温度検層時の注水データを用いた透水係数の算出方法
町田功＊

Method for simulating hydraulic conductivity using injection test data in temperature logging
byIsao MACHIDA*
Abstract
Hot spring is recognized as limited resource not only in study area, around Gora area but also in otherwise spa
resorts, today. For its protection, we need to clarify the groundwater flow in deep region because the hot spring isformed by mixing of groundwater and thermal component. For the quantitative understanding of groundwater flow,
we must obtain the hydraulic property of deep layer, for example, hydraulic conductivity, K, as one of the importantparameters. However, in study area, it has been seldom obtained due to the problems of cost and time.
In current paper, the author exhibited a belief method for simulating the hydraulic conductivity using past
injection test data. As a result of the analysis, the log(K) value decreases with depth down to a depth ofapproximately 300m. This result implies that the K value depends on overburden pressure of geology. In other word,
the depth dependence of K should be considered for simulating the large scale groundwater flow.


L.Yamanaka

神奈川県箱根町を始めとする多くの温泉地において、

Mt. Fuji

温泉資源の保全は今日の重要な課題である。持続可能な学的な解析だけでなく、量という視点、すなわちの埋蔵量

STUDY AREA

Hakone

温泉利用を計るためには、従来まで行われてきた地球化
Mt. Ashitaka

温泉

OdawaraCaldera rim
L.Ashinoko

に関して議論を行うことが必要である。火山

Sengoku-hara

性温泉は、深部から供給された熱・成分と地下水が混合することによって形成されるため、埋蔵量の問題を解決

Miyanoshita

するには、まず地下水の動き、すなわち地下水流動の解060NumazuMt.Soun 䂥
Mt. Kamiyama 䂥明が第一の目標となる。そして、地下水流動を定量的に400

䂥 Mt.Sengen

1000

解明するためには、数値シミュレーションによる解析が800

有効である。
上記の内容は、水文学者あるいは温泉学者の間で、今

L.Ashinoko

0 km 2までにも十分に認識されてきたことである。しかしながら、今日まで量的解明に対する試みは、地下情報の不足のために、ほとんどおこなわれてこなかった。なぜなら、深層地下情報を取得するためには、ボーリング掘削が必要となり、これには甚大なコストが必要となるためであ
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る。よって、シミュレーション解析を行おうにも、入力データとなる水理情報などのパラメータは、ほとんどのが開けることになる。そこで本論では、既存の資料を用地域で未知となっている。本研究地域である箱根町強羅いることによって、水理情報の中で最も重要なパラメー

地区周辺は、全国的にも極めて地下情報が豊富な地域とタの１つである、透水係数をターゲットとした解析をお言われているが、やはりこれに関するデータは極端に不こなった。用いたのは、約３０年前〜現在までに行われて足している。逆に言えば、これらのパラメータの空間分

きた、温度検層時における注水データである。また、本布を明らかにすることができれば、定量的解明への道筋論ではこの計算結果に加えて、今後の温度検層時におけ＊日本学術振興会特別研究員（神奈川県温泉地学研究所勤務） 〒２５０-００３１ 神奈川県小田原市入生田５８６
論文，神奈川県温泉地学研究所報告，第３７巻，３９-４４，２００５．

−３９−水によって孔内は十分に冷やされるため、仮に地層中にる注水に係わる測定項目について提言をおこなった。

顕著な熱水亀裂が存在すると、測定された温度プロファ

イル中の、その部分にて高温を示す領域が確認される。

研究地域は箱根カルデラ内中央火口丘麓の北東斜面に注水検層を行う主目的は、このような熱水亀裂の位置の位置する（図１）。本地域の最も下部には、湯ヶ島層群や確認である。現在のところ、この検層法は完全にマニュ

早川凝灰岩といった新第三系が存在し、これらは箱根火アル化されてはおらず、注水中の水位や注水時間の記載

山の基盤をなす。その上位に、第四系の箱根火山噴出物がなされていない場合が多々見られる。

が分布する（Kuno et al .,１９７０）。基盤の標高については、
横山ほか（２００２）
が、柱状図と重力異常データを併用して

推定を試みている。この報告によると、基盤は中央火口

後述するように、本論では、揚水試験の理論を応用す丘（神山）の地下にて標高約６９０m にドーム状に存在するることによって、地層の透水係数を導いている。揚水試

ものの、早雲山の麓付近においては、凹状をなし、０m 以験については、Dawson and Istok（１９９１）などにまとめられ下になる。そして、さらに東へ移るに従い再び凸となり、ているため、ここでは簡単に述べることにする。一般的

