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電中研レビコ：■

地下の探査・可視化技術

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電中研レビュー第35号

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目

次

地下の探査・可視化技術

編集担当●我孫子研究所地質部長

地下の探査・可視化技術への期待一一
電中研「地下の探査・可視化研究」のあゆみ

はじめに

井上

・京都大学名誉教授 西村

大榮

進

2

…・……………・・……

周一

6

地下の探査・可視化研究………・……・…・………・…・……・……・・…………・

7

1−1●エネルギー事業における地下利用……・………・…………・・……・………・…

9

1−2●電中研における地質調査の特徴と地下可視化の重要性……………・・…・…

11

第1章

常務理事

4

安藝

第2章地下からのメッセージを読む……・……………………………・………・……15
2−1●地中ガスを用いた地下構造探査・……………・…・・…………・……・…………口2−2●地下水の年齢…・………・……・……………・・…・………・…・……・……………22

2−3●同位体を用いた地下空洞の湧水評価…・…………・…・……一………・・……26
2−4●重力、磁気、電位による探査法……・・…………・・………………・・…………29
第3章

地下の打診と聴診……・………・…・……・………・…・……・………・…・………33

3−1●地中レーダー法……………・・…・…………・…………・……………・…………35

3−2●高密度電気探査法・………・………・………・…一…・…………………………39
3−3●電磁探査法…・………・……・……・・……………………………・………………42
3−4●反射法地震探査…・……・………・……・…………・・…………・…・…・…………49

3−5●屈折法地震探査………………・・…………………・…・・……………・…………53
3−6●AE法…………・・………………………・…・・……………・・…・……………・……56

第4章地下の透視一計算科学が生んだトモグラフィ技術………・…・……・……61
4−1●トモグラフィ法とX線CT法………・・………・…………・……・・………………63
4−2●比抵抗トモグラフィ法…………・・……・……・・…………・………・………・・…65
4−3●弾性波トモグラフィ法…・・……………・……………・…・・…・・……………・…68
4−4●電磁波トモグラフィ法・・………………・……………・・…・…………・・……・…71

4−5●自然地震波トモグラフィ法…・・……………・・………・………・………………73
4−6●透水トモグラフィ…………・……・・……………・・…・・……・…………・………75

4−7●ジオトモグラフィ法の今後の課題……・・……………………………・………77

第5章

計算結果の可視化・………………・・・・・・・・・・・…

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79

5−1●地下水・物質の移動……………… ・……・…………・…・・……………・……… W1
5−2●地下空洞、岩盤斜面の挙動予測…

第6章

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各種探査の総合適用例……………

6−1●地熱源探査…・…………・…・………

6−2●地質・地下水調査……・………・…

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6−3●ダム周辺岩盤の調査・…………・… ……・・…………・・…・……………・……・… P01
6−4●斜面の安定性調査…・……・………

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6−5●活断層調査……・・…………・…・・… ……・……・……・…・……・………・…・…… P08

6−6●今後の展開・………………・……… ……・・…………・…・・……………・………・ P［0

おわりに

我孫子研究所長

櫻井彰雄田

引用文献・資料など…………・…………・… ………・………・・…・…・…………・・………

表紙・扉絵CGデザイン・制作：我孫子研究所事務部

太田

淳子

ﾚ2

地下の探査・可視化技術への期待

地下を利用する一これはわれわれの一つの夢であり、すでに一部で始まっている。特に地下に安全なライフラインを作ったり、廃棄物、
特に放射性廃棄物の保管・管理をしたりすることが、今後の大きな課題となってきている。
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一方、わが国は、地球上の変動帯に位置し、地震、火山活動の多いことはもちろん、長年の敗

変動を受ける個所である。そこで、地下の安定／叢減1性は、現在の地下構造を知るとともに、年代を経た変化を知ることが必要である。
私自身、卒論から自然の放射1生元素の挙動、

特に288U系列の自然界での放射非平衡に興味を持ち研究を進める一方、年代測定法の開発も行ってきた。また、卒業の年に静かな桜島を見て測量を手伝い、その翌年、南岳の噴火があり、その後、マグマの移動を見出したいので、重力、重力鉛直勾配の経年変化を測定してきた。さらに桜島火山を一つのMT法開発の研究対象として、多くの同僚と研究を進めてきた。最近になって、種々の研究会・委員会に出席し、討議に参加してきた。その間私どもは、共通の言葉で通じ合う研究者の中で語り、研究を進めていたことに気付いた。教育も一部の数少ない研究者の養成をしてきた。最近、兵庫県南部地震後は、特に地球科学の研究の成果は、これでは駄目でもっと多くの方々に理解されることが大切なこと、研究に対する多くの方々の持たれる疑問点の中に多くの研究のヒントがあることが分かった。

地下利用やそのための研究は、直接問接にわれわれ国民全般の生活に関わってくることである。さらにコンピュータ技術の急速な発展により、かなり複雑な事象も可視2化が可能となってきている。地下探査の手法、結果、その経年変化を可視化して、多くの人々に理解され、評価を受けることが大切である。

電力中央研究所は、多くの優秀な研究者と比較的豊かな研究費、良い環境のもとに研究を進めてこられ、多くの成果が出されてきていることを知ることが出来た。また、

今まで不充分であった研究成果の公開と、多くの人々への可視化を含めた展示に努められるようになってきたし、第三者評価も進んでなされるようになってきたことを好ましく思っている。

個々の研究は、それぞれ明確な目的を持ち、限られた期間内にかなりの成果を挙げられているが、これからは地質現象の経年変化を知るためにも、年代測定をも多く行
い、調査結果を総合的に検討・解釈することが大切になってきている。さらに、これらの結果について一般の理解を得るためには、それらの解析手法、過程を明解に可視化して示すことが非常に大切となってきている。

今回の地下の探査・可視化のレビューの試みは、それらの点から非常に好ましい計画と思う。まとめることで問題点が掘り起こされ、新しい技術の開発研究を行うことができる。次には社会科学者も参加した総合的研究に進まれることを望む。

京都大学名誉教授

西

村

理学博士

進

電中研レビューNo．35●3

電中研「地下の探査・可視化」研究のあゆみ
当研究所における地下空間の探査技術・可視化技術は、エネルギー事業を推進する上で課せられてきた諸問題やエネ
ルギー事業による地下利用施設などの種類、各構造物に要求される性能や構造物の特徴、構造物が位置する深度などに応じて、多方面にわたる課題を研究の対象としてきた。これまでに、「ダム、発電所の基礎岩盤に関する調査」、「揚水式発電所の地下空洞に関する岩盤調査」、「高温岩体発電技術」、「高レベル放射性廃棄物地層処分技術」、「圧縮空気貯蔵発電技術」、「断層活動性評価技術」などの研究課題に着手している。

西

当囁

暦

1950年代､究所の状況

・弾性波探査、電気探査法を水力地点へ適用する方法を確立し、田子倉ダムなどの基礎岩盤の調査を

内

再

Oドの状囁

況

・わが国初のアーチ式ダム（上椎葉ダム）竣工

実施する

・東北電力八久和ダムにおいて、電中研式岩盤分類を試行する。

・利根川上流の須田貝発電所に地下式の発電所が建設される

1960年代・電中研式岩盤分類をダム基礎岩盤分類基準として広く公表する・ボーリング孔内にテレビカメラを挿入し、孔壁を詳細に観察することのできるBTV（ボアホールテ
レビジョン）装置を導入し、ダム基礎岩盤などの調査に適用する・黒部川第四発電所の地下発電所が運開する・東京電力㈱によりわが国初の商用原子力発電所が運開する

1970年代・地下発電所大規模空洞周辺の掘削に伴うゆるみ域
推定に弾性波探査を適用するとともに、高精度に岩盤の弾性波を測定できる音波検層器や超音波速度測定器を開発する・大規模地下空洞の周辺岩盤の初期地圧を測定する手法の開発に着手する・衛星からの画像を用いて地質情報などを解析する
リモートセンシング手法の開発に着手する
・有限要素法による岩盤地下水の浸透流解析手法を

・純揚水式発電の喜雪山発電所が運開する

開発する

1980年代・海上音波探査を、原子力地点周辺の断層評価に用いる手法を確立する・断層内物質による断層活動性評価の手法を開発する

・「発電用原子炉施設に関する耐震設計審査指針」が策定される

・ドイツのフントルフにおいて29万kWの圧縮空気貯蔵方式による発電が開始する・石油公団が愛媛県菊間町に石油地下備蓄施設の実証プラントを建設開始する
・米国のフェントンヒルにおいて、米日独の高温岩体に関する共同研究が開始する

・NEDO（新エネルギー産業技術総合開発機構）により、山形県半折地点に宇部地熱貯留層の造成に関する実験が開始する
・東北電力第二沼沢沼発電所が完成する
・四国電力本川発電所が完成する
・北海道電力高見発電所が完成する！985年・全学大で高レベル放射性廃棄物処分の研究を開始
する

1986年

・CSAMT法および高層反射法用自走式振源装置を開発する（日本初）

・CSAMT法をトンネル導水路調査へ適用（世界初）・秋田県秋の宮地点において400mのボーリング孔を2本掘削し、高温岩体発電技術のための予備実験を開始する
1988年

・原子力委員会から「放射性廃棄物処理処分方策について」が発表される・高エネルギー物理研究所を中心として超電導エネ
ルギー貯蔵研究会が発足する
・中国電力俣野川発電所が完成する
・青函トンネルが完成する
・鹿児島県串木野にある石油地下備蓄施設の串木野基地の地下空洞が完成する

・愛知県蒲郡市において、三河地震の震源断層とされる深溝断層の断層活動性評価のためのトレンチ調査を実施する

・CSAMT法および高密度電気探査法をダム基礎岩

・東京電力今市揚水発電所の地下空洞が完成する

盤の調査へ適用する（世界初）

1989年

4

・岩手県沢内村において、陸羽地震の震源断層とされる川舟断層の断層活動性評価のためのトレンチ調査を実施する・岩手県久慈市にある石油地下備蓄基地の久慈基地の地下空洞が完成する

西

当研究所の状況

暦

1989年

内

外

の

状

況

・関西電力の金剛地点において400mのボーリング孔を堀具し、硬岩地域の深部に圧縮空気を貯蔵できる事を明らかにする㌧1990年・地下4kmまで探査可能なTDEM法を開発する

・東京電力高輪地下変電所が使用開始される・他機関に先駆けてジオトモグラフィ法の開発に着手し、古いダムコンクリートの保守などへの適用

・通産省資源エネルギー庁は北海道上砂川に3．5万を試みる

kWの圧縮空気貯蔵発電によるパイロットプラン
トの建設を開始する

・高密度電気探査法をカミナリ被害防止のための接地工事・調査へ適用する
・千葉県袖ヶ浦地点において、軟岩の深部に圧縮空気を貯蔵するための現地実験が本格化する
・秋田県雄勝地点において、1，000mの破砕井を掘削し、本格的な高温岩体研究に着手する
1991年

・香川県長尾町において、長尾断層の断層活動性評
価のためのトレンチ調査を実施する
・高レベル放射性廃棄物の処分技術に関するスウェ
ーデンSKBとの国際共同研究（フェーズ1）を開・米国アラバマ州のマッキントッシュにおいて、11万kWの圧縮空気貯蔵方式による発電所が運開する

始する

1992年

・活断層調査において、各種の物理探査法とボーリ
ング、トレンチを組み合わせた総合探査法を確立（1995年の阪神大震災後の調査は、この電中研の総合探査法と同様な手法で各機関が各地の断層調

・都市領域拡大（STUD）計画の一環として、ジオ
トラポリス構想に関する実証実験を行うための実
験空洞が完成する

査を実施）

・関西電力大河内揚水発電所の地下空洞が完成する
・低レベル放射性廃棄物埋設施設の操業が開始する
ig93年

・秋田県雄勝地点において、2層の貯留層と1本の生産井（1，100m）を用いた5か月間の丸山実験を

・高レベル事業推進準備会（SHP）が設置される

実施する・各地の揚水式発電所の上部調整池周辺で、各種物理探査技術（高密度電気探査、CSAMT法、比抵抗ト
モグラフィなど）を適用し深部の地盤評価を行う
1994年

・浅海用海底地震計を開発しこれまで探査が困難だ
った浅海域の調査に道を拓く
・九州電力新小倉発電所（火力）において、堆積岩
盤における圧縮空気貯蔵方式の成立性を評価するために600mのボーリング調査を実施する

1995年

・計算科学を活用し物理探査法の結果をコンピュータの画面上に可視化する手法を開発。これまで以上に物理探査法の結果を設計・施工に役立たせることを可能にした

1996年

・世界で最高の性能を誇る512チャンネルの高密度電気探査法装置を開発し、地下を3次元的に探査する方法の完成に向けての他機関との研究開発競争に一歩先んじる
・新方式の3次元レーダー探査装置を開発し、従来方式では不可能だった数10m深度までの地下可視

・中部電力奥美濃揚水発電所の地下空洞が完成する

・東京電力葛野川揚水発電所の地下空洞が完成する化に成功する（世界初）

電中研レビューNo．35●

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常務理事

に
安藝

周一

電気などのエネルギーになる原料を考えてみると、私たちがいかに長い歴史を持った地球の恩恵を受けているかが分かる。原子力発電は、火成活動や堆積作用が何十億年もの時間をかけて生成したウランを利用している。

火力発電は、海の底に積ったプランクトンから長い時間の問に地層中でてきた石油や天然ガス、または陸上近くの植物が地層中で炭化した石炭を利用している。水力発
電は、空から降ってくる雨が集った川の水を使うが、発電に必要な落差は、地質的に長い間の隆起と侵食がなけ
ればエネルギーに活用できない。電気事業は、このように長い地球の歴史の中で育まれて恩恵を基に、現在のエネルギー社会を支えている。

こうした活動は、長い間施設を地表に作って続けられたが、近年、その範囲を次第に地下に広げつつある。環境への配慮から水力発電所を地下深部の良好な岩盤の中に納めることが多くなった
し、また圧縮空気貯蔵発電では、発電に必要な圧縮空気を地下に貯蔵することが考えられている。

原子力発電においては、その基礎を岩盤に立地しているほか、廃棄物を地下深部に処分することも検討されている。また、深部地熱の利用は有効なエネルギー源と考えられている。電気事業を離れても、いま「ジオフロント」と呼んで地下を積極的に利用していこうとしている。

ところが、地球内部についての情報は極めて少ない。当研究所では、電源開発の初期から地下探査法の技術開発に傾注してきた。1960年代から地下可視化技術に、電子テクノロジーや計算科学などを用いた新しい手法が取り入れられ、見えない地下構造を合理的に説明するという大きな成果を収めた。この電中研レビューでは、こうした当研究所で培ってきた地下探査技術と地下の可視化技術をご紹介する。

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第1章地下の探査・可視化研究●目次
我孫子研究所地質部長

井上大榮

我孫子研究所地質部

猪原芳樹

我孫子研究所地質部OB

千木良雅弘

1−1

エネルギー事業における地下利用・…………・……・・…………・……・……・…・………・………・・………・……………91−2

電中研における地質調査の特徴と地下可視化の重要性……・……………………………・・………・…・……・………11

井上

大榮（1969年入所）

これまで、電気事業の水力、原子力発電所の調査、建設、保守に関わる地質調査を実施してきた。その後リモートセンシングを用いての地質調査に関する研究で、地熱調査における変質した岩石の抽出を行った。最近では地震評価のための活断層の調査や評価法に関心を持っている。

猪原芳樹（1978年入所）

これまで、原子力発電所や水力発電所などの電力土木構造物の地質調査に関わるとともに、低レベル放射性廃棄物処分の地質調査や地下水調査を行ってきた。今後は地下の開発が進むなかで、地下揚水などの夢のあるプロ
ジェクトを進めていきたい。

8

千木良雅弘

α981年入所 1997年1月退職）
入所以来、発送電に関わる電力構造物の地質調査に携わるとともに、岩盤の重力による変形、岩石の風化および熱水変質のメカニズ
ムと岩石物性について研究し、数々の新しい知見を得た。1997年2月から京都大学防災研誕！・へ究所教授に就任した。今後は山地災害につい
園こl／て研究を展開していきたいと思っている．
ノレ

1司

B家ルギー：覇1繋駕1お勝墨
地下剃踊

大清水トンネルが1．2kmの深さに掘削されている。この

1−Hはじめにように人類が出入りできる深さは深くても3km程度であるが、人間が自ら地底旅行をせずに、地中に孔をあけ

人類がはるかかなたの月に足を踏みしめ、火星、木星て岩石を取ったり、調べたりすることはもっと深くまでに探査機を飛ばす時代になってきた。しかし、われわれ可能である。現在まで、地表に持ち出された最も深い岩は足下の地球についてどれだけ分かっているのだろうか。

石はロシアにあり、約10kmの深さから花こう岩の岩石

地球の直径は12，000kmで、地球は内核、マントル、地試料（コアー）が得られている。これは、文字どおり超殻から構成されていて、表面から3kmは岩石圏、より深深部をねらった学術研究職のボーリングであるが、石油部になると金属圏になる一これは地球内部の地震波の伝の掘削ボーリングでも砂や泥でできた岩石の中を10km

わり方から、想定されたものである。ある意味では狭い程度の深さまで掘削し、所々サンプルを取り出している。

地球であるが、未だ地質の分布をあらわす地質図さえでわが国のボーリングで最も深くまで達したものは約きていない地域が、地球上にはあるのだ。

6，000mである。さらに、われわれは到達できないが、さまた、面積が37万km2のわが国においてさえ、平野など

らに地球の深部の内部情報としては、自然に起きる地震の砂や泥の下に分布する地層が不確かな場所もある。まによる地下の波の伝わり方の違いから、数数kln深部のしてや、それらの岩石や地層が、どのような堅さか、水情報が得られている。

を通し易いか、通しにくいかなど、それほど分かっていない。

次の章からは、電気事業が地下を対象として、構造物を建設したり、運転、保守をするために必要な調査技術

われわれが地下や地下資源を利用する際に、地下をを、物理探査を中心に、簡単に原理や適用する深さ、精掘ったり、物を作ったりするが、そのために、あらかじ

度について述べるとともに、実際の調査結果を可視化しめ、そこにはどのような岩石があり、それはどういう性た例を示す。

質を持っているか、を知っておかなければならない。

われわれの祖先は燃える水や燃える石を地表で得ていH−2

電力施設の深さ：

たが、深部の探査技術・掘削技術の進歩とともに、人間は次第に地下深部へと入り込み、とうとう数kmの深さ

深く掘削した岩盤の上や地下深部に電力施設を安全ににまで到達した。人類が自分の体で直接達することが出建設し、保守するためには、事前に地下の状況を的確に来た最も深いところは、南アフリカの鉱山である。ここ調査する必要がある。一番てっとり早いのはボーリング

では、約3．3kmの深さまで坑道を掘り下げて、鉱石（ダを掘って直接調べることであるが、地下を孔だらけにすイヤモンド）を直接掘った例がある。これほど深い鉱山

るわけにはゆかず、できるだけ少ないボーリング数量でにはごく限られた人しか入れないが、誰でも行ける状態

見えないところも見るようにして調査ができれば、最もになっているトンネルとしては、イタリアとフランスの効率的である。本電中研レビューの主題である地下の探国境に掘られた道路トンネルが深さ1．8km、わが国では査・可視化は、そのための重要な役割を果たし、調査の電中研レビューNo．35●9効率化とコストダウンに大きく寄与している。電力施設法が必要となる。特に、廃棄物は1万年程度の期問にわには、ダムのように地表に近いところに建設されるもの

たり人間社会から隔離する必要があるため、岩盤にボーから、地熱発電のようにkmオーダーの深さにまで及ぶ

リングなどで孔をあけた場合には、そこが人間社会へのものがあるが、一方で、調査技術には深いところがら浅近道にならないように完全にシールする必要が生じるの

いところまでオールマイティというものはなく、それぞで、できるだけ非破壊で見えないところを見る技術が不れ得意とする深さの領域を持っている。ここでは、具体可欠となる。

的な探査・可視化方法に入る前に、電気事業が当面の課

圧縮空気貯蔵やエネルギー地下備蓄は、深さは異なる

題として必要な地下の探査深度を、具体的な構造物を例

ものの地下の空洞としては、規模は大きく変わらない。

にあげて示すことにする。

前者は空気を貯蔵し、後者は主として油を貯蔵するとい現在探査深度が最も深くまで要求されるものとしては、うことで、気密、水密性が要求される。圧縮空気貯蔵は

地熱発電の貯留層探査がある。特に、近い将来に期待さ深さ400〜600m程度、エネルギー地下備蓄は海水面と同れている高温岩体発電は、乾燥した高温の岩盤に貯留層

様かややそれ以下で、前者は地上とは立て坑、後者は横を人工的に作り、そこに水を流して蒸気に変えて発電す

坑で連絡する。調査では、特に地質構造、岩石の透水性、るシステムである。その深さは2〜4kmに考えられて透気性の調査が重要となる。地下発電所はすでに多くのおり、在来の地熱の1〜2kmと比較してもより深部の実績を有しており、その深さは最大で500〜600mである。

情報が必要である。特にボーリングの掘削の前に、地下地下発電所は、地下に掘削した大空洞の中に設置されの対象とする岩盤の広がりや、温度、貯留層の作りやする。その調査段階では、大空洞の掘れる岩盤を探し、そい岩盤かどうかなど、得なければならない情報が多い。

の岩盤の掘削時から将來にわたっての安定性を評価する

高レベル放射性廃棄物処分は、電気事業にとって大きことを主目的とした調査を行う。

な課題であるとともに、国家的プロジェクトである。高地表および地下のそれほど深くない場所への構造物とレベル放射性廃棄物は、地下数100mから1，000m程度のしては、ダム、原子力・火力発電所、送電鉄塔などがあ深さに処分場を建設し、そこに処分され、処分の後1万り、それらの調査もその構造物のそれぞれの目的に応じ年程度の安全性を確保する予定になっている。処分深度

た調査が行われる。例えばダムは水とダムの圧力に耐えまで立て坑あるいは斜坑でアクセスし、そこに横坑を展られる岩盤がどこにあるか、それは水をためることので開し、横坑から処分ピットを掘って、そこに廃棄物を入きる岩盤かなど、原子力発電所は発電所の安定性もさるれる、あるいは横坑の中に直接廃棄物を入れ、その後埋ことながら、周辺に地震を発生する断層があるかなどはめ戻すことが計画されている。処分を実施するためには、重要な地質調査の目的の一つである。また、構造物を対その深さまで、もしくは、それを含めた処分場周辺につ象にするだけでなく、断層の分布や活動度、地すべりのいて、出来るだけ乱さずに地質の情報、そこに分布する安定性などを調査するためには、さらに精度をあげたり、岩石の物理的性質、地下水に関する情報を手に入れる手

新しい調査方法を採用したりしていくことが望まれる。

10

1−2

濫掘観駕器黙黙懸盤蘭奮《わ蒋織虚無下臥二二の醒璽性

当研究所の地質部門は、創立以来一貫して、電力各社持つ意味あいは今さら繰り返すまでもないであろう。

の電力施設建設・保守に関連した調査・研究を行ってき地質調査においても、調査は問診、視診などに相当すた。対象とする範囲は、前節で述べたように、地表付近

る地表地質調査に始まる。つまり、地表を歩いて、露出から容易には手の届かない深部や高温領域にまで広がっする地層や岩石、また、地形の観察を行うことに始まる。

てきた。調査の手法も、ハンマーをもって野山を歩きま

かつての地質調査は、この調査と地表で得られるわずかわる最も基本的・古典的な方法から、最新の電子テクノな岩石の分析に頼っていた。昔の医療が問診と視診、触ロジーと計算科学を駆使する方法へと変わってきた。本

診、簡単な打診に頼っていたのと同じである。この調査

レビューでは、主として最近発展の著しい調査方法につは、方法自体は簡便であるが、名医が問診、視診、手をいてとりまとめているが、本章では、これらの前段とし使った打診、触診だけでたいていの病名を当てるのと同て、電中研における地質調査の特徴と地下可視化の重要様に、科学的な経験と考え方をもってすれば、非常にた性についてとりまとめる。時の流れに伴う技術の発達と、くさんの情報を得ることができる調査である。また、こ底流にある基本的考え方を理解いただけると思う。

れは、今でも最も基本的な地質調査であることは変わらず、人の診断と同様に、その後の調査計画を左右してい1−2−1人の診断と地質調査
地質調査は、馴染みのない人には理解されにくいもの

く重要な調査である。

1−2−2最新の機器を使った地球診断技術であるが、その考え方や方法は、人の診断と比べると良く理解してもらえることが多い。特に、建設時の地質調

人間の診断の方法に例えれば、打診以降の技術が本レ査ではなく、どこかに不具合が出てきた古い電力施設のビューの本題であり、医学の分野と同様に近年発展著し

基礎岩盤の地質調査を思い浮かべて、体の具合が悪いとい技術である。レントゲン撮影やCTスキャンが人の診断きと比較していただけば納得されると思う。医者は、患に果たす役割が絶大であることは、誰もが知っているし、者から症状を聞いて、診察計画を立て、診断を行い、治きっと、その恩恵に浴しておられよう。地質調査も、同療を行うように、地質・土木技術者も同様に、調査して、様の状況にある。地球の診断技術としての探査・可視化

不具合の原因を探り、補修を行うのである。

技術の主要なものは、本レビューの目次に挙げられてい人の診断において、まず第一にされるのは、問診、視る。当研究所は、これらの探査・可視化技術の多くを有診、触診、打診と聴診であり、次に血液検査、尿検査、し、また、新たな手法を開発してきた。これらについて

血圧測定、心電図検査、次にレントゲン撮影、断層撮影

は、第2章以降で説明するが、以下にその簡単な紹介をといったところである。これらは、いずれも非破壊検査する。

であって、破壊検査、すなわち人体から一部の組織を切打診にあたる調査には、地表から地球をたたく調査、

り取って行う病理検査は、相当後の段階、悪いところがすなわち物理的に地球をたたく地震探査、たたく代りに、特定できてきた段階で行われる。これらの診断や検査のレーダーをあてる地中レーダー、電気を流す電気探査な

電中研レビューNo．35●11

どがある。これらは、地表から何らかの信号を地球に送れた。

り、そのはね返りを観測して、地下を探査する手法であ当研究所における地質調査は、このような構造物建設る。ただし、そのはね返りは、人間の耳にはとても聞こと密接に関係して行われて来たため、単に学術的に行わえないため、精密なセンサーを用いて測定することにな

