................... 28
3.5 陸上 3 次元データ取得の基本配置............................................................................. 28
3.6 基本的な CMP 属性 ................................................................................................... 30
3.7 実際の 3 次元測線配置における CMP 属性............................................................... 31
3.8 空間サンプリング ...................................................................................................... 34
3.9 反射法・屈折法統合地震探査 .................................................................................... 35
4. データ取得作業の概要..................................................................................................... 38
4.1 データ取得作業の流れ ............................................................................................... 38
5. 基本データ処理とその品質管理 ...................................................................................... 39
5.1 基本処理フロー .......................................................................................................... 39
5.2 準備作業 ..................................................................................................................... 39
5.3 複合型ノイズ抑制 ...................................................................................................... 40
5.4 静補正 (Static correction)......................................................................................... 43
5.5 振幅回復 (Amplitude recovery)................................................................................ 46
5.6 デコンボリューション (Deconvolution)................................................................... 46
5.7 トレース内挿 (5D interpolation) ............................................................................. 46
5.8 NMO 補正と速度解析（NMO / Velocity analysis） ................................................. 47
5.9 重合処理 (CMP Stack).............................................................................................. 48
5.10 重合後マイグレーション (Post-stack time migration) ......................................... 48
5.11 深度変換 (Depth conversion) ................................................................................. 48
別添１-i

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

6. 特殊データ解析および高精度イメージング .................................................................... 48
6.1 屈折トモグラフィー................................................................................................... 48
6.2 Full Waveform Inversion .......................................................................................... 51
6.3 重合前マイグレーション ........................................................................................... 53
6.4 共通反射面（CRS）重合法 ....................................................................................... 55
7. 反射法地震探査データ解釈 ............................................................................................. 55
7.1 会話型解釈システム................................................................................................... 55
7.2 データの準備.............................................................................................................. 56
7.3 資産の活用 ................................................................................................................. 56
7.4 坑井データと反射法記録の対比 ................................................................................ 58
7.5 構造解釈 ..................................................................................................................... 59
8. 3 次元反射法データに基づく断裂系評価手法 .................................................................. 59
8.1 透水性に対する断裂系の影響 .................................................................................... 59
8.2 構造評価 ..................................................................................................................... 60
8.3 断裂形・異方性評価................................................................................................... 61
8.4 岩相・岩質評価 .......................................................................................................... 63
参考文献 ............................................................................................................................... 66

別添１-ii別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

1. 反射法の基本原理と地下構造推定の手順
1.1 反射法記録が意味するもの
反射法地震探査は，地下の地質構造を把握する際の重要な鍵となる物理探査技術である。
「やまびこ」の原理を利用し、地表にて発生させた弾性波が地下の地層境界面で反射し、地表に戻るまでの時間差を用いて地下構造を推定する（Figure 1-1）。ここで反射波が得られる地層境界は「反射面」と呼ばれる。また、地表にて振動を発生させた時刻から、反射波が観測されるまでの往復時間のことを「往復走時または Two way time」と呼ぶ。

Figure 1-1「やまびこ」の原理を用いた反射法探査

Figure 1-2 は地表で発生させた振動が半無限の均質な媒質中を伝播する様子が示されている。振源から水面の波紋のように地表面を進行する地震波は表面波と呼ばれるのに対し、球面状の波面を拡大させながら地層中を進行している地震波は実体波と呼ばれる。実体波は波面に対し垂直に振動する縦波（P 波）と、水平に振動する横波（S 波）に分類され、伝播速度は P 波が S 波よりも速い特徴がある。

Figure 1-2

振源から伝播する地震波の種類

別添１-1

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

Figure 1-3 は 3 層の単純な地下構造を持つモデルにおいて実施された差分法による波動シミュレーション記録であり、一定時間経過後の波動伝播の様子（スナップショット）が示されている。弾性波は物性（速度）が変化する 2 つの地層境界面において反射波、屈折波、透過波に別れ、一部の反射波・屈折波は地表に到達している様子を見ることが出来る。これ
ら地震波を地表に受振器を密に配置し、発振時刻から 3 秒間の振動を観測した場合に得られる発振記録が Figure 1-4 に示されている。図中 1 秒過ぎに赤線で示した時刻は、Figure
1-3 のスナップショットが作成された時刻と概ね等しい。

Figure 1-3

波動伝播の様子（スナップショット）：（左）発振直後、（右）一定時間経過後

別添１-2

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

Figure 1-4

地表の受振測線で収録される発振記録

ここで受振器は地震波による地面の振動を、内部のコイルを振動させることで電気信号に換える（Figure 1-5）。発振記録は複数の受振器における電圧の変化を示す時系列のデータ（トレース）を水平に並べて表示したものである。その表示法には、Figure 1-6 に示されるように、線で電圧値を単に描いた Wiggle 表示、電圧値の片側だけを塗りつぶした
Variable Area 表示、この 2 つを組み合わせた Variable Wiggle 表示、プラスとマイナスを色分けした Dual Polarity 表示、またピクセル毎に電圧値を色分けして表示した Variable
Density 表示など、様々な表示法が存在する。

Figure 1-5受振器の動きとトレース表示

別添１-3

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

Figure 1-6

トレースの表示法

反射波の振幅値は地層境界における物性値の変化に応じた値を示す。音響インピーダン
スは密度（ρ）と弾性波速度（V）の積であり、岩盤の揺れにくさを示す。縦波の反射波の振幅値は、Figure 1-7 に示すように、地層境界における音響インピーダンスのコントラスト
として定義される反射係数に比例した値を示すことが知られている。音響インピーダンスの変化が大きい境界面ほど、大きな振幅値が得られる。

Figure 1-7反射係数と反射波の振幅値

発振記録には伝播経路が異なる波が複数含まれており、反射法においては反射波以外の波はノイズとなる。Figure 1-8 は発振記録に含まれる各種波の判読例を示す。振源から水平方向に進行する表面波、直達波、屈折波等の波は、複数の受振器を振源から直線状に等間隔で別添１-4

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

並べることで、発振記録上で直線状の見かけを持つようになる。発振記録は横軸が距離を、縦軸が伝播時間を表わすので、伝播速度を推定可能である。例えば図中の屈折波はその傾きから伝播速度が 3,750 m/s と推定される。このように発振記録等の記録の見掛けから求めた
速度は「見かけ速度」と呼ばれる。見掛け速度は必ずしも真の伝播速度を示すわけではなく、波の進行方向と測線の成す角度によっても変化する。例えば、地下深部からの反射波は近似的に双曲線走時で表現され、ほぼ直下からの反射面は受振点間の走時差が小さく、見かけ速度が大きい特徴がある。反射法データ処理は反射波以外の波を走時差の違いなどを利用して分離し、抽出された反射波を後述する CMP 重合法やマイグレーション処理を通じて、反射点に対応する位置に並べ、地下の画像化が行われる。

Figure 1-8発振記録に含まれる波の判読

1.2 CMP 重合法の原理
弾性波探査において各受振器で収録される反射波は微弱な信号である。そこで、共通反射
点重合法（Common Mid-Point（CMP）stack method）では、多数の受振器を用いて測線各所の発振記録が取得され、測線を等分割した小領域（CMP bin）ごとに発振点と受振点の中点位置に基づきトレースが振り分けられる（Figure 1-9）
。各 CMP トレースのアンサンブル（CMP ギャザーとも呼ばれる）には異なる発振点-受振点オフセット距離を持つトレースが含まれており、地層境界からの反射波の走時はオフセット距離が大きいものほど大き
別添１-5

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

くなるが、Normal Move Out（NMO）補正により各反射波がゼロオフセット走時に整列され、位相を合わせて足し合わされることで反射波の強調が図られる（Figure 1-10）。CMP
重合で得られた重合断面図は、発振点と受振点があたかも地表の同一地点にあるとした場
合のシングルチャンネル記録と近似的に同等である。各 CMP において重合記録の作成に利用された中点が共通のトレースの数は重合数と呼ばれ、重合数が大きいほど反射記録の S/N比(Signal to Noise ratio)が高くなり、反射イベントが際立った高コントラストの記録となる。
共通反射点重合法は従来、CDP （Common Depth Point）重合法と呼称されてきたが、構造が傾斜する場合など、CMP データが同じ反射点を持つとは限らないことから、近年はCMP（Common Mid-Point：共通中点）という呼称が一般的となった。

Figure 1-9

共通反射点（CMP）重合法におけるデータ取得の基本概念図

別添１-6

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

Figure 1-10

共通反射点（CMP）重合法におけるデータ処理の基本概念図

1.3 マイグレーション処理
反射法調査において反射波はその伝播経路によらず受振点における往復走時として記録される。発振記録はこれを横軸が受振位置、縦軸が往復走時として表示したもので、反射波が表示される位置や往復走時は、必ずしも真の深度と対応せず、異なる反射面からの反射波が同時刻に重なる場合や、歪んだイメージを呈する場合がある（Figure 1-11）。例えばゼロ
オフセットセクション（発振点-受振点が同位置のトレースにより構成される反射断面）相当の重合記録断面では、背斜構造は見掛け上大きくなり、逆に向斜構造は見掛け上小さくなる。マイグレーションは、この様な反射波をその反射点・回折点に対応する水平位置と垂直
往復走時に移動させる処理である。地層の起伏の形状や、断層の位置・傾斜の把握をより正確に行えるようになる。
マイグレーションには、NMO 補正と CDP 重合を経た記録に適用される重合後マイグレーションと、これらの処理ステップを経ずにマイグレーション記録を得る重合前マイグレ
ーションがある（Figure 1-12）。前者は簡便な手法であり、水平多層構造が概ね成り立ち、
地下の弾性波速度構造の変化も小さい地域では良好な処理結果が期待できるが、これらの仮定に齟齬があると品質・精度が十分でなくなる。この様な場合に重合前マイグレーションが適用される。
マイグレーション処理は重合後・重合前による分類とは別に、時間マイグレーションと深度マイグレーションに分類することができる。時間マイグレーションでは、地表位置－垂直
往復走時の領域で弾性波速度構造を与え、その出力の縦軸は垂直往復走時である。このため、マイグレーション処理で得られた記録を深度軸に変換する必要がある。深度マイグレーシ
ョンは、地表位置―深度の領域で弾性波速度構造を与え、縦軸を深度とした記録を直接得る
ことができる。
重合前深度マイグレーション（Pre-stack depth migration または PSDM）は理論的に、他のマイグレーションに比べ高精度とされている。ただし、モデルとして与える速度構造の別添１-7

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

誤差に敏感であるため、地層境界面のジオメトリや速度分布を有る程度把握した上で、重合前深度マイグレーションによる速度構造決定と地質構造解釈を同時に進めていく解析（Migration Velocity Analysis または MVA）が行われる。地下の速度モデルが十分明らかではない段階では、比較的堅牢性の高い重合前時間マイグレーション（Pre-stack time
migration または PSTM）を用いた RMS 速度についての速度解析から開始し、RMS 速度に基づく区間速度を初期モデルとして、浅部構造から徐々に速度構造を決定していく作業が行われる。

Figure 1-11

ムーブアウト量に対する反射面傾斜の影響（物理探査ハンドブックより）

Figure 1-12

重合前マイグレーション(a)重合前時間マイグレーション、(b)重合後深度マ

イグレーション（物理探査ハンドブックより）

1.4 屈折法データに基づく高精度速度推定
多くの地熱地域が存在する山岳地域で反射法記録は、振源起因ノイズや屈折多重反射
波などの影響を受けて反射記録の品質が低下し、速度解析の精度が著しく低下する場合がある。屈折トモグラフィー解析（Figure 1-13）や Full Waveform Inversion 解析（Figure1-14）は、それぞれ屈折初動走時、屈折波および広角反射波の波形を利用する速度推定法であり、反射波取得の有無に依存せず速度構造を推定可能である。更にこれら手法は反射波の
別添１-8

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

速度解析では捕らえることの難しい縦型の断層に伴う速度の急変箇所の捕捉能力が高く、構造解釈・震探相解釈における重要な傍証となる。
Figure 1-15 は実証フィールドで推定されていた速度構造を模したモデル（山川速度モデル）を使用し実施された、屈折トモグラフィー解析と Full Waveform Inversion（FWI）
解析の有効性検証実験の結果である。それぞれの有効オフセットは 12 km であり、FWI は
1-15 Hz について解析が行われている。FWI により得られた速度モデルの解像度は屈折ト
モグラフィーのそれに対して高く、山川地熱地域の陥没構造を規定する断層位置が FWI に
より精度良く捉えられる可能性を示唆する。
Figure 1-16 は実証試験における 3 次元屈折トモグラフィー速度分布（Rainbow 表示）
において捕らえられた浅部高速度異常が存在する標高-40m の深度スライスが反射記録（振幅値および低コヒーレンス箇所を表示）と統合表示されている。高速度異常の分布は既往重力探査解析の残差重力の高重力異常と調和的であった。当該重力異常は陥没構造西端を規定する推定断層の根拠とされる一方、弾性波探査解釈は浅部の岩相の変化を示しており、重力データの再検討の必要性を示唆するものであった。

Figure 1-13

屈折トモグラフィー解析の処理フロー

別添１-9

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

Figure 1-14 FWI の一般的な解析フロー

別添１-10別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

Figure 1-15

屈折法データに基づく高精度速度推定
別添１-11

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

Figure 1-16

実証試験における反射法・屈折法統合断面と既往重力探査・地質解釈との対比

2. 弾性波探査の主要機材
2.1 弾性波探査データ収録機器
弾性波探査データ収録装置（Seismic Recording System）は探鉱機と呼ばれる。陸上用探鉱機はその収録方式により幾つかのタイプが存在するが、近年主流となっているのは有線
テレメトリー方式と独立式の 2 タイプである。
有線テレメトリー型探鉱機は、1980 年代にそれまでのアナログ多芯ケーブルによる中央集中型収録方式に代わって用いられるようになったデジタル伝送による分散型収録方式の探鉱機であり、デジタル技術の発展に伴いその性能が継続的に向上し、利用可能なチャンネ
ル数は大幅に増大した。国内地熱地域で実施された弾性波探査の受振点数は表 2-1 に示されるように、1980 年代以前に行われた調査では肘折地区の 48 ch や伏目地区の 96 ch など
二桁台に留まるが、1990 年に行われた調査では、湯坪地区の 384 ch、葛根田地区の 700 ch、大霧地区の 600 ch など、増加が見られる。これは有線テレメトリーの多チャンネル化が進
別添１-12

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

行した結果である。Figure 2-1 は実証試験で使用された仏 Sercel 社製有線テレメトリーシ
ステム「428XL」における受振器・データ伝送装置・本線ケーブル展開の模式図を示したものである。現在の石油探査分野では、エリア内に機器を面的に設置し数千~数万のライブチ
ャネルを使用した調査が一般的となっている。実証試験では 3,134 の受振点で本システムが使用されている。
独立型探鉱機は、
2000 年代に入って新たに実用化されたもので、海外ではノード型（nodal）
あるいは自律型（autonomous）レコーダと呼ばれることが多い。データのリアルタイム伝送を行わず、搭載されている大容量フラッシュ型メモリにデータを連続的に記録するシステムである。装置に内蔵された GPS 受信機により GPS クロックに精密同期した AD 変換を行うことで装置間の同期が可能となるため、観測装置単独での連続観測が可能である。
Figure 2-2 は実証試験で使用された米 Geospace 社製独立型受振記録装置「GSX」における受振器・データ収録装置・接続ケーブル展開の模式図を示したものである。バッテリーパッ
クからの給電により最大 1 カ月の観測が可能で、観測終了後に発振の GPS 時刻に基づき各装置からデータを切り出すことで発振記録を作成する。小型軽量に設計されており、バッテ
リーと併せた重量は約 4kg である。リアルタイムで取得データの品質確認を行うことはできないが、可搬性が高くケーブルに囚われない自由な配置が可能な独立型観測装置は、有線式システムが地表条件の制約を強く受ける山岳部でも稠密な測線設定を可能にする期待がある。実証試験では 1,855 の受振点で独立式のシステムが使用されている。
独立型の中には、GSX のように収録装置と受振器、バッテリーが分離した形態以外にも、すべてを一筐体に内蔵させ、完全にケーブルレス化を実現したシステムも数種市販化されている（米 Fairfieldnodal 社「Z-Land」、Geospace 社「GCX」、米 GTI 社「NuSeis」など）。また、有線テレメトリー型と混合して使用することを前提に、データの切り出し・結合機能を強化させたシステム（Sercel 社「UNITE」）や、リアルタイム品質管理に特化した無線伝送を追加したシステム（米 iSeis 社「Sigma」）など、高機能化を図ったシステムもある。
さらに、テレメトリー型のリアルタイム性と独立型の機動性の両方を併せ持つ探鉱機として無線テレメトリー型システムがある。米 WirelessSeismic 社製「RealTime System 2（RT2）」は国際的に免許が不要な 2.4GHz 帯を使用し、独自のプロトコルでユニット同士のリレーによるデータ伝送で有線型と同様のテレメトリー構成を可能としている。無線伝送で不可避な接続の不安定性は、接続が切れた時点で自動的に独立型へ切り替わり、データを安全に内部保存した上で、再接続時にデータ再送することで回避している。伝送速度の制限により、リアルタイムで伝送可能なチャネル数に制限があるが、石油探査に比べて小規模
な地熱探査においては実効性の高いシステムである。Figure 2-3 に RT2 の模式図を示す。