標高２００〜３００m 付近に分布する。そして、早川流域・

な揚水試験は、透水係数 K や貯留係数 S といった水理定

宮ノ下付近では、標高約３５０m にて露頭として地表に現数を求めることを目的として行われる。その手法は、井れる。このように、本地域においては、基盤深度は場所

戸から揚水をおこない（注水の場合もある）、その揚水井によって大きく異なると考えられている。なお、研究対と近傍の観測井にて水位を観測する、というものである。

象地域には、強羅、宮ノ下、堂ヶ島、小涌谷、芦之湯と揚水速度を一定にしたものを constant discharge test といいった地区が含まれるが、ここでは、強羅地区周辺と称い、段階的に増加させていくものを step discharge test とすることにする。

いう。また、近傍に観測井が存在しない場合は、スラグ
テストといわれる試験方法を用いることもある。スラグ

テストは、対象としている井戸から急激に揚水もしくは本論では深層の水文学的情報を把握するために、ボー注水をおこなうことにより、水位を降下もしくは上昇さ

リング孔の温度検層時の注水データを使用し、これを揚せ、その後、初期状態へ向かう水位変化を観測する。た

水試験の理論に応用している。水井戸や温泉井戸の温度だし、実際の温泉ボーリング調査においては、このよう検層は、一般に、帯水層の位置を特定するために行われな水理学的な調査を行うことは稀である。例えば、神奈

るものであり、静水時における井戸孔内の温度鉛直プロ

川県温泉地学研究所にて所蔵されている温度検層データ

ファイルを測定するものを指す。また、ボーリング施工

は５５地点あったが、その中で、同時に揚水試験やスラグ中に行っていた泥水注入を停止した直後から温度プロ

テストをおこなっている地点は皆無であった。しかしな

ファイルを測定しはじめ、その時間変化から地質的・物

がら、このうち３１地点では、注水検層において、注水量、理的な情報を判読する、といった温度検層法もある（山

注水時間、初期水位、ある注水時間が経過したときの水口、１９６２；山本、１
９８６）。本研究所でおこなっている、す位、井戸情報の５つのデータが記録されているか、もしなわち本論で用いている温度検層法は、大木ほか（１９６３）

くは推定可能であった。萬年ほか（２００１）
を始めとする温に示されている注水温度検層法とよばれるものであり、度検層データによると、地下水の流れは亀裂系によって上記の手法とは若干異なる。そこで以下では、これにつ支配されていることが考えられるが、マクロ的には、帯

いて、簡単な説明を行う。

水層全体を多孔質媒体とみなすことが可能であろう。こ本論で用いているボーリング孔の温度検層には、主にの仮説を認めれば、上記のデータに対して、揚水試験お注水前に測定する温度検層（以後、注水前検層という）とよびスラグテストの理論が応用可能であり、そこから水注水しながら測定する温度検層（以後、注水検層という）理定数を推定することができる。

の２つがある。注水前検層は、上述した温度検層そのものであり、ボーリング孔内の安静時の温度鉛直プロファ

イルを測定する、というものである。一方、注水検層は通常の揚水試験では、注水井もしくは揚水井や観測井

管頭から数 L/min 〜数１
００L/min の冷水を任意の時間（通の、水位変化の連続観測結果から透水係数 K や貯留係数

常は十数時間）注入し、注水中に一度だけ温度プロファ

S を算出する。その際、求められた観測値に対して、解イルを測定する。用いる注水量は現場の条件による。注析解を用いれば直ちに K や S を導くことができる。しか−４０−

しながら、第３章で述べたように、注水検層では、注水うになる。 シミュレーションでは、表１の推定値およ井以外の水位データはなく、スラグテストに必要な瞬間

び実測値と、任意に設定した透水係数を与えることによ的な水位変化も生じさせていない。このような条件では

り、式
（１）
〜
（４）
を解く。その結果として得られる、注水

解析解は存在しないため、シミュレーションを行うこと

井における水位 h の変化量と実測値が一致するよう、試によって水理定数を求める必要があるだろう。シミュ

行錯誤的に透水係数を決定した。
計算には、MODFLOW（McDonald and Harbaugh，１９８８）

レーションに用いた式は、以下の２次元非定常地下水流を用いた。計算領域は１km ×１km ×１km とし、外枠部動方程式である。
§ w 2h w 2h ·T ¨¨ 2  2 ¸¸
wy ¹
© wx