れる地質調査とは一線を画してきた。大学における地質る。

学の研究者達の多くは、地中を探るというよりも、岩石聴診に相当する技術には、耳をすまして地球の響きをの性質を事細かに分析し、また、室内実験で地殻を模擬聞くような調査、すなわち自然に起きる地震を利用したしたりして、岩石の成因を明らかにすることに主たる興

地球内部の調査や、地下で起こるひび割れの音を聞いて味を持って来た。そのため、地下に何があるかがわかれ

破壊の起こっている場所を探すAE法などがある。

ば、それがどこにあるかはあまり重要視しないきらいが血液検査や尿検査に相当するものとして、地下水や地あった。しかしながら、構造物を設計するためには、「地中のガスを調べて、地中の様子を知る方法がある。血液下に何があるか」だけではなく、「どこにあるか」を正確は体の中を循環して体の必要な成分や不要な成分を運搬に知る必要がある。そうしないと設計ができないからでしており、体のどこかの器官に異常があると、血液の成ある。「地下に何があるか」だけであれば、浅い所ならば分の異常としてとらえられることが多い。地下水も同様

何も高価な道具だてを使わなくても、前述の地表踏査だに、地球の中に入って後、空気との接触を断って移動し、けでもわかるかも知れない。しかしながら、「どこにある岩石と反応して成分を変えていくことから、地中の情報

か」となると、地表踏査だけでは、はなはだ心もとないを持っている。さらに、地中のガスの中には、大気からことになる。ボーリング調査を行ってみても、やはり見混じったものや地下深部から湧いて来るものがあり、やえないところは、心もとないことに変わりない。さらに、

はり、その起源や通路に関する情報を持っている。

地下深部となると、地表踏査だけでは「何があるか」に

血圧測定や心電図検査は体の特性を丁寧に測る方法でついても、おぼつかなくなる。このように、「正確な位置あり、地球の診断技術にはそれに相当するものとして、を知る」あるいは、「見えない所を見る」ためには、地下

重力、磁気、自然電位など、地球の物理的特性を測定しの探査・可視化は大きな威力を持っており、こうした目て内部を推定する方法がある。

的のために電中研は早い段階から地下の探査・可視化の医療分野において、レントゲン撮影や断層撮影が可能

技術開発に力を注いで来た。石油業界においても地下のになったのが比較的最近完成された技術であるが、地質探査技術はいち早く進められて来たが、その対象はl調査においても、地球の透視は最近緒に就いたばかりでkmを越えるような深さであり、人間の生活圏に近い薗

あるが、透視できる範囲は次第に深く、また、精度が高部ではなかった。

くなって来ている。透視には、当然光ではなく、電気、

土木構造物を作るためには、前述のように何がどこに弾1生波、電磁波、また、特殊なものとして水が用いられあるかを的確に知るだけでなく、さらに、調査の後段にている。

は「何が」の力学特性や透水特性を評価する必要がある。

このため、地下の探査や可視化を行った時には、その結1−2−3地質調査と地下可視化の重要性

果をどこかで「現物」と比べることが普通である。探査・可視化技術は、地層や岩石そのものではなく、その属性
前節で述べたように、電力施設は多様化してきているである比抵抗や弾性波速度を測定して、解析し、それにが、その建設の考え方の根底には調査・設計・施工の流よって地質を推定する技術であるが、これらの属性だけれがあり、そのための調査の流れは大まかには大ダム時

では地層や岩石の種類や状態を決めるのは困難なことが代と変わらない。つまり、既存資料、地形図、空中写真多い。したがって、たいていの場合、ボーリングによっなどを元にした机上検討の後に、地表地質踏査、物理探て実際の地質を数昏眠で調べ、それと探査結果を比較し査、ボーリング調査、横坑調査などの地質調査を行い、て、真に近い姿を明らかにして行く、という手順が取ら

さらに、岩盤を分類し、分類に応じた強度・変形性の評れる。さらに、同じ種類の岩石であっても、変質の程度

価を行ってきた。そして、その結果は設計へと引き継がが違ったり、間隙水中の塩分濃度などが異なったりする

12

表1−2一壌

電中研式岩盤等級区分基準

薇∫持、

きわめて新鮮なもので、造岩鉱物および粒子は風化、変質を受けていない。亀裂・節理はほとんどなく、あってもよく密着し、それらの面に沿って風化の跡は見られないもの。岩質はきわめて堅硬でハンマーによって打診すれば、澄んだ音を出す。

岩質堅硬で開口した（たとえ1mmでも）亀裂あるいは節理はなく、よく密着している。ただし、造岩鉱物および粒子は部分的に多少風化・変質が見られる。ハンマーによって打診すれば、澄んだ音を出す。

岩造鉱物および粒子は石英を除けば風化作用を受けてはいるが、岩質は比較的堅硬である。一般に褐鉄鉱などに汚染され、節理あるいは亀裂間の粘着力はわずかに減少しており、ハンマーの強打によって割れ図に沿って岩塊がはく脱し、はく脱面には粘土物質の薄層が残留することがある。ハンマーによって打診すれば、少し濁った音を出す。

造岩鉱物および粒子は石英を除けば風化作用を受けて多少軟質化しており、岩質も多少柔らかくなっている。節理あるいは亀裂間の粘着力はわずかに減少しており、ハンマーの普通程度の打撃によって割れ目に沿って岩塊がはく脱し、はく脱面には粘土質物質が残留する。ハンマーによって打診すれば、濁った音を出す。

造岩物質および粒子は風化作用を受けて軟質化しており、岩質も柔らかくなっている。節理あるいは亀裂間の粘着力は減少して∫℃L．

おり、ハンマーの軽打によって割れ目に沿って岩塊がはく脱し、はく脱面には粘土質物質が残留する。ハンマーによって打診す
れば、濁った音を出す。

造岩剛物および粒子は風化作用を受けて著しく軟質化しており、岩質も著しく柔らかい。節理あるいは亀裂閤の粘着力はほとん
どなく、ハンマーによってわずかな打撃を与えるだけで崩れ落ちる。ハンマーによって打診すれば、著しく濁った音を出す。

と、弾性波速度の伝播速度や電気的な抵抗が大きく変初めて、地質構造の調査は一段落となる。このような理わってきたりするため、探査・可視化技術によって得ら由で、地下の探査・可視化技術と一見関係ないように見れた調査結果は、それ単独では不自然なものであることえる岩石の風化や変質の研究、岩石の生成や変質の年代もある。そこで、この調査結果は、地質学的に考えうるの研究も大きな地質調査の一環をなしているわけである。

風化や変質などの現象とつき合わせて検討されてゆき、このような考え方の事例は第6章で紹介される。

最も合理的に説明できる地質構造が得られるにいたって

電中研レビューNo．35●13

轡離

離

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慧

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灘

欝

欝

騨

第2章

2−1
2−2

地下からのメッセージを読む●目次

我孫子研究所バックエンドプロジェクト天然バリアチーム

馬原保典

我孫子研究所地質部

木方建造

我孫子研究所地質部

本島

勲

我孫子研究所地質部

鈴木浩一

地中ガスを用いた地下構造探査……………・・…・…………・・……・………・………・・…………………………………17
地下水の年齢…………・……・・…………・・……・……一……・…・…………●●……．…●●……………●……

……●……

22

2−3

同位体を用いた地下空洞の湧水評価・・………………・……………・・…・……・・…………・……………………………26

2−4

重力、磁気、電位による探査法………………………………・・…・……………………………・……・・…・…・………・29

馬原保典 （1975年入所）
これまで、低レベル放射1生廃棄物の処分について安全評価、核種の地中移動、地下水調査に関わり、自然環境条件下でプルトニウムの地中移動速度を世界で最初に実測したり、溶存希ガスを用いた地下水年代測定・調査法を提案した。今後は高レベル処分において重要な課題である地下水の履歴を明らかにする
古水文学の面からの研究を展開していきたい。

木方

建造

本島

（1956年入所）てきた。

（1976年入所）

これまで、高温岩体発電の地熱貯留層の規模を評価するために、地質、物理探査、地球化学的手法を総合して検討してきた。今後はさらに地球化学的手法により、高温岩体発電の実用化を目指して研究を進めるともに、同
じ地下開発として高レベル廃棄物地質処分についても関わっていきたい。

勲

これまで、区間地下水圧測定機器、高精度透水試験装置、ボーリング孔間の圧力試験装置などの地下水調査機器を開発した。また、
水質、同位体を利用し地下水の年代、六二・流動機構の評価手法を開発してきた。これらを用いて岩盤地下水の調査評価方法を構築し、電力施設に関わる設計、保守への適用を行っ鈴木浩一（1984年入所）

これまで、電気・電磁波・地震波を利用して地下を可視化する 物理探査法 の測定・解析技術の高精度化の研究を行ってきた。電力構造物立地地点、活断層を対象とした物理探査や、高温岩体発電に関した地下5km級
塗．こ認の深部地熱源探査技術の開発を行ってきた。

今後は調査現場と電中研LANを接続したリモート探査解析システムを開発していく予定。

16

坤中が冬・、地下水ぐ重力＼地碓第や堆亀涼の菱動嫉．地球が、われわれに呵けて発レている情報を鵬ζ後鞍：潔：容騨濃雪縄購下灘摯離薗霧警

姦講講葉馳欝を堺謡う町嘩斯雌轡醐1嘩◎

2−1

携遣揉蚕

地化学探査は、地中のガスや地下水、土壌や岩石に含ア諸国において1930年代から精力的に行われるようにな

まれる化学成分などをカギとして、地下の資源や地質構ってきた。そのころのサンプルは、土壌、岩石および沢造を探す方法である。地化学探査は、当初鉱床探査の有水であったが、ガスの分析精度が1960年代に入って飛躍力な手法として、アメリカさらにはソ連やスカンジナビ的に向上したことから、ガスを指標とした地化学探査が

ρ〆

、

し

異常帯

一一、

地表

大気
↓

蕊
土壌中：有機物→＞H2、

U、Th、

K

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CO、CO2、

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Ar、

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岩盤表面

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酸化帯前線

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↑

図2一壌一1

地下からのガス発生機構（Roseetal．，1979）

電中研レビューNo．35●17

精力的に行われるようになってきた。特に1966年にソ連（図2−1−2）。

で起こったタシケント地震と地下水のラドンガス（Rn）

a）土壌中に孔を掘り、塩化ビニールパイプ（直径5との関連が知られるようになったことを契機として、地cm、長さ60cm）を埋設する。パイプの上部をゴムパ

震予知や地震の引き金になる活断層と地中ガスとの関係

ッカーで塞ぎパイプ内に外気が混入しないようにすに関する研究が、活発に行われるようになってきている。

る。塞いだ後にパイプ内の空気を排出する。

また、1970年代になって、地熱源探査に関連して、特にb）24時間放置した後に、パイプ内にたまったガスを熱構造を支配する断裂系と地中ガスの関係についての研ガラス製アンプルに採取する。同時にCO2濃度、究が行われ、地化学探査は現在では地熱源探査には欠く

濃度を現場計測器で測定する。これらの作業が終了

ことの出来ない、重要な探査の一手法と位置付けられるした後に、パイプ内に水銀捕集用の金線をセットしようになってきている。当研究所では、このような観点て再びパイプ中の空気を排出する。

から、地中ガスを用いた地化学探査を第四紀層の分布す
る砂、礫、泥などの地域に伏在する活断層調査および地Rnc）b）の作業後1週間放置した後に、パイプ内の金線を回収する。

なお、水銀は地下の熱源を探査する目的のためであり、熱源の探査に適用してきている。

地熱源探査以外の場合、金線のセットは省略することが2−H調査方法
地中ガスには、a）地下深所から上昇してきたもの、

ある。

b）

（3）測点配置

岩石や土壌中で、ウラン（U）、トリウム（Th）、カリウ

地中の情報をできるだけ公平に得るため、地中ガスをム（K）等の放射崩壊により生ずるもの、c）大気に由来採取する測点は、碁盤の目のように配置する。目の間隔するもの、d）植物や微生物に関するものが混在しているは、普通数10m〜100m程度であるが、それぞれの地点に（図2−1−1）。いずれの場合も地中ガスは、主として断層

おいて地形・地質条件が異なるため、各地点でこれらの破砕帯などの断裂系を通路として地表に出てきており、条件を考慮して決める。

地表で地域的なガス組成の変化を調べ、それらの氏素性を吟味することにより、地下の断裂系や状況を推定することが可能となる。

（4）分析方法
CO2およびRn以外の7成分については、ガスアンプル
を室内に持ち帰り、ガスクロマトグラフィーを用いて分（1）分析項自地表付近の地中ガスを使って地下の状況を探査するに析する。Hgは、金線に付着したものを加熱によって追い出して原子吸光を用いて分析する。

は、ガス成分であれば何でも使えるわけではなく、最も有効な成分に注目する必要がある。このような成分は、指示元素、あるいは英語でpath−finderと呼ばれている。

いわば道しるべである。当研究所では従来の様々な研究
2

結果、および分析精度を検討した結果、指示元素として

1

主要ガス成分のうち、ヘリウム（He）、ネオン（Ne）、水素（H2）、窒素（N2）、アルゴン（Ar）、メタン（CH4）、

地表

需

1i誹・
@

二酸化炭素（CO、）、酸素（02）、低沸点元素として、水銀⊥ガス採取用アンプル
2．ガス採取3．ゴムパー

5＼

塩化ビニールパイプ
5．塩化ビニ6．テフロン（2）ガス採取方法

18「

4．水銀採取4

地中ガス採取の現地作業は以下の要領で実施している

ド

遷．西牧式注
1β（Hg）、放射性元素としてラドン（Rn）に着目し、これらの分析・解析を実施している。

》

び、無二

p、

図2−1−2

ガス試料採取孔および採取概念図

Rnは、半減期が約4日と短く、また、ガスの流れに運ば

2−1−2

地化学調査の有効性れないと10mも移動できないことから、地中の微量のRn濃度を測定してガスの移動速度の大きな所、たとえば断層破砕帯を探すことができると考えられている。また、（1）主要ガス成分

主要ガス成分から地中の情報を読みとるには、大気やその半減期が短いことからRn濃度は昔のことを記憶し生物の影響を排除するために、分析値そのものではなく、ていないので、継続的なRn濃度変化パターンから地中のいくつかの組み合わせを用いる必要がある。基盤の地質

状況変化、ひいては地震予知ができるかも知れないと考

構造や地熱源の存在を反映する地中ガスの指標として、えられている。

1）CO2と02濃度、2）He／Ar、

Ne／Ar、

N2／Ar比、3）H2

2−1−3

濃度が挙げられる。

地中ガス探査の適用

1）CO、濃度
CO2の起源には大気、生物、地下深所の3つが考えら

地中ガス探査に用いる指示元素はすべてが地質構造やれ、地下深所のことを知るには、前2者の起源のもの

地熱源に関係しているわけではなく、地質条件等によっを差し引かなければならない。CO、が生物活動の産物て有効な指標が違ってくる。したがって、単独の指標にの場合には、大抵CO2とO，濃度の関係が負の相関する

ついて地質構造や地熱源との関係を調べるのではなく、ことからわかる。CO、濃度がこのような状況を示さず、総合的な調査が必要となってくる。その際各種の探査結

また、大気中のCO2濃度である0．03％からかけ離れた果を総合的に評価するために、各成分の地表での分布パ値を持つ場合、このCO2は地下深所起源の可能1生が高い。

ターンから、濃度や比の高い個所および等値線図の峰の2）He／Ar、部分を読み取り、これを用いて解析を行っている。

Ne／Ar、

N2／Ar比これらのガスが地下水にとける溶解度は温度に依存していること、また、He／Ar、

N2／Arは、岩盤起源の

ここでは、沖積層に伏在した活断層調査および地熱源
探査に地中ガス探査を適用した例を紹介する。

場合の方が大気起源に比べて非常に大きいことから、これらの比が地下の温度および地質構造を反映していると考えられている。

3）H2q）地質構造（活断層）調査への適用（岐阜県萩原断層）

本州中央部を北西一南東に分布し、延長約70kmの日本を代表する活断層である阿寺断層は、北西部においてH、ガスは、破砕した石英と水との反応によって発生3条に分岐し、そのうちの1条が萩原断層と呼ばれていすることが実験的に確かめられており、また、実際にる。この萩原断層が通過する岐阜県下呂町軍政三ツ石で日本の著名な活断層である、山崎断層、跡津川断層な

トレンチ調査が実施された。トレンチ壁面の南西部に節どから断層に沿って高濃度のH2ガスが発生している

理もしくは小断層が密に発達した濃飛流紋岩が、北東側例が報告されている。このように、H2ガスは地質構造に段丘礫層および腐植土層と崖錐性砂礫層の互層が、ま調査、特に活断層調査には有効な指示元素である。

た両者の間には3−4条の断層と断層粘土からなる幅
0，2〜1．5mの断層破砕帯（南北走向、東傾斜）が観察され

（2）Hg

ている。

Hgはその蒸気圧が温度上昇により異常に高くなるこ

トレンチ個所を中心として、15〜30m間隔の碁盤目状とから、地下の地熱源の上では地表にまで移動してきてのグリッドを設定し、地中ガスによる地化学探査を実施いる可能性があり、地熱源探査の有効な指標であると考し、その有効性を検証した。探査の結果は、図2−1−3に示えられている。

す通りで、各ガス成分のうちHe／Ar、：Ne／Ar比およびRn

ガスの異常が認められた。異常の方向性はほぼ断層の走（3）Rn向に一致しており、これらが断層の存在を反映している

Rnは、不活性で他の物質と反応せず、また、放射能をことがわかる。それらの異常の位置は相互に必ずしも一有するため微量でも放射線を用いて測定できる。さらに致しないが、このことは各元素の質量の違いにより軽い

電中研レビューNo．35●19

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図2−1−3

望

地中ガスと断層の関係（阿寺断層系萩原断層）

元素は断層の上盤から、また重い元素は断層を通じて地

布域に形成された肘折カルデラが分布する。肘折カルデ

表の堆積物に放出していることを示しているのかも知れ

ラは、第四紀更新世から完新世にかけて形成されたと考ない。

えられており、現地形が良く保存されている。肘折カル
デラは盆地をなしており、盆地の縁に山体の陥没に伴う（2）地熱源探査への適用（山形県回折地点）

断層が存在すると推定されている。盆地の東縁には肘折調査地域には、第三紀中新世の流紋岩および凝灰岩分

温泉が、中央部には金山温泉が存在している。

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図2−1−420

地中ガスと地熱源の関係。Tempは1m深地温（肝折地点）

調査は盆地の内部および外部を覆うように500m聞隔向に存在するものであり、Hg、

Ne／Arなどがこれに相当のグリッドを設定し、原則的にはグリッドの交点に測点する。CO、の異常はこの位置でスポット的に存在する。

を設けた（図2−1−4）。各成分の異常には3つのパターン

Rnはこれらよりも東方100mにN−S方向に存在する。こが認められた。1つは、盆地の縁またはその外側にありのように指標によって多少パターンは異なるが、大きく全体として盆地を取り囲むような形状を示し、N2／Arが見て、盆地の東縁に沿って地中ガスの異常が認められた

このような分布を示す。Rnは盆地の北東にNW−SEの異ため、この付近で特に地熱流体の移動が激しいものと判常が認められる。第2は盆地の東縁に沿って湾曲してい断された。また、盆地中央西寄りの地中ガス異常付近でるもので、H2、は、1m深地温の測定によれば、地下の温度が周囲より高He／Ar、

Ne／Ar等の異常がほぼ同一位

置、同方向に存在する。CO2の異常はこの縁に沿ってスポくなっていることがわかっている。

ット状に分布する。第3は盆地中央西よりにほぼN−S方

電中研レビューNo。35●21

2−2

地下水の動きを捕らえるための道具として古くから用いられているものにトレーサー（追跡子）がある。これ（2）地下水中での化学物質の分解・変化速度を活用する方法。

、

は、いわば地下水を追跡するための目印であり、人為的（3）古気候あるいは、すでに年代決定がなされている地にわれわれが地下水に加える人工トレーサーと、元々天質学的出来事と地下水の性質の関係を活用する方法。

然に溶けている天然トレーサーとがある。天然トレーサー

これらのうちで地下水に溶けている微量な放射性元素には、溶存イオン量・溶存ガス量あるいは、重水（D）重は、一定時間を経過することに元の量の半分に減衰し他

酸素（180）等の安定同位体、また、トリチウムなどの放の元素に変化するという放射能特有の性質を持っている。

射性元素がある。

この特性を活用すると、放射能という時計を使って経過

このような天然トレーサーの地下水調査への活用は、時間を測ることが出来る。地下水の年齢の測定に活用さ1950年忌後半頃から同位体水文学という学問分野の発展れる代表的な放射性元素と測定範囲、測定に必要な採水と、環境微量物質の分析技術の進歩とともに欧米を中心量ならびに測定に用いる分析手法等について表2繊刊にに盛んになってきた。わが国では、1960年頃から大気圏示す。

核実験によって降水のトリチウム濃度が急増したことに伴い、地下水の撫養・流動調査を皮切りに放射性・安定

2十2溶存ヘリウムを用いた地下水年齢の同位体を中心に天然トレーサーが活用され、地下水調査

測定と地下水調査の事例の一手法として市民権を獲i得してきた。当研究所では、地下発電所やトンネル現場での湧水・地下水の起源や滞当研究所では、地下水に溶けているヘリウムガスを測

留時間の推定に、最近では、放射性廃棄物の地下処分の定し地下水の年齢を推定する方法を開発中である。このためのサイト選定・安全評価における地下水調査技術の方法では、溶出ヘリウム濃度を質量分析器を用いて高精一つとして、天然トレーサー技術の開発を進めている。

度で測定することによって、若い地下水から非常に古い

ここでは、地下水の年齢を測定して地下水調査に活用し地下水の年齢まで統一的に測定できるという利点がある。

た事例を中心に紹介する。

（1）トリチウム（3H）＋ヘリウム3（3He）法

2−2−1地下水年齢とその測り方「降水には、大気の上層で宇宙線によって造られた3Hが、一定量含まれている。3Hは、β崩壊して3Heに変わ
地下水は降水が地下に浸透して造られる。その過程で、る。したがって、地下水試料に含まれる3H濃度と3He濃度

浸透した水が地下で大気と接触を遮断されてからの経過を正確に測定すれば地下水の年齢を精度よく決定するこ

時間が地下水の年齢である（図㍗2−1）。地下水年齢を測とができる。」

る手法としては、おもに以下の3つの方法がある。

この方法では、数か月から数十年程度の比較的若い地（1）大気起源で地下水に、あるいは地殻起源で地下水に下水の年齢をかなり正確に測定することが可能である。

含まれる放射能の壊変速度、蓄積速度ならびに非平衡

わが国のように雨が多く、水循環が早い浅い地層の地下を活用する方法。

水年代の測定には特に有効である。本手法を適用して測22

表2−2−1
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罷議麟籍ll／槽ゴrド

写：1灘颪∫

代表的な地下水年齢測定法とその測定範囲
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ﾄ測定法，

85Kr
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12．3

10『8（dpm〃）以下
iただし1950年前）

3．6（dpm〃）（たｾい954年前）・ポーランドのCrakowの地下につ
1．2×105〜3．6×105

1〜40

1〜60

270

4×10一5（dpm／の50〜2000

7×噛06〜9×106

14C

5，730

2×壌0−1（dpm〃）

・電解濃縮後、低バックグ

宴Eンド液体シンチレー@ションカウンターによる

Q000

36Cr

2壕0ρ0030壌，000

安定核種

104〜106

蓬×1『5〜2×10｝4
idpm／の5×104〜
Q×106

iバックグラウンh）として〜10−8ccSTP／9

4He

安定核種

P08〜109（通常の放7×1r9（dpm／の〜10司4ccSTP／9＊1

3He

iバックグラウンh）として｣定し、70年以下との結果を得た。

持つ地下水によって形成されﾄいることを明らかにした。
104（RiSによる分析）＊2

81Kr・3H法で測定して50年以上と判定@されたZurzachの温泉水の年代を

ﾋ能測定）

1000−5000（タンデム
三器分析）P08〜109（通常の放ﾋ能測定〉・カナダ、マニトバ州のミルキー
潟oー帯水層地下水で1．4×106
Nを得た。
・オーストラリアのGreat

ルキーリバーの地下水に対し、
U×犯5〜1．6×106年を得た。

ﾍ（元素状の炭素として）・溶存ガス抽出分離精製後、ﾁ速器質量分析・ダンデム型加速器質量分

ﾍ（ClをAgGlとして抽出
ｸ製）

・三島溶岩流内および周辺の地下

壌〜100i3Heと組み№墲ｹて）?に対し、⑳〜15年・庄川流域の地下水に対し、1〜

＞15

Q0年
・サバンナリバー周辺の地下水にﾎし、年代を測定し、8。4×103
N、これを基に地下水流速は、

壌04〜107

iウラン、ト潟Eムと組み

〉壕5

№墲ｹて）

・質量分析
@（希ガス分離後）

・質量分析@（希ガス分離後）

O．06m／yと推定した。
@らの地下水の井開を評価した。その結果、地下水の平均的な流速

…

0．01

宴Eンド気体計数管を用｢てβ線測定Artesian

aasinの地下水は犯5〜106年とﾌ結果を得た。また、カナダ、

・Glatt（スイス〉河流域で地表水か

222Rn

ﾀ線計測
・多重遮蔽付の低バックグ

・たとえば，熊本平野の地下水に ・液体：シンチレーションカ
Eンター、あるいは気体
ﾎし、3H、14C、234U／238Uで調査
v測管でβ線計測（地下@し、地下水は主に最近の降水と?よりＢaCO3として、炭嘱榾古い滞留時間（3〜4万年） fを補取後、炭素を分離）・タンデム型加速器質量分

2×105

500〜

・溶存ガス抽出後、アルゴ燈ｪ離精製後、比例計数管
ﾉてβ線測定nについて調査し、六甲トンネル内の地下水の年代は40年で、1000

た1＞誇測♂．定1．

・分囁析方・法囁・・たとえば、六甲山の地下水循環

ｬ速は0〜17m／yである。
39Ar、｢て10〜40年という結果を考え
ﾄいる。

A釜誘．

蝸t・凋貿ゴい∴

1実：．測ン椀・・トルエン抽出後、液体シ@ンチレーションカウンターによるα線計測

1000

0．03以下

ﾍ4．6m／dayとの結果を得た。
＊1：単位重量の水に溶解している気体の量を標準状態（0℃1気圧）の下での体積で表したもの＊2＝レーザーパルスを用いて量子状態で選択的に原子をイオン化し、小型の質量分析器と組み合わせることによって高精度な分析が可能となり，ヘリウム，ネオンを除く希ガスを原子単位で計測できる。