別添１-13

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

表 2-1

国内地熱地域で実施された反射法地震探査の仕様例

調査地区

年度

調査機関

都道府県

測線

振源

伏目地区

1978

8測線
15km

ダイナマイト 24

25m

6

肘折地区

1979

石油資源開
鹿児島県
発
石油資源開
山形県
発

1測線 9km ダイナマイト 24

10m

6

伏目地区

1986

石油資源開
鹿児島
発

湯坪地区

1990

NEDO

大分県

葛根田地区 1994

NEDO

岩手県

1996

NEDO

鹿児島県

武佐岳地域 1998

NEDO

北海道

辻之岳地域 1998

NEDO

鹿児島県

秋ノ宮地区 2000

NEDO

秋田県

武佐岳地区 2010

NEDO

北海道

大霧地区

山川地区

2015

JOGMEC 鹿児島県

チャンネル数

受振点間隔 重合数

油圧イ ンパクタ
2測線 3km
96
10m
バイ ブロサイス
3D(12Line バ イ ブ ロ サ 384
10m
x 1km)
イス(96ch×4lines)
バイ ブロサ
1測線 9km
700
10m
イス
5 測 線 バイ ブロサ
最大600
12.5m
18km
イス
バイ ブロサ
イス
1測線
342
25m
ダイナマイト4 測 線 , バイ ブロサ
276
20m
6.65kmイス
バイ ブロサ
1測線
400
10m
イス
2 測 線 バイ ブロサ
190/50
10m
2.4km
イス
4989
バイブロサ （内訳）10m
3D（36km2 )有線式：3134、
イス

48

該当する国
立 ・ 国 定公
園
霧島錦江湾
国立公園

霧島錦江湾
国立公園

24
140
120

十和田八幡
平国立公園
霧島屋久国
立公園

68
29
90

霧島屋久国
立公園
栗駒国定公
園

57
200～300

霧島錦江湾
国立公園

独立式：1855
平成 25 年「地熱貯留層探査技術」における弾性波探査の現況調査・第 IV-1-2-1 表 「国内地熱地帯で実施された反射法地震探査事例一覧」より抜粋して加筆

Figure 2-1

有線テレメトリー方式の探鉱システムの模式図
別添１-14

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

Figure 2-2

Figure 2-3

独立方式の探鉱システムの模式図

無線テレメトリー方式の探鉱システムの模式図

2.2 受振器(1) ジオフォン
陸上反射法地震探査における一般的な受振器は、小型化の電磁式地震計であり、可動コイ
別添１-15

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

ル型（moving coil）受振器あるいはジオフォンと呼ばれる。このジオフォンでは、地震計外枠に磁石が固定され、コイルが巻かれたマス（mass）が外枠と板バネで接続している。地
動によって磁石とコイル間に相対変位が生じると、電磁誘導によって誘導電流が流れ、電圧変化が出力される。コイルの変位は一般的なマス・バネ系運動方程式に従うため、周波数特性はバネの固有周波数より高い周波数で平坦、低い周波数では周波数の 2 乗に比例して低下する。電磁誘導が変位の微分に比例するため、ジオフォンの出力は同じ周波数特性を持つ
速度計となる。ジオフォンの原理と周波数特性を Figure 2-4 に示す。
ジオフォンは一般に、地表面に設置するためのスパイクのついたケースに収めた形で使用される。また、スパイクを地面に刺すことが出来ない路面ではスタンドを用いて設置される場合がある。一般的な反射法地震探査では、受振器の耐久性及び可搬性の観点から、共振
周波数 10～14 Hz の受振器が広範に用いられる。実証試験では従来の 10Hz のものが使用されたが、近年は 5Hz 以下の低周波数領域の有用性が見直されるに伴って、固有周波数が2.0-5.0Hz の受振器もその必要性が再認識されている。本実証試験でも、8Hz のローパスフ
ィルターを適用した記録に対するコヒーレンス解析において、断層長が比較的長く規模の大きい断裂の可視化に成功しており、低周波記録が断裂系の解析に寄与することが判明している。従来は感度の向上や表面波抑制を目的として、複数のジオフォンを用いた受振器アレイが使用されることが多かったが、近年のジオフォン感度やノイズ抑制技術の向上を受けて、シングルジオフォンが利用される場合も増えてきている。
(2)

MEMS 加速度センサー

近年実用化された受振器の一つに MEMS 加速度センサーがある。
MEMS（Micro-ElectroMechanical Systems）とは、半導体製造技術を用いて、シリコン・ウェハ上の電子回路にセンサー及び付帯機構を一体化した機能デバイスのことを指す。MEMS 加速度センサーでは、微小なバネを電極に接続したコンデンサの容量変化を利用し、電極の変位を測定する（Figure 2-5）
。ジオフォンと同様、マス・バネ系の周波数特性を持つが、バネの固有周波数が高いため、探査周波数帯域においては加速度特性を有することになる。
この技術を応用した MEMS 加速度センサーを用いた受振器が、2000 年代になって地震探査の分野に登場し、広く普及している。MEMS 加速度センサーは、ジオフォンに対して振幅・位相特性が加速度領域において広帯域で一定に保たれる利点がある。センサーは加速度の絶対値も測定可能となっており、3 成分データ取得の際には、重力方向からの傾きから設置方向を事後的に把握することができる。また、MEMS 自体が極小で AD 変換回路も含めて集積化することが可能であり、小型化された 3 成分センサーの構築が容易である。一方、データ収録装置側からの給電が必要である点や、自己ノイズがまだジオフォンに比べて大きい点など、利用に際していくつかの問題点もある。

別添１-16

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項（http://vibration.desy.de/equipment/geophones/ より）

Figure 2-4

ジオフォンの原理（上）と周波数特性（下）Figure 2-5 MEMS 加速度センサー（J, Laine and D. Mougenot, 2014 より加筆）

別添１-17

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

2.3 振源
能動的弾性波探査では人工的な振源を用いて P 波または S 波を発生させ、それらの反射
波または屈折波を解析して地下構造を探る。ここで Seismic Source の訳語である「震源」
は自然地震を想起させることから、本ガイドブックでは「振源」に統一する。
陸上地震探査の代表的振源として爆薬振源とバイブレーターが挙げられるほか、補助振源として油圧インパクターが用いられている。
(1) 爆薬振源
爆薬振源は他の振源と比較して深部へのエネルギー透過度が高い点が挙げられる。爆薬の種類としては通常、地層速度よりも十分に速い爆速を有しパルス状の振源波形を得ることができるダイナマイトが主に使用されてきた。
ダイナマイト発振における重要なパラメーターとしては、薬量、発振深度、発振孔数（パターン発振）がある。
最適な発振深度について渡辺・村山(1995)は、モデル計算及び観測データを用いた検討を通じ、従来の経験則と調和的な下記の結論を導いている。


表層内での発振は、振幅の大きい表面波を励起する。表面波の発生を抑制するためには、表層基底層内で発振することが必要であり、地下水頭面以深における発振を通じて、相対的に大きい発振エネルギーを確保できる。



振源スペクトルは発破点の地盤破壊に規定されるが、これに最も影響を与える地盤
特性は S 波速度である。S 波速度の大きい固結した地層中で発振すると、低周波数成分が小さくなる。一方、深部反射波の抽出を目的とする場合、低周波数成分に富んだ振源波形を得るには、S 波速度が小さくかつ水飽和している地層内(P 波速度が1500m/sec 以上)で発振することが望ましい。

ダイナマイト振源における大きな問題点は、振源としての性能ではなく主にオペレーシ
ョン上の点であることが多い。通常発振には発破坑の掘削が必要であり、そのため非爆薬振源に比べて非効率で発振点密度が小さくなる。また安全上の問題が大きな課題点としてあげられ、発振点位置を制限する原因となる。
更にこれまで国内の地震探査に用いられてきた海底発破用爆薬 1 号および特殊新桐ダイ
ナマイトは国内需要の減少、安全性の問題から平成 28 年 3 月末で製造中止となった。
今後、
国内地震探査における爆薬振源としては含水爆薬が考えられる。含水爆薬とは、硝酸アンモ
ニウム・水・燃料兼鋭感剤・粘稠（ねんちゆう）剤などを成分とする爆薬の総称である。現在国内では数社で製造されており入手は比較的容易である。爆速は従来のダイナマイト振源の 7,000 m/s と比べて、6,000 m/s と若干遅いが、安全性が高く、後ガス（一酸化炭素及び窒素化合物等の有毒ガス）の性能に関しても同等であり、実用上問題ないと考えられる。
また火薬類の輸送に関しては近年、規制強化の方向にあり、海上輸送の場合、大型で特定
別添１-18

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

設備を有したコンテナ船が必要になったほか、陸上輸送の場合においては、法律に定められた仕様の運搬車両が必要で、火薬・爆薬により運搬量等の制限がある。
(2) バイブレーター振源
バイブレーターは 1950 年代に Conoco 社により開発されて以降、陸上調査における非爆薬型振源として広く多く用いられている。現在でも商標であった“バイブロサイス”の呼称が用いられることも多い。バイブレーターはスウィープ波を発生させる特殊な車両であり、対象深度に応じて周波数帯域を選択できることや、舗装道路上でも発振可能なことが利点として挙げられる。Figure 2-6 に実証試験での発振作業風景を示す。写真のように複数台の隊列を組むことでエネルギー確保とアレイ効果よる表面波抑制が行われる事が多いが、近年は密に発振点を確保し空間サンプリングを高める目的で単体発振する事例も多くなっている。
バイブレーター振源により反射記録が得られる基本原理を Figure 2-7 示す。 (a)に示す
基準信号の様に予め周波数帯域が設定された周波数を連続的に変化させた「スウィープ」波形が振源から生成される。スウィープ波が地下に伝播し、(b)に示される反射係数が定義された各境界面(1)~(5)からの各反射波は、それぞれ(c)～(g)の様に表現できる。これら総ての加算結果である(h)の波形が反射法で得られる記録である。この記録では各反射波が重複し反射面の抽出が困難であるが、振源波形に相当する基準信号 との相互相関処理を通じて最下段に示される反射波列が得られる。バイブレーター振源においては①スウィープタイプ、②スウィープ周波数、③スウィープ長、④スウィープ数(スタック数)及び⑤記録長が主要なパラメータである。スウィープタイプには、線形アップスウィープ(線型的に周波数が増加するスウィープ)が標準的であるが、近年は、周波数広帯域化を目的とする非線型スウィー
プが多用されている。
振幅解釈や坑井対比の際に反射法記録の極性が重要になることから、バイブレーター振源に関しては、データ収録時の極性定義について認識しておく必要がある。米国物理探査学会(SEG)スタンダードと呼ばれる極性定義は、地下において正の反射係数を持つ反射面からの反射波について、’正’から’負’への零点を伴う極性を持つ（Figure 2-8）
。一方、「零位相型」の極性定義は、地下において正の反射係数を持つ反射面からの反射波については、’正’のピークを持つ零位相となる。
一般にバイブレーターは大型の方が低周波領域での出力が大きく、また Point Source によるデータ取得においても有利である。しかしながら国内においては使用可能な車体のサ
イズに制限があり、車幅は 2.5m、重量は一軸あたり 10t 以下である必要がある。Figure 2-9に国内で使用されている大型バイブレーター（18t）と中型バイブレーター（7.4t）の車両
仕様を示す。それぞれ発振可能な周波数帯域はそれぞれ 6-200Hz、10-300Hz とされるが、1500~2000m 程度の深部探鉱を行う場合、高周波数側は 60Hz 程度が使用される場合が多い。一方、深部探鉱で必要とされる低周波数側に関しては、バイブレーターの機械的制限に
別添１-19

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

より通常の線形スウィープでは十分なエネルギー確保した発振が困難であった。近年は機器的制約を考慮し設計された非線形特殊スウィープが利用可能になり、実証試験は大型バ
イブレーターでは 3-60Hz、中型バイブレーターでは 4-60Hz の発振が行われている。Figure
2-10 は実証試験で使用された非線形特殊スウィープの例であり、16 秒間のスウィープ波形（Waveform）の低周波区間（0-5 秒の間）に適用されているテーパーを確認することが出来る。このテーパーはパワースペクトラム（Power Spectrum）上で 4 Hz からフラットに成るように設計がなされている。Figure 2-11 には非線形特殊スウィープによる記録が、従来のリニアスウィープ記録（8-60 Hz）と比較されており、2.8 秒付近の反射イベントの S/N比が改善されていることが分かる。

Figure 2-6

実証調査における弾性波の発振作業の様子

別添１-20別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

Figure 2-7

Figure 2-8

バイブレーター振源の原理（物理探査ハンドブックより引用）

バイブレーター振源の位相制御方式と反射波の極性（物理探査ハンドブックより引用）

別添１-21

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

Figure 2-9

Figure 2-10

起振車（バイブレーター）の車両仕様

低周波帯域拡張を目的とする非線形スウィープ（4-60Hz の例）

別添１-22

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

Figure 2-11

実証サイトでの中型バイブレーターによるリニアスウィープと MD スウィープの発振記録比較例

3. 反射法測線計画
3.1 測線計画に必要とされる情報の収集
反射法測線計画においてはまず、調査対象の概要を把握する必要がある。調査仕様検討において必要とされる情報として以下が挙げられる。


調査対象範囲（反射記録を得たい範囲）



地質構造概要（地質柱状図、地質断面図、推定断層位置、急傾斜構造の有無、対象
のサイズ）



坑井情報（坑井位置、坑跡、検層記録、地層出現深度、逸水箇所）

速度情報（既往地震探査の速度解析結果、Sonic Log、VSP）



既往弾性波探査（発振記録、CMP 重合記録、マイグレーション記録、解釈断面）(a) 調査エリアにおける周辺マージン領域の設定
反射対象範囲に対し、受発振点を設定する調査エリアは広めに設定される。これは測線終端部の反射法記録には品質の低下が生じる為である。周辺マージン領域は少なくとも対象
深度の 5 割程度の幅が必要であるので、対象深度が 2km であれば、調査対象範囲よりも片側 1 km ずつ延長した測線が必要となる。急傾斜構造が推定される地熱地域で小規模の調査を行う場合にはダウンディップ側に測線を延長するなどの対策が別途必要となる。
別添１-23

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項(b) 品質予測と調査仕様の適正化
調査仕様の適正化を図る上で、地熱フィールドの地質概要と既往データの精査を行う。地
質情報と速度情報は、対象層の予想反射波走時や反射法断面の予測に役立つ。反射法調査の計画段階で、地熱貯留層の予想反射波走時を事前に確認することは、記録長の決定や発振記録の品質確認において注目するイベントが特定されるので重要である。また合成地震記録を利用した反射法断面を作成することで、測線計画の妥当性を判断することができる。
既往地震探査記録の入手はサーベイデザインの適正化において特に有益である。特に発振記録には地熱フィールド特有の振源起因ノイズ（表面波、S 波、屈折多重反射波、後方散乱波など）の発生状況のほか、地表のノイズ源の分布、振源エネルギーの減衰域に関する情報が含まれており、ノイズ対策の策定に寄与する。
以上の情報が存在しない地熱地域では、ノイズスプレッド調査などのサンプルデータ取得を事前に行うか、必要に応じ仕様の調整が可能な計画を策定することが望ましい。

3.2 既往記録からの情報収集(1) 反射法記録からの情報収集実証試験サイトにおける既往反射断面とそのデータ取得仕様概要を Figure 3-1 に示す。
1978 年の調査は振源にダイナマイトを用いた調査ではあったが、反射断面はあまり判然としない。一方で、1986 年調査ではエネルギー的にはダイナマイトに劣るインパクターを用いた調査であったが、0.5 秒程度まで明瞭な反射波が捕らえられており、深部にも所々に連続性のある反射イベントが見られる。両者の使用チャネル数はそれぞれ 24ch、96ch の違いがあり、最大オフセット距離が概ね 600m、960m と異なる。Figure 3-2 に示されるのは1986 年調査における発振記録例を判読したものであり、0.4 秒付近の反射イベントがオフ
セット距離 400m 付近に現れているが、それより深部については表面波等の振源起因ノイズの卓越が認められ、反射イベントは判然としない。当地域の地震探査では重合数の増加とともに、振源起因ノイズの影響を受けていない 1000m 以上のオフセットトレースの拡充が望ましいことがわかる。

別添１-24

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

測線図および反射断面は井川他(1987)、吉村他(1988)より引用
Figure 3-1

実証試験サイトにおける既往反射断面の例

発振記録は吉村他(1988)より引用
Figure 3-2

既往発振記録の判読例。発振記録のトレース間隔は 10m。
別添１-25

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項(1) 浅層屈折法記録からの情報収集
受振点密度の高い浅層屈折法（LVL）調査における記録例からは低速度層の速度情報を判読することができる。Figure 3-3 は受振点間隔 1m の測線における発振記録例（詳細は 3.3.1「浅層屈折法調査」参照）であり、屈折法解析から低速度層は見かけ速度によって 3 層程度に区分できることなどが分かる。1500m/s 以上の層を表層基底とした場合の表層速度は、各層の層厚に応じた重みつき調和平均により求める。

Figure 3-3 LVL 測線での発振記録の判読例。発振記録のトレース間隔は 1m。

3.3 反射法測線計画の基本パラメータ
反射法測線に関する基本的パラメータには以下があげられる（Hardage, 2000）。
反射法測線における基本パラメータ
2D/3D 共通
受振点間隔

Rd

発振点間隔

Sd

チャンネル数Nch

最大オフセット距離

Dmax

最小オフセット距離

Dmin

記録長

RL

サンプリング間隔

ΔSR

3D
別添１-26

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

発振測線間隔SLI

受振測線間隔RLICMP のビンサイズ（Δbin）は通常、受振点間隔または発振点間隔の小さい方の 2 分の 1に設定される。よって、これら値は水平分解能を制限するパラメータとなる。Δbin の最適化においてはいくつかの指針があるが、まず Δbin は以下の条件に示されるように、反射法のマイグレーション処理記録が持つ水平分解能限界と同程度かやや小さい値を用いることが推奨される。

bin 

Vint
2 fd

ここで Vint は対象付近の区間速度、fd は卓越周波数である。ただし区間速度や卓越周波数は
時間-空間的に変化することから、マイグレーション記録の分解能はその深度により変化する。地熱地域では高分解能記録が得られる浅部での分解能確保を念頭に、検出したい微細構
造における最小水平サイズの 1/3～1/2 以下となる値を設定する。また傾斜構造がある場合には、空間エイリアジングを回避するため以下の条件を満たすことが必要である。

bin 

Vint
4 f max sin 

ここで Vint は対象付近の区間速度、fmax は最大周波数、θ は反射面の傾斜角を示す。
チャンネル数は、受振点間隔または発振点間隔とともに、重合数に関与するパラメータであり、2 次元地震探査における標準重合数 Nfold は下式の様に定義される。