S

には初期水頭値＝帯水層厚 m を定水頭境界として与えwh              㧔1㧕
wt

h ( x, y , t

0)

h0

wh
wt x , y rf0

                㧔3㧕

T  h x , y 0 ,t ! oQ                  㧔4㧕

ている。この計算領域は、本研究においては十分な広さである。計算メッシュは、図２のとおりであり、計算領m               㧔2㧕

域の中心
（x，y）
=
（０，０）
を注水井とした。z 方向のレイ
ヤー数は１である。また、MODFLOW では有限差分法を用いているが、この手法で得られる解はメッシュ内の平均水位である。そこで、注水井内の水位＝メッシュ内の

ここで、T=mK は透水量係数である。m は帯水層厚であり、孔底深度−水止め管深度と仮定した。K は透水係

∂h=0∂t x , y =∞数である。h は水位、S は貯留係数であるが、ここでは被圧地下水と仮定して、S=Ss m を用いた
（Ss は比貯留量）。
式（１）において、未知の水理定数は K と S である。一方、
1 km

得られている水位データは、 注水開始から、ある時間が経過したときの水位変化量 という、１時点のデータのみである。そのため、K と S を同時に決定することはで

Well point(x,y)=(0,0)

きない。そこで、S については、一律に Ss=１
０−６（亀裂性
岩石， Walton，
１９８８）を与え、目的変数を K としたシミュ
レーションをおこなった。シミュレーションでは、与える K によって算出される水位変化量が異なるが、もし、ある K を与えた時の算出値が観測水位を再現していれば、その与えた K が地層の透水係数を表していると考えた。
式（２）は初期条件であり、計算前は領域内が一定水位 h０=m であることを示す。式（３）（、４）は境界条件であり、
式（３）
では無限遠方にて定水頭境界を与えたことを示し

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（４）
は
（x=０，y=０）
にて注水井が存在し、t ＞０

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㪫㫆㫅㫆

３

にて一定量 Q［m /s］の注水が行われたことを示す。
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シミュレーションについて改めてまとめると表１のよ

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㪇㪅㪉
㪇㪅㪈
㪇
㪈㪅㪇㪜㪄㪈㪈 㪈㪅㪇㪜㪄㪈㪇 㪈㪅㪇㪜㪄㪇㪐 㪈㪅㪇㪜㪄㪇㪏 㪈㪅㪇㪜㪄㪇㪎 㪈㪅㪇㪜㪄㪇㪍 㪈㪅㪇㪜㪄㪇㪌 㪈㪅㪇㪜㪄㪇㪋㪟㫐㪻㫉㪸㫌㫉㫀㪺㩷㪺㫆㫅㪻㫌㪺㫋㫀㫍㫀㫋㫐㩷䌛㫄㪆㫊䌝
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−４１−

平均水位と仮定して、注水井に対応するメッシュの大きさを井戸の面積に合わせた。すなわち、口径φ［mm］の井戸であれば、メッシュの一辺は R
［m］
となる
（式
（５））。
2

R

§ 0.001I ·           
¸
© 2 ¹

S¨

    㧔5㧕

しかしながら、計算領域全てのメッシュをこの大きさにすると、多くの場合、コンピュータのメモリ不足に陥る。
そのため、井戸から離れるにつれて、メッシュ長を一定
比率
（１．
２倍）
で変化させた。非定常計算の時間ステップ
は注水時間
［秒］
/１００である。
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計算された透水係数の度数分布を図３に示す。なお、比較データとして、核燃料サイクル開発機構（１９９９）のデータベースによる、岐阜県東濃地区における土岐花崗岩の透水係数分布も同時に示す。強羅地区は新第三系〜第四系を主体とし、火山・地震活動が極めて活発な

不

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安定な 地質条件であるのに対し、東濃地区は 安定な地質条件下にあると考えることができるであろう。強羅地区周辺のデータは、平均深度約４１０m、透水係数の中央値は１０−８［m/s］のオーダーであり、１０−６〜１０−１０ の範囲
で正規分布形を成している。一方、東濃地区では平均深度１６２m、透水係数の中央値は１０−８［m/s］（n=１４８）となっている。両地域共に中央値は１０−８のオーダーであるが、東濃地区では測定深度が浅いことに注意されたい。