廉した三島溶岩流、ならびに熊本平野地下水の年代につ（U）やトリウム（Th）とその娘核種であるα核種が含まいては、前者が10年、後者が1〜50年という結果を得た。

れている。これらのα核種がα壊変する度に、Heが岩盤や図2−2−2に地下水年齢ならびに環境同位体（δD、δ180）

土壌中に放出され地下水中に蓄積される。Heが地下水中の測定結果を考慮して推定した三島地区の地下水流動区に蓄積される割合が一定であれば、地下水中に蓄積され分と地下水年齢分布を示す。

たHe量より地下水の年齢を決定することが可能となる。」②

この方法では、地下水の地下での滞留時間が長くなれ

ヘリウム蓄積法「地下水の入れ物である周辺岩盤・土壌には、ウランばなるほど、地下水に蓄積されるヘリウムの量は、増加

森／巻暴瀧／／一滞留繭Il目「一一一一一一「一一T
浸透

井戸

不透水層

井戸

地下水

井戸

不透水層

図2−2−1

地下水の流れと地下水の年齢の定義

電中研レビューNo．35●23

地下水の流れ

N
年

1
囁：r

0

1meq／彦

N聡く騰

愛
鷹
山

箱
根

欝、

／1

山

t躍t5，

ノ，

・撫勇熱

艇レ、

黄

瀬
川

，撫、

φ，

ノ；∫

瀕嚥

、◇

@境

㍉陶一

大場

寒、lll
1000

香貫山

図2−2−2

、

1殴

、

：1・∫

ド

ド

2000（m）

地下水年齢（t、年）測定結果、環境同位体測定結果ならびに一般水質分析結果を基に行った三島溶岩流・周辺地下水の流
動区分

驕倉菱量

EL50m

@

O

ｫ養

日ノ

散

酒

＼璽

地下水流出量

、

地下水面

、

、

直接流出量

、馬一一＿一一17−40田

地下水酒養域

一100m
−150m
@
@ 駿沼

，
、

、

、

、

、

、

、

、

、

、

沢

、
、、

／
丁魎一一〆

、

4
／

、

最近の降水の @

@混入域

@

、
、

@
@

@

地下水は比較的

／，ｬ動性が高い

ノ

、

@

、

f

f

、

A
A

比較的古い降水をN源とする地下水域

囁曳：若干の地下水流動
、
ド

ﾍ存在する

也下水年代（102〜103年・

，夙

1遊蓮瀬講
ﾚ量す霧地下水と海水の混舎！
薮灘麟灘麟懸勧黛睡郷灘灘魁津熱懸

非常に古い降水を起源

梅

24

難、
鷲

読囁・

繊灘
恕
蛯P

@懸
地下水の流動は贈

図2−2−3ド

灘麗売・@ほとんどない

P糠轄鞘甜難溶存ヘリウム測定法による地下水年齢測定結果を基にした六ヶ所サイトにおける地下水循環概念モデル

することになり測定は容易になる。この方法では、数百（図2−2−3）。ただし、地下水中では、蓄積されたへリウ

年から数百万年という非常に古い地下水の年齢を測定でムの起源（素性）を明らかにしたり、別な場所で発生しきる。実際に、オーストラリアの大鐙井盆地の地下には、たヘリウムが、拡散移動し蓄積した量の評価を行わなけ

百万年以上の年齢を持つ地下水の存在が、この方法で確ればならない問題点も残されている。これら問題点を解認されている。わが国においても、六ケ所村の低レベル決するために、目下ヘリウムの成分分離法の開発や拡散

放射性廃棄物埋設施設の深層部には、数万年以上の滞留解析を行うことによる精度の向上を目指している。

時間をもつ地下水が存在する可能性が示唆されている

電中研レビューNo．35●25

2−3

濁承熱論

地下水に含まれる同位体は、前節で述べたように地下（2）3H

水の年齢の推定に利用できるだけでなく、地下空洞への幽3H（質量数3）は、半減期が12．3年の放射性同位体で湧水の評価にも用いることができる。ここでは、地下空ある。降水中の3Hは、前節で述べたように大気圏での窒洞の湧水に含まれるトリチウムと酸素一18（180）、重水素

素原子と宇宙線との核反応などを起源とするが、その濃（D）、ラドン222（222Rn）を用いて、地下空洞の裏側にま度は、1953年以降に大気圏で行われた核実験により1964

わって湧水の起源を探る方法を紹介する。従来岩盤地下

年前後には1，000TUを越える値に達したことが知られ水の調査に利用されてきたルジオン試験や地下水圧試験ている。また、わが国では1953年以降、連続的に降雨のまたはトレーサー試験などでは、地下水の流れの一部を中の3H濃度が測定されており、経年変化が明らかになっ点または線での情報として知ることができるに過ぎなかている。

ったが、この方法によって、地下空洞周辺などでの不飽和領域を流動する地下水の評価や、山体深部の広域な岩盤の透水性の評価などが期待できる。

（3）222Rn

222Rn（質量数222）は、半減期が3．8日の放射性同位体である。地下水中の222Rn濃度は、岩石中のウラン起源の

2−3−1降水中の180、D、3Hと地下水中の
222Rnの特徴

ラジウムから生成するもので、また、稀ガスであるため空気に触れると空中に放出されるという特徴をもつ。こうした地下水中の222Rnの性状は、調査箇所近傍の地下水

（1）

180とD

180（質量数18）とD（質量：数2）は安定同位体であの流れが反映され、地下水の流況や地下水と表流水との相互関係などの把握が期待できる。

る。一般に、これらの濃度は未知試料と標準試料との同位体比の千分偏差δで表示され、降水中の濃度は蒸発や2−3−2

湧水の起源の評価事例

凝縮により変化し温度などの影響を受け、季節的にも大きく変動する。これらの濃度は、温度の影響、降水の高以上述べた同位体の一般的特徴を頭において、地下発度の影響、海からの距離の影響、さらに、雨量の多少の電所建設予定箇所周辺での湧水の起源をさぐってみよう。

影響を受けて変動することがわかっている。さらに、普これは、地表面下約350mに位置する調査坑の湧水を対象

通、降水中のδ180とδDとの間にはほぼ一定の正比例（直に調査し評価した事例である。同個所には流紋岩が分布線）関係が認められ、この直線の傾きは一定であるが、し、大規模な破砕帯などは認められず岩質は堅硬である

切片の値は蒸発の速度に依存し変化する。この値は、d値

が、割れ目が多く透水性は10ルジオン（1×10−4cm／s）程（スモールd値）と呼ばれ、わが国では、蒸発速度の遅い度で大きい。調査個所には多量の湧水があり、積雪期に太平洋気団を主体とする夏の降水では小さく、蒸発速度

渇水量、融雪、梅雨期から夏に豊水量となる。

の速いシベリヤ気団を主体とする冬の降水（雪）では大きい。

（1）地下水の混合と均質化

降水および調査坑からの湧水についてδ180値とd値の26

季節変化を追跡したところ、降水のものは大きく変化す1．

るのに対して、湧水のものはほぼ一定であることがわかった（図2−3−2、2−3−3）。このことは、降水時期の異なる雲
讐

降水が地下水を凋養する過程で混合し、そのび180値とd

羨

＼ ＼

0 5 ＼

§

値が均質になることを示している。降水のδ180値には、．奪 1．0筆05

1．5＼04。δ、＼

響

@

＼
@R罵』0

年聞を通じて大きく変化し2つのピークが認められる。
この現象は、梅雨陛気団とそれ以外の気団との降水機構0．5の相違から起こるものである。湧水のδ180値は、年間の湧水量の変化の割合変化が極めて小さく、降水量による加重平均の値とほぼ（a）1982年／1981年

等しい（図2−3−2）。さらに、降水のd値も年間を通じて大1．

凡

きく変化している。湧水のd値は、年間の変化が小さく降

＼

5

＼◎

＼

2δ・

◇、

水の年平均的な値を示している。これは、夏と冬の降水｢1983． 8緒?９83．

姐10◇

薫が地下水の洒養過程で混合していることを示唆している

劉

q＝相関
0．5

§

（図2−3−3）。

例◇1983． 4

雲
讐

70

瓜鬼
09△

羅

1 5

̲

9架＝一715尉

このようにエ80とDの測定結果は、降水の季節変化により地下水の酒養過程で平均化されていることを示してお湧水量の変化の割合

り、トリチウム濃度の季節変化も同様に平均化されてい（b）1983年4、8、11月／1982年

るものと考えられる。

図2−3−1222Rn濃度と調査坑湧水量との関係

年・月
壌983

0

1984

111212345678910141212
凡

一1

例

△降水（EL 449m）◇降水（EL 473m）

一2

口降水（EL1，015m）●渓流水（葉0、11）

一3○坑内湧水（1、3、5、6、9）

§司

室

ぎ

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2

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1§≧…ミ1
5Q

加重平均（降水）

↓

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8
8
（

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△e
◇o

（EL1015m）

〔】

一燦0

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一歪1

琴
△

一12

図2−3−2

δ180値の季節変化

電中研レビューNo．35●27

年・月
1983

11

12

1

1984

2

3

4

5

6

7

8

9

1011

12

1

2

40

ご1一一△

30

曇20
響

10
◇

0

△降水（EL〈〉降：フ1〈

（EL

449m）
473m）

□降水（E〕，015m＞●渓流水（10、11）

一10○坑内湧水（1、3、5、6、9）
一20

図2−3−3（2）古い地下水と新しい地下水の混合

d値の季節変化

で年変動を平均化されると考えられるので、降水の年平

空洞への湧水が積雪期に渇水量、融雪、梅雨期から夏

均的3H濃度を地下水の初期的3H濃度として考えることに豊水量となっていたことから、この湧水は古い地下水ができる。さらに、地下水中の3Hは放射線を出してそのと新しい地下水の混合したものであると考えられる。そ初期的な3H濃度は一定速度で減少して行く。現在の湧水

して、湧水量の増加が、滞留時間の長い地下水の増大にの3H濃度はこのような古い地下水と新しい地下水の3Hあるとすると、222Rn濃度は湧水量の増大とともに増大しの混合によるものとして解析すると、古い地下水と新し

両者の関係は正相関となるはずであるが、湧水から得らい地下水の混合比と古い地下水を降水が1函養した後の経れたデータは両者の関係が負相関であることを示してい過年数が求められる。

た（図2−3−1）。つまり、この222Rn濃度の挙動は、空洞へ

このような検討の結果、調査箇所周辺の地下水は、降の排水作用によりその上方に生じている不飽和領域

水が洒養後20〜25年経過した古い地下水と1〜2年程度で222Rnを放出しつつ流動している新しい地下水の増加の新しい地下水とで構成され、地下水の大半は新しい地により湧水量を増加させていることを示している。

下水（60〜90％）であることがわかった。また、この結では、両者の混合割合はどのようなものであったのか。

果より古い地下水が流動している深部での岩盤の透水性

これは、3H濃度から推定することができる。1953年の過を求めると（3〜4）×10−6cm／sとなり、山体深部の広域去から現在までの降水の3H濃度が記録されているので、な透水性は調査坑周辺より極めて小さいことが示唆され、これから、年平均的な降水の3H濃度の変化パターンが求

空洞掘削工事にあたっての湧水対処に大きく役立った。

められる。さらに、前述したように、3H濃度は酒養過程

28

1幽幽に

2−4

よる揉蚕濫

自然界に存在する地下の物理現象を計測して地下構造

用されている。また、地熱地帯において重力の定点観測を調査する物理探査法としては、重力探査法、磁気探査を精密に行い、熱水貯留層の熱水の移動に伴う微弱な重法、自然電位法などがある。これらは、深度方向の情報

力の変化を測定することにより、熱水の流動状況の評価

は詳細には把握できないが、比較的簡便に深度数kmにも適用されてきている。

〜数10km級の大局的な地下構i造を把握できるので、調

図2−4−2に当研究所が地熱源探査技術の開発の一環と査の初期段階に行う概略的な探査法として位置づけられして行った、兵庫県湯村温泉地域での重力探査の適用例ている。重力・磁気探査法は、陸上だけでなく船上に計を示す。図（a）はブーゲー異常図、図（b）は（a）のC−C測器を搭載して海底下の地下構造を調査することもでき、ける2次元解析結果を示す（断面図中の数字は密度を示

地球物理学の分野ではプレートテクトニクス理論の研究す）。本地域の重力分布は北から南に向かって低くなる傾などによく利用されている。特に、空中磁気探査は航空向が認められる。図中F2で示す

機に計測器を搭載して計測する手法であり、広域の調査

重力線が密になっているが、このF2の北側には花醐虫地域を迅速に探査できるという利点がある。一方、自然類、南側には泥岩・凝灰岩を主体とする堆積岩類が分布

電位法は地下水の流動状況を把握できる探査法として近している。よって、花右舷類の深度はこのF2を境に北か年着目されてきている。

ら南にかけて急に深くなっており断列系の存在が推定さ

副長一絵尾

測線にお

近辺は等

れ、当地域の熱源はこの陣列系によるものとも考えられ

2−4−1重力探査法

る。また、調査地域南部の低重力異常：Lは、この泥岩・凝灰岩を主体とする地層より成る堆積盆の構造を示すもの

q）基本原理と推定される。

重力探査法は地球の引力の鉛直成分（重力）を重力計に

図2−4−3に当研究所が鳥取県鹿野温泉地帯で行った適より正確に計測し、太陽や月の影響（潮汐力補正）、全地

用例を示す。（a）はブーゲー異常図、（b）はブーゲー異常図

球的な影響（緯度補正）、地形の影響（地形補正）などを補から2次傾向面を差し引いた重力残差図を示す。図（a）よ正して、地下構造だけによる異常（ブーゲー異常）を求める方法である。図2−4−1に示すように地下に堆積岩などの△9△9密度の小さい地層が分布すればブーゲー異常は小さくなり、花商岩などの密度の大きい地層が分布すればブーゲー・

異常は大きくなる。花商岩などの基盤岩の分布状況など
大局的な地下構造の把握に有効な手法である。

（2）適

用

堆稿轡，

例

国内では深部地熱源の調査において、熱水貯留層となる断層などの断裂系や多孔質な地層の分布や、温度の高い花醐岩（高温岩体）の分布を大局的に把握するために適（a＞

図2−4−1

ドーム構造（b）断層構造重力異常と地下構造の例（△g：ブーゲー異常）

電中研レビューNo．35●29

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蜜度繕笹

@巴」脚ピ

獲皮差堂0．2r2／ぐ加りr（a＞ブーゲー異常図（単位＝mgaD

図2一牛2（b）密度断面図

重力探査法の適用例（湯村温泉地域）

0
キ

一

O
ζ

＼

へ

0

（a）ブーゲー異常図（単位：mgaD

図2−4−3

5

5

0

−5

0

4

（b＞重力残差図（単位：mgal）

重力探査法の適用例（鹿野温泉地域）

り本地域の重力分布は、北から南に向かって低くなる傾向が認められる。図（b）において低重力異常L1は安山岩質

2−4壱

磁気探査法

火砕岩類の分布に起因すると推定される。また、低重力
異常L2は安山岩から安山岩質角礫岩の分布に対応し、陥没構造を示唆するものと推定される。
なお、熱源の推定については、後述する7−1節で他の探査法の結果も合わせて記載している。

（1）基本原理
地下の岩石はそれぞれ固有の磁石の性質（磁性）を持っており、一般的には堆積岩よりは火成岩の方が磁性鉱物（磁鉄鉱など）を多く含んでいるので磁性を強く帯びてい

また、火山岩地帯で行われた適用例（大久保ほか、1993）

る。磁気探査法はこの性質を利用して、磁力計により地では、浅層部に起因する重力異常だけを解析した結果（傾下の磁気異常を求め、地下の磁性体の分布状況を解析し向面残差図）より、丹那盆地を中心に低重力異常部があり大局的な地質構造を把握する手法である。図2−4−4に示す

盆状構造に起因した重力異常が抽出されている。

ように、磁性体が深くなるほど磁気異常は小さくなる。

30

また、磁気異常を利用した地熱源の探査法としてキュー

正の電位異常は熱水の上昇流があることを示し、負の異リー点調査法がある。岩石は高温状態になると磁性を失

常は熱水や地下水の下降流および変質帯や導電性鉱床のい磁気異常を発生しない性質がある。この温度は約500℃存在を示すと考えられている。測定は、調査領域内に展と考えられており、キューリー点温度と呼んでいる。熱

開した測点に電極を設置して、基準電極（調査領域近傍の源が浅部にあるほどキューり一点深度は浅くなる。この

固定点に設置した電極）との電位差を計測する。

原理を利用して航空機に磁力計を登載し調査領域の磁気異常を測定してキューリー点深度を解析する。

（2）適

用

例

この手法は比較的簡便な鉱床探査として国内でも1920（2）適

用

年代から適用されてきた。近年、多数の測点のデータを例

火山岩地帯で行われた磁気探査の適用例（大久保ほか、

高速に自動計測できる測定装置が開発され、自然電位の1993）では、重力探査と同じ調査地点で南北に走る丹那

変化を連続的に観測することが可能になった。これによ断層を境に明瞭な磁気異常の境界が認められる。これは、り、地熱地帯での地下の熱水の流動状況や、集中降雨に断層の西側に地表付近から深部まで分布する強い磁1生岩よる山間部斜面の地すべり地帯での地下水位の変動を調体に起因するものと解析されている。また、東側は地層査するために適用されてきている。

の風化、変質などにより磁性が小さくなったものと解釈

秋田県雄勝地区の高温岩体実験場で水の流動測定を行った例を示す。当地域は先第三系の花商岩棚を基盤岩とされている。

また、関東・東海地方で行われたキューリー点調査結し、その上部に新第三系の火山礫凝灰岩類が分布し、さ果（大久保ほか、1987）では、富士火山列や伊豆大島直らにその上部に部分的に火山岩類が覆っている。ボーリ

下のキューリー等温面の深さは6〜7kmでその周辺にング掘削により確認された本実験場における花商岩の深比べ浅くなっており、熱源が浅部にあることが推定され度は約300mである。注入井は深度1，000mでケーシングている。

が990mまで挿入してあり、注入区間は711〜719mの8m
区間と990m以深の10rn区間である。

2−4−3

自然電位法

測点は注入井を中心に半径400mの範囲に100m間隔（注入井近傍は50m）で約100点配置してある。注入井より注入流量を250、500、750、1，000♂／分と1時間ごとに増加（1）基本原理
地下には、鉱床の生成過程における電荷の移動、温泉させ、その期間の自然電位の変化を計測した。図2−4−5

地域で温泉水に含まれる化学成分の地表部への浸透、地は、注入開始時に観測した自然電位を基準に、注入後約下水の流動などにより電位差が発生し、自然の電流が流3時間経過した時点（注入流量は1，000♂／分）で観測した

れている。例えば、地熱地域の地下には高温の熱源とと自然電位の変化量をコンター表示したものである。マイ

もに熱水対流が存在しており、熱電気効果や流動電位のナスの値は、注入後の方が自然電位が低くなったことを発生が考えられる。水の流れにのって電荷が移動するの示す。これより注入井より北東側および西側に自然電位

で、電流が流れ電位差（流動電位）が生ずる。すなわち、が100mV以上低下している領域が認められ、地下の割れ

気異常、露ii：⑯磁力線（a＞岩石の磁性と磁気異常

図2−4−4（b）磁性体の深度と磁気異常の関係模式図

磁気探査の原理

電中研レビューNo．35●31

ε

400

醤

200

0

一200

一400

一400

−200

0

200

400

南（m）
図2−4−5

地熱地帯での適用例（秋田県雄勝高温岩体実験場）

目に沿って注入水がこれらの方向に移動したことが推定されているが、今後、定量的な評価を行うためには、流できる。

動電位のシミュレーション手法の開発が課題となっている。また、実際のフィールドにおいて適用するためには、

2−4−4

今後の課題

長期間の観測にも使用できる分極しない特殊な電極の開発と、より多くの測点での連続観測が可能な高性能の計

近年、自然電位法は、土木地質調査分野で地下水の流動をモニタリングできる探査法として今後の開発が期待

32

測装置の開発が必要である。

建

、

」診と

毒

舞

舞

譲

寒慧

懸

舞

第3章

地下の打診と聴診●目

次

我孫子研究所地質部

楠

我孫子研究所地質部

海江田秀志

我孫子研究所地質部

鈴木

我孫子研究所地質部

阿部信太郎

建一郎

浩一

3−1

地中レーダー法・…・……………・…………・・………

ooo■・●●●●●●●●●●●■■●●●●●●o ・・。・・●．●・。●・●●●・●・●・・●●●●・●●●●●・●●●●●●●●●●・●・・…

3−2

高密度電気探査法・・………………・………・・………

●●o●●●●●●●●o●●●●●●●●●●●o●・……・………・・・…………………・………… R93−3

電磁探査法・・…………………………………●…

■●●●●●o●●●●●●●●●●●●●●●●o●・●●●●●●・●●●●●●●●●●●●●●●●●●●●●●・●。・●・。。。・。。．●．●・●●●●。●●

3−4

反射法地震探査………・・………・………………・・…

●■●●●●●◎●●o●●●oo●●●●●■●●●●●●●●●・●●●●●●●●・●●●…

3−5

屈折法地震探査………・……・…・・…………・………

●●●●●●●●●●●●●oo●●●●■●●●●●

3−6

AE法

．…

・…・………………………………・…………・・

楠建一郎（1977年入所）

これまで、CSAMT法、高密度電気探査法、浅層反射法などの研究を、他機関に先駆けて実施し、実用化した。現在は、それらの成果
を電気事業のサイトへ適用することに意を注ぐとともに、21世紀に向けて、地下1km程度までを空中から迅速に探査する方法の可能性についての検討を始めている。

海江田秀志

翼

（1982年入所）
入所以来高温岩体発電の技術開発に携わり、当研究所の現場実験のみならず、米国、NEDOなど、地下深部での亀裂の造成法をはじめ、岩盤破壊音（AE）の観測や流出電位法などによる、亀裂の人工地熱貯留層としての評価法の開発と実用化を図ってきた。今後もこれら

ll／鰐墜熊の獅嚥立に努めたい．

34●●●●●●●■●●●●●●●o●●●●●●●●●@●・・●・●。・…

@。●。．。35。・。。●・●。。●●●・．・●・．●●●49

・●●●●●．●●．。。．。●●・●●●・●●●●・。・。。・●●●●●●●●●●●●●●●●。●●・…

…

S2

@53

。・。。・．。。●。。●．・●●●・・．●●・●●●●●●。●・●●●・●・●●●9●●●●●・●・56

阿部信太郎（1992年入所）

これまで、海域や陸域の人工地震探査を中心とした物理探査の高精度化に関する研究に携わってきた。最近では浅海底の人工：地震探
査や、陸上浅層地盤の地下レーダーを用いた3次元探査に成功している。今後は自然地震

疑避＼を利用する地下数kmから数10km級の3次元的地殼構造探査にも取り組んでいく。

鈴木浩一

16ページに記載

筒糖蔑な測建器を侮甲して地下を苛裡牝する物琿探糞法はマ近年電手工学あ進歩に伴らて急速に発達むておザ多ぐの地盤調査法あ中でも最完端φ技術となってい翫当研究所では諸砺究機関に先駆〔プ∵ズ新レ》・物王畢探糞法の砺究を：開始しく塵下難函φ浅部から地下数k醗もの大漂部までを探査対寡どし、、い，団ういろ鞭類の牛鯉探査却石牙究を寒臥てきた・これまで港盤の形斗犬や灘め連雛を画像にレデ子早や罵る田中ヒヅダ7法や坤震探奪法、下表付近難m々う難ナ，甲までの紳々〜・地麟を判別出来う高密ン鱒解聯潭噸を卿懲聯m却の地熱源蜥即輝難神頼謝†脚胡大町

嶺鍵灘峯難漁猟嚇1雀羅愚亭1瓢鍵飛票落．介マるr、なお＼当研究所では医療分辱めCTスヰヤンの原理を応用しτ記ボ門・リングの内で測定し地層∫

難禦驚1墾畿戦陣ラフィ法ζ聯郷査法の研究櫛ていう嬉3−1

地中監ノー夢一瞬

地中レーダー法は、電磁波を用いた反射法探査であり、レーダー反射法などとも呼ばれている。すなわち、送信3十1マルチ・チャンネル式連続波レーダー
反射法の開発アンテナから地中に向けて照射された電磁波が地中のター

ゲットにあたり、反射して地表面に戻ってきた波とその伝搬時聞を受信アンテナで受信、計測し、これを解析す

レーダー反射法の基本的原理を図3−1−1に示す。従来のることにより地下状況を把握するものである。用いる波

レーダー反射法は、地中への送信信号としてパルス波をが電磁波か弾性波かの違いだけで、測定方法、解析方法用いているためパルス・レーダー反射法とも呼ばれていの原理は、陸上における反射法地震探査とほぼ同様である。分解能に関しては、出力する電磁波の周波数帯域おる。

よび地中の電気特性にもよるが、おおよそ20〜30cmと高欧米諸国においては、均質かつドライな岩盤中の地下分解能を有している。しかし、可探深度に関しては、出水分布を把握するための手法として従来から広く用いら力電磁波の減衰が著しいため2〜3m程度である。特にれている。また日本国内においては、可探深度2〜3m、日本のような湿潤な土壌においてはさらにその傾向が強分解能20〜30cmという高精度な探査能力を生かして、配くなり、30m程度の可探深度を必要とする地質調査への電線の地中化工事に先立つ既設埋設物の損傷防止調査な適用を考えるには、この点の改善が必要とされていた。