N fold 

N ch  Rd
2S d

最大オフセット距離と記録長は、地震探査における探査深度を規定するパラメータであり、共に大きいほど探査深度は深くなる。
反射法地震探査では最大オフセット距離は、速度解析やマイグレーション処理の精度を保つため、少なくとも探査深度以上に設定することが望ましい。特に測線の端では、前述のとおり調査対象領域に対して探査深度の半分程度の糊代部を設定することが重要である。
また、AVO 解析や屈折トモグラフィー解析などの特殊解析を実施する場合、それぞれの解析に必要なオフセット距離をあらかじめ設定する必要がある。次に記録長は、調査地域の概
略的な速度構造を前提として、対象層準深度からの反射波を取得するために必要な時間を見積もる。最深部の反射面からの反射走時を最大の有効オフセット距離について予測して設定されることが望ましい。また、最小オフセット距離および 3 次元レイアウトにおける発振測線間隔、受振測線間隔は、浅層部の記録品質を規定するパラメータであり、ニアオフ
セットトレースを取得できなかった反射法断面の浅部には欠損域が生じてしまう。山間部の地熱地域ではアクセス路等の地表条件により、最小オフセット距離が大きくなりやすい。
この場合、受振点の追加設置や補助発振点の配置などを検討する。サンプリング間隔は、短別添１-27

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

すぎれば分解能が失われ、長すぎればデータ量が必要以上に大きくなるため、サンプリング
定理に基づき設計する。すなわち、反射波の上限周波数を想定し、これを[サンプリング周
波数]/2 で決まるナイキスト周波数が十分に上回るようなサンプリング間隔が望ましい。
発振測線間隔（SLI）、受振測線間隔（RLI）は 3 次元調査の品質とコストを左右する重要なパラメータである。3 次元データ取得は受振点・発振点を面的に配置するため、レイアウ
ト次第で発振点数、受振点数の数は膨大となりうる。3 次元配置では SLI、RLI を広く設定
し観測点が間引かれることで調査コストは下げられるが、重合数低下による S/N 比低下と、浅部記録におけるギャップの増加が問題となることから、後述する CMP 属性により評価し判断される。

3.4 受振器アレイの設定
反射法地震探査では、表面波等の振源に起因するコヒーレントノイズ抑制がデータ取得の段階における大きな課題である。振源起因のコヒーレントノイズの抑制には、複数の受振器による空間アレイが構成される場合が多い。受振器アレイをジオフォンにて構成する場
合、全体の抵抗値があまり大きくならず、なおかつ感度を高くするために直列と並列を組み合わせた接続にすることが多い。例えば、3 個直列を 3 個並列にして 9 個のグループにする。
受振器アレイ、振源アレイは方位依存性があるため、2 次元測線では特に有効に働くが、3 次元測線でその効果は限定的となる。データ処理技術の進展もあり、近年は集合設置（バンチング）が採用される場合も多い。

3.5 陸上 3 次元データ取得の基本配置
３次元地震探査において均質なデータを取得するための理想的な基本配置として、発振点および受振点の双方を面的かつ高密度に設置する Full-fold 3D がある（Figure 3-4）。この配置では全方位についてオフセット分布が均一となり、任意の縦断面について同品質の記録を期待することが出来る。発振点または受振点を高密度に設定可能な海上や砂漠などでの調査では現実的な基本配置である一方、コスト面を考えると極めて高コストとなる。発振点または受振点のいずれか一方を面的かつ高密度に設置する Areal 配置は、Full-fold 3Dに準ずる基本配置となるが、都市部や山間部など地表条件に制約のある地域では実現性が低い。このような陸上 3 次元地震探査におけるデータ取得配置の設計は、地質状況や地表条件を考慮しながら、得られるデータ品質が必要品質を満たしつつ、コストを予算の範囲に収めることが重要となる。コストを左右する要素には発振点・受振点の数ばかりでなく、受振器設置・回収や発振作業に要する時間も含まれる。
一般的に利用されている基本配置を Figure 3-5 に例示した。これらは受振ラインと発振
ラインのなす角度により、直交型の直交(Orthogonal)配置やブリック配置、平行型のスワス
配置、斜交型のジグザグ配置などがあるほか、平行に配置した受振ラインまたは発振ライン
別添１-28

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項の間で、発振点、受振点を密集配置するボタンパッチ配置などがある(Cordsen et al., 2000)。
これら多くのデータ取得配置法において採用されている受振点・発振点をライン状に配置する方法は、作業を効率的に実施できるメリットがある。しかしながら品質の面からは、受振点・発振点配置を面から線へ大幅に削減したことにより S/N 比は低下し、方位依存性が強くなる。近年は利用可能なチャネル数の増加や異方性解析のニーズから、３次元データ品
質を重視した配置を採用する事例が増えている。全方位についてオフセット分布の充実を図ったデータ取得配置は Wide-azimuth（WAZ）配置と呼ばれている。

Figure 3-4 均質な 3 次元データを得るための基本配置（after Cordsen et al.，2000）

別添１-29

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

Figure 3-5 経済性・地表条件への対応を図った 3 次元データ取得の基本配置（after
Cordsen et al.，2000）

3.6 基本的な CMP 属性
地熱地域において３次元データ取得基本配置をそのまま適用できることは稀である。測線の屈曲や、受発振点の抜けによるギャップなど、受振点、発振点の配置状況により反射点分布は変化し、反射法記録の品質は空間的に変化する。重合数の著しい低下は重合効果の低下や重合トレース間の連続性低下などの要因となる。測線配置が適正であるかを確認する
ため CMP 属性を用いた検討が通常行われる。代表的な CMP 属性には以下が挙げられる。


重合数分布



オフセット分布

アジマス分布

重合数は重合記録の S/N 比に関係する特に重要な CMP 属性である。重合トレース数を Nとする場合、ランダムノイズは N の平方根に比例して減少するとされる。重合数分布は有効なオフセット範囲において評価されなければならない。CMP 重合に寄与するサンプルの数は、浅部では NMO によるトレースの伸張に伴うゆがみを除去するストレッチミュートやアウトサイドミュートの影響を受けるため、オフセット制限を加えた重合数分布を作成
し検討を行う。
オフセット分布の偏りもまた重合記録の品質に影響する。測線の屈曲により特定オフセ
別添１-30別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

ットのトレース数が著しく上昇した場合、到達走時が等しい振源起因ノイズが強調されてフットプリントとして重合記録に現れる。このようなデータ取得配置に起因するノイズの抑制は、データ処理においてある程度対処が可能である。例えば共通オフセットにおけるPartial stack 処理や、5D 内挿処理の適用は、オフセットバランスの均質化を促し、フット
プリントの抑制に寄与する。
異方性解析を目的とする調査では、方位およびオフセットについて偏りのない Wide
Azimuth (WAZ)データが得られるようデータ取得配置を設計することが望まれる。これは異方性解析ではオフセット・ベクタータイル（Offset vector tile または OVT）毎に重合された記録(Partial stack)を用い、同一オフセットにおける走時や振幅の方位依存性に基づき断裂の配向やフラクチャー強度が推定されためである。オフセット軸やアジマス軸に小さなギャップが生じている場合、5D 内挿処理がその補完に寄与する。

3.7 実際の 3 次元測線配置における CMP 属性
山川地熱地域を例にとり、3 種類のデータ取得配置を設計し、CMP 属性を比較した。1 つ目は異方性解析に適する WAZ 調査、2 つ目は経済性・効率性に優れる直交配置、3 つ目は複数の稠密 2 次元測線を用いて３次元的にデータを取得する準三次元配置である。
(1) WAZ 配置
反射法における 3 次元地下空間のサンプリングでは、5 次元（CMPX, CMPY, Offset,
Azimuth, Time）について考慮する必要があり、それぞれの次元について均質なデータが取得されていることが理想的とされる。このようなデータの取得は地表に発振点および受振点を高密度かつ広範囲に設置する必要があるため高コストの調査となるが、フラクチャー
密度分布の情報が得られる異方性解析の実施を目的に Wide-azimuth（WAZ）と呼ばれるデータ取得配置も近年一般的に行われるようになった。Figure 3-6 は山川地熱地域をモデルに作成した WAZ 配置による CMP 属性を示した例で、受発振測線は H27 年度実証試験で実際に設定されたものより抽出されている。(a)の測線図において、赤が発振測線、青が受振測線を示すが、発振測線が設定された位置には受振測線も設定されている。ニアオフセッ
トから連続的な反射点分布が得られていることがわかる。

別添１-31

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

Figure 3-6 WAZ 配置の CMP 属性(2) 直交配置
機材やコストの制約のある 3 次元調査では面的な反射点分布を保ったまま Offset またはAzimuth のサンプリングを荒くしたデータ取得が行われており、品質の低減を抑えながら、
経済的・効率的に 3 次元データが取得可能な基本配置が複数提案されている。直交配置はその代表的なレイアウトの 1 つであり、受振測線を平行配置し、それと直行する方向に発振測線を平行配置する。Figure 3-7 は Figure 3-6 から東西方向の発振測線と、南北方向の受振測線を抽出した直行配置に基づく CMP 属性であり、(b)の斑の少ない重合数分布が得られている。一方で、(c)に示されるニアオフセットの反射点分布は抜けが WAZ 配置と比べて増えており、浅部記録の連続性の低下が予想される。また直行配置は効率的に広範囲の反射点を確保できる経済性の高い 3 次元データ取得配置と考えられるが、地熱地域の多くが存在する山岳地域ではアクセス路の制約があり適用性は限定的と考えられる。

別添１-32

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

Figure 3-7直交配置の CMP 属性(3) 準 3 次元配置
国内地熱地域に多く見られるアクセス路について制約の大きい山岳地域の調査では、複数の稠密 2 次元測線を用いて３次元的にデータを取得する準 3 次元的配置が考えられる。
アクセス路沿いに複数の 2 次元品質の反射断面が担保されるほか、測線間に分布する反射点により 3 次元的情報が得られる場合がある。Figure 3-8 は Figure 3-6 から複数の 2 次元測線を抽出した準 3 次元配置に基づく CMP 属性であり、(b)に示される反射点分布は、
Figure 3-7(b)に示される直行配置の反射点分布に対し、線状の粗密が顕著であるものの分
布範囲は同程度である。ただし(c)に示されるニアオフセットの反射点は測線近傍に限定され、3 次元記録の浅部ギャップは極めて大きくなることが予想される。この問題は、独立方式探鉱機やダイナマイト振源の併用が可能であれば緩和される可能性がある。

別添１-33

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

Figure 3-8

複数 2 次元測線の同時取得（準 3 次元配置）の CMP 属性

3.8 空間サンプリング
データ取得配置においては Anstey（1986a, b）のスタックアレイや Vermeer（1991）の
対称サンプリングなどの基本理論が存在し、これらに基づいて均等かつ均質なオフセット
分布のデータを取得する。
(a)スタックアレイ
Anstey（1986a, b）が提示したスタックアレイの概念は、CMP 重合を受振アレイや振源アレイと同様に空間アレイとして捉えたものである。このスタックアレイとは、CMP
アンサンブルにおいて、擬似的に最小オフセット距離から最大オフセット距離まで受振器が等間隔で並ぶことによって構成される長大アレイを指す。表面波を確実に抑制する
ためのスタックアレイの成立条件は、陸上 2 次元測線における中点発振展開の場合以下となる。


発振点を受振点の中点に設定する



発振点間隔を受振点間隔と等しくする



受振器アレイ長を受振器展開と等しくする
別添１-34

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

上記の条件が満たされた場合、表面波抑制にとって理想的なアレイ応答となる。このとき、振源起因の表面波の性質は、発振点位置に依存せず、オフセット距離だけの関数であり、受振点-発振点に関わる相反定理（受発振の位置関係を入れ替えた時に同じ記録が得られること）が成立していることが要件となる。
(b)対称サンプリング
一般に、スタックアレイでは、CMP アンサンブル及び共通発振点記録において規則的なサンプリングが実現されるが、共通受振点記録では解析対象である反射波列に対して
空間エイリアジングが生ずる可能性がある。Vermeer（1991）によって提示された対称サンプリング法では、


発振点間隔を受振点間隔と等しくする



受振器アレイ長を振源アレイ長と等しくするの条件を付加することによって、共通発振点記録のみならず共通受振点記録においても規則的なサンプリングが期待できる。中点発振展開においては、受振器アレイ長と振源ア
レイ長が異なる非対称サンプリングでは、傾斜反射面の傾斜方向と展開方向の関係によって CMP アンサンブル上に周期的なトレースの位相歪みが生ずる場合がある。従って、
対称サンプリングはデータ処理の段階においても、高精度な振幅解析、表面波抑制及びウェーブレットの抽出を行う上で重要な概念である。
以上の理論はデータ取得配置における基本設計思想となるが、標高変化、測線の屈曲及びイレギュラーな受振点配置がある場合その効果が期待できないうえ、受振アレイ構築に掛かる設置作業上の困難もあり、実際の適用に際してすべての用件を満たすことは現実的ではない場面も多い。

3.9 反射法・屈折法統合地震探査
速度不均質が著しい地熱地域では反射法と屈折法を組み合わせた統合調査（Figure 3-9）が適すると考えられる。山岳地域の弾性波探査では受振点・発振点の設置が困難な場所があり、このような場所の反射記録は浅部に欠損が生じる。伝播経路が異なる屈折法を併用する
ことで、反射法記録の欠損区間の構造形態を速度分布から推定することが可能になる。さらに標高変化や速度構造の複雑な地域では水平多層構造の仮定にもとづく従来の反射法デー
タ処理は適しておらず、重合前深度マイグレーション処理が必要になる。この処理で必要とされる区間速度モデルの構築において、屈折法トモグラフィーから齎される速度情報は有益である。
ここで屈折法の可探深度は測線長の 1/5~1/10 程度である。深部の速度情報を得るには、
Figure 3-10(b)に示すように、長大な測線長が必要となる。ただし空間サンプリング間隔に関しては、深部を対象とする調査であれば必ずしも高い受発振点密度は必要なく、概ね＜
別添１-35

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

200m 程度の間隔であれば十分な解析程度が得られる。
そこで反射法・屈折法統合調査における 3 次元データ取得は、Figure 3-10(a)に示すように、稠密な反射法調査測線の周囲に疎な屈折法用測線を配置する。また、発振作業では明瞭なロングオフセットの屈折波初動記録を取得するため、高発振エネルギーの発振点を適所に配置する。また FWI 解析を実施する場合、低周波数記録を取得することが重要となる。
Figure 3-11 は FWI 解析の低周波成分への依存性を示しており、低周波からスタートする
解析ほどモデルとの整合性が高いことが分かる。

Figure 3-9

Figure 3-10

反射法・屈折法統合弾性波探査の概念図

山川速度モデルでの屈折法探査深度と有効最大オフセットの関係

別添１-36

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

Figure 3-11 FWI 解析結果の低周波数成分への依存性

別添１-37

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

4. データ取得作業の概要
4.1 データ取得作業の流れ
一般的な陸上弾性波探査の作業手順は以下である。
(1) 測量
受振点設置予定位置に受振点番号を記した木製杭を設置したのち、設置箇所の測位を行う。発振点についても同様に、発振点番号を記した杭の設置と測位を行うが、受振点杭を目印とて発振を行う場合は杭の設置を行わない場合もある。バイブレーター発振など、杭から一定距離はなれて発振が行われる場合には、実績に基づき座標値の補正が行われる。
(2) 展開作業
受振点杭に従い探鉱機器の設置を行う。
(3) 選点作業
発振点全点を廻り各点の発振仕様（種別・台数・発振出力）を決定するとともに、発振順などの作業計画を策定する。
(4) フィールドテスト
発振仕様（バイブレーターについては発振周波数やスタック回数など）のテストを実施する。
(5) 発振・計測作業
有線テレメトリー式探鉱機を操作するオペレータの無線指示に従い発振作業や計測機器の保守が行われる。公道でのバイブレーター発振作業では、交通の妨げにならないよう誘導員を配置するとともに、発振による構造物損壊などが生じないよう安全確認を行いながら作業は進められる。品質管理担当は、発振記録を確認し、記録が品質基準を下回る場合には、規定の対応をオペレーターに指示する。
(6) 撤収発振作業終了後は機器・杭の撤収とともに原状復帰を行う。

別添１-38

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

5. 基本データ処理とその品質管理
5.1 基本処理フロー
データ処理の基本フローが Figure 5-1 に示される。

Figure 5-1

反射法データの基本処理フロー

5.2 準備作業(1) ダイバーシティースタック (Diversity stack)
同一地点における複数の発振記録を垂直重合する際に、突発的ノイズを含むウィンドウの寄与を小さくする重み付けはダイバーシティースタックと呼ばれる。陸上データでは車両ノイズの抑制に効果がある。重要なパラメータにはウィンドウサイズならびにパワーフ
ァクターがあり、テストにより決定される。
(2) ジオメトリ編集 (Geometry set)
発振点および受振点の測量データに基づき、SEG-P1 フォーマット形式のデータが作成されるほか、オブザーバーズログに基づきトレースヘッダーにジオメトリ情報が記載される。カード編集作業における誤りは発振点-受振点のオフセット距離の異常値として現れるため、発振記録に対しリニアムーブアウトを行うことにより発見できる場合がある。