萬年ほか
（２００１）
は、本研究地域南部にある芦之湯にて、単一孔の水理ポテンシャルの鉛直分布を明らかにしているが、その中で連続性の高い温泉脈（もしくは冷水脈）の存在に言及している。このことを考えると、亀裂系の発達度合いが地層の透水性に大きく関わっていると考えられる。強羅地区周辺が位置する箱根カルデラ内は、地震
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多発地域であるため、この亀裂系の発達は、地震活動によ る 地 質 構 造 の 破 壊 に 起 因 す る 可 能 性 が あ る。最 近を支持する傾向は判読できない。すなわち、局所的な透（１
９８９年４月から２００４年１２月）の地震の震源分布につい

水係数の違いには、地震活動が大きくは関与していないては、図４に示すとおりであるが、これによると、カルと考えられる。

デラ内の震源分布は、本研究地域の西部に帯状に分布している。図４の分布が最近の地震活動の震源を代表する



ものと仮定した場合、地震が亀裂系の局所的発達に大き次に透水係数の鉛直方向の変化について検討した（図く寄与しているのであれば、震源に近い、本研究地域の６）。図６では、明らかに井戸深と透水係数
（log
（K））
に相

西部で透水係数が大きい地域が見られるはずである。し関関係が認められる。井戸深３００m 程度までは、log（K）かし、透水係数の水平空間分布（図５）
からは、この仮説との関係は直線的であるものの、それ以深では、井戸深−４２−

度までは分布に規則性が見られない（図７）。この理由として、断層破砕帯や割れ目帯などの影響が推定されている（核燃料サイクル開発機構、１９９９）。ただし、３００m 以深では透水係数が１０−９〜１０−１０ という小さな値に収束しているように見えることから、図６と同様に透水係数の深度依存性が存在すると考えられる。
東濃地区におけるデータの平均深度が１６２m であることは既に述べたが、図６から見積もられる強羅地区周辺
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における同深度（１６２m 深）の透水係数は高々１０−６〜１０−７程度である。この値は、対応する東濃地区での透水係数よりも大きいが、両地域にて値が異なる理由は、地質特性の違い、もしくは安定性の違いに起因すると予想される。すなわち、東濃地区は古生界〜第三系以前を中心とする地層を有するのに対し、強羅地区周辺は、新第三系〜第四系という比較的新しい地層によって成り立っており、そのために透水係数が異なっている、という可能性である。また、図４、図５より、震源分布と透水係数の局所的変化の関連性は見出せないものの、地域全体として考えた場合、地震の有無、すなわち地質の安定性が平均的な透水係数に影響を与えていることは、十分に考えられることである。この問題については今後の検討課題としたい。

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ここでは今後の検層法について、若干の提言をおこなう。まず行うべきは、本検層方法のマニュアル化であり、その中で注水時間および注水中の水位測定の必要性を明の増加に対する透水係数の減少割合は小さくなる。そし記することを提案する。第４章でも述べたが、今回、確て５００m 以深では、ほぼ一定の値に収束している。この認された温度検層データ数は５５地点分であるが、そのうような透水係数の深度依存性は、カナダ、スウェーデン

ちで計算が不可能であった地点は２４地点あった。計算に お い て も 確 認 さ れ て お り、こ れ ら の 地 域 で は 深 度ができなかった理由の大部分が、注水中の水位データが５００m 程度まで、深度に伴う透水係数の低下が報告され記載されていなかったためである。確かに、温度検層とている（核燃料サイクル開発機構、１９９９）。この報告では、いう目的を考えた場合、水位の測定は必ずしも必要なもこの原因として荷重（土圧）の度合いが考えられているたのではないだろう。しかし、現在の手順に若干の手間をめ、強羅周辺地域でも同様に、荷重が透水係数に関係し加えるだけで、注水検層は、水文学的にも極めて重要なていることは十分に考えられることである。