どの非破壊的調査法として土木分野においてかなり用いられてきた。当研究所においては、この地中レーダー法の可探深度をさらに深くすることにより、その適用範囲

移動

受信アンテナ受

送信アンテナ

受

送

一一■■レ

送

を地質分野にも広げ、活断層調査への適用を検討してい

地表

る。

電磁波

一一一一〃〃〃一〃〃〃〃z〃z〃〃撒地層境
図3−1−1

レーダー反射法の原理

電中研レビューNo．35●35そこで当研究所は、パルス・レーダー反射法と同程度のる時間（掃引時間）を長くとることによって送信パワー

分解能を保持しながら、30mの可探深度を有する地中レーを増大させることができる。また、パルス波の波長と周ダー法として、マルチ・チャンネル式連続波レーダー反波数帯域幅は反比例の関係にあり、送信信号の波長が短射法の開発に取り組んでいる。

ければ短いほど、広い周波数帯域を持つことになる。すパルス・レーダー反射法と、当研究所が開発に取り組

なわちチャープ信号を用いた場合、その周波数帯域幅をんでいるマルチ・チャンネル式連続波レーダー反射法の大きくすればするほど、得られるデータの分解能が向上

大きな相違点の一つは、地中へ照射する送信信号にある。

することになり、可探深度を大きくすることと分解能を

パルス・レーダー反射法の送信信号は文字通りパルス信向上させることが両立する。

号である。一方、マルチ・チャンネル式連続波レーダー

マルチ・チャンネル式連続波レーダー反射法は、前述

反射法で用いる送信信号は、同じ振幅で低い周波数からしたチャープ信号を地中への送信信号として用いている徐々に高い周波数に移行する正弦波である。この周波数

ほかに、マルチ・チャンネル方式を採用している点に特を移行させた信号はチャープ信号とも呼ばれている（図徴がある。通常の地中レーダー法は、送信および受信ア

3−1−2）。

ンテナが一組、もしくは一体化されたシングル・チャン

可探深度を大きくするためには送信信号のパワーを大ネル方式といわれるものである。これに対してマルチ・

きくすれば良く、送信パワーは送信振幅の自乗振幅と送チャンネル方式は、送信アンテナ1台に対して、受信ア

信時間に比例する。一方、分解能に関しては送信信号のンテナ複数台を組み合わせた方式である（図3−1−3）。こ

波長が短いほど高くなる。

の方式では送受信アンテナ間の距離と反射波走時（伝搬パルス・レーダー反射法の場合、送信信号の振幅を大時間）の関係、すなわち地中における電磁波の伝搬速度

きくしながら、パルス波の時間幅を大きくとることによを効率的かつ正確に把握することが可能となり、反射面って送信パワーを大きくすることができるが、これと同深度の決定精度が格段に向上する。チャープ信号を送信

時に送信信号の波長が長くなるため、分解能は低下して信号とするシングル・チャンネル方式のレーダー反射法

しまう。すなわち、可探深度を大きくすることと分解能についてはすでに実用化されたものが存在するが（中村を向上させることは両立しない。

他、1993）、チャープ信号を用いたマルチ・チャンネル方一方、マルチ・チャンネル式連続波レーダー反射法で式のレーダー反射法については、世界的にも研究開発例

用いるチャープ信号は、送信時間に対して階段的に周波はない。

数を変化させることが可能であり、正弦波を送信してい現在、当研究所が開発に取り組んでいるマルチ・チャ
ンネル式連続波レーダー反射法装置の構成と仕様を図3−

チャープ信号

パルス信号

1−4にまとめる。

〜

3十2マルチ・チャンネル式連続波レーダー

一レ

反射法の適用例ζ今後の展望（数MHz〜数10MHz）

図3−1−2レーダー反射法で用いる送信信号の比較

シングル・チャンネル方式

受信

ンZ！：Zンγ／Z／ZZ／ンクZろ〃〃〃ン〃z〃z〃γ蹴〃〃γ〃z〃㎜一

図3−1−336

マルチ・チャンネル方式

受信

発信

鰯噸〉移動
／／

当研究所が開発に取り組んでいるチャープ信号を用い

一「
ク7：z／z

発信z

ウ㎜一z〃〃照一〃肱肱〃z〃〃

z
吻z

鰯→レ移動

〃／〃Z／／Z／Z／
巴

シングル・チャンネル方式とマルチ・チャンネル方式の比較

z

γ

波形表示

D／A変換

送信制御

制御

電源

A／D変換ド

受信制御

データ記録

送信アンテナ

受信アンテナ（｛｝受信アンテナ（2｝罷齢雰ン稽方式による計測力ず轍ように・送信・受信アンテナ

ま分鯉

堰三三㍍45M、、
鍛講譲輪編可変周騰正弦波
葉糠翻薄．タ嫁櫻誤損失，轍するため。光．。イバーケ．ブルを使用＊

フィールドにおけるリアルタイム解析が可能なデータ処理システムを搭載

図3−1−4

マルチ・チャンネル式連続波レーダー反射法装置の構成と仕様

たマルチ・チャンネル方式の連続波レーダー反射法を、分野を中心として三次元探査への適用も検討されている。

活断層である野島断層において実施した（鈴木他、

当研究所としても、マルチ・チャンネル式連続波レーダー

1995）。反射断面記録には深度0〜15mに存在する反射面

反射法を三次元的地質構造を把握するための探査手法とを強調するためのディジタルフィルターを施しており、して、今後さらに発展させていくつもりである。

地震断層を境界として上盤側が下盤側に乗り上げるよう

図3−1−6は、当研究所が導入したレーダー探査システムな動きをしたことが明瞭にとらえられている（図3刊一を用いて三次元反射法探査を実施し、データ解析処理を5）。この記録例では送信周波数帯域幅は44．4MHz、伝搬行った結果である。実験フィールドには、日本の活断層

速度が約50，000km／secと計測され、分解能を計算するとのなかでも地震断層として有名な根尾谷断層を選定した。

30〜60cmと考えるのが妥当である。

当研究所はこの根尾谷断層において活動性評価のための他地点における同種の探査事例からすると、当研究所

トレンチ調査、断層の常時モニタリングシステムの設置が開発に取り組んでいるマルチ・チャンネル式連続波レーなどを既に実施しており、その地質構造は詳細に把握さダー反射法の可探深度は土質地盤においては10〜15m、れている。このような観点から、根尾谷断層は三次元反岩盤においては20〜30m程度と考えられる。ただし、低比射法探査を含む当研究所システムの実フィールドにおけ

抵抗帯においては送信信号の減衰が著しいので、さらにる適用性検討のためには、最も適したフィールドであっ

浅くなることが予想される。また、地下のある場所に極たと言える。

端に強い反射面が存在した場合、送信信号のエネルギー

レーダーによる三次元反射法探査のデータ処理結果に損失が大きくなり、その反射面よりも深部からの反射波

おいては、根尾谷断層をはさんだ堆積物の違い、断層にを確認できなくなる可能性が高い。このような可探深度よる基盤の垂直変位が明瞭にとらえちれている。またデーを小さくする要因は、マルチ・チャンネル式連続波レータの三次元的表示により断層の走向も読み取ることが可

ダー反射法に特有の問題というよりは、地中レーダー法能となった。これらはトレンチ調査などにおいて得られ全体の適用限界とも言える問題であり、電磁波の性質かていた、従来からの地質学的知見とも非常に調和しておら考えて解決は極めて困難であると考える。

り、三次元探査への適用も含めて当研究所システムの有

また、最近のレーダー反射法については、地下水学の効性が確認された。

電中研レビューNo、35●37

地表の断層位置
↓

0

10

20

50（m）

如

30

0
5
10
15
20

25
30（m）
図3−1−5

マルチ・チャネル式連続波レーダー探査法の適用例（野島断層）

粘土・砂・砂礫

0

5

10
（m）

図3−1−6

当所システムによる3次元レーダ反射法探査の適用例（根尾谷断層）

地中レーダー法は、完全な非破壊的調査であるため、ング調査やトレンチ掘削と併用する場合においても、そ都市型防災に対応するための活断層調査など、トレンチの掘削位置決定の信頼性を飛躍的に向上させるものと考

掘削や大規模な人工地震構造探査が困難な地域におけるえる。

地下構造把握に大きな成果を期待できる。また、ボーリ

38

3−2

高密度電気探査法は、地下の比抵抗を測定し、地質構に複数の電極を設置し、この中より電流電極2本、電位造を把握する手法である。これは、20世紀初頭に欧米で電極2本を選び組合わせ、多数の見掛け比抵抗値を高密確立された比抵抗電気探査法を前身としているが、それ度に測定する。これは、安定した解を得るためには、地が地下が水平方向に一様であると仮定していたのに対し下構造を任意の比抵抗ブロックに分割したブロック総数て、高密度電気探査法は二次元的な地下の断面構造を探以上、できれば2倍程度の観測値（見掛け比抵抗値）を査出来る方法である。比抵抗映像法と呼ばれることもあ必要とするためである。

る。

高密度電気探査法については、国内外において1970年q）測定方法代後半から解析法の論文が発表され初め、1980年代中頃

測定においては、図3−2−1に示すように測線沿いに多数

から実用化研究が開始された。当研究所では、1985年頃

本の銅製の電極を等間隔に設置し、電極切り換え装置により礫質地盤調査や活断層調査のために地表下5〜10m接続する。この電極切り替え装置により、順次、電流電までの詳細な地盤構造を探査する必要が生じたことから、

極および電位電極を選択し、比抵抗測定器により50〜200

高密度電気探査法の研究を開始した。特にハードに関しmAの電流（交替直流）を流し、見掛け比抵抗値を測定すては、1986年に他機関に先駆けて手造りの装置を試作し、る。

逐次開発を進め、1996年現在では世界で最：も高性能のシステムを完成している。地質構造探査に関しては、これ（2）解析方法

まで各地の現場において探査を実施し、地盤中の砂やシ測定現場で得られる見掛け比抵抗断面図は疑似的な断ルト部分に比べて一般的に高い比抵抗値を示す礫質部分

面図にすぎず定性的な解釈しか出来ない。高密度電気探の検出や、断層破砕帯は周囲に比較して低い比抵抗値を査法では測定した見掛け比抵抗値をもとに、有限要素法

示すことから破砕部の検出に有効なことを確認してきた。

と平滑化制約付き非線形2次元最小二乗法を組み合わせ

本方法の地盤構造調査への適用については、断層を対象

た2次元インバージョン解析法を行う。その解析フローとした例として第6章に記しており、本章では、地盤の図は図3＋2に示した通りである。まず数値解析をおこな比抵抗分布を直接設計に活かす可能性がある接地設計へうため地盤をブロックに分割したモデルに置き換え、各の適用例を紹介する。

比抵抗ブロックに初期値を与える。次にこの初期モデル
に対し、有限要素法により見掛け比抵抗値（理論値）を

3−2−1高密度電気探査法の基本原理

各電極配置ごとに計算する。次に各電極配置ごとの理論値と観測値の残差の二乗和を計算し、非線形最小二乗法

高密度電気探査法は、原理的には従来の電気探査法とによりこの二乗和が最小になるように、逐次各比抵抗ブ同じであるが、見掛け比抵抗値を高密度に測定し、これロックの比抵抗値を修正していく。残差が基準値以下にを、有限要素法と非線形最小二乗法を組み合わせた2次なった時点で解析を終了し、観測値と整合する最適モデ

元解析（インバージョン解析）を行うことを特徴とした

ルとして比抵抗断面図を出力する。

ものである。高密度電気探査法では、測線沿いに等間隔

電中研レビューNo．35●39／
1

電極（60本〉

2021

101壌

uースター

60

P2

測定器

電極切り

}ックオームｷ

図3−2−1

開5051

延長ケーブル@（10芯）

C2

P1

iパソコン〉

4041

C1

パワー

記録装置

＼

3031

え

器

高密度電気探査法測定系概念図

始初期モデルの設定

偉親織顯㌫弱置に）

FEMによる理論見掛け比抵i抗値（ウエンナー配置、エルトラン配置）の計算

非線形最小2乗法によるモデル
パラメータ（各ブロックの比抵抗値）の修正理論値と観測値の残差の計算

収束条件を満たすかNO

YES
最終モヂルの出力［］
図3−2−2高密度電気探査法解析フロー図

下の詳細な比抵抗分布を測定できる高密度電気探査法を3−2−2適用例

実施し、その結果を接地設計に用いる実験を北陸電力技術研究所と共同で試みた。

電力施設では、カミナリなどによる過電流防止対策と実験現場は、変電所建設予定地を実験区域に定めた。

して諸設備に接地電極（アース）を施し、施設を保護し

地下数十mまで礫層および砂層から構成されている長方

なければならない。接地電極の設計には、まず地盤の比形の測定区域の対角線上に2測線の高密度電気探査法を

抵抗を求めることが必要である。従来、地盤の比抵抗を実施した。その内の東西断面の比抵抗断面図を図3−2−3に求めるには、電気探査（ウエンナー法垂直探査）を用い示す。

ていたが、接地抵抗値に関して、設計値と施工後の実測

接地方法は棒状電極（銅棒、直径14mm×2m、4か所）

値に大きな差があることが問題であった。このため、地とメッシュ状電極（銅製、直径13mm、深さ0．7m、6m

40

東

璽
顎弱瑚惜1

1d㎏ωら9！撮渇悩1

♀

甲

酉

別泌卸2鴨棚るお卸2騎26ロ1 2認お5昂努7獅鵬 a5〜6 ロ踊鋤揃 瀞瓢曜おら榊
22222 脚るOl 1弓863翁蝦3郭襲5！お】5る嗣3π3搾29●葡暑」職

鰯i燗61i加罷罷灘1，；羅…、＿＿饗撚講蹴鱗灘黙撚匿…羅淵…1講1灘辮i鐸1鼎器瀦鼎据瀦器鶉翻裂募器農蹄3罫鶏顎鍼諏羅瀦翻舗、。唱・騒・洞・｛毅1。悩；・迦堕鶏翻瀦鼎嚢瀦翻㍊翻謡舅妻量釜翻盈毘，鷺｛矧17儲鴇翻碁鶏1呈野臨

遡

鱒鍵忽＝讐＝＝繋巽瓢＝髪1暮ほ1舘 影翼謹
67

岬

凹

掃

控

7

の0

66

●薯

那

旧

133

1縞

韓

67

（単位；Ωm、距離、上部の数字間隔が縦横とも蓬m＞

図3−2−3

表3−2−1

No1．測線、高密度電気探査法解析断面図

棒状電極の接地抵抗の実測値と計算値の比較

高密度電気探査結果
棒電極

0〜1mρ歪0〜2mρ2

@Ωm
①

接地抵抗

ウェンナ一法モデル

ﾀ測値Ω

ﾚ地抵抗計算値Ω

平均ρ

接地抵抗

@Ωm

ｶm

v算値Ω

193／185

187／219

196

99

78

②

97

115

106

54

53

③

170

83

127

64

60

④

294

414

354

178

210

mo．

154

（注）ウェンナー法モデルでは4．Omまでの比抵抗値290Ωmを使用

間隔で24×30m範囲）の2方法を実施した。これらの接地構造調査に盛んに用いられてきている。その適用限界に抵抗について、高密度電気探査法結果およびウエンナー

ついては、特に高密度電気探査法に限らず物理探査法一法垂直探査法結果を用いた接地抵抗計算値と、電極を実般あるいは比抵抗を求める探査法一般に共通している事

験場内に実際に施工した後の接地抵抗計による測定値を項も多々あるが、以下の点が考えられる。

対比した。その結果、表3＋1に示すとおり、従来のウエ（1）解析結果に与える地形の影響が大きい。二次元探査

ンナー法垂直探査より高密度電気探査の結果を用いて計の場合においては、地形および地下構造を二次元条件

算した方が、実測値と計算値はかなり一致していることと仮定しているため、これを満たさない場合には偽像が分かった。この結果から、従来、設計値と施工後の実を生ずる場合がある。したがって、三次元的な測定・測値に大きな差が生じていたのは、地盤を単純な水平層解析手法が必要な場合がある。このため当研究所では、としか解析できないウエンナー法垂直探査結果を用いて他機関に先駆けて三次元探査の開発に着手している。

いたことが原因であることが分かり、高密度電気探査法（2）都市部ではノイズが多く適用しにくいので、S／N比によれば有効な接地設計が行える見通しが得られた。

の良い装置の開発が必要である。
（3）地盤の比抵抗は、岩石の構成鉱物・間隙率・飽和度・3−2−3適用限界

地下水の比抵抗など各種因子に支配されるため、得られた比抵抗断面図からだけで地質の解釈をすることは高密度電気探査法は、本節に記した接地工事やその本来の目的である第6章に記した断層や水力地点での地質出来ないので、解釈に当たっては他の地質・地盤情報
を含めて総合的に行うことが必要である。

電中研レビューNo．35●41

3−3

電磁探査法は、地中に入射した電磁波により地下に誘DomainElectro−Magnetic

method）などさまざまな探導された電磁場を計測して、地下の比抵抗分布を求める査法が開発されている。また、航空機にセンサーを搭載手法である。誘導電磁場は周波数が低いほど地下深部まして広域の調査範囲を迅速に探査する空中電磁法がある。

で浸透するので、高周波数から低周波数まで広帯域の電磁場を計測することにより、浅層部から地下深部までの（1）測定方法

比抵抗分布を求めることができる。電磁探査法の利点は、

1）MT法

高密度電気探査法のように長い測線を設けなくても、測雷放電や磁気嵐などにより自然界に発生した電磁波

点近傍にセンサーを置くだけで地下数kmまでの情報をを利用したMT法は、電磁探査法の代表的な探査法で得ることができる点である。また、電磁探査法は砂漠地ある。平面電磁波が地中に入射して誘導された地磁気帯など電流の流れにくい乾燥地帯においても適用できる。

と地電流を、地表面に設置したセンサーで計測し、地当探査法は海外で1950年代より研究が始まり、金属鉱

盤の比抵抗分布を求める探査法である。0．001〜！Hz

床探査分野で精力的に適用されて発展してきた。国内で程度の低周波数の信号を観測することにより、深度数は1960年代より金属資源系の探査会社で研究・開発が進km〜10kmまでの比抵抗分布の情報を得ることがでめられ、近年では土木地質調査地点においての適用がきる。

徐々に行われるようになってきている。当研究所では

2）CSAMT法

1986年度よりCSAMT法の研究に着手し、電力構造物立

CSAMT法は、このMT法の探査原理を人工信号源

地地点周辺の広域調査法としての実用化を目指し、沖積用に応用したもので、人工的に発生させた10kHz〜10

平野下に潜在する断層調査や山岳地帯での地質構造調査

Hz程度の周波数帯域の電磁波を送信して計測を行うへ適用してきている。また、1989年度から深度5km級の（図3−3−1）。調査領域より約5〜10km離れた地点に信探査法としてTDEM法の研究開発を行っており、深部地号源となる約2km程度の送信源を設置し、順次各周

熱源や高温岩体資源の探査法として実用化を目指し、幾波数の信号を送信していく。調査領域内の測点では電

つかの火山地帯において適用してきている。

極と磁場センサーを設置し、各周波数に対する電場と磁場を計測し解析することによって、深度方向の比抵

3−3−1電磁探査法の基本原理

抗分布を得ることができる。MT法と比較し短時間に安定したデータが計測できる利点があるが、原理的な当手法には地下数10mの浅層部を対象とした電磁法（EM法；Electro−Magnetic

制約により深度1km程度までの情報しか得られない。

method）から、地下数km

当探査法は、測点を50〜100m間隔で測線沿いに設置を対象としたMT法（地磁気地電流法；Magneto−TeLするが、平面的に測点を展開することにより深度1

luric

method）、大電流を地下に流して地下数kmの構造

km程度までの立体的な比抵抗構造を求めることも可を調べるCSAMT法（信号源制御地磁気地電流法；

能となる。探査精度は幅にして数10m程度の規模の構

Controlled

造（断層破砕帯や貫入岩など）の検出が可能である。

ic

42

SourceAudio−frequency

Magneto−Tellur−

method）やTDEM法（時間領域電磁探査法；Time

3）TDEM法

図3−3−1

電磁探査法の概念図

TDEM法は、送信用ケーブル・に流した大電流

このモデルから計算される電場と磁場の計算値と観測デー（30〜40アンペア程度）を遮断した瞬間に地下に誘導さタとの差（残差）が最も小さくなるように、最小二乗法なれた渦電流による磁場を計測して地下深部の比抵抗分どにより各メッシュの比抵抗を更新していく。残差が基布を計測する手法である。この渦電流は時間とともに準値以下となった比抵抗モデルを解析結果として採用す

地下深部に浸透していく。これにより誘導された磁場る。

の減衰波形を計測し解析することにより、深度方向のTDEM法は、

CSAMT法に比べ信号源の位置を考慮し比抵抗分布を求めることができる。探査深度としてはた解析を行うため、解析フローが複雑であり、現段階で5km程度の実績がある。

は地下を水平多層構造と仮定した1次元解析が主流であ

4）空中電磁法

るが、近年では、3次元の電磁場を計算する解析手法の空中電磁法は、航空機に計測器を搭載しセンサーを研究も行われている。

つり下げて、100m程度の対地高度で数100mの測線間隔で調査範囲を飛行して調査する。送信器より人工的

3−3−2適用例

な磁場を発信することにより地下に誘導された磁場を受信センサーで計測して地下の比抵抗分布を求める。

（1）CSAMT法の適用例

航空機に搭載するという制約上、取り扱う周波数は11）・川舟断層地点

kHz〜数100kHzに限られるので、地表下数100m程度

当探査法の適用例として、図3−3−2に川舟断層（岩手までの情報しか得られないが、広域の調査範囲を迅速県）で当研究所が調査した結果を示す。（a）は調査地点のに探査できるという利点がある。

地質概要図を示す。川舟断層は、陸羽地震（1896年、M7．5）時に、長さ6km以上にわたり西側が最大2m上
昇した逆断層である。川舟断層を境に、西側に新第三（2）解析方法
MT法の解析原理が適用できる。

紀の泥岩、礫岩を主体とする川舟層が分布し、その下現在は有限要素法による数値解析法が主流となっている部には凝灰角礫岩からなる赤沢層がある。断層の東側が、近年新しい解析法も開発されつつある。解析法の概には変朽安山岩・凝灰角礫岩を主体とする大荒沢層が要としては、地盤をメッシュで分割したモデルを作成し、分布している。

CSAMT法の解析は、

電中研レビューNo．35●43縷il欝欝裟iw＿

Fライン断面（上図）￥

高平山層（安山層、流紋岩）
・

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川舟断層

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赤沢層

大津沢層・大石層・け灘悶絶』，冨ぺ2一・ン
花嵩岩頚ノ
川舟断層（a）地質平面図

幽虞串

一目

赤沢層（凝灰角礫岩）（a）地質平面図

北西←
11
0

looo●

大荒沢層（安山岩）（b）地質断面図

推定断層位置→南東

測点番号1213岬r・

B6

B7

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1060

比抵抗（Ωm）（c）2次元解析による比抵抗断面図

図3−3−2CSAMT法の適用例（川舟断層地点）

断層にほぼ直交する方向に1kmの測線を設置し約

図3−3−3に岐阜県西部に位置する梅原断層において100m間隔で測点を置いた。（b）は2次元解析を行った結当研究所が行った適用例を示す。（a）は調査位置図を示果得られた比抵抗断面図である。これより川舟断層のす。梅原断層は1891年の濃尾地震時に雁行状に配列す

位置を境にして比抵抗が明瞭に異なることがわかる。

る温見・黒津・根尾谷断層とともに左横ずれ断層とし断層の西側の地表下200mまでにある10〜50Ωmの低て活動したが、15〜240cmの鉛直変位量も伴っている。

比抵抗層は川舟層に対応しており、その下部にある周辺の地質踏査やリニアメント調査より推定される断200〜1，000Ωmの高比抵抗層は赤沢層をとらえたもの

層は北西一南北方向にのびていることが推定されていと推定できる。一方、断層の西側では表層部に第四紀る。当地点では基盤岩として断層の北側には粘板岩が、堆積層に相当すると推定される50〜100Ωmの比抵抗

南側にはチャートが分布し、その上部を第四紀の砂礫部があるが、それ本読は200〜1，000Ωmの高比抵抗層

層が厚く堆積している。

が分布しており大荒沢層をとらえたものと推定できる。

2）梅原断層地点

44（b）は測点配置図を示したもので、断層にほぼ直交す

る1．2kmの測線上に18測点（A！〜A18）を設置した。断層近傍の測点間隔は30mである。（c）は2次元解析より

測線沿いの地質断面図で、この地域の基盤は花歯閃緑得られた比抵抗断面図である。測点A10を境に明瞭な岩と緑色片岩で、その境界は測点B−1付近では地表か

比抵抗境界が認められ、断層の存在を示唆するものとら約300m、考えられる。すなわち、断層より南側の1，000Ωm以上

近では1，500mのボーリングには現れていない。基盤のの高比抵抗層はチャートに対応し、断層より北側の低上部には火山礫凝灰岩が分布し、さらにその上部は部

比抵抗層は粘板岩に対応するものと考えられる。また、

分的に火山岩類に覆われている。（b）は比抵抗断面図と表層の深度数10mにある100Ωm程度の低比抵抗層は、して解析した結果である。第1層は火山岩類、第2層第四紀の砂礫層に対応するものと推定できる。

は凝灰岩類、第3層は花軍閃緑岩に対応しており、ボー

3）地熱地帯での適用例

リングで確認された基盤の花醐閃緑岩とその上の凝灰

図3−3−4に秋田県雄勝町の高温岩体発電実験場近辺

岩の境界を明確にとらえることができた。

B−4付近では約250mの深度にあり、B−8付

で当所が実施したCSAMT法の適用例を示す。図（a）は、〕h

亀1．3い，乏・グ．

y
二

500ノて二難論論醗．．

（b）CSAMT法測点位置図（黒丸印が測点位置）（a）調査位置図

リニアメントより推定される断層置↓

南←
A1

A2

A3

A5

A4

A6

A7

A8

A9

A10

A11

→北
A12

A13

A14

A15

A16

A17

A18

距離（km）
α2

0．6

0．4

0．8

1．0

α0

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凡例

LOG（比抵抗）

・㎡覇

一Q．1

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■■lll

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1■ll■3．2−3．4■3．0−3，2■2．8−3．0（一Q、2

震、：翻2．6−2．8

ε

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也1．α3

2．4−2．6
11劇■2．2−2．4
1■■■匿

2。0

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−04

一Q，5

（c）CSAMT法2次元解析による比抵抗断面図

図3−3−3

CSAMT法による適用例（梅原断層地点）

電中研レビューNo．35●45分布するV字谷形の急峻な地形である。（a）は斜面とほぼ（2）TDEM法の適用例
当研究所が行ったTDEM法の適用例として、図3−3−5