別添１-39

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項(3) トレースエディット (Trace edit)
大きなノイズの混入などにより使用不能になったトレースは、データ処理に先駆けて除外する場合がある。また極性の間違いや、受振器間の感度に違いがある場合は、これらを補正する。
(4) 最小位相変換 ( Minimum phase conversion )基本波形が最小位相（エネルギーが先頭に集中するような波形）であることを仮定するデコンボリューション処理の準備として、振源波形を最小位相に変換するオペレータを求め、それを記録に適用する。
(5) 初動走時読み取り (First break picking)
屈折波初動の読み取り値は、表層補正および屈折トモグラフィー解析で利用される。陸上データでは自動ピックが利用できない場合が多く、マニュアルピックにより行われる場合が多い。特に 3 次元データでは最も時間とマンパワーを必要とする作業項目となる。複
数人での作業や微弱な初動を追跡する場合など、記録間で調和的でないイベントピックが行われる場合がある。ピックされた結果は発振記録のみでなく、共通受振点記録や共通オフ
セット記録において初動データを確認・修正することで品質が向上する場合がある。
(6) 初動ミュート( First break mute )微弱な深部からの反射波に対して強振幅となる屈折波の影響を低減させるため、発振記録での初動読み取り走時に基づいて、屈折波の卓越する初動付近のミュートが行われる。
(7) CMP 編集 ( CMP Sort )CMP 重合処理等の準備として、反射点を共通とするトレース群（CMP アンサンブル）の編纂が行われる。ただし、次項の複合型ノイズ抑制処理の多くは発振記録に対し行われる
ほか、CMP 編集を経ずに反射法断面を作成するイメージング手法もあるため、処理の最初の段階では CMP 編集は行わずに、データベース上で各トレースに対し CMP 番号が付与されるだけの場合もある。

5.3 複合型ノイズ抑制
陸上記録には多種多様なノイズが含まれており、その発生源や波線経路は多岐にわたり、
ノイズごとの特性も大きく異なる。例えば表面波や屈折多重反射波はともに振源起因の強振幅ノイズであり、反射法記録の品質低下の原因と成るが、それぞれの見かけ速度は異なるなどの違いがある。また、バックグラウンドノイズには風雨ノイズのようなランダム的なものから、車両ノイズのような突発的なもの、インダクションノイズの様な特定の周波数が卓越する周期的なものなど様々である。ノイズ抑制は対象となるノイズの特徴を把握し、それ
別添１-40別添 1. 弾性波探査の基礎的事項に適した抑制手法を正しく選択する必要がある。反射法データには様々なタイプのノイズが含まれており、それぞれの特性に準拠したフィルターを複合適用することで S/N 比の改善が図られる。Figure 5-2 は各ノイズ抑制処理のステップを共通受振点ギャザーで示したものである。複合型ノイズ抑制処理によって S/N 比が向上していることが確認できる。

Figure 5-2

複合型ノイズ抑制処理適用例

代表的フィルターには下記などが挙げられる。
(1) Data Adoptive Time-variant filter (DATVF)
各トレースにおいて分割したウィンドウ間の周波数スペクトルを比較し、強振幅異常値
が周囲のウィンドウと同レベルまでスケーリングされる（Figure 5-3）。振源近傍の強振幅
や車両通行などの突発的ノイズの抑制を目的としている。ノイズの周波数帯域に絞った周
波数範囲を指定する。

別添１-41

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

Figure 5-3

DATVF の概要

(2) F-X Prediction Filter (FXPF)
周波数・空間領域において複素 Wiener filter 理論に基づき設計した空間方向の予測フィ
ルターを適用することで、時間・空間領域の記録上に見られるランダムなノイズが抑制される（Figure 5-4）
。本処理は共通発振点記録（CSG）および共通受振点記録（CRG）の双方において適用することで高い効果が得られる場合が多い。FX Deconvolution とも呼ばれる。
反射波の帯域にあわせた周波数範囲を指定する。

Figure 5-4 F-X prediction filter の概要(3) FX EDIT
周波数領域における振幅の比較により不良トレースを検出し、空間ゲート内の正常なデータを用いて不良箇所を復元する。データの復元には FX Prediction Filter のほか、空間メ
別添１-42

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

ディアンフィルターやミキシングフィルターなどの複数トレース間で適用される平滑化フィルターが用いられる。定常的なノイズ源が近傍にある受振点における周期的ノイズの抑制などを目的として適用される。反射波の帯域にあわせた周波数範囲を指定する。
(4) F-X Velocity Filter（FXVF）
周波数-空間領域で適用される速度フィルターであり表面波や屈折多重反射波など線形性を有するノイズを抑制するために適用される（Figure 5-5）。測線の屈曲があるデータへの適用では、記録に含まれる傾斜成分を最小二乗的に抽出し、原記録から減算するなどの手法によりシグナルの損傷を防ぐ必要がある。

Figure 5-5 F-X velocity filter の概要

5.4 静補正 (Static correction)(1) 静補正の概要
標高変化や表層付近の低速度層（風化層など）の影響で CMP ギャザーにおいて反射波が重合曲線上に整列しないといった問題が生じる。地熱地域などの火山岩においては、雨水の浸入が堆積岩および深成岩よりも深いなどの理由により、風化は深部まで及ぶ場合がある。
反射法データ処理では下式で定義される標高補正及び表層補正が各発振点、受振点について行われる。
[A] 標高補正 Te：観測面を一定基準面（Seismic Reference Datum: SRD）へ補正する。
Te = - ( He - Hb ) / Vec[B] 表層補正 Tw：低速度の表層構造変化による影響を除去する。
Tw = Sd * ( -1/Vw + 1/Vsw )ここで、He：発振点あるいは受振点標高(m)
別添１-43

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

Hb：基準面 (m) (SRD)
Sd：表層厚(m)Vw：表層速度(m/s)
Vsw：表層基底層速度(m/s)
さらに受振点標高および発振点標高が変化する陸上データ等では、反射波の双曲線近似の精度が低下することを防ぐために、各 CMP 位置付近の標高に仮基準面が設定される。これを浮動基準面（Floating Datum Plane: FDP）と呼ぶ。この FDP から基準面までの基準
面補正量 Td は、下記のように定義される。
Td = -2.0 * ( Hf- Hb ) / Vc
ここで、Hf：浮動基準面(FDP)
Vc：基準面補正速度(m/sec)である。すなわち NMO 補正前後に適用される静補正量 TpreNMO、TpostNMO はそれぞれ、TpreNMO = Tw + Te – Td
TpostNMO = Tdとなる。
SRD が設定される標高および各基準面への補正速度 Vec、Vc に関しては任意性があるた
め、使用した値が報告書に記載されていないと時間構造解釈から深度構造を推定するなどの場面で問題となる。SRD は FDP よりも高い位置に設定し、Vec と Vc は同じ一定値とすることが推奨される。Figure 5-6 に静補正の概念を示す。

別添１-44

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

Figure 5-6 表層補正・標高補正・Post-NMO 補正の概念図(2) 屈折静補正
反射法調査で取得された発振記録の屈折初動走時を用いた表層補正量推定（屈折静補正）が一般的に行われている。タイムターム法はその代表的手法の一つであり、各受発振点のタ
イムターム値（表層区間の片道走時）と基底層速度分布をインバージョンにより推定する手
別添１-45

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項法である。別途与える表層速度分布と組み合わせることで表層の厚さが決まり、表層区間を基底層で置換した場合の走時補正量（表層補正量）が計算可能になる。
タイムターム法の解析では初動値の読み取りとともに、表層基底層を通過してきた屈折波が初動として現れているオフセット範囲の指定が重要である。また、反射法データは受振点間隔が 10～20m 程度と粗いほか、受振器アレイにより表層速度を発振記録上で読み取ることは難しい場合がある。このため表層速度を測線内で一定値として扱う場合も少なくない。通常は後述する残差静補正により表層速度誤差は補正されると考えられるが、表層に低速度層が厚く発達する地域では、表層速度分布の調査が別途必要になる場合がある。
(3) 残差静補正(Residual static correction)
各共通反射点で集めたトレースの集合である共通反射点アンサンブル（CMP ギャザーとも呼ばれる）に関して、アンサンブル内の残差静補正量を求める解析が行われる。これにより前述の静補正（Pre NMO 静補正）では補正し切れなかった表層速度推定誤差や短波長不均質の影響が低減される。速度解析とともに繰り返し適用される。

5.5 振幅回復 (Amplitude recovery)
発振記録は時間軸方向あるいはオフセット距離方向へその振幅を減衰させる。その原因には幾何球面発散、透過損失、非弾性吸収等の要因がある。振幅補償ではこれらの影響を補償し、記録振幅の一様性（定常性）を回復することを目的とする。構造解釈を目的とする処理では Auto Gain Control (AGC)と呼ばれる処理手法が一般的に用いられる。本処理はウ
ィンドウ内の RMS 値を一定にする正規化により振幅バランスを調整するが、強振幅イベン
トの前後のイベントが相対的に弱まるなどのデメリットもあり、AVO 解析(Chopra andCastagna, 2014)など振幅を用いた解析のための前処理（相対振幅保存処理）では使用を控えることが推奨される。

5.6 デコンボリューション (Deconvolution)
地層の非弾性や観測系の諸特性により伸張した波形をインパルスに戻すとともに、短周期の多重反射を除去することを目的としてデコンボリューション処理は適用される。
Surface consistent deconvolution （SCD）は観測された地震波のウェーブレットを 4 つの要素（発振点，受振点，CMP，オフセット）のコンボリューションから成ると見なして統計的に分離し、それぞれの要素について推定されたウェーブレットを取り除く処理である。適用後はトレース間の相対振幅が保存される特徴がある。

5.7 トレース内挿 (5D interpolation)
5-D 内挿は 3 次元地震探査データのトレース補間において近年利用されるようになった手法である。補間アルゴリズムの 1 つに Liu and Sacchi (2004)の重み付き最小ノルム
別添１-46

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項（MWNI）法がある。この手法は、
1.

インライン

2.

クロスライン

3.

オフセット（またはインラインオフセット）

4.

アジマス（またはクロスラインオフセット）5.

時間 (または周波数)の 5 次元パワースペクトルを用いて重み関数を決定し、最小ノルム法によってトレースを補間するという操作を行う。5-D 内挿はアトリビュート解析や異方性解析のための前処理としても推奨されているほか、地熱貯留層探査技術開発においても山間部でのデータ取得の問題の緩和やコスト削減に寄与することが期待されている。
5-D 内挿のパラメータのうち、オリジナルトレースを集めてくる範囲の指定は特に重要である。この範囲が広すぎると空間分解の低下が生じる可能性がある。また 5 つの次元のうちオフセット-アジマスまたはインラインオフセット-クロスラインオフセットに関しては選択の余地がある。前者は異方性解析には向くもののオフセットバランスが崩れる可能性があり、ニアオフセットの重みが強い記録となる場合があるので注意が必要である。

5.8 NMO 補正と速度解析（NMO / Velocity analysis）
水平多層構造を仮定した場合、CMP アンサンブルにおける反射波走時は近似的に、発振点-受振点間の距離（オフセット距離）に対して双曲線をなす。ノーマルムーブアウト（NMO；
Normal Move Out）量とは、ある反射波についてオフセット距離に依存する走時差を補正し、ゼロオフセットトレースでの走時に揃える補正量である。CMP 重合法では、この操作
を時間-空間的位置が異なる全ての反射イベントについて行われ、CMP アンサンブルを重合することで S/N 比を高める。ただし NMO 補正では走時の早いほど、また、オフセット距
離の大きいほど補正量が大きくなるため、その部分に該当するトレースは NMO 補正により大きく時間方向に引き伸ばされる。重合の際にはこの大きく引き伸ばされた部分が悪影響を及ぼすため、ミュートによりあらかじめ削除する。
NMO 補正には各反射波について地表からの平均的な速度（NMO 速度または重合速度）が必要である。この速度を時間-空間の各地点で求める作業を速度解析という。速度解析に
は定速度走査法（Constant Velocity Scan）や定速度重合法（Constant Velocity Stack）と呼ばれる解析法があり、それぞれいくつかの NMO 速度で NMO 補正をして重合した結果を、速度スペクトルや記録の良し悪しを比較して速度を読み取る。反射波のパターンが複雑
で速度変化が大きい場合、測線全体を対象にした定速度重合法を適用する場合もある。
求められた NMO 速度は水平多層構造の場合 NMO 速度は近似的に RMS 速度と一致す
るが、反射面が傾斜している場合は RMS 速度よりも大きくなる。単純な傾斜 2 層構造の場合、傾斜角を θ とすると、NMO 速度は RMS 速度より 1/cos θ だけ大きく求まる。

別添１-47

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

5.9 重合処理 (CMP Stack)
CMP アンサンブル内のトレースは NMO 補正後に水平重合される。CMP アンサンブル
内のトレースが n 本ある場合、n 重合の重合記録と呼ばれる。重合効果として、S/N 比はランダムノイズに対して√n 倍向上する。重合数は CMP アンサンブルごとに異なるため、重合後トレースの振幅バランスを揃えるための正規化が行われる。ここで重合後トレースをどのような値で除するかはテストにより決定する。相対振幅保存では相対的な振幅値を変化させないことに主眼が置かれるため、重合後トレースは重合数で除する場合が一般的であるが、重合数の少ないトレースにおいてノイズレベルが高まる問題が生じやすい。そこ
で重合数の平方根などで除する方法も一般的に行われている。S/N 比の低いデータでは構造抽出を目的として、短いウィンドウの AGC を重合前に適用する方法や、重合後記録に FX Prediction Filter を適用する方法も有効である。

5.10 重合後マイグレーション (Post-stack time migration)
CMP 重合断面における歪を補正するため重合後時間マイグレーションが適用される。時間領域のマイグレーションでは RMS 速度が必要とされ、通常は重合速度に対しスムージン
グを適用した上で、80~120%程度のスケーリングを適用したものなどが用いられる。坑井での Sonic Log や VSP などの速度情報が存在する場合には、これを参照することが望ましい。

5.11 深度変換 (Depth conversion)
時間領域のマイグレーション結果を深度断面に変換する作業を深度変換と呼ぶ。深度変換では区間速度モデルが必要とされ、速度解析で得られる RMS 速度から区間速度に変換されたものなどが利用されるが、坑井での Sonic Log や VSP などの速度情報が存在する場合には、これらより Time-Depth カーブを作成しキャリブレーションを行う。正確な TimeDepth カーブは坑井と反射法記録の対応を明確にする重要な情報であり、反射断面解釈の精度を向上させ地質リスクの低減に寄与する。

6. 特殊データ解析および高精度イメージング
6.1 屈折トモグラフィー
屈折トモグラフィーは初動走時を用いた地下速度モデルのインバージョン解析である。
長周期の速度構造の掌握において反射波を用いた速度解析よりも優れる特徴があり、屈折法と反射法を組み合わせることで、マイグレーション速度や深度変換速度の精度が高まる
ことが期待される。
屈折トモグラフィー解析における初動走時の読み取り作業は、弾性波探査処理の中でも時間とマンパワーを必要とする作業の一つである。特にノイズレベルの高い陸上データでは、深部からの微弱なシグナルの読み落としが生じ得る。フォワードモデリングによる走時
別添１-48

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

予測値をガイドとする繰り返しの走時修正作業を行うほか、発振記録とともに共通受振点
記録で走時を確認するなど、慎重な作業が求められる。高速度層が存在するとその下位に波線が伝播しにくい性質があり、逆転層などの速度推定の精度は低下する傾向がある。初期モデルへの依存性があるため、複数の初期モデルの変化に対する感応度をテストすることが求められる。
屈折トモグラフィーの技術課題の一つに初期モデルへの依存性が挙げられる。初期モデルランダム化による屈折トモグラフィー解析（白石他, 2010）はモンテカルロ型信頼性評価
解析であり、一定の条件下でランダムに生成された多数の初期モデルに対してトモグラフ
ィー解析を実施し、すべての結果を平均化した速度分布と、その平均値からの偏りを示す標
準偏差分布を求める（Figure 6-1、Figure 6-2）
。この方法では計算に用いる初期モデルの数に応じて計算量が増大するものの、初期モデルに対する依存度の少ない速度分布と速度推定における解のばらつきが提示される。大局的な速度構造が信頼度の情報とともに提供されるため、PSDM のための速度モデル構築作業においては有益な先験的情報となる。
Figure 6-3 および Figure 6-4 は Figure 3-10(a)に示される山川速度モデルを用いた速度
異常検出能力の評価結果で、各種サイズの 5％の速度異常に対し、屈折トモグラフィーは浅部では 400m 以上のサイズを持つ速度異常体の検知能力が示されたものの、山川層以深では各地層速度の推定誤差が 5％を上回っており、速度異常体の判別は困難であることを示している。

別添１-49

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

Figure 6-1 初期モデルランダム化による屈折トモグラフィー解析のワークフロー

Figure 6-2

初期モデルランダム化による屈折トモグラフィー解析の概要。（a）真のモデル、（b）初期モデルとして使用された全ての 1 次元速度プロファイル。（c）各初期モデルからの推定値の平均（平均速度モデル）、 （d）標準偏差値分布、 (e)波線密度。(f) 最終モデルにおける理論走時と観測走時の比較。