ものになるのである。このことを考えると、水位測定を以上の結果は、広域地下水流動シミュレーションを行行う価値は十分にあると思われる。

う際に考慮する必要があるだろう。すなわち、広域地下

また、ほぼ全ての地点にて、水位が測定されているの

水流動シミュレーションを行う場合、地下の地層の透水が、１時点のみであったため、本論では比貯留量 Ss を仮係数分布を計算条件として与える必要があるが、今日で定せざるを得なかった。もし、ここで注水中水位 h を異は地層毎に透水係数を与えることが暗黙の内に行なわれなる２つ以上の時点で取得することができれば、理論上ている。しかしながら、図６の結果は、透水係数を地層K と S の両方を導くことが可能である。このことは、式の違いだけでなく、深度に伴って変化するように与える（１）において未知数がこの２つであり、既知数（測定値）が必要性を示唆している。

h であることからも直ちに理解できるであろう。現実にその一方で、東濃地区におけるデータでは、３００m 深程は、水位データは２回だけでなく、複数回測定すること−４３−

が望ましく、測定回数が、多ければ多いほど算出された


本研究には、神奈川県温泉地学研究所が長年蓄積して水理定数の精度が高まるであろう。
次に測器に関して、注水時にも測定が可能なように水きたデータを利用した。温度検層については同研究所の位計を工夫することが必要である。電流感知型センサー

小沢清専門研究員の助言があった。また、本研究は日本を持つ、手巻きの水位計を用いる場合、 注水中のボーリ

学術振興会による特別研究員奨励費によって遂行された。

ング孔にセンサーを入れると、上部から注がれている水謝意を表す。

とセンサーが接触して正しく水位を測定できない恐れがある。この現象はセンサー部に傘を設けることで防ぐことが可能であるが、条件によって、現場での試行錯

Walton, W. C.
（１９８８） Groundwater

pumping

tests.Lewis

Publishers, Inc., Chelsea, MI., ２０１p.

誤も必要となるであろう。

大木靖衛、萩野喜作、広田

茂、松坂進（１９６３） 温泉

抗井の検層，温泉工学会誌，，１６-２２．
核燃料サイクル開発機構（１９９９） わが国における高レベ

本研究により次の結論を得た。

ル放射性廃棄物地層処分の技術的信頼性−地層処分研（１） 温度検層時の注水データを用いて、深層の透水係究開発第２次取りまとめ−，５５１p．

数 K の算出をおこなった。その結果を用いて井戸深とlog（K）の関係を求めたところ、深度３００m 程度まで両Kuno,H., Oki,Y.,Ogino,K., and Hirota,S.（１９７０） Structure of者には相関関係が見られた。この理由として、荷重のHakone caldera as revealed by drilling, Bull. Volcanol., ３４,程度が透水係数に影響していることが考えられる。

７１３-７２５.

（２） 上記の結果を考慮すると、広域地下水流動シミュ

Dawson,J.K. and Istok,D.J.（１９９１） Aquifer testing, design

レーションをおこなう際には、透水係数を深度に伴っand analysis of pumping and slug tests, Lewis Publishers,Inc., ３２９p.

て変化するように与える必要がある。
（３） 岐阜県東濃地区における地層の透水係数と比較

McDonald, M. G. and Harbaugh, A. W.（１９８８） A modular

して、同深度の強羅地区周辺のそれはやや大きい。そthree-dimensional finite-difference groundwater models,の理由として、地層の形成年代の違い、そして地質のTechniques of water resources investigations ０６-A１,

安定性の違い（地震の有無）という２つの可能性が考え

USGS, ５７６p.

られる。

萬年一剛、板寺一洋、松坂（４） 温度検層データを水文学的に有意なものとする

進、大山正雄（２００１） 箱根町・芦之湯９号温泉井の地質と温泉帯水層，温地研報
告，
，１７-２４．

ために、今後、注水検層時に行うべき測定項目を提案した。本手法を応用するためには、①注水量、②注水

山口久之助（１９６２） さく泉の電気検層法，昭晃堂，２５４p．

時間、③初期水位、④ある注水時間が経過したときの山本荘毅編（１９８６） 地下水学用語辞典，古今書院，１
４１p．

水位、⑤井戸情報、という５つのデータが必要となる。

横山泉、棚田俊収、萬年一剛（２００２） 箱根火山地域にこの手法による調査を積み重ねることにより、将来的おける補足的重力測定（１９９９年），温地研報告， ，に深層そして地下水流動の状況をより詳しく明らかに１-１０．

することができるであろう。
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