平行な測線沿いの地質断面図で、地表下50m程度まではに大分県の豊肥地熱地帯にある湧田山周辺で調査した結風化の強い部分と破砕部が分布しており、すべり面はこ果を示す。（a）は調査位置図で、湧蓋山西側の山麓には温の破砕部の下面と新鮮な岩盤との境界部と推定されてい泉（岳湯、はげの湯）が分布している。（b）は地質断面図を示る。（b）は解析された比抵抗断面図である。これより、浅す。当調査地点は第四紀火山岩類および第三紀火山岩類

層部50mまでの強風化部・破砕部が数100Ωm以下の低比が厚く堆積しており、その下部に花簡岩類があるものと抵抗層としてとらえられていることがわかる。

考えられている。（c）はCSAMT法による測定データを3−3−3適用限界

TDEM法データと合わせて解析した結果である。深度5kmまでの比抵抗断面が得られているが、浅層部に見られる低比抵抗層は、地下水を多く含む比較的間隙の大き

新規揚水地点は地形の険しい山岳地帯が多く、測線沿い火山岩類をとらえたものと推定される。また、深部にいに長いケーブルを敷設する必要のある高密度電気探査

いくほど比抵抗は徐々に大きくなる傾向があり、深度法よりは、その作業の必要がないCSAMT法などの電磁4，000m以深の500〜1，000Ωmの高比抵抗層は花商岩を探査法の方が計測作業の点ではかなり効率の良い探査手

とらえたものと推定できる。

法である。一方、解析法では2次元解析が主流であるため、地形の起伏が複雑な場合は解析精度の低下を生じてしまう。現在、地形の3次元性も考慮できる解析法の開（3）空中電磁法の適用例
図3−4−6に地すべり個所における適用例を示す（中村、

発を行っている。

空中電磁法は、地形の険しい山岳地帯での初期段階の1994）。調査地点は中生代四万十帯の砂岩・頁岩の互層がN57−YO−3へ、右英安山岩忌火碑岩

N57−YO−4

へ

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ぎ縮牒，ξ
漂，〃フxx
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メ

x・x×ヂxx2k「ro（a）地質断面図（NEDOj985）
B2
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B1
↓

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凝灰岩

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B8

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100Ω一m

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20Ω一m

ﾔ南閃緑

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ボー1〕ング孔

ボーリング孔5000Ω一m

巳L10000唾km

ボーリング孔（b）比抵抗断面図
図3−3−446

地熱地帯でのCSAMT法適用例（雄勝高温岩体実験場）

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国東半島

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熊本県

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阿蘇山
131．E

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（a）調査位置図

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了●り（b）調査地域の地質断面図
湧蓋山

WNW←

（＋1499．5m）

→ESE

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1km
（c）比抵抗断面図

図3−3−5

TDEM法の適用例（豊肥地熱地帯）

電中研レビューNo．35●47標高（m）450
地質区分

睡：崩積土類圃：撹乱部（破砕部）■田灘譜板岩晒400

砂岩：強〜中風化粘板岩・砂岩■■■■：弱風化粘板岩・砂岩

囮：薯競新鮮粘板
、、＿一ノ

350

地質断面（A測線a−a

断面）

：すべり面

標高（m）

比抵抗区分（Ω）

450

100

200

騰1

300
500

翻・

400

1000

2000

350

3000

比抵抗断面分布図（A測線a−a

図3−3−6断面）

地すべり地点における空中電磁法の適用例（中村ほか、1994）

調査法として有効な手法として期待されているが、航空ため深度方向の解析精度にも課題が残されている。今後機に搭載できるセンサーの制約上、探査深度は数100m程

は、より深部の情報を計測できるセンサーの開発が課題

度にとどまっている。また、計測可能なデータが少ない

となる。

48

3−4

弾性波は、伝搬速度の異なる物質が接する境界面にお3−4−1基本原理

いて反射する性質を持っている。

この性質を地球内部に適用した場合、地表面において発生した弾性波は地下の地層境界面において反射し、再図3畷一1に示すように、地震計を設置して震源から弾1生び地表に反射波として戻ってくることになる。反射法地波を発生させると、発生した弾性波は各地層境界で反射

震探査は、この反射波を観測することにより、地下の地

して、地表に戻ってきて地震計に記録される。震源、お質構造を把握する手法である。

よび受震点の位置を少しつつ移動しながらこの観測を繰

この手法は、主に石油、石炭などの資源探査の分野にり返すと図3−4−2に示すような反射記録が得られる。反射おいて研究開発されてきたもであるが、最近では探査、

波は、地層境界の深さと各地層の弾合波速度で決まる時解析に使用する装置類の小型、軽量化に伴い、土木分野

間で地表に置いた地震計に戻ってくるため、記録を並べにおける地質地盤調査法の一手法としても用いられるケー

ると地層形状を再現することができる。図3−42の反射記

スが増えている。当研究所においては、特に断層調査の録は、弾性波の各地層境界までの往復時間（往復走時）際にトレンチやボーリングだけでは把握することが極めを縦軸にして示しているが（時間断面）、各地層の弾性波て困難な第四紀層下の基盤構造を、連続的かつ広範囲に速度が把握されれば、縦軸を深度にした断面図（深度断把握するための手法として、反射法地震探査を用いるこ面）も作ることができる。

とにより多大な成果をおさめている。

移動

T嘆（＄ec）

地層境界Aから
の反射波

受震
（地震計）

圏

地層境界A／／／

地層境界B＼＼＼＼＼＼・

／／／／

＼

／／

／

／／／／／／／／／／＼＼＼＼＼＼＼＼＼＼・＼／／／ノ／／／／／／／／／／／／／／／

地層境界Bからの反射波＼＼＼＼＼取黙＼・＼黙＼＼＼＼＼＼＼＼・＼へ＼＼＼＼̲∴・1一一一1一・一

地層境界Cからの反射波

T2（sec＞

T3（sec）

一一一
図3−4−1

反射法地震探査の概念

図3−4−2

図3−4−1の方法で得られた反射記録

電中研レビューNo．35●49

3−4−2

陸域における反射法地震探査の適用例

A）

陸域における反射法地震探査で用いられる震源は、重A＞の波か入射し，この面で反射すると考える

錐落下等の衝撃や打撃型震源、ダイナマイトなどが一般＼的であるが、いずれも打撃音や道路などの地表の損傷等B）を伴う。最近ではこの点に考慮したスイープ型の発震波

形をもつ震源も開発されている。この震源は極く弱い弾性波エネルギーを数秒から数十秒にわたって継続的に出C）

力し、ディジタルデータ処理によりパルス状の波形に変換することにより、打撃型震源に匹敵するエネルギーを得るものである。スイープ（sweep）は「引きずる」ある

いは「進行する」という意味であり、この震源においてD）

は、時間軸上での発震周波数を連続的に変化させるといA）スイープ波形

う意味を有している。スイープ型震源の二百波形は図3−

B）反射系数列c）期待される反射波形

D）A）とC）の相互相関波形

4−3に示されているように、低い周波数から高い周波数へ

図3−4−3

スイープ波の反射波形をパルス波形へ変換する概念と連続的に変化する波を使用している。

陸域における反射法地震探査の観測システムは図3＋
収録装置

4に示すように、震源、二二器（ジオフォン）、収録装置（探鉱器）からなり、それぞれ信号線により接続されている。三三器を一定間隔で設置し、一度の発震を複数個震源装置の三三器で観測する。震源装置を順次移動させながら、

二二三

これを繰り返し測線全体にわたって実施する。

二二の断層地域における反射法地震探査の記録例に地質構造解釈を加えた例を図3−4−5に示す。縦横比は、ほぼ1：1である。とう曲構造、および断層を伴う大規模な

図3一牛4

陸域における反射法地震探査の概念図（受震点番号）

150

200

100

50

0

100

0

一100

一200

一300

一400

一絡00
（m）

図3−4−550陸域における反射法地震探査記録断面と解釈例（椋本断層）

地層の屈曲部が反射記録より読み取ることができる。地度、探査深度に差異が生じる。たとえば、スパーカーと層層序名については、周辺露頭の地表地質調査等の結果

エアガンと比較すると、海底直下の詳細な地層構造につをもとに対応付けされている。反射法記録の解釈によりいてはスパーカーの分解能が高いが、0．7sec以深ではエ断層の変位量を見積ることができ、さらにこの事例のよネルギーが小さいため、地質構造が不明瞭となっている。

うに年代に関する情報を記録に対応付けができた場合にウォーターガンについては、エネルギーがスパーカーとは、断層の活動履歴やこの地域における地質構造発達史同程度であるにもかかわらず、深部の地層構造をかなりを推察することも可能となる。

明瞭に表現している。また、浅部の地層の分解能については、ウォーターガンはエアガンとスパーカーの中間に

3−4−3海域における反射法地震探査

位置している（図3鱗一7）。なお、この反射記録断面については縦軸が時間により表現されているが、縦軸1秒で海域における反射法地震探査では、調査船から弾性波

おおむね深度1，000mに対応していると考えられる。このをある一定距離間隔で発緩し、調査船を一定の定々で航例に示されているように海域の反射法地震探査を実施す

行させ海底下の反射記録を連続的に記録する（図3−4−

る際は、探査海域の地形、および地質条件を十分に考慮

6）。また探査方式には、1個の受震器で反射波を受遣しし、目的に応じた震源を選択することが重要である。

つつ探査するシングル・チャンネル方式と、同時に複数海域における反射法地震探査の記録例に地質構造解釈

個の受震器で反射波を受震するマルチ・チャンネル方式を加えた例を図3−4−8に示す（阿部、1996）。記録の解釈がある。以前にはアナログ・シングル・チャンネル方式

は、陸上の地質露頭と異なり縦横比が誇張された断面とに限られていたが、近年、ディジタル・シングル・チャ

して表示されることから、反射面の傾斜の違いを比較的ンネル方式、マルチ・チャンネル方式も多用されるよう容易に読み取ることができる。傾斜の違いは、地質構造になってきた。また、データ解析処理においても、シンの違い、つまり地質年代の違いとして読み取ることがで

グル、マルチの両方式を通じて各種のディジタル波形処

きる。陸域同様、地層の年代自体を反射記録断面から直理が行われている。表層の堆積層を対象とした探査では接的に求めることは困難であるから、一般的にはボーリ

シングル・チャンネル方式が有効であり、海底下深部まングデータ等周辺の地質調査によって得られている情報

での地質構造を把握するためにはマルチ・チャンネル方を記録断面に対比させることにより、地質解釈を行う。

式が有効である。

また、海域においては過去の海進、海退によって形成さ現在、反射法地震探査において用いられている各種のれた不整合面が極めて良好な状態に保存されており、こ震源は、周波数特性、エネルギー出力がそれぞれ異なっ

れが反射断面により明瞭な反射面として認識される。過ており、一種類の震源で分解能と探査深度の双方を満足

去の海進、海退については、海水準変動の観点から年代することは困難である。海域において用いられている震が把握されており、この点を利用し反射面の年代決定を

源は、エアガン、ウォーターガン、スパーカーなどが一行うことも可能である。

般的である。エアガンは最も低周波で、以下ウォーター

図3−4−8に示された反射記録断面は、各反射面の傾斜か

ガン、スパーカーの順で高周波数になる。それぞれの周ら上位よりA、B、

波数特性とエネルギーの差によって、地質構造の解明精軸の番号200より沖側に分布し、奥内の反射波がほとんどC、Dの4層に区分される。A層は、横ストリーマーケーブル
騒llll甕1圏ll睡1嚢ll㍊1羅ll甕1薗翼lIllHl甕lI馨1鰻ll嚢1

エアガン

図3一牛6

海域における反射法地震探査の概念図

電中研レビューNo．35●51

ヨ

の

むの

500m

Om

500瓢

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0．00

げ

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ヒリ

げドつゆ

0．10

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0．20

0，30

0．40

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0．90

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ハ

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0。80

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LOO
（sec）

ウオーターガンエアガン

図3−4−7←離職

スパーカー

震源による反射記録断面の比較

纏縫・一・r脚＞

1000

500

0
一〇，0

B層

0，2

0．4

0，6

0，8

1．0

（秒）

図3−4−8海域における反射法地震探査記録断面と解釈例認められず、海底面とほぼ平行に堆積している地層と読D層は、陸域から海域に連続して約15度の傾斜を示し、こみ取れる。また、この層の基底面は所々起伏を示しておの反射断面の最下位層と判断される。以上の反射記録断り、侵食された地形面を覆って堆積した地層と考えるこ面による地層区分は、周辺陸域も含む地質調査の結果ととができる。B層は、横軸1，100より沖合に分布し、1，300

考え合わせると、D層は中新世後期から前期鮮新世の地付近から下位のC層が沖合に向かって傾斜が大きくなる

層に、C層は鮮新世の地層、所でC層を覆うことから区分される。C層は、横軸の番号

A層は、最上部層であることから最も新しい地層に対比

150から900付近までは、見かけ上約2．5度の傾斜を示し、される。また、この反射記録断面においては、各反射面

900よりも沖合では、約3．5度と沖合で傾斜が大きくなる。

は連続して追跡できることから断層等の構造はないもの

下位層とは横軸200から300付近でD層のより傾斜した反と判断できる。

射面にアバットすることから不整合の関係と見られる。

52

B層は鮮新〜更新世の地層、

3−5

地震探査（屈折法）は、地表の人工震源から発生し、入射波

地盤中を伝わり、速度層の境界面で屈折して地表に戻ってくる地震波を用いて地質構造を把握する方法である。

この方法は、すでにさまざまな土木調査に一般に用いられており、地盤構造が単純な場合には効果的に地盤構造

11

1

V1

を表示することが出来る。特に、基盤岩と第四紀層など

V2五の速度層のコントラストが大きい場合には、その境界が

i2

屈折波

表現され易く、基盤岩に生じている落差、段差の位置、その深さなどの検：出に有効である。この地震探査（以下屈折法と略称）は、19世紀末から20世紀初頭に米国でのV2＞V1のとき

石油探査への利用が試みられ、わが国でも1935年頃から、地質調査所による石油探査や関門トンネルでの地質調査

図3−5−1

屈折波とはに試みられたのが、本格的な利用の初めと言われている。

当研究所では1950年代に電力土木の調査に応用する研究あり、この波を利用するのが屈折波法である。震源の付を盛んに推進し、ダムやトンネルなどの調査法の一環と近においては地表付近を伝わった直接波が最初に到達す

して確立することに貢献して来た。

るが、ある距離以上になると地下の速度の早い地層中の屈折波が最初に到達することになるので、この波を観測

3−5−1屈折法の基本原理

して地下の境界面の深さならびに地層の速度から、岩質を推定することが出来るのである。

波源から下方に進んだ地震波は異なる地層の境界面に達すると一部は反射波となって地表に戻るが、一部は地q）測定方法層中に屈折波として入って行く。図3−5−1において、1の測定装置は、図3−5−2に示すような構成である。近年で媒質からIIの媒質に縦波が屈折する場合を考える。1のは受振器や受振ケーブルは小型・軽量になり、以前に比地層の地震波速度をV、、IIの地層の地震波速度をV2とすべ現地作業が容易になってきている。また、記録器はデる。

ジタル化する傾向にあり種々の処理や解析などを容易に1の地層とIIの境界面に入射角i1なる地震波が入射す
ると、IIの媒質中に屈折角i2の地震波を生ずる。

IIの媒質の速度の方が大であるとsin

実施することが可能となっている。

人工震源はP波（縦波）を発生するためには、火薬が主

il＝Vl／V2の入に使用されている。火薬はエネルギーが大きく瞬発力も射角で入射した波に対しては、i、がgo．になって波はIIのあり、高周波の弾性波を発生させることができ、作業能

媒質中を境界面に沿って進むこととなる。このような入率、コストの面でも優れている。火薬類を使用できない

射角を臨界角と呼んでいる。この波は再び上層に屈折し状況下や小規模な弾性波探査などでは、振源としてハンて地表の観測点に達するものであって、これが屈折波でマーによる地表面打撃、重錘落下が用いられている。S波

電中研レビューNo．35●53

直接波

受信器群
増幅器
地表

／

屈折波

記録器
地

モニター
レコーダー

層

境
界
面

図3−5−2

屈折法概念図OSの距離をXとすると、直接波の到達時間はT、＝X／
Vlで与えられる。

OPなる入射波は臨海角で入射しているのであるから

1／V2

時

前記の様にsinθエV、／V2

間なる関係があることから、屈折波の到達時間は1／V1

1−x。一1

距

離

0

S
→

Z

→
θ

V1

P

→
図3−5−3→

2Z 十 X−2Ztanθ
V2

T2＝

Q

Vlcosθ

＝2Z…θ＋X

V2

V1

2Z

V2

V22−V12

VIV2

走時曲線

十X

V2

で与えられる。波源の付近では直接波が先に達するが、（横波）の探査では、地表に設置した厚板の端をハンマーある距離以上では屈折波の方が早く達する様になる。今で水平に打撃する「板たたき法」が使用される。

波が同時に到：達する距離をX。とすると、T、＝T、と置くことによって（2）解析方法
屈折法を実施して得られた走時曲線の解析から、地下

Z＝ Xo

2

V2−V1
V2十V1

の速度断面を推察することが出来る。走時曲線とは波源と観測点との距離と、波が波源から観測点に到達するになる関係が得られる。この関係から、層の厚さZを求める

要した時間との関係を示す曲線であって、縦軸に時間を、事が出来るのである。V1、横軸に距離を取っている。

の走時曲線の傾きから求められる。

V2はそれぞれ直接波、屈折波

ここでは地下が水平な2層構造の場合の走時曲線の解
析方法を記して、理解の助けとしよう。図3＋3に示す如

3−5−2適用例

く、厚さZの水平層を考え、上層内の地震波速度をV1、下層のそれをV、とする。震源0から観測点Sに到達する地

図3−5畷は、北海道電力株式会社の高見ダムに引水する震波の内、ここで問題となるのは表面付近を伝わる直接

水路トンネル経過地での断層を探査した例である（本荘波OSと、上下層の境界面において2度屈折をする屈丁丁

静光、1979）。当地点においては発電所の支水路予定ルー

OPQSとである。ただしV2＞V、の場合だけを考えていトに近接して規模の大きい断層破砕帯（幅数：10m推定）がる。

分布しており、支水路下口側でこれと交叉することが既

54

ノハち

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（貯水池）

／
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ク

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図3−5−4

水路トンネル経過地での探査結果例

往の調査結果から判明していた。この断層は、東側の砂個所の低速度帯は幅60mとして検出され、破砕帯幅は岩・頁岩帯（主に白亜系）と西側の緑色岩（主にジュラ

50〜60mと推定された。実際のトンネル掘削の際にも同系）とを境にする構造上の特徴を有することがわかって位置に破砕帯に遭遇し幅は50mであった。また、他の測線いたので、精度のよい屈折法を行えば、もし破砕帯自身

で低速度帯として検出されなかったのは、幅が小さいたが低速度帯として検出されるのに十分な規模を有しない

めよりも東側の堆積岩と破砕帯の速度差が小さかったた

場合でも、両側の基盤岩の速度差から断層通過位置を判めであろう。

定することが可能と思われた。

以上の状況から、支水路および断層通過推定線に交叉

3−5−3適用限界

し、しかも解析精度を上げるため、地形的に努めて単純な形になるように4本の測線を設定して屈折法を行った

屈折法は、確立した手法として土木調査には最も普通

結果は、図3−5辺に記したとおりである。東側の白亜系はに用いられている物理探査法であり、本節に記したトン

平均3．3km／sec、西側の輝緑凝灰岩類は平均4．2km／sec

ネルだけでなく切土、ダム、発電所、大規模岩盤空洞なの速度値を示し、明らかな速度差が認められた。また断どの調査にも利用されている。ただし、屈折法は下部ほ層破砕帯自身が低速度帯（2．6〜2．8km／sec）として認め

ど速度が大きいという仮定に基づいているため、下層のられたのは、下口側の1測線のみであり、ちょうどこの方が速度が遅い場合、あるいは中乗に高速または低速挾

個所で支水路と断層が交叉することが判明した。この個み層が存在する場合には探査は困難になる。

所での破砕帯の実在はボーリングでも確認された。この

電中研レビューNo．35●55

臣

3−6

の略で、金属材料の分野

ことで、これにより地下で亀裂がどのように進展したか

つまり固体が変形もしくは破壊を間接的に推定することができる。AEの発生場所（震源するときに音が放出される現象をさしている。AEの現象位置）を求めるには、地震学で開発された震源決定法がについては、例えばガラスが割れるときに聞こえる「ガ適用されている。

チャン」という音のように古くから知られていたが、現AEの観測には、

AEとはAcoustic

では文字通りEmission

音の放出

AEセンサーを地下深部に設置して観在のようなAEの研究の始まりには、1953年のカイザー測する方法もあるが、深部坑井や高温高圧用AEセンサー（V．J．Kaiser）の論文の影響が大きい。その後、金属材など多額の費用を必要とすることから、当研究所では地料のみならず、岩石、コンクリートなど多くの分野での下忍所に多数の地震計を設置してAEを観測する方法を研究が進められてきている。

開発した。そして、後述する当研究所の秋田県雄勝高温当研究所では、金属材料におけるAEの研究の他、岩石岩体発電実験において、地下亀裂の進展状況の推定に適コアの強度試験におけるAEのカイザー効果を利用した用しているほか、この方法は新エネルギー・産業技術総

地圧計測の開発、および岩盤ブロックのせん無試験や水合開発機構（NEDO）による山形県触感高温岩体発電実

圧破砕による岩盤内の亀裂進展時のAE観測から、亀裂の験においても適用されている。

進展状況を推定する手法などの開発を行ってきている。

ここでは、AEを使って、地下深部の亀裂の進展を可視化して追跡した例を紹介する。これは、将来大規模な地熱

3−6−2秋田県雄勝地点での高温岩体発電実
験におけるAE観測の例

開発が可能と考えられる高温岩体発電技術において、地下深部に人工の熱水貯留層となる亀裂を、造成する際に発生するAEを観測して、地下の亀裂の進展状況を見たものである。

（1）AEの観測方法

当研究所の秋田県雄勝地点における高温岩体発電実験
では、深さ1，000mの坑井を掘削し、この坑井を利用して水圧破砕により深さ1，000m付近と700m付近の2か所か

3−6−1基本原理

ら、人工の熱水貯留層となる亀裂を造成した。そして、これらの亀裂をめがけて生産井を掘削し、生産井と注入AEの発生についてはまだ必ずしも解明されているわ

井の問で亀裂を通した水の循環による熱抽出を行っていけではないが、岩盤中での亀裂の進展に伴い発生している。水圧破砕とは、ボーリング孔内に高い水圧をかけて、ることが、これまでの多くの観測から知られている。地

この水圧によって岩盤を破砕する方法である。

下で亀裂が進展する際に、観測されるAEの発生と観測の雄勝地点におけるAEの観測は、注入井から半径概念を図3−6−1に示す。亀裂の進展に伴い発生したAEは、

500〜800mの範囲に9か所観測点を設置し、これらの内地震波と同様に地中を伝搬し、地中あるいは地表付近に8か所には地表から深さ約50mのボーリング孔を掘削し、設置したAEセンサー（高感度の地震計）により観測されAEセンサーとして坑内用地震計（固有振動数5Hz、3成る。

分）を設置している。残りの1観測点は既存坑井を利用

AE観測の主目的は、どこでAEが発生したかを求める

56

し、深さ480mに耐熱坑井内地震計（固有振動数10Hz）を

水圧

￨ンプ
↑勢／

↓

AEセンサ

水を圧入

@

一 Aεセンサー
AεセAεセンサー

1800m
亀裂面
A巴発生

図3−6−1

水圧破砕による亀裂進展に伴うAE発生と観測の概念

設置している。AEの振動は非常に微弱であるため、各観測点で得られた信号は、その場でプレアンプにより100倍

震源位置の精度を約10mと評価している。

図3＋3に、これまで雄勝地点で観測されたAEの震源増幅し、専用のシールドケーブルで実験地内の計測室に伝送している。計測室ではフィルター付きメインアンプ

T至ME

でさらに1〜30kHzのバンドパスフィルターをかけ、

AE−1100倍増幅している。その後、サンプリング周波数2kHz
でA／D変換し、パソコンにより波形の確認、各観測点へ

膚

AE−2

の初動の到達時間差の読み取り、および震源位置の計算を行っている。また、バックアップ用にアナログデータ
レコーダにも収録するとともに、ペンレコーダに波形を

幅蜘

AE−3

AE−4

出力し、AEの発生を確認している。
AE−5（2）AEの震源分布による地下亀裂進展の3次元的推定
雄勝地点で観測されたAEの代表的な波形の例を図3−6−2に示す。図の記録は全長が0．9秒で、AEが非常に短時間の現象であることが分かる。また、観測点により初動（振動の始まり）の到達時刻が異なることが明瞭で、こ

AE−6

襲一7
AE−8

施鴇

のことはAEの震源近くにある観測点ほど他の観測点より早く振動が到達することを意味している。そして、こ

AE−9

〜

嚇鰍脚鞭矧

の初動到達時刻の差と各観測点の位置から、震源位置を3次元的（東西、南北、深さ）に計算で求めている。

なお、雄勝地点では注入井の坑底においてlkgの爆薬による発破を行い、注入井の深さ1，000m付近でのAEの

図3−6−2

雄勝地点で観測されたAEの波形記録の例。
1〜9はA摂の観測点番号を表す。

AE−

電中研レビューNo．35●57

§霜

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58

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図

分布の例を示す。図中のマル（○）の位置がAEの震源位置を表し、マルの大きさはAEの地震学的マグニチュード

以上のように、雄勝地点での地下の亀裂の進展状況が、AEの震源分布に基づき3次元的に推定されている。

の大きさに対応する。図の（1）は、深さ1，000m付近における水圧破砕で約10，000m3の水を圧入し、一段目の亀裂を（3）AEの波形解析による発生メカニズムの検討造成したときに観測されたAEの震源分布で、平面的には当研究所では、AEの震源を決定するだけでなく、観測注入井から北側に約1，000m広がり、深さ的にはされたAEの波形を解析することにより、地震学的大きさ

800〜1，300mの範囲にあることから、この範囲に亀裂が（マグニチュード）やAEの発生メカニズムの検討を行っ進展したものと推定している。（2）は同様に、深さ700m付ている。