別添１-50別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

Figure 6-3

屈折トモグラフィーによる速度異常検出[1]モデルと推定結果

Figure 6-4

屈折トモグラフィーによる速度異常検出[2]速度異常と検出結果

6.2 Full Waveform Inversion
FWI は後続波を含む波形情報自体を用いてインバージョンを実施し、地下の物性値分布
別添１-51

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

を高分解能に求める手法である。走時情報のみを扱うトモグラフィー解析と比較した場合、得られる物性値分布が高分解能になるという利点があるが、一方で非線形性が強いため解が局所解に陥りやすいという特徴がある。そのため、一般に非線形性を緩和するために精度の高い初期モデルや記録の低周波成分が必要とされる。FWI における一般の解析フローは
Figure 1-14 に示したが、初期モデルへの依存性があるため、屈折トモグラフィー解析を前もって実施し、速度モデルの長周期成分を推定する場合が一般的である。
FWI の手法には時間領域で適用するものと、周波数領域で適用するのもの大きく 2 種類があるが、後者では一つもしくは複数の離散的に選択された周波数成分のみで解析を実施することができるという利点がある。Sirgue and Pratt (2004)によって提示された周波数選択法では、同時に解く周波数グループには 3 つ程度の周波数が含まれることとし、1 成分のオーバーラップを含みながら、低周波数グループから高周波数グループへ徐々に解析を進めていくスケジューリングが行われている。
Figure 6-5 および Figure 6-6 に示される山川速度モデルを用いた速度異常検出能力の評
価結果からは、各種サイズの 5％の速度異常に対し、FWI では浅部および山川層内における 100m のサイズを持つ速度異常体についても検知能力が示された。

Figure 6-5 FWI による速度異常検出[1]モデルと推定結果

別添１-52

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

Figure 6-6 FWI による速度異常検出[2]速度異常と検出結果

6.3 重合前マイグレーション
マイグレーション処理では、地下構造が比較的単純な場合には重合後時間マイグレーシ
ョンによって十分な記録が得られるが、速度構造変化の程度により重合前時間マイグレー
ション（PSTM）や重合前深度マイグレーション（PSDM）の適用が必要となる。PSTM は緩やかに変化する速度構造を想定した手法であり、比較的堅牢なイメージング手法である。
RMS 速度についてのマイグレーション速度解析を通じて、マイグレーションイメージの分解能が高められる。PSDM はモデルベースのマイグレーション手法であり、複雑な速度構造を持つ地下構造のイメージングにも対応するが、速度モデルの誤差に対しては敏感である。そのため、モデルの構築には地質構造の先験的な知識や地層境界面（ホライズン）解釈の反復作業などが必要であり、今日でも高コストの処理である。しかしながら、地熱地域のように極度な速度異常が浅部に存在する場合など、その下位や周辺の構造を描くために
PSDM は必要な処理手法と考えられる。
Figure 6-7 では山川地域での実証試験で取得された 2 次元測線データに対し適用された
PSDM と、重合後時間マイグレーションが比較されている。図中には PSDM 記録では分解能の改善により、詳細な構造形態が描き出されている。

別添１-53

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

Figure 6-7

2 次元測線に対する重合前深度マイグレーション（PSDM）適用例

分解能の改善が顕著に見られた箇所が黄色枠で示されている。

別添１-54

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

6.4 共通反射面（CRS）重合法
Common Reflection Surface（CRS）法または共通反射面重合法は微弱な反射イベントの強調を目的とする新しい重合処理法である。CRS 解析では、連続する複数の CMP（共通中間点）ギャザーを併せた、いわゆるスーパーギャザーを作成する。そして、ゼロオフセット
反射波走時に関わる CMP 間走時差の挙動を考慮したムーブアウト補正、つまり反射面沿いの振幅応答の平滑化を通じて、飛躍的な重合数を確保することができる（Jäger et al.,2001）
。山間部では反射波や回折波が複数方向から到来し、折り重なることが想定される。
このようなマルチディップを含むデータに対しては各ゼロオフセット反射波走時について
複数の重合曲面を定義可能なアルゴリズムを採用することが望まれる(Figure 6-8)。

Figure 6-8 CRS 法におけるマルチディップへの対応法の概念図（青木他, 2010）

7. 反射法地震探査データ解釈
7.1 会話型解釈システム
かつては紙面上で行われていた反射法解釈作業は、近年は PC またはワークステーション
上の会話型解釈システムを使用して実施されることが一般的となった。特に 3 次元反射法
記録の解釈作業は、任意の垂直断面や等深度スライス断面などを扱うため、会話型解釈シス
テムは必須といえる。高機能な市販のシステムには Petrel、Kingdom、DUG Insight、OpendTect Pro などがあるほか、無償のツールとして OpendTect GPL 版が本稿執筆時には存在している。会話型解釈システムでは地震探査記録とともに坑井情報の表示が可能であるほか、自動ホライゾン追跡（Auto pick）、サイスミックアトリビュート計算などの解釈支援技術を利用した効率的な 3 次元解釈が可能である。
別添１-55

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

7.2 データの準備
反射法記録の解釈は坑井情報を出発点に、反射法記録に従って坑井周辺の地質状況を把握する作業である。反射法記録は時間領域のデータであり、坑井データは深度領域のデータであることから、両者の対比には精度の高い Time – Depth (T-D) カーブのデータが必要である。地表と坑内間の走時が計測された Vertical Seismic Profile(VSP)データもしくは PS 検
層データは信頼性の高い T-D データであり、垂直井で測定された Sonic 検層も有用である。
これらが無い場合は反射法の速度解析結果で代用する。
解釈作業に先立ち、解釈システムに対して地震探査記録、坑井情報（坑跡、検層データ、マーカー等）、Time -Depth (T-D) カーブ等の各種データのローディングを行う。解釈作業で使用する地震探査記録は、マイグレーション記録を用いる。
反射法処理結果は通常、SEGY と呼ばれるフォーマットにて作成される。ファイルのテキストヘッダー部にローディングに必要な CMP 座標情報が通常記載されている。ローディン
グの際はこの（CMPX、CMPY）座標とともに、1st サンプルの位置（SRD に関する時刻（時間断面の場合）または標高（深度断面の場合））が重要である。反射法記録には時間断
面と深度断面の 2 種類が存在するので、解釈作業用このどちらを使用するかを選択する。
深度断面を解釈作業で使用できれば、深度構造解釈が直接判明するメリットがあるが、深度変換の精度に問題ある場合などは時間構造解釈を行ったのち、構造図を深度変換する方法もある。
ローディングされる坑井情報には坑跡データ、検層データ、マーカー（地層境界面や断裂の位置情報）が含まれる。

7.3 資産の活用
デジタル化されていない反射法記録や物理検層等のデータであっても、これらをデジタル化することで、会話型解釈システムでの解釈作業に役立てることが出来る。嘗ての報告書
等には印刷された地震探査記録が同梱されている場合があり、これらのトレースはウィグ
ル表示または Variable Density 表示により振幅が表現されている。このデジタル化はまず、スキャナーによりデジタル画像化を行い、続いてトレース 1 本毎に波形またはカラーコードに基づき振幅値を作成するベクトル化（Vectorization）が行われ、汎用フォーマット
（SEGY）で出力される。これを測線の位置情報とともに会話型解釈システムに読み込んだ
例が Figure 7-1 に示される。デジタル化された既存記録にはコヒーレンス解析などのアトリビュート解析を適用することが可能となるほか、3 次元表示により坑井との位置関係の把握も容易になる。
物理検層記録や構造図も同様にログやコンターをデジタイズすることで、会話型解釈シ
ステムに取り込むことが可能である。Figure 7-3 はデジタル化した音波検層記録と密度検層記録から合成地震記録（Synthetic seismogram）を計算した例が示されている。
別添１-56

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

近年は MT 法や重力探査の 3 次元逆解析も一般化し、地下物性の 3 次元モデルが推定されている地域も多い（e.g. 三浦ほか, 2017）。これらモデルを会話型解釈ソフトウェアに読み込み、地震探査の情報と統合表示（Co-rendering）すれば反射法記録の解釈の傍証として有益である（Figure 7-4）
。また、弾性波探査に基づくモデルとのクロスプロット解析やマ
ルチアトリビュート解析を通じて、岩相区分や坑井情報の空間的予測に利用できる場合がある（持永ほか, 2017）。

Figure 7-1

Figure 7-2

ベクトル化した既往震探記録の 3 次元表示例

ベクトル化した既往震探記録のコヒーレンス記録と坑井情報との対比

別添１-57

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

Figure 7-3 デジタル化した検層記録を用いて計算した合成地震記録

Figure 7-4

MT 法の比抵抗モデルと地震探査情報（振幅値、面構造）の統合表示の例

7.4 坑井データと反射法記録の対比
反射法記録上において行う地層境界面（ホライゾン）の追跡は坑跡上のマーカーを基点として行われる。時系列データである反射法記録と坑井情報を対比するためには、往復走時と垂直深度の関係を示すタイムテーブルに基づく反射法記録の深度変換、もしくは坑跡を時間軸へ変換する必要がある。このタイムテーブルは Time-Depth (T-D) カーブと呼ばれている。最も信頼性の高い T-D カーブは VSP 調査により測定されるが、音波検層（Sonic Log）
からも推定することができる。T-D カーブの信頼性が低い場合には、合成地震記録と反射法
記録の波形が一致するように T-D カーブの調整（Stretch and Squeeze）を行う。この作業は AVO 解析やマルチアトリビュート解析などの岩相・岩質評価における解析精度を担保す
るうえで重要な作業である。
別添１-58

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

7.5 構造解釈
解釈システムにおける構造解釈作業は、ホライゾン追跡、断層解釈、および構造図作成を並行して行う。ホライゾン追跡ではまず読み取る波形上の位置を、ピーク、トラフ、ゼロク
ロス（正から負または負から正）のいずれかに設定することができ、この基本設定を行うと自動ホライゾン追跡(Auto pick)や、所望する波形上の位置への自動フィット（Snap）が行
われる。この機能は作業時間の短縮のほか、ホライゾン沿いの振幅値変化などを調べる際に役立つ。ただし、本機能は地層境界面が明瞭な反射面として現れていることが前提の機能であり、地熱地域では追跡する反射面が低 S/N 比により不明瞭である場合や、不整合面の追跡を行う場合があることから、この様な場合には Snap や Auto pick の機能を停止させ、手動ピックを行う必要がある。
解釈作業では地震波属性（サイスミックアトリビュート）が役立つ場合がある。特に反射波の連続性を定量化したジオメトリカルアトリビュート ( e.g. coherency, similarity,
semblance )は不整合面や断層の抽出が容易となり、地熱流体が貯留され得る構造の解釈に有効である。断層解釈は、断層を通過する複数の反射断面上でピッキングを行い、得られたスティック状のデータから断層面が作成される。

8. 3 次元反射法データに基づく断裂系評価手法
8.1 透水性に対する断裂系の影響
断裂は岩盤中の透水性および孔隙性を変化させ、透水性の異方性を生じさせる。透水異方性の強度を示す浸透率の最大値（Kmax）、最小値（Kmin）の比は 1000：1 に及ぶ場合があることから、高透水性を有する断裂が卓越する方向を知ることは、地下水流動を把握する上で重要である(Teufel, L. W., 2015)。
断裂構造の詳細把握には 3 次元反射法地震探査技術が大きく寄与してきた。2 次元反射法
地震探査では複数の測線を格子状などに配置し、各測線での構造解釈を構造図にて補間することで構造把握が行われるが、この方法で配向まで掌握可能な断裂の数は測線間隔に規定されてしまい、測線間隔よりも小スケールの断裂構造を把握することは難しい。3 次元反射法地震探査では調査エリア内の任意の方向の断面表示が可能であり、数百 m 程度の長さの断裂であれば、その配向性（方位・傾斜）まで掌握される。
ただし、水理特性に対する断裂の影響には正負双方があり、流体のコンダクターともなれ
ば、バリアともなる。断裂の透水性を支配する要因には、断裂の種類、形状、大きさ、充填物のほか、断裂ネットワークの密度、連結度などがあり、弾性波探査では掌握しきれない情報が含まれる。水理特性の掌握には、様々なスケールでの断裂の観察が求められ、顕微鏡観察、コア実験、検層、各種物理探査などの情報に基づいた多角的な評価が求められる。高品
質な 3 次元反射法記録に対しては以下に挙げる高度な評価手法の適用により、詳細な断裂
系評価が可能である。
別添１-59

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

8.2 構造評価
反射法記録を用いた詳細な断裂構造評価ではサイスミックアトリビュートが利用されている。コヒーレンス解析では反射記録における隣接トレース間の波形の類似度が数値化され、類似度が周囲よりも低下する位置として断裂などの不連続構造が検出される。ここでコヒーレンスとは数学用語で「似ている」という意味であり、類似度は 0 から 1 までの値をとる。値が 0 に近づけば似ていないことを、1 に近づけば似ていることをそれぞれ示す。反射法記録では連続する層理面では 1 に近い値が連続し、断層等によって層理面が切られている箇所では、その層理面上では不連続点が存在することになり、値が小さくなる。この様なコヒーレンスを測定する値としては相関関数、センブランス、固有値などがある（松岡他,
1999; Rebec et al., 2011）。また、トレース間の関係を評価し構造的な情報を抽出するサイスミックアトリビュートは、ジオメトリカルアトリビュートと呼ばれる。
Figure 8-1 は山川地熱地域の実証試験データでのセンブランスを用いた解析例が示されており、東西断面（IL180）では鉛直方向が優勢な低センブランス値の線状模様が認められ、縦型の断裂の卓越を確認することができる。また、標高-1,000 m の深度スライスでは不連続構造が幾つかの方向性を持ち交差する状況から、複雑な断裂の連結構造が想定される。
Figure 8-2 では主要な還元領域において不連続構造が認められ、透水性との関係も示唆される。
コヒーレンス解析で検出される断裂は、反射波にその応答が現れる巨視的スケールのものであるが、震探分解能以下の微視的スケールのフラクチャー発達領域は 3 次元反射法記録に見られる微地形からから推定が行われている。Curvature は、反射イベントの曲率を表
すアトリビュートであり、地層に撓みが生じている箇所が可視化される（Chopra andMarfurt, 2010）。Spectral Decomposition は反射法記録を周波数成分ごとに分解したアトリビュートで、断裂系発達域における高周波帯域の減衰する現象を用いて断裂系分布の推定が行われている。

別添１-60別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

Figure 8-1

山川地熱地域の貫入岩付近の反射法深度スライス（-1600m）。Amplitude 記録にセンブランス記録を重ねて表示。

Figure 8-2

センブランス記録の南薩層群上部層上面についてのサーフェイススライス。左図には既存地質情報（佐久間, 1999）が投影されている。点線は陥没構造を規定する断裂の推定位置が、赤色の網掛けは深度 1700m における 300 度以上の領域が、水色の網掛けは主
要な還元領域が示される。右図はサーフェイススライスの透過表示により石英安山岩の貫入位置との対応が示されており、生産、還元ゾーンと断裂との関係の理解に役立つ。

8.3 断裂形・異方性評価
コヒーレンス記録を用いた断裂系の透水異方性評価の優良事例として玉川他(2010)が有る。玉川他(2010)はコヒーレンス記録から Ant-Tracking と呼ばれる断層面自動抽出技術により抽出された断層面の統計解析に基づき、断裂型貯留層における流体流動シミュレーシ
ョンで重要なパラメータとなる断層間隔や断層走向の頻度分布を求めた。高浸透性領域の推定は確率論的に行われた。
別添１-61

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

まず離散フラクチャーネットワーク（Discrete Fracture Network または DFN)モデル構築のパラメータとして断層間隔や断層走向の頻度分布のみを与え、その他の位置に関するパラメータについては乱数系列により決定することで複数の DFN モデル（具現化像）が作成された。そして、フローシミュレーションを通じて坑井間の圧力干渉データに合致する 100
通りのモデルが選別され、それらの重ね合わせによって平均的に高い浸透性を持つ領域が抽出された。得られた分布は AE データの解釈結果とも整合的であった（Figure 8-3）。
山川地域での実証試験における Ant-Tracking（熊野ほか, 2017; 青木ほか, 2017）の適用
例を Figure 8-4 に示した。コヒーレンス記録に認められる不連続構造分布から面構造が推定されたことで、解像度が飛躍的に向上していることがわかる。
異方性評価法にはムーブアウト速度や振幅を利用した異方性解析（VVAZ (Velocity
versus Azimuth)、AVAZ (Amplitude versus Azimuth)）があり，応力場と開口断裂の卓越
方位・密度などの推定に利用されている。近年は探鉱機の多チャンネル化が進み、数千チャ
ネル規模の受振点を用いたマルチアジマス調査や WAZ（Wide-azimuth）調査によって重合数が大きく、複数の伝播方位を持つデータ取得が可能となったことで、AzAVO (Azimuthal
AVO)インバージョンによる断裂系分布域の推定も実施されるようになった。多成分受振器を面的に展開する MC3D (Multi-component 3-D)調査では P 波データとともに S 波データ
（もしくは PS 変換波データ）を取得することで、S 波速度異方性や S 波偏向現象を利用した能動的 S 波スプリッティング解析が行われている。

Figure 8-3

コヒーレンス解析結果に基づくフラクチャー特性評価と高浸透ゾーンのモデ

ル検討（玉川ほか, 2010）

別添１-62

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

Figure 8-4

山川 3D 記録に対する面構造強調処理適用例：(左) コヒーレンス記録、(右)Ant-Track 記録（青木ほか, 2017）

8.4 岩相・岩質評価
岩相・岩質評価では反射法記録に基づく震探相区分や岩質に関するパラメータ推定技術を通じ、地熱地域の岩相推定や、透水性を支配する孔隙率・透水性といったパラメータを推定する。
(1) サイスミックインバージョン解析
音響（Acoustic Inversion）インバージョン解析を通じた音響インピーダンスの推定や、
AVO （Amplitude versus offset）インバージョンを通じた弾性パラメータの推定が可能となる。入力データに関しては相対振幅保存処理が実施されることが望ましい。
解析結果は 2 つのパラメータのクロスプロット上で領域を区分することで、地震探査記
録上の対応する箇所を同定する解析が行われる。この解析からは、密度と速度に基づく岩相
区分（Figure 8-5）や、坑井位置での孔隙率と AI の関係に基づく孔隙率分布予測、弾性パ
ラメータのクロスプロットによる割れやすい領域の推定など行われている。反射法記録の品質次第では、地熱地域への応用が期待できる。

別添１-63

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

Figure 8-5密度モデルと速度モデルのクロスプロット解析にもとづく岩相区分の例（持永ほか, 2017）(2) アトリビュート解析
サイスミックアトリビュート(seismic attribute)とは反射法記録から得られる空間的情報の総称であり、古典的なものには Taner et al.(1979)の complex trace analysis を用いたエ
ンベロ－プ振幅や瞬間位相・瞬間周波数などがある。イベントの走時、振幅、位相、周波数は基本的なアトリビュートであるが、近年はこれらから派生した数百に及ぶ様々なアトリ
ビュートが提案されている。また、コヒーレンス解析や Curvature 解析などは、断裂の位
置、地層の走向傾斜、撓みの状況を示すアトリビュートであり、ジオメトリカルアトリビュートと呼ばれる。さらに、反射法記録における形態的特徴や波形の類似性に基づきグルーピ
ング（クラス分け）を行う Texture mapping、Seismic waveform classification 等などは震探相解析に用いられており、坑井情報と関連づけて岩相分布の予測に用いられる(Chopra
and Marfurt, 2010 など)。
(3) マルチアトリビュート解析
音波検層（Sonic Log）と密度検層から作成される合成記録（Synthetic seismogram）が存在する場合には、多数のアトリビュートから坑井データと関連の有るアトリビュートを選別し、統計的手法あるいは人工知能技術等を用いて坑井データと反射法記録の関係式を構築するマルチアトリビュート解析が可能となる。この手法を用いると 3 次元反射法記録が得られている任意の地点に擬似坑井を設定し、検層記録や坑井情報を推定することが可能である。
石油開発分野では 3 次元地質モデル構築の道具として汎用的に用いられている。
地熱地域の地質モデル構築の場面では、マトリクス部分の孔隙率や透水性の分布を推定等に利用できる可能性がある。持永ほか（2017）は温度構造の推定にこれを利用した（Figure
別添１-64

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

8-6）。

Figure 8-6

マルチアトリビュート解析を応用して温度構造推定を行った例（持永ほか,

2017）

別添１-65

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

参考文献
物理探査ハンドブック(1998)、公益社団法人物理探査学会
青木直史・楢原省吾・高橋明久・西木司 (2010)， Multi-dip CRS 法によるコンフリクティ
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別添１-66

別添 1. 弾性波探査の基礎的事項

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別添１-67

別添 2 弾性探査用語解説

3）方位毎の速度解析によるイメージ改
善やフラクチャー検出

2D 地震探査
英語表記

2D seismic survey

略語

2D 震探

同義語

2 次元地震探査

4）浅部反射波の連続性の向上
5）AVO 解析，マルチプル除去，アトリ
ビュート解析等のプレコンディショニング

直線状の測線に沿った地下の構造を描
き出す地震探査（2D 地震探査）。反射法
調査を指す場合が多い。

6）データ取得コストの削減
アトリビュート解析
英語表記

同義語
地震波属性解析，seismic
attribute analysis

3D 地震探査
英語表記

3D seismic survey

略語

3D 震探

同義語

3 次元地震探査

attribute analysis

受発振点を面的に配置して，地下の 3 次
元的な構造を描き出す調査を指す。反射法
調査を指す場合が多い。

一般には「アトリビュート」とは対象物が持っている属性のことであるが，反射法地震探査で用いられるサイスミックアトリ
ビュートとは，地震波形に対し何らかの数
学的な変換を適用することで，地震波形の特徴を抽出したものを呼ぶ。

5D 内挿

インバージョン

英語表記
interpolation

5-Dimensional

3 次元反射法データの欠損を補う手法の一種。隣接する複数の CMP に含まれるトレースで構成される Supergather にお
いて，
1.

インライン

2.

クロスライン

3.

オフセット(または Offset X)

4.

アジマス

5.

時間

英語表記

inversion

同義語

逆問題

ある観測されたデータ（結果）から，それに見合うようなモデル（原因）を推定することをインバージョン（inversion，逆問題）と呼ぶ。
例えば重力探査の場合のインバージョ
ンは，観測された重力異常データから地下構造を推定することである。インバージョ
ンの解は必ずしも 1 つとは限らない（解に一義性がない）。

(または Offset Y)(または周波数)の 5 次元パワースペクトルを用いて重み関数を決定し，最小ノルム法（Liu and Sacchi,
2004）等によって欠損トレースを予測する。

エイリアシング

均等なトレース間隔のデータが推定されることで以下の効果が期待できる。

地震探査データなど連続した信号を等間隔で離散的にサンプリングした際，高周波数成分が見かけ上低周波成分と区別出来ない現象を言う。空間的にデータをサンプリングする際にも同様なエイリアシングが1) マイグレーションノイズの低減
2）データ取得フットプリントの低減

別添 2-1

英語表記

aliasing

同義語

エリアス効果別添 2 弾性探査用語解説

発生するので，想定される波長に対応した
サンプリング間隔を用いる必要がある。
往復走時
英語表記

two way time

同義語

走時

反射法において用いられる反射波走時。

略語 CMP 重合

offset反射法地震探査や VSP 調査においてこの用語が使われた場合，振源と受振点を離すこと，あるいは振源と受振点の水平距離を指す。
音響インピーダンス
英語表記

共通反射点重合
英語表記
Common Mid Point
stack / cdp stack

オフセット
英語表記

(3) 反射法データ処理ではローカルな基準面として，各 CDP（Common Depth
Point）記録に対し，浮動基準面（floating
datum）が定義される場合がある。CDP を構成するデータ（トレース）の発振点・受振点の平均標高などが用いられる。

acoustic impedance

音響インピーダンスとは弾性波速度（V）と密度（ρ）の積で表現される物理量のこと。音響インピーダンスが異なる地層境界において，反射が生じる。

同義語 CDP（common depth point）重合S/N 比の高い反射記録を得るため，受振点と発震点の中点を共通とするトレースを集め，反射波走時をゼロオフセット走時に揃える補正（NMO 補正）を行って足し合わせること。
共通反射面重合
英語表記
common reflection
surface stack / crs stack
略語 CRS 重合

会話型データ解釈システム
英語表記interactive
interpretation system
地震探査データ解釈のためのソフトウ
ェア，およびそのソフトが稼動するワーク
ステーションあるいはパソコンなどのハードウェアを含めたシステム全体を指す。

S/N 比の低い反射記録を改善するため，隣接する複数の CMP に含まれるトレースで構成される Supergather において，反射面に沿って足し合わせること。MDRS 法は
複雑な地下構造に対する適用性を高めた
CRS 法のひとつである。
記録断面図
英語表記
record section

基準面
英語表記

datum plane

record section / seismic(1) 水深・高さの基準となる面。地形図の高さは平均海水面（mean sea level），
海図の水深はその地域の低潮面を基準面とする場合が多い。

反射法地震探査の成果として得られた
地下の断面図。時間断面図及び深度断面図
等の総称。

(2) 反射法地震探査において反射走時
あるいは深度を計る基準となる水平面。
Seismic Reference Datum（SRD）と呼ばれる場合がある。

空間エイリアシング

別添 2-2

英語表記

Spatial aliasing別添 2 弾性探査用語解説

サンプリング定理における高周波数成分が見かけ上低周波成分と区別できない現象（エイリアシング）と同様に，疎なトレース間隔によって生じた，急傾斜イベント
が緩傾斜イベントと区別できない現象。

一般的な予測デコンボリューションでは，データが最小位相であることが前提と
なる。
振源

区間速度
英語表記

interval velocity

反射法では，地下構造を各層内の速度が均一であるような多層モデルで表現することが多い。この場合の各層の速度のこと。
水平多層構造の場合は RMS 速度から区間速度を求めることができる。
屈折法地震探査
英語表記
method
同義語

seismic refraction
屈折法

地中を伝播する弾性波は地層境界で反射・屈折現象を起こす。屈折波のなかには，
地層境界に沿って伝播し，伝播中再び屈折波を出し続ける波がある。こうして地表に戻った波を観測し，地層境界の深度や形を算出する方法を屈折法という。
コヒーレンス解析
英語表記

coherence analysis

隣接するトレースとの波形の類似度を数値で示すことで，断裂，チャネル，不整合面などの地質的な不連続構造を可視化する技術。波形類似度の評価には相関関数，
センブランス，バリアンスなど様々な関数が用いられている。

英語表記

source / seismic source

同義語

震源

自然地震の分野において「震源」は，とりもなおさず地震発生源を意味する。古くから利用されてきた陸上探査用の振動源である爆薬に対してはこの漢字を当てる場合が多かった。近年の陸上探査では環境に配慮した非爆薬型の人工振動源を用いることが多くなり, 安全性を想起させる「振源」の漢字を当てる場合が増えてきた。バイブ
ロサイスやインパクターは安全性の高い振源として近年多用されている。
地震探鉱機
英語表記
systemseismic recording

同義語

デジタル探鉱機

略語 探鉱機
弾性波探査で使用されるデータ収録装置を一般に地震探鉱機または，略して探鉱機と呼称する。有線テレメトリ方式のものと，ケーブルレスの独立方式のものに大きく分けられる。
深度断面図
英語表記
depth section

depth section / seismic

反射法地震探査の記録断面のうち，縦軸が深度で表された記録断面図のこと。

最小位相
同じ振幅スペクトルをもつ波形のうち，エネルギーが先頭に集中するような波形のことを最小位相（Minimum Phase）という。

反射法地震探査データは時系列データであるため，深度断面図を得るには，速度情報が必要である。
ジオトモグラフィ
英語表記

別添 2-3

geotomography

別添 2 弾性探査用語解説

同義語
モグラフィ

坑井間トモグラフィト

時間マイグレーション
英語表記

tomo とは，ギリシャ語で cutting や sliceを表す言葉であり，一般にトモグラフィとは，対象となる物体の外側での観測値から
物体内部の特性（物性値）のイメージを得る技術の総称である。特に，対象が「地下」の場合に，「ジオトモグラフィ」と呼ばれる。対象となる地下の物性値としては，弾性的特性，電気的特性などがある。観測点
が複数の坑井内の場合，坑井間トモグラフ
ィ（crosshole tomography)と呼ばれる。

time migration

タイム・マイグレーションともいう。
（追加解説）データ処理フローの重合の処理の前のトレースに対しマイグレーショ
ン処理を行ったものを重合前時間マイグレーション( pre-stack time migration)，重合後に行ったものを重合後時間マイグレーシ
ョン( post-stack time Mmigration ) と呼ばれる場合がある。
地震探査
英語表記
seismic prospecting /seismic exploration

ジオホン
英語表記

geophone

同義語

可動線輪型電磁式地震計

陸上で使用される振動センサーはジオ
ホンと呼ばれる。
ジオホンアレイ
英語表記

geophone array

同義語

グルーピング

群設置法

反射法地震探査において，主として表面波ノイズの抑制を目的として考案された受振器配列手法。受振点を中心として，複数の受振器を測線方向あるいは面的に一定の間隔で配置するとき，地下深部からの反射
波はほぼ同位相となる一方，表面波の位相は受振器毎に異なるため，加算によりノイズとなる表面波を減衰させることができる。
グルーピング（群設置法）とも呼ぶ。
時間断面図
英語表記
time section

time section / seismic

同義語

seismic time section

同義語
seismic exploration
震探鉱 弾性波探査

地

人工的に起こした弾性波を利用して地下構造を調べる技術で，物理探査の一つである。
物理的性質の違う地層が重なっていると，その境界面で弾性波は光と同じように
屈折・反射現象を起こす。弾性波の入射角が屈折率との関係で定まる臨界角になった
とき，屈折波は地層境界面に沿って伝播し，再び臨界角で射出する屈折波を出し続ける。
この現象を利用して地下構造を調べる方法
を屈折法地震探査という。
一方，境界面で反射する波を利用するものを反射法地震探査という。人工的に発生した波が，地層境界面で反射して戻ってくるまでの時間（往復走時）を，地表や水中に設置した多数の受振器で測定して反射面の深度を知るというものである。
重合

反射法地震探査の最終結果の一つである記録断面のうち，縦軸を反射波の往復時間（往復走時）で表した断面図。

英語表記

stack / stacking

同義語
射点水平重合共通反射点重合
水平重合法

共通反

略語 CDP 重合

共通反射点重合。（追加解説）S/N 比を高めるために行われるトレースの加算処理
別添 2-4

別添 2 弾性探査用語解説全般を指す場合もある（例：共通反射面重
合法における CRS 重合または NDRS 重合
など）。
重合速度
英語表記

stacking velocity

反射法地震探査データ処理における速度解析で得られる速度のこと。
重合速度に基づいて NMO 補正が行われる。重合速度は，任意の反射面を境界とする２層モデルに対してデータから推定される第１層の区間速度であり RMS 速度に近似する。
重合前深度マイグレーション
英語表記
Migration

Prestack Depth

同義語

動補正

略語

PSDM

マイグレーション手法の一つ。

ど比較的周期の長い振動を計測するセンサ
ーに対してはこの呼び方はふさわしくない。
いずれにしろ，受振器と呼ばれるセンサー
は，計測し電圧へ変換する物理量の種類により変位計，速度計，加速度計の３種類に分けられる。このうちで最も普及しているのが速度計である。
受振点
英語表記

receiver point

反射法地震探査などの弾性波探査で，受振器が設置されるポイントを受振点と呼ぶ。
複数の受振器を直線状に配列したジオホン
アレイでは配列の中心位置が受振点位置となる。受振点の間隔は，水平方向の分解能を決める上で重要なフィールドパラメータである。対象とする反射面が急傾斜を持つ
場合，適切なマイグレーション処理を行う
上で，受振点間隔を短くする必要がある。
有線テレメトリー方式の探鉱器での受振点間隔はテイクアウト（受振器と探鉱機との接続部）の間隔にも制限され，通常は 20m～25m，浅部の高分解能調査では 10m が用
いられることが多い。

重合前時間マイグレーション
英語表記
Migration

Prestack Time

静補正
英語表記

同義語

動補正

略語

PSTM

同義語
ョン

マイグレーション手法の一つ。
受振器
英語表記

receiver

同義語

受震器

狭義には，物理探査用の小型の速度型地震計を指す場合（ジオホンとも呼ばれる）が多いが，一般的には，水中で使用されるハイドロホンや地動を測定する加速度計なども含めた振動を電圧出力（最近では直接
デジタル値出力するタイプもある）するセ
ンサーという意味で捉えた方が良い。この意味で，加速度計も含まれるが，変位計な

static correction
スタティック・コレクシ

反射法地震探査において，地表面が起伏に富んでいたり，低速度の風化層に層厚変化があったりすると，かりに反射面が水平であっても記録断面上では，見掛けの地下構造があるようにみえる。このような地形及び風化層による走時の誤差の補正をそれ
ぞれ標高補正，表層補正と呼び，両者をまとめて静補正と呼ぶ。表層補正では表層速度を知るために，浅孔を用いた VSP や表層速度測定（Low Velocity Layer 調査また
は LVL 調査）が行われる場合もあるが，一般的にはタイム・ターム法等の屈折波静補正が用いられている。

別添 2-5

別添 2 弾性探査用語解説

走時

タイム・ターム法

英語表記

travel time

同義語

往復走時

英語表記

振源から伝播する弾性波が受振点まで到達するのに要する時間。反射波の場合，
特に往復走時と呼ぶ。
測線
英語表記

survey line

地震探査において，受振点や発振点などの観測点が線状に配置される場合に，これらの点を結ぶ線のこと。
速度解析
英語表記

velocity analysis

反射法地震探査データから，反射波を用いて地下の速度分布を求める方法のこと。
CDP（→共通反射点重合）を構成するトレース群において反射走時は走時～オフセッ
ト距離(受発振点間距離）領域において双曲線となり，その形状は反射面までの RMS
速度によって決まる。
一般的な速度解析は，種々の速度で NMO 補正を行い最大の重合効果を得る速度を求めようとするものであり，この最適な速度を重合速度と呼ぶ。この速度は RMS 速度に近似できる。重合速度から区間速度を求めることができ，地下の速度分布情報が得られる。この速度情報
は，NMO 補正，マイグレーション，深度変換等のデータ処理のためだけでなく，地下の岩相を示す一つの重要な指標である。
タイム・スライス
英語表記time slice / section

３次元反射法地震探査の処理結果である３次元データ・ボリューム（時間記録）
を同一時間でスライスした水平断面図のこと。
深度変換されたデータ・ボリュームに対して，同一深度でスライスしたものを深度スライスと呼ぶ。

time term method

2 層構造の場合の屈折走時は，Tab＝Ea+Eb+X/V2 と表せる。ここで，X は振源と受振点間距離，V2 は第２層の速度であり，Ea，Eb はそれぞれ発振点，受振点のタイム・タームと呼ばれ，各点の第１層の厚さと各層の速度の関数である。多数の受発振点の組み合わせの観測走時が得られれ
ば，データ，各タイム・タームと V2 は最小自乗法により推定することが可能である。
このようにして速度構造を求める方法をタ
イム・ターム法と呼ぶ。屈折法による速度構造推定法のひとつで，受発振点が直線状になくてもよいという点に最大の特徴がある。反射法地震探査では，静補正値推定に用いられる。
タイム・ラプス調査
英語表記time lapse survey

同義語

4D 調査

調査をある時間間隔で繰り返して実施
し，その差分から地下の変化を推定することを目的とした調査のこと。繰り返し３次元反射法地震探査は，４次元(4D)反射法地
震探査とも呼ばれる。
多重反射
英語表記

multiple reflection

同義語

重複反射

2 回以上反射を繰り返した波のこと。反射法地震探査においては重大な雑音になる。
陸上反射法においては，地表付近の火山岩など大きな速度コントラストを持つ地層が存在すると，屈折波初動の後続に非常に強い多重反射波が繰り返し現れ，優勢なノイズとなる。一方，地層間における重複反射
では，個々の反射は弱いものの，すべての地層が関与するため，その積算効果による重複反射の成長が無視できない場合も少なくない。重複反射を抑えて S/N 比を上げる