近における水圧破砕で約5，400m3の水を圧入し、二段目

これまでの波形解析結果によれば、雄勝地点で観測さの亀裂を造成したときに観測されたAEの震源分布で、平れたAEの地震学的マグニチュードは、0より小さく、〜1

面的には注入井から東側へ約800m広がり、深さ的にはから一3程度で、通常の地震に比べて非常に小さな現象

800〜1，200mの範囲にあり、この範囲に亀裂が進展したであることが分かる。

ものと推定している。（3）は一段目と二段目の亀裂を貫く

また、図3−6−2で見られるように、観測点によりAEのように掘削した生産井と、注入井の間で亀裂を通した水初動が上向きあるいは下向きであることが分かる。これの循環実験におけるAEの震源分布である。これによるは、AEの発生時の岩盤の動きを反映している。これまでと、AEの震源は一段目亀裂造成時の分布と同様で、地下の解析結果によれば、雄勝地点で観測されたAEのほとんに圧入した水の多くは一段目亀裂へ流れ込んだものと推どが岩盤のせん断破壊により生じていると推定されてい定される。また、一段目亀裂造成時より西側へのAE震源る。一般には水圧破砕による岩盤破壊のメカニズムは、分布の拡大が見られ、この循環実験においては、既存の引っ張り破壊によると考えられるが、AEの発生メカニズ

一段目亀裂内へ水が流れ込んだだけでなく、新たな亀裂

ムはこれとは合わないことになる。そこで、現在亀裂のが西側へ進展したと思われる。実際、この循環実験では、進展、岩盤の破壊、およびAEの発生について、地圧や既注入井を通して亀裂内に圧入した水の生産井からの回収

存割れ目の影響などを考慮したより詳しい検討を進めての割合は低く、注入した水の多くが新たな亀裂の進展にいる。

費されたと推定される。

電中研レビューNo．35●59

南
征一計算科学が生んだトモグラフィ技術一第4章

地下の透視一計算科学が生んだトモグラフィ技術●目次

我孫子研究所地質部

鈴木

我孫子研究所地質部

阿部信太郎

我孫子研究所地質部

小田

浩一

義也

4−1

トモグラフィ法とX線CT法・…………・……・・……………

4−2

比抵抗トモグラフィ法…………・・……・…・……・………・・●・．・。。・・・・…

4−3

弾性波トモグラフィ法…・……………・・………・・………・・

・・●…

4−4

電磁波トモグラフィ法……………・…・・……・…・………・・ ・…………・・……・・…・……………・…・…………・…・・…… V1

4−5

自然地震波トモグラフィ法………・・………・……・……… ……………・・…・……・・…………・・………………・……… V3

4−6

透水トモグラフィ………・…・……・…・・……………●…●…

4−7

ジオトモグラフィ法の今後の課題…・………・……・・…… ・・………………・・…・……………・……………・…・・…・・… V7

小田義也（1995年入所）

学生時代からこれまで、特に弾性波探査における探査の高精度化や自動化を目指し、ニュー 宴泣lットワークを用いたデータ解析ア
ルゴリズムの開発などに携わってきた。今後は波動現象のシミュレーションなどによる解析モデルの信頼性評価を研究するとともに、自然地震を用いた地球物理的現象の解明に興味を持っている。

62

U3・●・・●●●●●・●●．●●・●●・●●●●●●●●．●●●●●●●●●●●●●●●●●●●●・・。。。。。・．・●・・●●●。●●●・●●@●●●・・…

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鈴木

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●●●・●●●●●●・●・●●・●。●●●68●●●●●●●・。・・・…

●・・・・…

浩一

16ページに記載

阿部信太郎

34ページに記載

●・…

。…

75

寄章では∵堺・≧リング孔を利角レて地下深部を非破壊でぐしかも精度良く「透視」できるジオトモ

グ弥磁ご飽鯛頒紙塑1鴨㌘7碑⑳オは甥臆味し・ト王は判シャ語源で切・断を意味す麹す髄妹芝オ／卜・モグヴブイ法嫉いわば地球を切断して画銘する方法である・、ジ満野モグラ7イ渉はぐ医療分野で三惑的に進歩したX線CT法を地盤探査用ピ応用した探査法で・X〔・線CT法で人体の断南像を阜う屯ζ・ができ・る1ようみ、ボ7ワング求問の領域9）断層万博帯の分布や地層

鱒積槻頓靴頃辮≒恥ζ，頃できる・．当一廉では・地下を翻勲やの∫光・としてさ毒ざ零な特性を用いぐ新たなギオ漸考グヲブイ：法を開発）実甲化セてき苓、それらは・電流を利雰糖肇磐轟糠惚響が灘鍍簸対論ぜ鑑欝際傑灘雰流賜さの分艇把謝る肇乱鴉グラフつ鱗毛、

．．、、

4−1

X線CT法は医療分野において20年ぐらい前に既に実過X線を測定し、その測定結果を解析して、被検体内の構用化されているが、ジオトモグラフィ法の研究はそのこ造を可視化する。物質によってX線の吸収の程度が異な

ろから始まっている。国内では10年くらい前から大学やることを利用している。ジオトモグラフィ法ではX線の民間の研究機関において精力的に研究されてきており、代わりに電流、地震波、電磁波などを用いて、X線CT法

当研究所でも、この頃から実用化に向けて計測機器や解と同様の観測と解析を行って地質構造を可視化する。こ析手法の研究開発を進め、数多くの土木地質調査地点にの場合には、物質によって電気の比抵抗や地震波の伝播

適用してきた。

速度などが異なることを利用する。ジオトモグラフィ法

X線CT法では、図4−Hに示すように、被検体を取り囲は、X線CT法と比べて次のような問題点を抱えている。

むようにX線の発信器と受振器を動かして全方向から透第一に、ジオトモグラフィ法では、観測点を地表面とボーボーリング孔ボーリング孔

↓

↓

発振点
受振器
受講点

X線
発信器
人体

（a）X線CTスキャナー法

図4一網（b）ジオトモグラフィ法

ジオトモグラフィ法の概念図

電中研レビューNo．35●63表4−1−1
述駅・

各種ジオトモグラフィ法の測定仕様の現状

窓豫薦恒擁翻聾、瀬晦1レ 筋熊擁値∴ T欄豫・蕊、，策、》@．む：＼、；21

懲義
鱒瞳隣叙

比抵抗分布

地質境界、断層、

20〜1ρ00m

10〜500蒲

達〜20m

20〜1ρ00m

10〜1，000m

2〜40m

10〜100m

5〜50m

1〜2m

電磁波速度分布

亀裂分布、断層、d磁波減衰率分布

j砕部、亀裂数km〜

地震波速度分布

地球物理学的スケールでの地質構造

数km〜数嘘Okm

一無グ穿吻：ξ・：電薇疲影：：ド蕾ヴ91聾1趨地麟：：を・翌権グ7ブでj砕部、亀裂

地震波速度（P波）

地質境界、断層、

ｸ衰率分布（Q値）

j砕部@数10km k源位置

透永姿
Pト無グ身7イ

50〜100m

10〜20m

2．5〜5m

透水係数分布

透水性、水みち（注）探査精度については孔間距離の1／20〜1／25程度が指標となる（ex。孔間距離が50mの場合の測点閤隔は2幣となり、探査精度は2m程度となる）。

リング孔にしか配置できないのが普通で、観測点の置け

複雑な地下構造をバックグランドとした中の異常部の発ない領域の解像度が低い。第二に、測定結果の解析の際、見は難しくなる。最後に、人体は小さいが、地下は圧倒

X線CT法では人体を透過するX線の波線（波の通り道）

的に大きく、広い範囲を調査することと精度を上げるこを直線と仮定して解析を行うことができるが、地盤を伝とを両立させることがむずかしい。

播する地震波などの波は速度の異なる境界面で無視でき

ジオトモグラフィ法は、以上の不利な条件を克服しなない程度に屈折するため、波線を直線で近似することがければならないが、発信・受振方法や解析手法にさまざできない。第三に、X線CT法の対象とする人体の構造は

まな改良・開発が行われ、日に日に高精度化している。

誰でも大差ないので、その中に発生した患部となる異常

現在、実用化されている各種ジオトモグラフィ法の測定部を発見しやすいが、地下を対象とするジオトモグラ

条件について、フィールドへの適用事例の実績を参考に

フィ法では調査地点により地下の構造は千差万別であり、まとめたものを表4−Hに示す。

64

4−2

比抵抗トモグラフィ法は、地表およびボーリング孔に（2）解析方法

電極を配置して、地下に直流電流を流して電位を測定し、

図4−2−2に一般的に行われている解析方法のフロー図

地下の電気抵抗（比抵抗）の分布を調べる手法である。

を示す。ジオトモグラフィ法では、地下に信号を入力し比抵抗の分布から、岩盤の性状、地下水の状況などを推その応答を観測するが、この応答を地盤という特性をも定することができる。ここでは、その測定・解析方法とつフィルターを通過した出力と考え、この出力値から逆適用例について紹介する。

に地盤のフィルター特性なる。この解析法を

4−2−1比抵抗トモグラフィの基本原理を求める解析を行うことにインバージョン

という。

比抵抗トモグラフィのインバージョンでは、有限要素法や有限差分法などの数値解析法を利用するため、まず地盤をメッシュで分割したモデルを作成する。このモデ（1）測定方法
図4−2司に比抵抗トモグラフィの測定方法の概要を示

ルに対する計算値と観測データとの差（残差）が最も小す。地表面とボーリング孔内に等間隔で測点（電極）をさくなるように、最小二乗法などにより各メッシュの比配置し、任意の測点（電流電極）より直流電流（交替直抵抗値を更新していく。この残差が基準値以下となった流）を流して、地盤に生じた電位分布を他の測点（電位比抵抗モデルを解析結果として採用する。

電極）で計測する。2本のボーリング孔に囲まれる領域を取り囲むような幾通りもの電流電極と、電位電極の配置による計測を順次行っていく。

出力

入力

信号

測定装置

地盤

応答
インバージョン

スタート

賎

＼

濫輝極＼
@
@

皷

̲閉

初期比抵抗モデルの設定

鞭@ ／ご1，
＼ぐ
@

A痢孔嘩

＼

≧

穗
モテルによる応答計算∴

i見掛比抵抗値の算出）

ﾏ測値と計算値の差、㍉

最小二乗法による

苒?抗モテルの修正

記
^／

反復終了か

瀞

↑
ボーリング孔

図4−2擁

↑

@
Yes
@終了

ボーリング孔比抵抗トモグラフィ法の測定概念図

No

図4−2−2比抵抗トモグラフィ解析フロー

電中研レビューNo．35●65

ることが確認されている。比抵抗断面図は、320〜10，000

4−E−2比抵抗トモグラフィの適用例

Ωmの範囲を対数のスケールで色分けして表示したものである。No．1一側の上部に低比抵抗部があり、これがNo．2孔の方にも延びている。すなわち、割れ目の発達し（1）ダム基礎岩盤への適用結果た安山岩質凝灰岩がNo．1孔上部からNo．2孔側の方に

図4−2−3に既設ダムの基礎岩盤で当研究所が行った比も広がっている状況がとらえられた。

抵抗トモグラフィの適用例を示す。堤体内にある監査部より掘削した3本のボーリング孔で計測を行った。ボー

図4−2−4に別の既設ダム地点で行った適用例を示す。ダリング孔の深度は30m、孔間距離は20mである。当地点のム軸方向に堤体上部より掘削した7本のボーリング孔で岩盤の大部分は硬質で新鮮な安山岩であるが、No．1町

計測を行った。ボーリング孔の深度は40〜50mで孔間距回の上部にはやや割れ目の多い安山岩質凝灰岩が分布す

離は20〜30mである。当調査地点の基礎岩盤は比較的硬
旧㌢

憂ム右岸

ダム左岸

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監査廊

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暑綴

糖幡

（c）比抵抗断面図（鈴木ほか，1991a）（c）比抵抗断面図（b）ダム一方向からみた断面図（a）ボーリング配置図

図4−2−3比抵抗トモグラフィの適用例（既設ダム地点）

嵐1鵬肖1孔・1・塩1藍し

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堤体

ダム

1rn凝灰岩）

No，3孔

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図4−2−4比抵抗トモグラフィの適用例（既設ダム地点）

66

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膚「禰」翠猫煽｝

質で新鮮なチャートと頁岩が分布しているが、やや岩質となっており、岩質のかなり良好な低透水性領域をとらの劣る領域もある。比抵抗断面図の上部に広がっている

えたものと考えられる。

100〜200Ωm程度の低比抵抗部は堤体に対応し、その下4−2−3今後の課題

部の500〜5，000Ωmの高比抵抗部は基礎岩盤に対応する。

堤体と岩盤との境界面を明瞭にとらえている。大局的には岩質が良好となるほど比抵抗が大きくなる傾向が認め

従来、比抵抗トモグラフィ法はボーリング孔の間の地られている。また、岩盤中のNo．5、6孔間の中央部およ質情報を補完する目的で行われてきた。当研究所では測びNo．6、7醒酔の下部にある100〜500Ωm程度の低比定装置の高速化・自動計測化を進めてきており、地下の抵抗部は、ボーリングでは確認されていないが、岩質の比抵抗構造の時間変化を連続的に観測することにより、やや劣化した部分をとらえている可能性も考えられる。

地下水変動などのモニタリングの実用化を試みている。

また、地盤改良に使用するグラウトミルクや薬液の比抵②

抗が低いことを利用して、比抵抗構造の変動を観測して

花町岩地帯での適用結果

図4−2−5（a）に花醐岩地帯で当研究所が行った適用例を改良された領域を可視化する研究も試みている。さらに、示す。ボーリング孔の深度は400m（No．1孔）と300m

岩盤中の亀裂の分布状況をより高精度に把握するために、（No．3孔）、孔間距離は70mである。当地点の花商岩は塩水トレーサーを利用した比抵抗トモグラフィによる透新鮮で硬質であるが、図4−2−5（b）に示すようにBTV観測

水性評価の研究も進めている。将来的にはこれらのモニによる開口節理の分布と透水試験結果より、深度250m付

タリング手法の実用化を図っていく予定である。

近に開口節理の多く分布する透水性の高い領域が確認さ一方、他の研究機関では電流を遮断することにより生れている。比抵抗断面図においてこの領域は数100Ωm程

じる鉱物や、岩石の電気化学的性質に起因する分極現象

度の低比抵抗部が水平方向に連続しており、高透水性領を測定して、地下の誘電率の分布を求める「IPトモグラ域の分布をとらえたものと推定される。また、開口節理

フィ（Inducedの分布がほとんど認められない深度160〜220mおよび深められている。

Polarization）」についても最近研究が進

度270〜350mの区間は5，000〜10，000Ωmの高比抵抗部

開口節理の密度分布
0

9．2

（ホ／m）

9．4

9，6

6．8

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9，1

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（a）比抵抗断面図

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（b）BTV観測＆透水試験結果（a）比抵抗断面図

図4−2−5比抵抗トモグラフィの適用例（金剛地点；鈴木ほか）

電中研レビューNo．35●67

4−3

弾性波トモグラフィ法は、地震波を用いたトモグラ
フィである。観測波形の初動走時（地震波の到達時間）測定装置を利用して地下を伝播する地震波の速度分布を求める「走時トモグラフィ」と、初動振幅を利用して地震波の減衰率分布（Q値）を求める「振幅トモグラフィ」があ

娠晦1

パ難、
叢

・

る。地震波のうちP波の初動による走時トモグラフィは、
土木調査現場においての実績も多く当研究所でも幾つか

：観、

サ廃穂、

のダムサイトにおいて適用してきた。近年では、P波の代

終轟㌘

孔内海錨÷夢風

わりにS波を利用した走時トモグラフィの研究も行われ灘」てきている。振幅トモグラフィの方は振幅情報を精度良薪，く計測する上で課題が多く研究開発の段階ではあるが、幾つかの適用事例が報告されている。さらに、走時や振幅だけでなく、観測波形すべてを解析する「フルウェー

・・

ﾝ1

11i

↑

家≧リンク孔2ボ漏りング孔

ブインバージョン」についての研究が進みつつあり、今後の実用化が期待されている。

4十1弾性波（走時）トモグラフィの基本原理

図牛3−1

弾性波トモグラフィ法の測定概念ある。このモデルから計算される走時と観測走時の残差が最小になるように、最小二乗法により各セルの速度を（1）測定方法
図4−3−1に弾性波トモグラフィ法の測定方法の概要を更新していき、この残差が基準値以下になった速度モデ
ルを解析結果として採用する。

示す。地表面とボーリング孔内に多数の受振点（地震計）を配置し、任意の発振点（震源）より地震波を発生させ4十2弾性波トモグラフィの適用例て各受振点における初動走時を計測する。2本のボーリ
ング孔に囲まれる領域を取り囲むような幾通りもの発振点と受振点の配置による計測を順次行っていく。

（1）走時トモグラフィ
図4−3−2に、比抵抗トモグラフィ測定を行ったのと同じ既設ダムにおける走時トモグラフィの適用例を示す。速（2）解析方法

度断面図では、No．1孔上部からNo．2孔側に低速度層弾陛波トモグラフィの代表的な解析法として波線理論が広がっているが、比抵抗トモグラフィによる低比抵抗に基づくものがあり、当研究所でもこの解析法の研究を部とほぼ一致しており、安山岩質凝灰岩の分布をとらえ行っている。これは、地下を矩形のセルで分割した速度たものと推定できる。また、この領域以外は高速度部とモデルを作成し、セルの境界で波動の屈折現象を考慮しなっているが、比抵抗トモグラフィでの高比抵抗部と一た波動の伝搬する通り道（波線）を計算していくもので致しており、岩質が良好な安山岩の分布に対応している。

68

高速度部は基礎岩盤に対応する。堤体と岩盤との境界面

Nrエを明瞭にとらえている。

火山岩地帯での適用例としては、丹那断層（左横ずれ断層）を挟んで深度500mの2本のボーリング孔（孔間距

、講
顎

●

舳

■

離：170m）を使用して計測が行われた（石井、1993）。得「られた速度断面図の中央部に水平に分布する速度層に不連続な乱れが認められ、これが断層の存在を示唆するものと推定されている。
o

また、地熱地帯での適用例としては、深度1，600mの

5

ボーリング孔（孔間距離：270m）を利用し、通常のP波

速度断面に加え初動P波の後にあるS波初動を波形処理：ζにより抽出しS波速度断面を解析している。P波とS波分

lll

P波速度

：；：

布の傾向は大局的によく一致しており、深度800m付近の（km／s）

四

低速度層の連続性をよくとらえたことが報告されている

謹
農；（横田ほか、1995）。

鴛，

C31

図4−3−2②弾性波トモグラフィの適用例（既設ダム地点；鈴木ほか、1991a）

振幅トモグラフィ

振幅トモグラフィでは初動の振幅値から媒質の減衰特性（Q値）を推定する。振幅は伝播速度に比べて媒質の性

図4−3−3に他の既設ダムの基礎岩盤で行った走時トモ

質変化に敏感であり、規模の小さい破砕部や亀裂などのグラフィの適用例を示す。図4−2−4で示した比抵抗トモグ

岩盤劣化部の探査に有効と考えられている。図4−3−4は鉱ラフィ法と同じダムサイトである。速度は3，000〜6，000

山の坑道を利用して行われた振幅トモグラフィの適用例

m／sの範囲を線形のスケールで分割して色分けしている。

である（渡辺ほか、1992）。（a）は坑道壁面の地質断面図、

速度断面図の上部に広がっている2，000〜4，000m／sの低（b）はQ値の断面図を示す。当地点は良質な片麻岩が分布

速度部は堤体に対応し、その下部の4，000〜5，000m／sのしているが、一部にやや軟弱な石灰岩がありその中に断

1』

匝1沖1孔

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弾性波トモグラフィの適用例（既設ダム地点）

電中研レビューNo．35●69

凡例

10

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12

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13

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15

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27．5
25．0
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20．0

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7，5
5．o

スカルン鉱床321。1。2。＿23 ｮ（a＞地質断面図

図4−3−4

a，〜

o．o

Q値

（b）Q値断面図

弾性波トモグラフィの適用例（神岡鉱山、渡辺ほか、1992）

層Aが坑壁（測点No．4、16）で確認されている。これらを比較すると断層Aを結ぶ直線沿いにQ値で17．5以下と小さい領域が広がっており、断層の位置とその連続性を3000とらえたものと推定できる。また、岩質の良好な領域は3300

Q値が30以上となっている。
肇

4−3−3

今後の課題

3600
3900

4200

走時トモグラフィ、振幅トモグラフィが扱っている（m／s）

データは、それぞれ初動走時、初動振幅のみである。近年、大学などの研究機関により波動理論に基づき観測波形に含まれるすべての情報を利用する「フルウェーブイ（a）速度モデル（b）数値シミュレーション結果

図4−3−5 フルウエーブインバージョンの例（渡辺ほか、1996）

ンバージョン」の研究も行われている。図4−3−5は、数値シミュレーションに用いた地盤モデルとその解析結果で再現されており、従来のインバージョンより分解能が高ある（渡辺ほか、1996）。（a）は数値シミュレーションに使いことがわかる。ただし、観測波形データをすべて扱う

用した速度モデル、（b）は（a）の速度モデルから計算されるため、ノイズの影響を受けやすい欠点があり、実フィー

波動を観測データとみなしてインバージョンを行った場

ルドへ適用するためには、従来より高精度な観測技術を合の解析結果である。（b）の解析結果を見ると、傾斜した開発する必要がある。

速度層（3，600m／s）が元の速度モデルと対比するとよく

70

4−4

電磁波トモグラフィ法は、地震波の代わりに電磁波を弾性波トモグラフィとほとんど同様である。電磁波の場使用した探査法である。弾性波トモグラフィ法と同様、

合は発信波の再現性が優れてるので、走時だけでなく振電磁波の初動走時より地下の電磁波速度分布を求める幅を扱った適用事例が、当研究所をはじめ他の研究期間「走時トモグラフィ」、初動振幅より電磁波減衰率分布をでもいくつか報告されている。ただし、地盤の比抵抗が求める「振幅トモグラフィ」がある。測定・解析方法は低いほど電磁波の減衰が大きいので、電磁波の透過距離

閥。．1孔

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↓監査郎−↓

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曹28（b）比抵抗断面図（a）送信点・受信点配置

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（c）電磁波減衰率断面図

図4−4−1（d）電磁波速度断面図

電磁波速度（C頭ノnsec）

電磁波トモグラフィ法による適用例（既設ダム地点）

電中研レビューNo．35●71

は調査地域の比抵抗により影響を受ける。ここでは、電なっている。また、（b）は同じ計測孔で行われた比抵抗ト磁波パルスを発信する地下レーダー装置を用いた電磁波

モグラフィ結果を示すが、No．2孔側が高比抵抗部とトモグラフィ法の適用例を紹介する。

なっている。

以上の結果より、新鮮な花闘岩の中でもNo．2孔側の4−4−1電磁波トモグラフィの適用例
図4−4−1に電磁波トモグラフィの既設ダムへの適用例

方がより岩質が良好なものと推定される。

牛4−2

今後の課題

を示す。測定には、当研究所で開発したパルス波を発信するボーリング孔用の地下レーダー装置を使用した。当地盤を伝播する電磁波は、地盤の電気抵抗が小さいほ

調査地点は（a）に示すように深度20〜28mのボーリング孔

ど減衰が大きくなる。よって、従来のパルス方式の計測が掘削してあり、測定はNo．1孔とNo．2孔の2孔を使装置では、花商岩などのような硬質で比抵抗の高い地盤用した。孔間距離は20mである。基礎岩盤は新鮮で硬質なでは数十m程度は透過するが、比較的軟質な堆積層など

花商岩が分布しており、ボーリング調査では亀裂分布な比抵抗の低い地盤では10m程度しか届かない。当研究所

ど岩質に有意な差は認められていない。（c）は電磁波減衰では連続波を利用した新しい地下レーダー法計測装置

率断面図、（d）は電磁波速度断面図であるが、両者とも岩（FM℃W方式）の開発に着手しており、地表探査用の計盤と堤体の境界を明瞭にとらえている。電磁波減衰率断測装置では堆積層の分布する地点において、深度25mに面では：No．2孔側が減衰率がやや小さくなっており、電ある反射面を計測した実績がある。今後は、ボアホール

磁波速度断面図ではNo．2孔側が相対的に高速度部とタイプの計測装置の開発を進める予定である。

72

4−5

自然地震波トモグラフィ法は、自然地震波を用いて地下の速度構造を推定するための解析手法である。自然地

4−5−2

自然地震波トモグラフィの適用例

震波も弾性波であり、その点からすれば自然地震波トモ
グラフィも弾性波トモグラフィの一種であると言える。

自然地震波を用いたトモグラフィについて国内におけ

前節までに述べた各種トモグラフィは、いずれも人為的る主な適用事例は、国立大学を中心として整備されていに電流、電磁波、振動などを地下に与え、それに対するる微小地震観測網によって得られたデータをもとに解析

応答データを用いて地下の物性状況を把握しようとするされたものである。図4一ト1は、東北日本を横断する深さものである。しかし、自然地震波トモグラフィにおいて、200kmに及ぶ自然地震トモグラフィにより示された速その震源として利用する自然地震は人為的に制御できる度構造断面である（Hasegawa，1991）。丸印は発生したものではなく、その震源要素（発震時刻、震源位置）は

自然地震の震源を示しており、色付けは暖色ほど地震波

未知なる値となる。

速度が小さいことを意味している。火山地域下の暖色系を示している部分は、地震波速度が遅いマントルの高温

4−5−1

自然地震波トモグラフィの基本原理部分であると考えられ、火山のもととなるマントルプ
リューム（高温物質の上昇）が示唆される。このような自然地震のデータ解析において、震源要素は地下の速低速度部分は日本海の地下深部にも存在しており、日本度構造に基づいて計算される値であり、また逆に震源要海の地殻熱流量が高いことと調和している。日本海溝か素が決まっていれば地下の速度構造を計算できる。よっら沈み込む太平洋プレートの地震波速度は色付けからすて、震源要素と地下の速度構造はいわば「卵」と「鶏」

ると、火山地域下と比較してはるかに大きい。このことの関係にあると言える。前節の弾陛波トモグラフィではよりプレートは低温かつ硬いものであり、その上半分に震源要素が人為的に定められており、速度構造を未知数

地震発生が集中していることが分かる。

として問題を解いたものである。一方、自然地震波トモ
グラフィでは、震源要素と速度構造の両方が未知数であ4−5−3今後の課題

るため、トモグラフィの計算過程において解かなければならない未知数が多く解も不安定になりやすい。よって、

自然地震波トモグラフィは、震源が地下深部に3次元

人工地震を用いた弾性波トモグラフィと比較すると、解的な広がりをもって分布しており、しかもエネルギーも析上の計算アルゴリズムにはかなりの工夫を必要とする。

大きいことから、地下深部の3次元的速度構造の情報をしかし、概念的には初期モデルに対して、震源要素決定得るのにも非常に有効な手段である。この手法が地下のと速度構造決定を交互に繰り返しながら、実際の観測デー

構造把握に用いられるようになってきたのは、1970年代

タと速度構造モデルから計算される結果の残差値が、有以降、自然地震観測網が広域かつ高密度に整備されてか意に改善されるまで続けることにより速度構造を求める。

らのことである。当研究所においても、平成8年度以降、大規模地殻変動の長期予測を念頭におき、自然地震波を用いたトモグラフィについて、「火山地域におけるマグマ

電中研レビューNo．35●73

日

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50

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躍・

；1・・

づゼどニレ

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150

200
図4−5−1

自然地震波トモグラフィーの適用例（Hasegawa，1991）（暖色ほど地震速度が小さい）の挙動、分布の把握」、「地下深部に存在する伏在断層のなどが異なっており、現段階では考慮されていない。こ把握」の観点から、その適用性について検討を開始してれらの情報も照らし合せた上で、自然地震波トモグラ

いる。

フィによる速度構造断面の地質学的意味付けを行うべき

なお、自然地震はその起こる場所（地域、深度）によって、発生メカニズム（正断層、逆断層、破壊時間）、頻度

74

である。

4−6

選瑠《卜署グう7イ

地下水は地下空間の有効利用や環：難問題など、いろい

4十1透水トモグラフィの基本原理

ろな問題に関わってくる重要な要素の一つであるが、その地下水の流れ易さを表す岩盤の性質は一般に透水性と呼ばれている。従来、岩盤水理特性としての透水1生を正弦波圧力試験とは、複数のボーリング孔を用いた透評価する試験方法としては、一般に単一ボーリング孔に水試験であり、1本のボーリング孔内で発生させた正弦よるルジオン試験を実施して調べられてきたが、これで波状の水圧変化に対する応答を他のボーリング孔で計測は得られる透水係数等の物性値が、試験位置を含むどのする方法である（図4−6−1）。すなわち、この試験法は、程度の範囲の岩盤物性を代表しているのか明確でない。

透水性が低い飽和地盤中では地下水の流量変化よりも水

そこで、ボーリング孔間の岩盤水理特性の分布を推定す

圧伝播の方が敏感に反応することに着目したものであり、るための手法の一つとして、ボーリング黒黒の水圧伝播

一方のボーリング孔で発信させた周期的な水圧の変化試験による調査法が開発適用されてきている。このよう（正弦波）を他方で受信し、高精度の圧力計や微流量計

な手法は、として位置づけられる。

で計測されるボーリング孔間の水理特性に起因する圧力当研究所では、ボーリング孔間における正弦波圧力試の減衰あるいは位相のずれから、解析的に岩盤の孔問の験による水理特性の分布を推定する調査手法を確立する

透水係数を推定することができる。また、この試験法でための研究を進め、実用化レベルまで達してきている。

は同時に、もう一つの重要な岩盤水理特性である比貯留

透水トモグラフィ

データ駁録装置

受儒孔＼臨
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撫」証

鍵

送率管

㍉：．、水圧欝ダ

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発儲王：力鱗御装置

発儒孔呉／受儒孔

．

／撫

S糠／

図4−6−1

多孔間式正弦波透水試験の概観

電中研レビューNo．35●75

受信孔

発信孔

受信孔

受信孔

発信孔

受信孔

一10

G．L．

透水係数の常用対数
透水係数の
推定領域

（cmlsec）

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透水係数の空間分布の推定結果

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図4−6−2圧力伝播試験を花言言サイトで実施し、そのデータをもとに解析的にボーリング孔間の透水係数の空間分布を推…

解析に使用した正弦波圧力試験の測線定した。試験孔として深さ60mの3本の鉛直ボーリング孔が10m間隔で配置されており、試験は発信孔・受信孔をパッカーで長さ2．5mの区間に区切って実施し、中央孔に係数（単位量の圧力変化により出入りする流量で定義さおける3箇所を発信区間とする、96本の測線でのデータれる岩盤の貯留特性）も求めることができる。

を使用して、透水係数の空間分布推定を試みた（図4−6−2）。

この試験法によると、一般に行われているジオトモグ

解析の結果、図4−6−3に示す透水係数分布が得られた。こラフィと同様に、多数の発信・受信区間を設けることにの推定結果として得られた領域中の透水係数の大きな部

より、ボーリング孔問の透水係数と比貯留率の空間的な分は、地質調査により得られた試験サイトの系統的な割分布を求めることが可能となる。

れ目帯の位置ともよく一致したものとなっており、透水係数の空間分布推定が妥当に行えることが示されている。

4−6−2透水トモグラフィの適用例

当研究所で開発した試験装置では、高精度の微流量計
や圧力計を用いることなどにより、概ね10−8〜10−9cm／

発信孔の水圧を時間の経過とともに正弦波状に変化させ、それに対する受信孔での水圧変化を計測する正弦波

76

secオーダーの極めて小さな透水係数の測定が可能となっている。

4−7

Qジウ管卜罷グう7イ濫の1
夢後の諜題

ジオトモグラフィは、ボーリング調査にない目に見えないボーリング孔問の情報を与えてくれるという点におうので、時間がかかることも否めない。それらを克服しようと、工夫を重ねている段階である。

いては非常に有効な手段であると考えられるが、この情

また、土木地質調査地点における物理探査法では、弾報を用いて地質学的解釈を行う場合にはかなりの注意を

性波速度や比抵抗などの物性値の分布から、岩質、割れ払う必要がある。色付けされた物性値断面は非常に美し

目分布、地下水の経路を定量的に評価することが要求さ

く、従来までは頭の中での想像でしがなかった地質学的れるが、現状ではこれらは定性的な評価にとどまってい

推察に対して、非常に調和した解析結果として与えられる。現在、複数のジオトモグラフィ法による物性値断面るかもしれない。しかし、この断面像をトモグラフィとを組み合わせた定量評価手法の確立を試みている。そのいう概念に基づいて導き出してくる過程においては、必ために、室内レベルでの物性値を把握する基礎実験を行ず誤差というものが含まれていることを、常に念頭におうとともに、フィールド調査による計測データを蓄積しかなければならない。計算を行う過程では、多くの仮定てデータベース化を行い、物理探査法により得られる物が入っている。より現実的な地盤を示すために計算を行性値と、岩種、亀裂分布、透水性など他の物性値との相うが、自然は複雑なために、計算のみでは詳細な部分の関性を明確にすることが重要である。

再現は難かしいことがある。また、膨大な量の計算を行

電中研レビューNo．35●77

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第5章

計算結果の可視化●目次我孫子研究所地盤耐震部

伊藤洋

我孫子研究所バックエンドプロジェクト天然バリアチームリーダー

河西基

我孫子研究所地盤耐震部

野崎

隆司

5−1

地下水・物質の移動…………・・………………………・・………………・・…・……・………・……………・…・・…………81

5−2

地下空洞、岩盤斜面の挙動予測・……………・…・…・・……………・………・……・…・…………………………………85

伊藤洋（1975年入所）

これまで、原子力発電所基礎地盤および岩盤斜面の掘削時や地震時安定性評価に関する調査・試験・解析などを実施してきた。また、水力発電所のダム基礎岩盤・地下発電所空洞の調査・試験・安定性評価に関する研究も実／施してきた。今後は、さらに超深部岩盤等のレ軸麟へ、 喉耀 複雑な地盤環境下の岩盤構造物、ならびに自然現象の解明を目指している。

河西基（1979年入所）

入所してしばらくは、ダムおよび河川における水理と洪水対策という地表水を相手にした研究に従事していた。その後、地下の世界に興味を持ち、放射性廃棄物処分問題の解決のために、地盤中における水と物質の移動現
象や安全評価手法の研究に取り組んできた。
今後は、地下環境との共生による地層処分技術の確立を目指してゆきたい。

80

野崎

隆司

（1981年入所）

これまで、岩盤力学の観点から原子力や水力の発電：所基礎地盤、地下空洞、周辺斜面の安定性検討評価に関連する岩盤物性の評価、安定解析、地震観測等を実施してきた。今後は、特に岩盤の不連続面の挙動や水の流れにひ着目した安定解析手法の開発、および種々の魂、州響造物の安定1生評価に適用していきた、、と考えている。

岩盤や地下水の挙動あるいは地下水中の物質の移動など、地下におけるさまざまな現象を把握する
ζとが・地下窄蘭利用や環境影響の問題どして重票になっているが、これらの現象を直接的に測定することは一般的に困難な場合が多い。このため、解析モデルを適用して予測計算（いわゆるシミュレーション）を行う馬とにより・間接的にそれらの現募を牢性的かつ定量的に評イ西する方法がしばしば用いられる。計算を甫いて現象の把握を行おうとする場合は、測定・試験による調査の場合とは異なり、計算の結果を必要に応じた任意の出力の数や方法でデータとして取り出すことが可能であり、さらにいろいろな可視化も容易に行えるという大きな特色を有している。・
本章では・地盤中・での地下水や物質9）移動・地下空洞周辺の岩盤挙動や斜面の挙動に関する問題を例として、地下における現象を計算によ，り，可視化しようとする技術の現状を概説する。

5−1

地盤中での地下水や物質の移動を解析する場合、まず当研究所では「水理地質構造の可視化システム」の開場としての地盤に関する透水性等の水理地質構造特性に発を行った。このシステムの基本的な構成はF3次元地

ついてモデル化し、次に有限要素法などの数値解析手法

質構造推定システム」と「三次元物性値推定システム」

を用いてシミュレーション計算を行うことになる。このから成り立っている（図ト1−1）。その入力データは、透解析結果によってモデル化した現象についての理解を深

水試験データ、ボーリングデータ、地質断面データ、ト

め、さらに、計算結果の妥当性を検討するためには、正モグラフィ断面データなどのサンプルデータまたは2次確な計算を行うだけでなく、その結果をわかりやすい形

元断面データである。水理地質構i造の推定においては、に可視化することが不可欠である。当研究所では、この

これらのサンプル値を基に、地盤統計学的な手法（クリモデル化、計算結果の可視化を行うことのできる一連のギング、コクリギング法）を用いて、任意の点の推定値システムを開発、実用化してきている。

を得る。ただし、地質構造を推定する際は「三次元地質
構造推定システム」の中で、地質の専門家が地質境界を

5−H

地下水・物質移動の解析評価の基本的

対話的に決定していくシステムとしており、間違った推考え

定が極力行われないようになっている。透水係数の空間分布などの物性構造の推定においては、推定後に地下水（1）水理地質構造のモデル化と可視化
地質構造や透水性等の構i造は一般的に複雑なため、現流解析等の数値シミュレーションを行いやすいように、

三次元物性値推定システム

であらかじめ有限要素

在の技術水準では、必ずしもコンピュータで簡単に推定

メッシュを作成した後、物陛値を推定できるようになっできる段階に至ってはいない。しかしながら、専門家がている。

作成した地質断面図、ボーリングコア、検層データ、ト
モグラフィによる業間の物性構造などのデータをサンプ（2）地下水・物質移行の解析と可視化

ルデータとして、空間分布特性を三次元的に推定し、そ上記のような方法などを用いて推定された水理地質構の結果を可視化することが、次第に行われるようになっ造モデルに対して、地下水の流れや物質の移行などの現てきている。

象を、有限要素法などを用いた数値解析手法によりモデ

電中研レビューNo．35●81

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物性断面データ

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3次元物性構造の推定

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3次元地質構造・物性構造の可視化

C意位置、方向の@@・岩相分布鳥職図の表示
・地質・物性断面図柱状図の作成
・任意位置、方向のホーリンク柱状図の作成

等
出力［＝コ地球統計学的推定［コ可視化システムモジュール

図5−1−1

水理地質構造の可視化システム

ル化し、コンピュータによるシミュレーション計；算を行うとともにそれらの結果を可視化する技術が近年飛躍的

5−1−2

計算結果の可視化適用例に進歩してきている。

例えば、当研究所においては、放射性廃棄物の地層処（1）水理地質構造の可視化

分時の安全評価等に必要な地盤・岩盤中（天然バリア）

上述のような推定によってひとたび三次元の地質・物の地下水流動・核種移行を解析するための一連の解析モ性構造が推定できれば、推定結果を自由に処理すること

デルが開発整備されている。

が可能となる。地質構造に関しては、鳥轍図（図5−1−2）

これらの解析コードによる計算結果は、いろいろなコ
ンピュータグラフィックスの技術を用いて可視化できるや任意個所の断面図や柱状図を表示することができ、推定結果の妥当性の検討にも有効である。

ようにされており、現象の理解や結果の妥当性検討など

水理特性構造の推定に関しては、推定結果を地質構造に大いに役立っとともに、とりわけ一般への理解を深めと同様に鳥轍図（図5−1−3）や断面図として作成できるとるのには、きわめて有効な方法となり得る。

ともに、有限要素データとリンクしているため、さまざ
まな解析にそのまま用いることができる。

82

地層構造凡例
讐安山岩
猶凝灰岩
纏砂岩
猶凝灰角礫岩

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図5−1−2

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岩種の三次元分布特性の地盤統計学的推定結果の例

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図5−1−3透水係数の三次元分布特性の地盤統計学的推定結果の例（2）地下水・物質移行の解析と可視化社（SKB）とのエスポ島地下研究施設での国際原位置試

地下水流動および物質移行（核種）の解析とその可視験研究において実施された長期間の広域揚水試験と、そ化の一例として、スウェーデン原子燃料・廃棄物管理会れに伴うトレーサー試験に適用した例を次に示す（図電中研レビューNo．35●83お蓬天サ…

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鰭ぐ鍵

KASO6孔KASO8孔M1

x×y×z＝1800m×2000m×1300m

図5−1−4

岩盤地下水の揚水時トレーサー試験の概要

図5−1−5

定常地下水流動解析による流事線（起点がKASO8，M1の場合）、。。。。（3・・一45・）m×500m

120●計算値・実測値
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図5＋6

レニウムー186の三次元濃度分布に関する解析結果（トレーサー投入後252時間における。．5kBq〃濃
度分布）

5一図）。

揚水試験では、ボーリング孔KASO6（掘削長602m；傾

400

600

経過時閤（Hour）

図5−1−7800

濯00

岩盤地下水の揚水時トレーサー試験の結果と計算値の比較

計算値との比較を示したものであり、概ね良く一致した結果となっている。投入孔（KASO8）のM

1地点から揚斜角60．）が揚水孔とされ、島全体に配置された33本の水孔（KASO6）までレニウムが移行する間には、主要なボーリング孔が観測孔とされた。図胴一5は、定常地下水

割れ目帯が3本走っており、図5級うで示されたような経流動解析による流跡線の計算結果の一例（KASO8孔底部路でレニウムが移行するのに複数の割れ目詰が関与するのM1点を起点とする地下水流れの道筋）を示しており、ため、濃度のピークが2回出現しているものと推定され

近接観測孔のKASO6に向かう様子がよく分かる。また、

るが、このような計算によりトレーサーの移行挙動をよ

図5−1−6はこれに対応してM1点の底部100m区間で投入

り明確に理解できるものと考える。実際の測定ではボーされた放射性のトレーサーであるレニウムー186の移動状リング孔での地下水位変化やトレーサー濃度の変化が局況の計算結果例を示す。この図では、表示濃度範囲がメッ

所的に見られるだけであるのに対し、このような解析モ

シュで示されており、その内部はそれよりも高濃度の領デルによる計算を行うことにより、領域全体における地域であることを示す。さらに図5−1−7では、揚水孔に沿う

下水・物質の移動特性や、分布状況などを空間的にまた深度190m地点で実測されたレニウム濃度の時系列変化

時系列的にあたかも見えるがごとく可視化することが可と、当研究所で開発した解析モデルを適用して得られた能となるので、現象の理解に大いに役立つものとなる。

84

岩盤舖薗1⑳

5−2

挙動予謝

大容量の揚水発電所を構成するダム、地下発電所空洞、資料として利用される。また実際の掘削時の計測値と解貯水池周辺斜面、導水路・放水路トンネルといった種々

析値との比較検討により、安全性を判断する指標としての岩盤構造物の建設に際しては、必然的に大規模な岩盤用いられる。一方、数値解析による応力の値とその分布掘削がなされる。そのため、事前にダム基礎岩盤や地下は、安定性上問題となる応力集中個所の把握に用いられ空洞周辺岩盤、貯水池周辺の岩盤斜面等の掘削時の挙動る。すなわち、岩盤強度と発生応力の比で定義される安ならびに安定性を予測・評価し、これら構造物の設計・全率とその分布により、不安定化する領域を予測してい施工に反映する必要がある。

る。特に、空洞の場合には解析で予測された不安定領域

現在、こうした岩盤構造物の掘削時の挙動ならびに安を要補強領域として補強工の設計に反映している。

定性を予測・評価するための手段として、有限要素法

上記のFEMによる掘削解析での挙動予測は限られた（FEM）を主体としたさまざまな数値解析的な手法が一

事前の調査や試験で得られた地質構造、岩盤の強度・変般的に用いられている。こうした手法は、事前に実施さ形特性、初期地圧といった情報に基づいて実施されるたれるサイトの地質調査や、原位置岩盤試験より得られる

め、事前には予想できなかった事態も考えられる。その岩盤の強度変形特性、初期地圧特性をベースに、実際のため、地下空洞や斜面の掘削時には挙動把握と工事中の地質構造モデルおよび岩盤物性モデルを作成し、実際の安全管理を目的として、上述したような岩盤内の変位や、空洞や斜面の掘削形状の変化に伴う荷重の変化に対して、補強工の軸力測定などが実施されている。近年は、これ

空洞や斜面を構成する岩盤内で発生する変位、ひずみ、らの岩盤の変位計測結果を単に岩盤の挙動把握にとどめ

応力の値とその分布の変化などの物理量を数値解析的にず、積極的に次段階の挙動予測や施工管理に生かすため、予測するものである。これによって、岩盤内部でどのよ

同じくFEMを用いた「逆解析（Back

うな応力や変位が発生し、どの領域が不安定化するのかれる解析が用いられるようになった。この手法は、あるを明らかにし、実際の岩盤構造物としての設計や施工に施工段階での岩盤の変位計測の結果得られた新たな情報反映する。こうした現象の理解には、計算結果の可視化に基づいて、当初の挙動予測に用いた解析用の入力値をが大きな助けになる。当研究所では、これまで大規模地見直して、再度FEMによる数値解析を行い、次の掘削段

下空洞や岩盤斜面を対象として、逐次掘削解析コードの階の挙動予測を行ったり、岩盤内に発生する最大せん断開発を行っており、作成した解析コードを数多くの電力

ひずみと岩石試験等で得られる許容ひずみとの比較からサイトに適用し、空洞や斜面の設計・施工に役立ててき安定性の評価を行ったりしている。

ている。

Analysis）」と呼ば掘削に伴うこれら岩盤の変形、応力、安全率、ひずみの値の分布やその変化などから、空洞や斜面の挙動・安5−2−1挙動予測解析の方法

定状態等を理解し解釈する上では、これらの物理量の値
およびその分布を図化して、視覚的および感覚的に把握

数値解析で得られる各掘削段階の岩盤変位は、施工中できるように表示することが、設計や施工に生かす上でに計測される岩盤変位の施工管理基準を設定の際に基礎非常に有効かつ重要な手段である。こうした可視化する

電中研レビューNo．35●85

方法として、以前は解析で求めた物理量の数値を直接記

空洞周辺での岩盤の安定性が向上することが明らかであ述したり、ベクトルあるいは等値コンター線による表示

る。このような解析結果の表示を行えば、掘削による周が一般的であった。これらは多くが手作業での作図で辺岩盤の不安定領域や空洞補強工の効果が視覚的にも感あったため、多大の時間と労力を要した。しかしながら、覚的にもとらえやすくなる。

最近のコンピュータの進歩に歩調を合わせて、画像処理

図5−2−2は、海岸付近で敷地造成を行った後に発電所を

およびカラー図化・印刷のためのソフト・ハード技術も設置する円筒状の空洞（高さ86m、直径60m）を開削し、大幅に進歩し、数値解析で得られる上記物理量は、今日

さらにその空洞頭部を埋め戻した状態の地盤について、

では人の手をほとんど煩わすことなく機械的にカラー表

地震動が作用した場合の安定性を数値解析により検討し示できるようになってきている。

た例である。この図は地震動が継続して作用している間で、空洞が最も不安定となる時刻における安全率の等値

5−E−E挙動予測解析の可視化事例

コンターを示したものである。この時刻において、開削
空洞の側壁底部付近に最も安全率の低い領域が広く分布

1例として、地下深部に地下空洞（高さ65m、幅36m）

しているのが分かる。また造成によって空洞の左右に形を掘削する場合を対象に、掘削時に補強工を施工した場

成された岩盤斜面については、右側の斜面のり尻部には合としない場合についての掘削解析を行い、それぞれに応力集中により安全率1．0を下回る領域が出現している

ついて掘削が完了した段階での応力値に基づいて算出しのに対して、空洞左側の斜面においては斜面の表層部にた安全率の等値コンターを図5−2−1に示す。いずれの場合

安全率の低い領域が現れているのが分かる。地震動は時においても、形状が急激に変化する空洞のアーチアバッ

刻ごとにその作用力の大きさと方向が変わるため、各時

ト部と、空洞側壁底部付近で応力集中によって安全率が刻における安全率や応力の値を図5−2−2のように可視化

1．0を下回る領域が発生していることが分かる。また、空することは、膨大なデータに基づいた図化処理が必要で洞の補強工を考慮した方が、安全率が1．0を下回る領域があるが、今日ではそれが比較的容易にできるようになっより小さくなるとともに等値コンターが狭くなっており、てきている。

局所安全率

徽

2．0

1．8

地下空洞

地下空洞
1．6

1．4

1．21

o

補強工なし
図5−2−186

補強工あり

空洞堀削解析による局所安全分布の一例]

局所安全率

2．0

で．8

1．6

コ
：醤

図5−2−2地震時応答解析による局所安全率分布の一例

電中研レビューNo．35●87

第

章

第6章

各種探査の総合適用例●目
我孫子研究所地質部
我孫子研究所地質部
我孫子研究所地質部
我孫子研究所地質部
我孫子研究所地質部

我孫子研究所地質部OB
6−1

地熱源探査

…・・……………・……………………………・……・・………・……・…●

6−2

地質・地下水調査

木方 建造
鈴木 浩一
宮腰 勝義
志田原 巧
田申 和広
角田 隆彦

………………●91………・・…………………………・・……・…………・………一…・…・一…・…………・…………96

ダム周辺岩盤の調査

6−3………………●●

次………………・・…………………・………………・・…………………・……

……・……

………憩1

6−4

斜面の安定性調査…………・・……・……・・…………・…・・……………・…………・・…・……・・…・…・・……・……・…・・105

6−5

活断層調査

…・…………・…・……………・・…・…………・・……・…・・……………・……………・・……………………・田8

6−6

今後の展開

……・・…………・……・………・………・・……・……・…………・・………………………・…………………110

宮腰

鹸

熱罫

欝、鰍講

志田原

轟細騒
気

勝義

（1973年入所）

これまで、水力、原子力地点の建設のための地質調査や断層の活酬生評価の研究に従事
し、根尾谷断層、長尾断層、山崎断層等のトレンチ調査等によりそれらの活動履歴を明らかにしてき花。今後は断層系の研究、活酬生の低いC級活断層の研究を推進していきたい。

巧（1976年入所）

これまで、水力発電所や原子力発電所などの電力施設の建設にあたって基礎岩盤の地質
工学的評価に携わり、最近は、特に揚水発電所上部調整池の止水対策や水封式圧縮空気貯蔵実現のため、基礎岩盤の水理地質学的研究に力を注いでいる。今後も水理地質学的課題の解明に重点をおいて研究を進めていきたい。

田中和広（1977年入所）

これまで、水力、原子力地点の立地選定や建設のための地質調査、ESR法を用いた断層の活動性評価研究を実施してきたが、最近では、高レベル放射性廃棄物の地層処分に関連した地質・地下水調査や隆起・沈降特性評価

撫〜ド／、羅葦識高高霧攣雛騰僻究を実施していきたい。

90

角田隆彦 （1968年入所 1996年9月退職）
これまで、電力施設の地質調査を実施し、数多くの発電所の建設や保守に貢献してきた。
また、貯水池周辺に発生する地すべりについて、そのメカニズムから研究し、調査マニュ
アルを作成した。現在は地質調査会社で土木

灘

編縛地質の課題を実地に行っている。

木方建造

34ページに記載

鈴木浩一

16ページに記載

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6−1n熱濫甥認蚕地熱源探査においては、（1）地熱流体を貯留している構
造（貯留構造）、（2）温度や熱流量分布などの熱構造、（3）流6−1−1

地質・温泉の概要

体の流動状況の探査や調査が行われる。それぞれに用いられる手法には次のようなものがある。

調査地域は鳥取県鹿野温泉で、ここには古い順に白亜（1）貯留構造を調べる手法としては、主として地表地質

紀後期〜古第三紀の花簡岩（鳥取花醐岩）、火山岩類（鳥調査、重力、MT法探査等の物理探査、地中ガスを用いた

取南部火山岩類）、花商岩（吉岡花商岩）、中新世〜鮮新地化学探査が用いられる。（2）熱構造を調べる手法として世の地層（人形峠累層白兎層、東郷累層鷲峰山安山岩）

は、主として温度履歴を調べるための熱年代測定、lm深および第四紀堆積物が分布している。時代の異なる花鶏

地温、熱流量、キューリー点探査などの物理探査、熱水岩は鉱物と構造の特徴で区別できる。今回の地表踏査おを用いた地化学探査などが用いられる。（3）流体流動を調よびボーリング調査によって明らかになった地質分布を、べる手法としては、主として孔井内検層、熱水を用いた