別添 2-6

別添 2 弾性探査用語解説には，
走時パターンの差異を利用する方法，
周期性を利用した方法がある。
地下構造図
英語表記
map

subsurface structural

地下の一定の地層面の高低を等深線で表した地図で，地下等深線図（subsurface
contour map）ともいう。地層面としては特定の地層の上限または基底などを選ぶことが多く，断層，不整合の位置なども地図上に表現される。さまざまな層準の地下構造図を重ね合わせてみることによって，層準別の構造差が読みとれ，構造発達の過程を理解することができる。なお，反射法地震探査によって得られる等反射時間線図を用いて地下構造を検討することがある。
地球統計学
英語表記

上記の 2 番目に関して，例えば坑井検層によって求まった貯留層性状に関する量を，地震探査データを利用して空間的にその分布を推定する場合などがこれにあたる。この場合，坑井検層など直接観測された信頼性の高いデータを「ハードデータ」，地震探査データのように信頼性の低いデータを「ソフトデータ」と呼ぶことがある。
地球統計学の基本的な手法として，クリッギング（kriging），コクリッギング（cokriging）などがある。クリッギングは，推定しようとするある地点の変数を既知のデータの線形結合として推定する一方，コ
クリッギングは，既知のデータだけでなく推定しようとする変数と相関関係にある別の変数との線形結合として推定する。コクリッギングの典型例として，坑井データにより得られた変数の空間分布を推定する際に，相関のある物理探査データを使用することが挙げられる。

geostatistics

地球統計学は，自然界における様々な現象の空間的，時間的な関連性をモデル化して推定を行う統計学であり，1960 年代に鉱山学におけるデータ解析技術から発展した
比較的新しい学問分野である。
1980 年代後半に，3 次元地震探査記録
を利用して油田の孔隙率の空間分布を推定した研究が紹介されて以来，石油開発業界でも盛んに応用されてきた。
地球統計学の特徴として，以下の 3 つを挙げることができる。
1.既存のデータの空間依存性を考慮して空間的な内外挿が可能である。
2.地震探査データ，その他物理探査デー
タ，坑井データなど，異なる種類のデータを統合して扱うことができる。
3.不確定性の量的な評価が可能である。
例えば坑井数などの既知データが増えることにより，理想的には推定値の不確定性が小さくなっていくことが期待されるが，その不確定性を見積もることができる。

地質モデル
英語表記

geological model

複雑な地質記録をその特徴を生かして，単純化し模式化したものをいう。地下の地
質構造や地質性状を、コンピュータ上で 3
次元的に表現した数値モデルは 3 次元地質モデルとも呼ばれる。
デコンボリューション
英語表記

deconvolution

反射法地震探査データ処理において，振源特性，観測機器の特性，地層特性等の影響を除去して記録の分解能を高めるフィル
ターのこと。
トレース
英語表記

trace

同義語

サイスミックトレース

時間的に連続して観測された一観測点のデータ，あるいはこのデータの経時変化を連続する線として表示した波形のこと。

別添 2-7

別添 2 弾性探査用語解説

バイブロサイス
英語表記

反射法地震探査vibroseis

起振車を用い，周波数が変化する信号（スイープ）
を入力として振動を発生させ，観測される振動波形とスイープ波形の相互相関をとることにより波形圧縮操作を行う
陸上弾性波調査。
起振車を指す場合もある。
発振点

英語表記
seismic reflection
method / seismic reflection survey
同義語

音波探査

反射法

人工振源により弾性波を発生させ地表
あるいは水中の受振器で観測し，この観測記録からデータ処理により反射波を抽出し，反射記録断面を作成して，構造形態だけでなく物性をも推定できる調査法。

英語表記

shotpoint / source point

略語

SP

反射法地震探査データ処理

同義語

発震点

英語表記
processing

seismic data

同義語

データ処理

地震探査における振源の位置。
反射係数
英語表記

reflection coefficient

弾性波が 2 つの層の境界面に入射した
場合，弾性波のエネルギーの一部は境界面で反射し，残りは透過する。入射波の振幅を 1 としたときの反射波の振幅 R を反射係数と呼ぶ。
反射係数は入射角，境界面の上下の層の速度，密度の複雑な関数で表現されるが，垂直入射の場合は以下のような簡単な式で表現される。

反射法地震探査のデータから地下構造を現す，重合時間断面図，マイグレーショ
ン時間断面図，マイグレーション深度断面などを作成すること。
バンド・パス・フィルター
英語表記
同義語
ィルター

band pass filter
帯域通過フィルターフ

ここに，ρ1，V1 は第 1 層の密度と速度，
ρ2，V2 は隣接する第 2 層の密度と速度である。

反射波と卓越スペクトルを異にするノイズを除外するため，信号波の卓越するス
ペクトル領域のみを通過させるフィルターを設計し，これをデータにかけることによって，大幅な S/N 比の向上が期待できる。
上のフィルターをバンド・パス・フィルター（帯域通過フィルター）と呼ぶ。

反射点

表面波

R=(ρ2V2－ρ1V1)/(ρ1V1＋ρ2V2)

英語表記

reflection point

英語表記

分野 その他
地下に伝播した弾性波が反射面で反射される位置。水平多層構造の場合，反射点は発振点と受振点の中点直下に位置する。

surface wave

地球表面を伝播する波。波動の伝播方向と媒質粒子の振動方向の違いなどによってレイリー波（Rayleigh wave），ラブ波（Lovewave）に大別される。レイリー波は海の波に似ており，伝播方向を含む鉛直面内で変位し，媒質粒子の軌跡は円または楕円を描く。一方ラブ波は地表面に平行に振動する。
表面波の大きな特徴として，波の速度が波

別添 2-8

別添 2 弾性探査用語解説

長や周波数によって変化する現象が見られ，これを分散（dispersion）と呼ぶ。
振源が地表近くにある場合，表面波は常に卓越して発生し減衰せずに遠方まで伝播する。このため反射法地震探査において表面波は反射波を妨げるノイズと見なされ，
これをデータ取得あるいはデータ処理の段階でできるだけ除去することが重要となっている。
一方では表面波を利用した探査・解析も行われており，観測された表面波の分散特性から地下構造を推定することが可能であ
る。
ビン
英語表記

bin

同義語

ビンニング

反射法地震探査において，２次元で測線が屈曲する場合や３次元調査の場合，任意の CDP（→共通反射点重合）を構成する反射点分布は１点に集中せずに面的に分布する。CDP を構成するトレースの編集の際に設定するトレースを集める正方形あるいは長方形の範囲をビンと呼び，このような編集方法をビンニングと呼ぶ。
ビンサイズは解析対象で要求される分解能を確保できるよう，また，空間エリア
ジングが回避できるよう十分考慮することが必要である。
風化層
英語表記

weathering layer

岩石が温度変化や大気・水・生物などの影響を受けてだんだんと変化し，土壌になっていく過程を風化といい，岩石が風化作用を受けている部分を風化層という。
一般に地表面近くの地層は風化層となっており，それ以深の地層に比べてかなり
遅い弾性波速度を持つ場合が多い。反射法
地震探査においては，風化層の影響により地下からの反射波の到達時間に遅れが生じることになるが，風化層の厚さや弾性波速度は場所によって変化するため，記録断面の反射波の並びが乱れ，S/N 低下の大きな原因となる。このため反射法地震探査デー
タ処理においては風化層の影響を取り除くことが重要であり，表層補正あるいは風化層補正と呼ばれている。
フレネルゾーン
英語表記

fresnel zone

2 点間を直接結ぶ波線経路とその周辺で散乱して到達する場合の波線経路での走時差が波動の半周期以内となる散乱点領域。
フランスの物理学者 Augustin-Jean
Fresnel（1788～1827 年）に因んで名付けられた。
この領域の範囲は，波線両端の相対位置
および波動の周波数と伝播速度分布に依存する。波動の周波数としては，その卓越周
波数，中心周波数等を用いる。また，波動伝播速度が媒体内で変化しない場合は，経路長の差が半波長以内と考えても良い。この領域内に散乱源があっても，直接波線経路を通る波と散乱点を経由する波は受振点で相互に重なり合って一つの波形として観測され，区別できなくなる。
反射法地震探査では発振点 ― 反射点― 受振点の波線経路周辺を想定するが，反射面上の面領域に限ってフレネルゾーンと呼び，空間領域全体を特にフレネルボリュームと呼んで区別することがある。この意
味でのフレネルゾーンは，伝播速度が一定とするならば，反射面上の楕円領域（発振点と受振点が一致する場合は円領域）となり，この領域より小さい構造変化を発振記
録や CDP 重合記録では識別できない。この点で，フレネルゾーンの大きさは反射法
地震探査における水平解像度の限界指標と考えることができるが，幸いなことに，マイグレーション処理によりこの限界を越えた地下構造のイメージを得ることができる。

別添 2-9

別添 2 弾性探査用語解説

物理探査
英語表記
geophysical prospecting/ geophysical exploration
同義語

説明できる地質構造モデルを作成するのが総合解釈の最終目標である。
分解能

物理探鉱

英語表記

略語 物探
物理探査とは，地球の内部構造あるいは地下資源を直接触れることなく，それらの物理的な性質を手がかりとして間接的に探査する技術の総称で，石油鉱業，金属鉱山，
土木建築，地震工学，地球惑星物理など広い分野で利用されている。
掘削作業など対象物に直接触れて計測する場合の費用に比べ，安価で広域を調査することができる。地熱調査では重力探査，
磁気探査，地震探査が主として用いられている。坑井内検層，リモートセンシングも物理探査の分野に入れられる。
「物理探査」のほか「物理探鉱」という言葉も使われるが，この場合は地下資源を対象とした調査という意味に用いられることが多い。

resolution

計測器・装置，あるいは計測システムの性能を示すもので，二つの近接した対象物を見分けることのできる能力のこと。
反射法地震探鉱の場合，断面図上で地層の岩相（物性）の違いを独立の反射面として分解できる限界のことを垂直分解能と呼ぶ。断面図の垂直分解能（時間軸方向の分解能）については，卓越する反射波の波長をλとすると，λ/4 で表される（Rayleighの 1/4 波長則）。空間分解能は，CMP 重合
記録ではフレネルゾーンにより規定されるが，マイグレーション処理により空間分解能は改善する。マイグレーション記録の空間分解能は観測状況と対象の位置によって変化する。概ね反射波の波長または対象までの距離に比例して増大し，マイグレーションアパチャーに反比例して減少する。

物理探査記録総合解釈
英語表記
integrated
interpretation of geophysical prospecting
data
同義語

多種物理探査統合解析

地層はいろいろな物理的性質（物性）を持っている。それらのうちの固有な物性，
例えば磁化率，密度，音響インピーダンスなどに基づく物理探査（磁力，重力，反射地震）が地熱探査では最もポピュラーな方法である。
これら，個々の物理探査法では，地層の有するさまざまな物性のうちのある側面を選び出して見ていることになる。したがって，より確かな地下構造や物性を理解するためには，特定の物理探査法のみに頼るのでなく，幾つかの物理探査資料を組
み合わせて，総合的見地から判断することが必要である。これを物理探査記録総合解釈と呼ぶ。さらに，その過程においては，
各種坑井データおよび地質データとも十分対比をとって，すべてのデータが矛盾なくポアッソン比英語表記

poisson’s ratio

弾性体の軸方向に外力を加えたとき，軸方向の歪みとそれに直交する方向の歪みとの比。軸方向の単位長さあたりの伸び縮みをα，それに直交する方向の単位長さあたりの伸び縮みをβとすると，σ=－β/αは弾性限界内では物質により一定となり，これをポアッソン比という。
ラメの定数を用いるとポアッソン比は次のように表現できる。
σ＝λ/2（λ＋μ）
λ，μは正数であることからポアッソン
比は 0.0 から 0.5 の間の値を取り，水のよ
うな非圧縮性流体では 0.5，スポンジのような物質では 0.0 に近い値となる。
また P 波速度と S 波速度の比（Vp/Vs）との関係は次式で表される。

別添 2-10

別添 2 弾性探査用語解説

σ＝｛（Vp/Vs）2－2｝｛2*/ （Vp/Vs）
2－2｝
ポアッソン比の変化は AVO 現象の変化として観察される。
ホライゾンスライス
英語表記horizon slice

同義語

Surface cut

ホライゾン解釈に基づき作成されたサーフェイスに沿って作成された断面図。
マイグレーション
英語表記

migration

反射法地震探査データ処理に含まれる処理ステップのひとつ。反射法記録における構造形態の歪みの補正と，分解能の向上を目的に実施される。
反射法地震探査では，反射波はその到達方向によらず入射した受振点での往復走時として記録される。これをそのまま横軸を受振位置，縦軸を往復走時として表示すると，傾斜した反射面や地下回折源からの反射波はその真の位置ではなく，その受振点直下に表示されることになり，またその往復走時は真の深度と対応していないため，表示される記録断面は歪んだイメージとなる。例えば重合記録断面では，背斜構造は
見掛け上大きくなり，逆に向斜構造は見掛け上小さくなる。マイグレーションは，この様な反射波をその反射点・回折点に対応
する水平位置と垂直往復走時に移動する処理である。地層の起伏の形状や，断層の位
置・傾斜の把握をより正確に行えるようになる。
マイグレーションには， CDP 重合を経た記録に適用される重合後マイグレーショ
ンと，これらの処理ステップを経ずにマイグレーション記録を得る重合前マイグレー
ションがある。前者では，重合記録をゼロ
オフセット記録（地表での発振点と受振点が互いに一致する記録）とみなして処理す
るが，地下の弾性波速度構造の変化が比較的大きいと CDP 重合が適切に行われず，その結果として得られる近似ゼロオフセッ
ト記録の品質・精度が十分でなくなる。この様な場合に重合前マイグレーションが適用される。重合前マイグレーションでは，重合前マイグレーションそのものを用いて決定した弾性波速度構造を与えることが多い。
重合後・重合前による分類とは別に，マイグレーションを時間マイグレーションと
深度マイグレーションに分類することができる。時間マイグレーションでは，地表位
置―垂直往復走時の領域で弾性波速度構造を与え，その出力の縦軸は垂直往復走時である。このため，マイグレーション処理で得られた記録を深度軸に変換する必要がある。深度マイグレーションは，地表位置―
深度の領域で弾性波速度構造を与え，縦軸を深度とした記録を直接得ることができる。
理論的には，深度マイグレーションは時間
マイグレーションに比し高精度とされているが，速度構造の誤差に敏感である。このため，精度の高い速度構造が得られていることが稀な重合後に深度マイグレーションを適用することは殆ど無く，重合前深度マ
イグレーションによる速度構造決定と地質構造解釈を同時に進めていく手順が取られる。
マイグレーション手法にはキルヒホッ
フマイグレーション，ビームマイグレーシ
ョン，FK マイグレーション，FD マイグレーション，リバースタイムマイグレーショ
ンなど，幾つかの手法がある。
マルチ・アトリビュート解析
英語表記

multi-attribute analysis

マルチ・アトリビュート解析とは教師付き学習法に分類される予測システムである。
このプロセスでは、はじめに坑井位置で坑井データと複数の空間属性（地震波属性など）との間に関係式を構築する。次に、導出された関係式と坑井から離れた位置の複数のアトリビュートを用いて擬似坑井デー

別添 2-11

別添 2 弾性探査用語解説

タを推定するものである。３次元反射法記録に基づく解析システムが普及している。
3 次元反射法調査エリア内に十分な数の坑井が存在する場合には，坑井位置で訓練を実施して，岩石物性値をアトリビュートから予測する関係式を Artificial Neural
Network (ANN)などの手法を用いて統計的に構築する。そして得られた関係式を３次元地震探査ボリュームに適用して空間的な岩石物性値を推定する。この際に使用するアトリビュートの選択は交差確認法（cross validation）が用いられる。Cross
validation はいわゆる blind test 法であり，存在する坑井のうちの１本を隠してその他の坑井データから隠した井戸の位置での物性値を予測し，隠した坑井の実データと比較して誤差が最小となるように最適なアトリビュートの組み合わせを探す。また，この cross validation を効率的に実施するた
めに step-wise regression という方法が提唱されている。これは最も予測能力の高い
アトリビュートから決定論的に順番に採用
するアトリビュートを決めてゆく方法である。
十分な数の坑井データが存在しない場
合には，生成した擬似坑井データを用いる。
すなわち，坑井データや地質情報から地下で取り得る貯留層パラメータの分布を仮定
し，モンテカルロ・シミュレーションによって存在可能な多数の擬似坑井検層データを作成する。ここから複数の合成地震記録を生成し，対象層の岩石物性値との関係式
を ANN によって導出し，３次元地震探査
データに適用して岩石物性値の空間分布を予測する。

Amplitude variation with offset
Amplitude versus offset
略語

/

AVO

Amplitude Variation with Offset（AVO)とは，反射法地震探査において，反射波の振幅がオフセット距離（発振点と受振点との距離）に伴い変化する現象を指す。これは，入射角によって P 波の反射係
数値が変化する物理現象によるものである。
そのため AVO の代わりに AVA（Amplitude Variation with Angle ofincidence）と呼ばれることもある。
P 波の反射係数 R は地層境界の上下の層の P 波，S 波それぞれの速度，密度の複雑な関数で表される（垂直入射の場合は，簡単な式で表される。反射係数の項を参照）。
しかし，境界面上下の層の物性の変化が小さい場合は，入射角の小さい範囲（0°～25°程度）で次のように簡略化できる。
R(θ) = R0＋ G・sin2θ
ここで R0 は垂直入射の場合の反射係数に相当し，G は境界の上下層の速度，密度の関数であるがθによらない定数となる。
したがってある反射イベントに対し，振幅
R を sin2θに対してプロットすることにより，切片 R0 と傾き G が求まる。実際の解
析では対象層を含むある範囲に対して求めた切片 R0，傾き G を基に，これらの値，
あるいは両者を組み合わせた AVO アトリ
ビュート断面（P Wave Stack， AVO
Gradient，AVO Product， Fluid Factorなど）を作成することが多い。また R0，G
をクロスプロットした AVO クロスプロッ
トもよく用いられる。
Ant-Tracking

Amplitude variation with azimuth
Amplitude versus azimuth
略語

コヒーレンス解析等によるエッジ強調
画像から面構造を抽出する代表的解析手法
の一つ。

/

AVAZ

Amplitude Variation with azimuth（AVAZ)とは，弾性波の振幅についての異方性またはその解析を指す。

Automatic Gain Control

別添 2-12

略語AGC別添 2 弾性探査用語解説

自動振幅調整（Automatic Gain Control）の略。AAC（Automatic Amplitude Control）とも略される。もともとは探鉱機（記録装置）に備え付けられた現場記録用のハード
ウェアであるが，同様の機能をディジタル処理で行うことも AGC と呼ばれる。
ある時間ウィンドウ幅の平均振幅に対して，ある時間のサンプルを相対的にスケーリングして表示する。強振幅の波形はより弱く，弱い振幅の波形はより強く表示される。

分を取り除くことにより，SN 比の向上した断面図を得ることができる。
FX deconvolution→F-X 予測フィルター
Kriging→地球統計学
MEMS 加速度センサー
英語表記

Collocated kriging
略語

半導体微細加工技術により作製される微小な部品から構成される加速度センサー。
構造上，MEMS 加速度センサーは平坦な周波数特性をもち，量産時の低コスト化，およびデバイスの小型化のメリットがある。

Cokriging→地球統計学
Full Waveform Inversion
略語
同義語
ョン

FWI
フルウェーブインバージ

FWI は後続波を含む波形情報を用いる
インバージョン手法であり，弾性波を用いた手法では地下の弾性波速度分布等が高分解能に求められる。非線形性が強いため解が局所解に陥りやすいという特徴があるため，一般には非線形性を緩和するために精度の高い初期モデルや記録の低周波成分が必要とされる。
F-X 予測フィルター
英語表記

F-X prediction filter

略語

FXPF

同意語

FX Deconvolution

MEMS sensor

周波数(F)－距離(X)領域において，隣り合うトレース方向に予測を行い，予測できないものを誤差として除去するフィルター。
あるトレース幅（空間ゲート長）と時間幅（時間ゲート長）を定義することにより，
F-X 予測オペレーターが計算される。この予測オペレーターによって予測されない成NMO 補正英語表記
correction

normal move out

同義語

動補正

略語

NMO correction

NMO 補正(Normal Move Out
correction），動補正（dynamic correction）ともいう。オフセット距離と反射波走時の関係は，簡単な幾何学的考察により双曲線で近似される。CMP 重合を行って記録の質を高めるには，その前にその双曲線に沿って反射波走時の違いを補正しなくてはな
らない。これを NMO 補正と呼ぶ。
双曲線の形は地下速度に左右されるた
め，NMO 補正の前に速度解析を行って地下速度分布を得ておく必要がある。この速
度を重合速度と呼ぶ。
Q値
英語表記

quality factor

物質の内部摩擦の程度を表す無次元量
で，地震学では波動の減衰を表す量として用いられている。Ｅを振動の 1 周期に蓄え

別添 2-13

別添 2 弾性探査用語解説

られる最大の歪みエネルギー，⊿Ｅを 1 周
期の間に消費される内部エネルギーとすると，Ｑ＝２πＥ／⊿Ｅ で定義される。

SEG-D 形式
英語表記

segd

S波

アメリカ物理探査学会（Society of
Exploration Geophysicist）がフィールド
データの記録形式として定めるマルチプレックス形式の反射法地震探査のデータ形式（フォーマット）の一つ。

英語表記
secondary wave / shear
wave / distortional wave

SEG-Y 形式

硬い岩盤ほど減衰が小さく，Ｑ値は大きな値で表される。

同義語
波 横波

PS 変換波

SH 波

英語表記

SV

S 波は波の伝播方向（進行方向）と粒子の振動方向が垂直な波であり，そのうち地表面に平行に振動するものを horizontal の頭文字をとって SH 波，地表面に垂直方向に振動するものを vertical の頭文字をとって SV 波という。S 波の振動方向が進行方
向に直交する向きであることから，S 波は横ずれ，ねじれなど剪断性｛せんだんせい｝の変化を伝える波である。このため shear
wave，distortional wave とも呼ばれる。
流体では剪断力が生じないため，S 波は固体中でのみ存在しうる。また S 波速度は
孔隙内流体の種類による変化を受けないほか，P 波速度に比べかなり遅い特徴がある。

アメリカ物理探査学会（Society of
Exploration Geophysicist）が定める反射法地震探査のデータ形式（フォーマット）の一つ。フィールド記録にも，処理後の記録にも用いられる。物理的には，(1)EBCDIC ヘッダー（キャラクターヘッダー） 3200 バイト(2)バイナリー・ヘッダー

signal to noise ratio

同義語

信号対雑音比400 バイト(3)拡張 EBCDIC ヘッダー（キャラクターヘッダー） 3200 バイト(4)トレーデータ （ヘッダー部とデータ部
の合計）
ヘッダー部

240 バイトデータ部

1 サンプルのバイト数×サンプル数（可変）

S/N 比
英語表記

segy

から成り立ち，(3)は無しから任意個数の繰り返しが可能，(4)については全トレースの数だけ繰り返される。

信号対雑音比（Signal to Noise ratio）。
ある時点の信号エネルギー(振幅とする場
合もある）を残りのエネルギー(雑音）で除したもの。地震探査においては S/N 比の向上が重要であり，データ取得時の多孔爆破やジオホンの群設置，データ処理時における重合，各種フィルタリング処理などさまざまの手法が用いられる。雑音が完全にランダムであれば，N 重合により S/N 比は√Nだけ向上する。

SEG-P1 形式
英語表記

segp1

SEG が定める座標データフォーマット
の一つ
Structure-oriented edge-preserving filtering
和訳 構造指向型エッジ保存フィルター
反射イベントに沿った平滑化処理のうち，地質的な不連続において平滑化を行わない配慮がなされたもの。

別添 2-14

別添 2 弾性探査用語解説

Supergather
隣接する複数の CMP ギャザーを合わせて編纂したギャザー。速度解析，5D 内挿処理，共通反射面重合処理などに利用される。
Velocity variation with azimuth
Velocity versus azimuth
略語

/

VVAZ

Velocity Variation with azimuth（VVAZ)とは，弾性波速度の異方性またはその解析を指す。
Vp/Vs 比英語表記

vp/vs ratio

Vp/Vs 比とは P 波速度と S 波速度との比のことである。弾性定数の１つであるポアッソン比σは，Vp/Vs 比で表すと，σ＝｛（Vp/Vs）2－2｝/｛2（Vp/Vs）2－2｝となる。

る 3D VSP と呼ぶ。また，坑内に振源を，地表に受振器を配置した VSP を逆 VSP と呼ぶ。
ゼロオフセット VSP は，以下の目的に使われている。
（1）初動走時による時間～深度関数の推定。
（2）VSP 合成地震記録の作成。VSP 合成地震記録は反射法記録と坑井地質との正確な対応付けに役立つ。
（3）初動部分の波形から地層の減衰率を推定。
（4）チューブ波（坑壁により発生する境界波で VSP では一般にはノイズとみなされる）を利用した透水性亀裂評価。
オフセット VSP やウォークアウェイ
VSP，3D VSP は，主として坑井近傍の高分解能反射記録を得ることを目的に実施される。

岩石は種類により固有の Vp/Vs 比を持つほか，Vp/Vs 比は孔隙率の増加につれ増大することも知られており，岩相の側方変化を調べるのに有効である。また，Vp/Vs
比の変化から孔隙内充填物質の種類，あるいは孔隙率の変化を推定することにも利用される。マグマ溜りや部分溶融域でのVp/Vs 比は大きいことが知られている。
VSP 調査英語表記
profilingvertical seismic

地表振源による弾性波をボーリング坑
内のハイドロホンやジオホン等の受振器で一定間隔の深度レベルで受振し，下方からの反射波に着目した解析を行う手法の総称。
坑口付近に地表振源を設置するものをゼロオフセット VSP，振源が一定距離離れているものをオフセット VSP，坑口から複数のオフセット距離に振源を配置したものをウォークアウェイ VSP またはマルチオ
フセット VSP，地表に面的に振源を配置す
別添 2-15

別添 2 弾性探査用語解説

参考文献：物理探査学会（2005）新版 物理探査用語辞典
JOGMEC 石油・天然ガス資源情報 用語辞典
(http://oilgas-info.jogmec.go.jp/dicsearch.pl)

別添 2-16

別添 3

弾性波探査の調査費用について
山間の地熱地域に適用可能な弾性波を用いた断裂系調査法として、「反射法と屈折法の統合」と「準 3 次元調査」の 2 つのコンセプトに基づく弾性波調査の有効性が、JOGMEC の実施した 2 度の実証試験（山川地域、鬼首地域）において示された。同様の調査をいくつかのモデルケースについて当てはめたところ、それぞれの費用概算は以下の様になった。
・屈曲測線による 2 次元調査：約 5,500 万円（表 1）・パラレル配置による小規模の調査：約 1.1 億円（表 2）
・単一振源による準 3 次元調査：約 3.5 億円（表 3）・複合振源による準 3 次元調査（第 2 回実証試験「鬼首地域」と同規模）：約 4 億（表 4）・3 次元調査（第 1 回実証試験「山川地域」と同規模）：約 6.1 億（表 5）
いずれも深度 2km 程度までを対象とした調査仕様である。解析項目はオプションの有無
によりそれぞれ異なるが、いずれも反射法・屈折法統合解析による断裂系評価が含まれる。
弾性波探査に掛かる作業量は調査地域や調査規模により異なっており、山岳地域での弾性波調査であっても公道を利用する 2 次元的弾性波調査（表 1）やパラレルラインの調査（表2）では比較的コストを抑えることが出来る。ただし、測線と並行の断裂の評価は困難である点に注意が必要である。準 3 次元調査は規模の増大に伴って、必要な調査期間や作業人員の数が増加し、調査費用は大きくなる。この場合でも、効率的な発振点確保が可能である
バイブレータを多用できる地域であれば、品質を確保しながら比較的安価に調査を実現できる（表 3）。一方で、第 2 回実証試験「鬼首地域」のようにバイブレータの使用が一部測線に限られる調査では、面的に重合数を確保するため林野部おける補完発振測線が必要となる。この調査では事前準備費に、測線として利用可能なアクセス路を探索のための現地踏査を 3 回（各 6 名 1 週間程度）実施する経費が含まれ、観測作業費に林間作業道での発破孔掘削に掛かる経費が含まれている（表 4）。以上の様に 3 次元的調査による費用を坑井掘
削費（6～8 億円）と比較した場合、第 1 回実証試験（山川地域）クラスの稠密な 3 次元調査（表 5）では概ね同額で、準 3 次元調査では約半分程度である。

別添 3-１

別添 3

表 1

屈曲測線による 2 次元調査仕様と費用概算

屈曲2次元調査
地域

東北

調査方式

稠密2次元調査

地表条件

公道

摘要
バイブレータ発振が可能な公道が1本しかない場合の2次元調査を想定。浅部記録の品質確保を目的として受発振点間隔を10mに設定するとともに、屈折トモグラフィー解
析のための高エネルギー発振点を200m程度の間隔で設定する。

調査面積
測線数

1本

測線長

8 km

受振点間隔

10 m

受振点数

800 点 有線方式

発振点数

800 点 大型バイバイブレータ2台

平均重合数

400

観測調査日数

10 日 （168工数）

解析作業期間

2 ヶ月 (51工数）

日単価概算 ¥

3,920,000

費用概算
1. 事前準備¥

4,467,000 現地踏査、測線計画、申請書作成、許可申請

2. 観測作業¥39,276,000 測量、計測、発振（バイブレータ）、品質管理

3. 処理・解析¥

7,113,000 反射法/屈折法解析

合計¥50,856,000

消費税（8％）¥

4,068,480

総額¥

54,924,480

表 2
パラレル2次元調査
地域
調査方式
地表条件
調査面積

パラレル配置による小規模調査の仕様と費用概算

摘要
3本程度のバイブレータ発振測線をパラレルに設定可能な地域での調査を想定。パラレルライン+補助受振測線の同時収録により2次元断面とともに深部反射記録を3次元
準3D（小規模）的に取得するほか、高エネルギー発振点を3次元的に配置し、トモグラフィー解析によ公道・林道
り地表付近の断層を評価する。
16 sqkm 東西4km、南北4km
東北

測線数

3 本 左記に加えて登山道などに補助受振測線（5本程度）を設定

測線長

21 km
20 m （補助測線：40m）

受振点間隔
受振点数

1600 点 有線方式（1200ch）、独立方式(400ch)

発振点数

1100 点 大型バイバイブレータ2台
11.0 CMPビンサイズ10mx10mの場合

平均重合数
観測調査日数

20 日 (397工数）

解析作業期間

3 ヶ月 (98工数）

日単価概算 ¥

費用概算
1. 事前準備¥

5,121,000 現地踏査、測線計画、申請書作成、許可申請

2. 観測作業¥86,894,000 測量、計測、発振（バイブレータ）、品質管理

3. 処理･解析¥

13,906,000 反射法/屈折法解析

合計¥105,921,000

消費税（8％）¥

8,473,680

総額¥

114,394,680

別添 3-２

4,340,000

別添 3

表 3

単一振源による準 3 次元調査仕様と費用概算

単一振源による準3次元調査

摘要
バイブレータ発振が可能なアクセス路が比較的均等に分布する地域を想定。振源を中型バイブレータ（4台）に限定することで、深部記録の品質を確保しながらコストを抑えた
準3次元調査を実施する。

地域

北海道

調査方式

準3D

地表条件

山岳地域
25 sqkm 東西5km、南北5km

調査面積
測線数

18 本

測線長

46 km
20 m （補助測線：40m）

受振点間隔
受振点数

2500 点 有線方式（1600ch）、独立方式(900ch)

発振点数

2000 点 中型バイバイブレータ4台
20 CMPビンサイズ10mx10mの場合

平均重合数
観測調査日数

36 日 (1340工数）

解析作業期間

5 ヶ月 (322工数）

日単価概算 ¥

費用概算
1. 事前準備¥21,229,000 現地踏査、測線計画、申請書作成、許可申請

2. 観測作業¥270,513,000 測量、計測、発振（バイブレータ）、品質管理

3. 処理・解析¥

36,836,000 反射法/屈折法解析、アトリビュート解析

合計¥

328,578,000

消費税（8％）¥

26,286,240

総額¥

354,864,240※発振点が大きく抜ける箇所では、油圧インパクターや浅孔発破による補完発振を追加することで、データ欠損が緩和される（オプション）

別添 3-３7,510,000

別添 3

表 4

複合振源による準 3 次元調査仕様と費用概算（第 2 回実証試験「鬼首地域」と同規模）複数振源による準3次元調査

摘要
バイブレータ発振が可能なアクセス路が限られる地域での第2回実証試験（鬼首）規模の準3次元調査を想定。バイブレータ（大型、中型）と爆薬振源（発破および浅孔発破）を混合し、発振点を面的に確保する。

地域

東北

調査方式

準3D

地表条件

山岳地域
32 sqkm 東西8km、南北4km

調査面積
測線数

24 本

測線長

45 km

受振点間隔

20 m （補助測線：40m）

受振点数

1995 点 有線方式（1132ch）、独立方式(863ch)

発振点数

1188 点 バイブレータ（大型4台（761）、中型4台（271））、発破（92）、浅孔発破（64）7.4 CMPビンサイズ10mx10mの場合

平均重合数
観測調査日数

36 日 （2245工数）※１

解析作業期間

6 ヶ月 (756工数）

※１

日単価概算

¥7,620,000

作孔・発破作業分を含む

費用概算
1. 事前準備¥23,341,000 現地踏査、測線計画、申請書作成、許可申請、発振孔掘削作業管理、安全対策

2. 観測作業¥274,545,000 測量、作孔、計測、発振（発破およびバイブレータ）、品質管理

3. 処理・解析¥

75,107,000 反射法/屈折法解析、アトリビュート解析、AGG逆解析、地質解釈、地熱システム検討

合計¥

372,993,000

消費税（8％）¥

29,839,440

総額¥

402,832,440

別添 3-４

別添 3

表 5

3 次元調査仕様と費用概算（第 1 回実証試験「山川地域」と同規模）
3次元調査

摘要
第1回実証試験クラスの反射法・屈折法統合調査を想定。

地域

九州

調査方式

3次元調査

地表条件

田園地域
32 sqkm 東西8km、南北4km

調査面積
測線数

82 本

測線長

92 km

受振点間隔

20 m （2D：10m、補助測線：40m）

受振点数5000 点 有線方式（1132ch）、独立方式(863ch)

発振点数

3000 点 バイブレータ（大型4台（900）、中型4台（2100））

平均重合数46.9 CMPビンサイズ10mx10mの場合

観測調査日数

55 日 (3022工数）

解析作業期間

6 ヶ月 (535工数）

追加解析

6 ヶ月 （400工数）

日単価概算

費用概算
1. 事前準備¥19,056,000 現地踏査、測線計画、申請書作成、許可申請

2. 観測作業¥447,048,000 測量、作孔、計測、発振（発破およびバイブレータ）、品質管理

3. 処理・解析¥

51,484,000 反射法/屈折法解析・暫定地質解釈

4. 追加処理・解析¥

51,119,000 アトリビュート解析、MT/重力/磁気データ逆解析、統合解析、地質解釈

合計¥

568,707,000

消費税（8％）¥

45,496,560

総額¥

614,203,560

別添 3-５¥8,120,000

地熱貯留層探査のための弾性波探査ガイドブック
平成 30 年
独立行政法人石油天然ガス・金属鉱物資源機構
制作

株式会社地球科学総合研究所