地表付近の沖積層をはぎ取って図6−Hに示す。鳥取花闘地化学探査が用いられる。

岩は主として地域北西部に分布し、Rb−Sr法およびK−Ar

ここでは、当研究所でのいろいろな探査手法を適用し、地熱地域の地下の地質構造モデルを構築した例を紹介す

法の年代測定の結果、5，900万年から6，400万年前の岩石であることが分かっている。

る。地表地質調査、地化学探査、・1m深地温探査、重力探鳥取南部火山縁類は主として地域南部に分布し、ボー査、MT法探査、熱水や河川水の酸素・水素同位体測定を

リング調査結果によれば、沖積層下にもその存在が確認行い、総合的に解析した例である。この調査は、調査地

でき、石英安山岩〜流紋岩質の火山礫凝灰岩〜凝総角礫が当研究所の地熱関連実験サイトとして適しているかど

岩により構成されている。

うか、の判断材料とするために行ったものである。以下

吉岡花歯岩は、地表およびボーリング調査によれば、に地質・温泉の概要、各探査結果、温泉湧出モデルにつ主として地域の北東一南西を結ぶ線より東側で鳥取花商

いて紹介する。

岩と鳥取南部火山岩類を貫いて分布する。これは、地域の北半部においては貫入岩体が二方向に分岐した形状を

電中研レビューNo．35●91

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鹿野温泉付近の地質（A−A

はMT解析断面）呈しており、西側の岩体は全般的に熱水変質の影響を受は、グリッドを中心として南北7km、東西7kmの範囲けている。また、前二者との接触部付近では、全般的にで実施した。酸素と水素の同位体測定は温泉水9試料、節理等の割れ目が発達する傾向がある。

沢水4試料について行った。

鹿野温泉の泉源は、鹿野町今市を中心として、NNE−

SSWの方向に約1kmの範囲で分布する。すべてボーリ
ング孔からの湧出であり、北側は一部は自噴井である。

（1）地化学探査

第2章第1節で説明したように地下の地質構造や地熱泉質は弱アルカリ単純食塩泉である。泉温は泉源によるを反映していると考えられるHe／Ar比、が、全般的には50〜85℃で最南部のボーリング孔の泉温Rnはその等値線の延びに顕著な方向性を示していた。すが一番高くなっている。

なわち、これらの値の高い部分は、調査地中央西側の測Ne／Ar比、Hg、

点10および18付近から北もしくは北北東に延びていた

6−1−2

各探査法の適用（図6−1−2）。

調査に当たっては鹿野温泉の泉源を中心に東西1．3km、（2）重力探査南北1．8kmの範囲に250m間隔のグリッドを設定し、原則

本地域の重力分布は北から南へ低くなっていた。調査としてグリッドの交点において、地中ガスを用いた地化

グリッドを外れた南部に低重力異常部が分布するほかは、

学探査、lm深地温探査、MT探査

特に顕著な重力異常は認められなかった。低重力異常部についてはさらにグリッドの南および東側を中心に約3は、周囲の地質に比べ密度の低い岩石の存在を示唆して

km×3kmの範囲で探査を実施した。重力探査について

おり、堆積盆、陥没地形等を示すことが多い。

92

MT探査を実施した。

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図6−1−2（3）MT法探査

鈎欄も異常値分布図列を呈している（図6−1−2）。

MT法探査で検出される低比抵抗帯は、流体を含んでいる割れ目または破砕帯を示していると推定され、調査（5）酸素・水素同位体測定

地では平面的には一部で連続するが、多くはスポット状

地下水や温泉水の酸素と水素の同位体は、第2章で述に分布していた。連続する低比抵抗帯は調査グリッド中

べたように、それらの起源の情報を持っている。本地域

央西側の測点10を中心として、北北東および西側に延びの沢水の水素同位体値および酸素同位体値は、日本の全ていた。スポット状低比抵抗帯の多くは浅部になるにし国平均の天水の値よりも日本海側の天水の平均値寄りにたがい縮小または消滅していたが、平面的に連続する低分布し、しかも採取場所による有意な差は認められない。

比抵抗帯が交差する個所ではミ地下深部から浅部にわた

本地域の温泉水も沢水と同様、日本の全国平均の天水のり低比抵抗部が連続して分布していた（図6−1−3）。

値から日本海側の天水平均値寄りに分布するが、場所によるわずかな有意差が認められる。差異のある温泉の分（4）1m深地温探査布の位置と方向は、吉岡花醐岩の貫入方向とほぼ一致し経日変化を補正した結果をもとに作成した1m深地温ている。また、この差異は、地下の高温部において同位は7．2〜17．9℃の範囲を示し、平均値は10．5℃である。全体交換された熱水の影響によると考えられることから、般的には、地温は地域北部が南部に比較して高く、調査

地下には熱水があることを示唆している。

地北部ではスポット的に高い地温を示す個所が南北の配

電中研レビューNo．35●93

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図6−1−3Ω・m

見掛比抵抗疑似断面図部において数多くの温泉が認められることがあり、鹿野

6−1−3

温泉湧出モデル

温泉もその一例としてとらえられる。

MT探査の結果明らかになった低比抵抗帯も、吉岡花
商岩の貫入方向と同じ方向で、かつ、貫入岩体の交差部

上述の調査結果から、熱源の分布状況、熱水の経路を含め、温泉湧出のモデル化を行った（図6−1−4）。

で地下深部に及んでおり、この個所において割れ目が地

地中ガスの異常値はNNE−SSW方向に分布し、吉岡花

下深部にまで発達していることを示している。地熱流体

醐岩の伸びの方向性とほぼ一致しており、かつ位置が全がこの個所を流路として地下深部から上昇し、浅部にお般的に西側に若千ずれている。このことから、本岩体といて割れ目の発達したNNE−SSW方向の吉岡花簡岩に

鳥取花商岩の境界部には、地下からのガスが移動するフ

沿って、湧出しているものと推定できる。このことは前ラクチャーが存在していること、さらに、このフラク

述の水銀探査の結果とも一致する。

チャーが西側傾斜しており、ガスが上昇過程で上方に逸温泉水中の同位体は、日本海側の天水に比べ明らかに散していることが推定できる。また水銀ガスの異常値が差異のある比を示すものが認められ、この分布がほぼ南

地域中央部に認められ、これは、この部分に地下からの北に延びる温泉井の中で特に東側に偏る、すなわち西側

熱流体が上昇していることを示唆している。一般に花醐の温泉に比べ東側の温泉がより熱水の影響を受けている岩のような併入岩体の周辺部には冷却時の節理が良く発ことを示している。このことから、吉岡花商岩に沿って達する傾向があり、孤立したいくつかの花簡岩帯の周辺

湧出してきた地熱流体が、西側からの地下水（地表から

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94

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鹿野温泉の湧出モデル

地熱流体の流れ

一申地下水の流れ

の浸透水）によって希釈されていると推定される。

8

熱源に関する調査を実施していないので、詳細は不詳
であるが、以下のように推定できる。

本地点のキューリー点の深度は約8kmと比較的浅い
ので熱流量が高いと考えちれる。キューリー点深度は、前述したようにこれより高温で磁性鉱物が磁性を失う温

7

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35
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規模と年代から、地熱の可能性を概略的に判断できるが叢れば、吉岡、鳥取両花商岩体は熱源として期待出来ない。

黙這3度（500〜600℃）の深さを示す。また、花商岩の岩体の（スミスとショーのダイアグラム、図6−1−5）、それによ

吉岡花離○○鳥取花醜
地熱可能性小

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これらのことから、本地域の熱源は、これらの花商岩ではなく、地下深部のマグマ溜りの可能性が高い。

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図6−1−5

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スミス・ショーダイアグラム（Smith，R．L．and Shaw，H．R．1975）にプロットした鳥取、吉岡
花岡岩ライン（1）から（6）は異なる冷却過程を示す。ラインωより右下が地熱可能性大、ライン（6）より左上が地熱可能性小の領域となる。

電中研レビューNo、35●95

6−2

地下構造物のサイト選定やサイト特性調査においては、対象となる個所の地質、地下水状況を把握することが重地下水流動特性調査においても、地質構造を考慮しながら、地化学検層、間隙水圧測定を実施する。

要である。特に（1）地下水はどこを流れるか？（2）地下水の得られたデータをもとに最終的に、地下水はどの割れ，

流れやすさはどうか？（3）地下水はどのように流れてい目をどのように流れているかを明らかにする。得られたるか？を明らかとすることが求められている。そのためデータは三次元的にモデル化され地下水シミュレーショ

に、（1）については地下水が流れる器としての地質構造を、ン等により定量的な検討に用いられる。

（2）については透水係数の分布を、（3）については地下水流

また、同一のボーリング孔を用いて試験、検層を行う

速、流向といったパラメータおよびその分布を精度よく場合、個々の試験がお互いに悪い影響を与えないように求めることが必要である。ここでは、100m程度の拡がりを有する岩盤の地質・地下水状況を明らかにするためにボーリング調査

新たに開発した調査システムを、実際の岩盤に適用した@コア調査

n表地質踏査結果について紹介する。

1−D

物理検層・音波検層・電気検層・レーダー検層

6−2−1地点・地下水調査システムの流れ
2、3−D

本システムはさまざまな地下探査技術の組み合わせか
ジオトモグラフィ・弾性波・比抵抗・レーダー

らなっており、得られた結果はさまざまな形で可視化さ

BHTV観測れ、地下の地質・地下水状況の実態の理解に役立たせるとともに、さまざまなシミュレーションを通じて現；象の定量的検討に用いられる。図6−2−1に調査システムの流れ

地質構造（器）を示す。

調査においては、まずボーリング調査、地質踏査をもとに物理検層などにより地下における1次元的な地質、

ラドン検層

単臨画

O位体調査

ｧ水試験

ｻ学分析

地質構造の把握と物理パラメータの把握を行う。さらに、ジオトモグラフィ法および、ボアホールテレビジョン（BHTV）観測により二、三次元的な地質構造を明らか

多孔式

間隙水圧測定透水性

地下水流動特性ｧ水試験にする。その後、明らかになった地質構造を考慮しつつ
透水性、地下水流動を明らかにする。

透水性の検討については、まず単孔式透水試験により透水係数の1次元分布を明らかにし、その後クロスホー

水理地質構造モデル

ル透水試験により二、三次元的な透水係数分布を明らか
にする。

96

図6−2一壌

地質・地下水調査技術のフローに挿入してボーリング孔壁を直接観察するものであり、考慮して実験を行う。

以下では本システムを適用した結果のうち、主なもの

割れ目の方向や間隙幅等の三次元的な地質情報を得るものである。図6−2−2（a）に得られた展開画像を示す。調査個について述べる。

所では、山側に傾斜する割れ目と平坦地側へ傾斜する割

6−E−E適用結果

れ目を基本的な割れ目構造とすることや、低角度の割れ目が開口していることが分かった。

調査か所は約100m四方程度の拡がりをもち、平坦地とジオトモグラフィ手法として、弾性波トモグラフィ、

山地斜面の境界に位置している。ここに十字に交差する

比抵抗トモグラフィ、レーダートモグラフィを実施し、測線を設定し、測線沿いに10m〜30m間隔に10本のボー二次元的な地質構造の推定を行った。図6−2−3に弾性波トリング孔を掘削した。各ボーリングの掘削深度は60m以

モグラフィの結果を、図6−2−4にレーダートモグラフィの上で最大136mである。以下では主に、平坦地と山地斜面結果を示す。基本的な地質構造である幅10数cmの固結しを結ぶ測線での調査結果を示す。調査か所の地質は割れた破砕帯や割れ目帯が図6−2−3では弾性波の低速度帯と目の発達する中生代の花醐岩である。

して、図6−2−4では電磁波の低速度帯として検出されており、ボーリング孔間隔は30mでも地質構造を推定するに十分な精度が確保されている。

（1）地質構造調査

ボーリング掘削により得られたボーリングコアの調査、地表調査により、地表およびボーリング孔における1次（2）透水性調査

ボーリング孔を利用した単論式透水試験を実施し、元的な岩石の種類、割れ目・割れ目充填鉱物の特徴、風化の程度等を明らかにした。物理検層（電気検層、音波

10

検層、レーダー検層、中性子検層、密度検層、キ・ヤリパーで開発したBHTV装置を組み込んだ透水試験装置を適検層）により、深度方向における物性値の分布を明らか用し、試験区間の割れ目分布の特定や試験深度の決定をにし、水を含む割れ目の検出を行った。BHTV装置は、行った。得られた一次元の透水係数のデータから、統計

小型のカメラを先端に装着したプローブをボーリング孔的手法により三次元の透水係数の分布を推定した（図

B−9

B−2

3〜10−7cm／secの透水係数を得た。試験には当研究所

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図6−2−2←

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b：B−10・39m−40m

注入

揚水B（11．51／min）

一

高透水性ゾーン（b）B−2孔における鉛直流速と透水係数のプロフィル

花歯岩の地質構造と水みち

電中研レビューNo．35●97

B−6孔

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図6−2−3弾性波トモグラフィによる弾性波速度分布と地質構造

た圧力の応答を観測し、水理的な応答から水みちとなる

座標（m）
0

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割れ目の抽出を行った。さらに、逆解析手法により二、

30

0
β一5

8−2

三次元的な透水係数分布を得た。

調査結果から地下一100m深度においても安定した難透水ゾーンには達していないことやB−2孔の深度一30m付近の透水性の高いゾーンの連続性が明らかとなった。

203（3）地下水流動調査

間隙水圧調査では一次元的な間隙水圧分布を求め、そ
40

残差走時
くロ

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の結果をもとに鉛直断面内の全水頭分布を予想し、地下り颯

水の流動方向についての情報を得た。山から平坦地側へ向かう地下水の流れが認められるほか、山側に傾斜する
難透水性の固結した破砕帯が、地下水の流れに影響を与60えていることを明らかとした。
固結した破砕帯
一一一・
図6−2−4р齧ﾚ帯

レーダートモグラフィによる残査走時分布と地質構造

6−2−5）。

フローメータ検層はボーリング孔内の地下水の上下方向の微流速を測定することにより、水みちとなる割れ目を検出するもので、流速差が認められる個所に地下水の水みちとなる割れ目が分布することを明らかとした（図6−2−2（b））。

多孔式透水試験ではB−2孔を発振孔とし正弦波形のラドン検層は半減期が短いラドン（約3．8日）の特徴を

水圧をかけ、10m離れた周辺のボーリング孔で伝達され利用したもので、1m間隔にフィルムを設置し、約1週間

98

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クリッキング法により得られた透水係数の三次元分布

放置後に回収し、薬品処理してラドンが崩壊するときに地下水か流れている場所では、トラック密度か周辺より放出するα線の残したトラノクの密度を計測し、孔内の高くなることを活用して、水みちを抽出することを目的

現位置での地下水中のラドン濃度を求めるものであり、としている。図6−2−6に示すように、αトランク密度の大

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図6−2−6

地下水ポテンシャル図と地質構造（▲ ラトン検層によるラトントラノクの高密度箇所、矢印は地下水の流動方向）

電中研レビューNo．35●99

きい区間はフローメータ検層や透水試験の結果とも一致

えられる割れ目について、フローメータ検層、ラドン検することから、これらが水みちとなっていることが分層で異常が認められた個所を示す。全体として、山からかった。

平坦地へ向かう地下水の流れが想定される。固結した破砕帯の周辺や低角度の割れ目帯は、高透水性を示しこれ

6−2−3明らかとなった地下水流れの概要と地質構造との関係

らが水みちとなり、局所的に地下水が流動していることが推定される。斜面と平坦部の境付近から山側へ傾斜す
る固結した破砕帯が、地下水流れに大きな影響を与えて

図6−2喝に地下水ポテンシャル分布から予想される地
下水流れの方向を大きな矢印で示す。また、水みちと考100いることが明らかとなった。

6−3

最近の揚水発電所上部ダム・調整池は、地質構造の解的な大地質構造を解明することが重要となる。このため明が難しい地域に計画されることが増している。また、深部の地質調査が必要となるが、ボーリングによる地質

高雄高部に計画されることが多くなり、調整池周辺地山、調査では限界があることから、深さ1，000m程度までの比

特に背面の斜面が非常に急峻な地形を示し、地山の緩み

抵抗分布を調査できるCSAMT法探査などの比抵抗探査のために調整池からの漏水の懸念が生じる場合もある。

を実施し、地質構造解析に利用して有効であることを確

このような難しい地質からなる地域についても、さまざ認した。

まな努力により地質を解明し、問題点を克服して、上部

6−3−1地質概要

ダム・調整池の建設が行われるようになってきている。

このような背景から、現在では地質調査が極めて重要な
この地域には、図6−3−1に示すように、基盤岩として花時代となってきている。

難しい地質の代表の一つとしては、火山岩地域が挙げ

簡閃緑岩とホルンフェルスが分布する。ホルンフェルス

られる。火山岩が広く分布する地域には、古い時代の火は、貫入してきた心霊閃緑岩の熱の影響により、堆積岩

山活動や熱水活動の著しい個所が多く、カルデラなどのである砂岩、泥岩が硬質となった岩石である。これらのように火山の旧火道が分布していたり、貫入岩が複雑に基盤岩を貫いて角礫岩類が直径約2kmの範囲に分布し入り組んでいたり、さまざまなタイプの変質作用が複雑ている。角礫岩類は、爆発により破砕された花簡閃緑岩に分布していたりしており、地質構造発達史を充分考慮

やホルンフェルスの角礫、安山岩の角礫からなる岩石でした詳細な地質構造評価が特に重要である。

あり、花闘閃緑岩ほどではないが硬質である。また、これらの角礫岩類には、時代の異なる多くの貫入岩が貫入

以下に、火山岩地域で地質構造評価を行った例を紹介する。火山岩地域においては、透水性の高い岩盤が深部している。

に存在するかどうかを調査することが必要となり、大局

花商閃緑岩は、約1，000万年前の火成活動により貫入し十 十 十 十 一一／＋＋＋毎＋、≒〒
十

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地質凡例

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匝コ鱒岩類（貫入安山翻＼v
旺コ花髄閃緑岩

国ホルンフェルス＋十十
図6−3−1

十＼＝：∠＋＋r一，。。，。。。m

地質平面図および測線位置図

電中研レビューNo．35●101

ており、その後角礫岩が生成されるとともにカルデラが盤岩との区別が概略可能であった。これは、表層の風化形成され、安山岩の貫入および熱水活動による変質作用

部における両者の性状の違いを反映していると考えられが生じた。そして風化、削剥が進んで、現在のような険る。また、基盤岩の分布域においても低比抵抗部が点在

しい地形が形成されている。角礫岩類の生成およびカル

するが、これらの多くは顕著な尾根部付近に位置しておデラの形成、安山岩の貫入、変質作用は、1，000〜500万り、基盤岩の中でも風化の程度により比抵抗分布に違い

年前の間にオーバーラップしながら大局的にはこの順序が生じているものと推測された。

CSAMT法探査では、ボーリング調査では把握できなで生じている。

い500〜1，000m程度の深さの地質構造の把握を主たる目

6−3−E

電磁波探査結果

的として実施した。図6−3−1に、計測個所である2測線を示す。測点間隔は約50m、約40点の測点を設置した。測定

本地点では電磁波探査として空中電磁法探査、CSAMT

周波数は5，120〜2．5Hzの帯域のうち12周波数とした。送法探査を実施しており、これらの結果より以下のような信源は、ダムサイトより南方約1．5kmの林道沿いに、約

地質構造評価を行った。

1kmの長さで敷設した。この2測線について、各測線ご

空中電磁法探査では、表層の深さ数10m程度以浅の地との地形の起伏を考慮できる二次元解析を行った。図

質概要を把握することを目的に、ヘリコプターを用いダ

6−3−3、図6−3−5に地質断面図、図6−3−4、図6−3−6に比抵ムサイトを含む約27km2の範囲で、広域的な比抵抗分布

抗断面図を示す。見かけ比抵抗値は、200〜20，000Ωmのの調査を実施した。測線は、山地斜面とほぼ直交する北範囲を対数スケールで色分けして示した。赤色系は低比

西一南東方向に約100m間隔で設置した。測定周波数は抵抗値、青色系は高比抵抗値を示す。

137，500〜220Hzの帯域のうち5周波数とした。調査結果

図6−3−4に示すように、A一ラインにおいては中央部かの例を図6−3−2に示す。みかけ比抵抗分布は、角礫岩類のら北東側にかけて低比抵抗部の落ち込みが認められる。

分布域では周囲の花南閃緑岩やホルンフェルスの分布域

低比抵抗部は角礫岩類に相当し、地表の調査結果を考慮に比較して全体に低比抵抗となっており、角礫岩類と基し、A一ラインの最も北東側に角礫岩類と基盤との境界が

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図6−3−2

102

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地質境界

空中電磁法探査結果の例

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地質凡例

□Z］角礫岩類（貫入安山岩を含む）

ボーリング位置

國同上（礫種が花嵩閃光緑岩のみ）

E日花南閃緑岩！。

三級境界（CM以下／CH以上）

0

100m

一
寸破断面図（A−line）

図6−3−3

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旧庵轡唖A畔1600 m

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図6−3−4

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比抵抗（Ωm）
1000

2000

5000

10000200000hm★m

CSAMT法による比抵抗断面図（A−line）

分布すると推定した。南西側については高比抵抗部が浅なる。図6−3−5に示すように、ボーリング調査においてはくなるが、この付近には、図6「3−3に示すように、基盤の基盤岩の上面は明らかに南東側に向けて深部に達してい上位の花商閃緑岩礫のみからなる角礫岩が広く分布してる。A一ラインほど明瞭には対応はしないものの、基盤岩

おり、基盤との比抵抗値の差があまりないため、高比抵の上位の花商閃緑岩礫のみからなる角礫岩が分布するた抗となっているものと判断した。南西側の岩石境界は、め、高比抵抗となっているものと判断した。

このようにボーリングによる地質調査結果を併せて解釈

これらの調査結果より推定される地質構造から、基盤した。また図6−3−6に示すB一ラインにおいては、南東側ダ岩の上面は、A一ライン沿いでは角礫岩類分布域の北側

ム個所方向に向けて低比抵抗部の深度が深くなる傾向がで、B一ライン沿いでは中央部南側において深部にまで認められるものの、標高1，400m付近で全体に高比抵抗と至っていることが分かった。

電中研レビューNo．35●103

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地質凡例
□Z］角礫岩類（貫入安山岩を含む）

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ダム位置

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100m

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図6−3−5

地質断面図（B−line）

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一ポー一批一・・． 揃一一一瀦σ一4古。一一識一一誌一万煽一δ。一一一工〔蒲腎緊灘屡＿．繭−■■日…響而
図6−3−6

CSAMT法による比抵抗断面図（B−line）

また図6−3−4、6−3−6に示すように、表層50〜100m程度

地表風化の影響の強いCM級以下の岩盤から構戒され、以までは200〜300Ωm程度の低比抵抗部が点在する。図深は全体としては新鮮なCH級以上の岩盤が分布する。こ6−3−3、6−3−5に示すように、岩盤の良否を風化による岩のことから表層の低比抵抗部は、地表風化および岩盤の盤の劣化を主体とした6等級の電中研式岩盤分類基準

緩み部に対応するものと判断した。

（第1章）により分類すると、表層20〜100m程度までが

104

6−4

隷闘醒籔1の馨器遣性灘翻匿

斜面の崩壊が降雨により発生する場合が最も多いという現象は、雨水が地中に浸透して地下水位や間隙水圧な

6−4−1斜面の地質と地下水観測

どが変化し、同時に斜面を構成する地盤の物性値が低下
して斜面の不安定化が進行することを示唆している。し斜面に分布するのは四万十帯の砂岩と頁岩の互層であかし、崩壊の可能性のある斜面において詳細な地下水分り、計測測線の断面図ではゆるい北傾斜を示す。斜面に布と斜面変動の関連について観測された例は極めて少な

対して児掛け上流れ目の地質構造となり、当斜面には電く、斜面を不安定化させる要因として地下水がどのよう

中研式岩盤分類（第1章）のCL級に区分される軟質な岩な役割を果たしているのかは未だ明らかになっていない。

盤が、斜面上部の深いところで50mの深度まで分布してここでは、風化軟質岩盤からなる斜面の地質・水理的ないる（図6−4−2）。空中写真判読によると古い地すべり地

性状を明らかにし、集中豪雨時の地下水位の観測を行う

形や不自然な微地形が観察されるが、現状では安定してとともに、斜面の比抵抗構造の変化から地下水分布を可いるQ視化することを目的に、比抵抗トモグラフィの自動測定

この斜面の透水係数は1r2〜1r3cm／secで、安定したを行った。その結果、集中豪雨の数日後に地下水分布を地下水位は沢と同程度の標高で極めて低く、斜面は地下

示す低比抵抗帯が、斜面中の宙水ゾーン（図6−4−Dとし水の不飽和領域になっている。しかし、ボーリング掘削て形成される状況が観察された。なお、本研究は通産省時に一時的に孔内に水の溜まる個所に間隙水圧計を設置

資源エネルギー庁委託「水力発電環境保安技術調査」のし、地下水位観測を実施した結果、降雨のピークに数時一環として実施したものである。

間〜数日の遅れを伴って、この不飽和領域にも一時的な地下水位が形成されることが明らかになった（図6−4−3）。

6−4−2比抵抗トモグラフィ測定（1）測定方法
A−5孔（深度15m）を中心とする斜面地表部の測線長

透水層

地下水面

50mにおいて、比抵抗トモグラフィ法測定を行った。
地表面は1rn間隔、

A−5孔内には50Cln間隔で計80点の電極を設置し、比抵抗トモグラフィの自動観測システ
ムを使用した。

図6−4−1「宙水」の概念図（2）測定結果
1）比抵抗断面図
図6−4−4の（a）に降雨のなかった1995年6月15日の比抵抗断面図を示す。比抵抗値は500〜4，000Ωrnのコンター

電中研レビューNo．35●105標高（m＞

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麗二二二二二物騨〔コ砂岩

懸翻細粒砂岩および頁岩

重◎◎◎⑥＠⑱岩級区分

1）L尋8◎

図6−4−2mm／D

地質縦断面図

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．9

400

．8

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A4孔深度405mでの水位

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○

A4孔深度1L6mでの水位

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凡例

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図6−4−3

10

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（B）

20

25

303董

95年7月の雨量および水位データで表示した。黒丸印は電極の位置を示す。他の計測日の

図6−4−4の（b）、（c）、（d）に、1995年6月15日の比抵抗断面

比抵抗断面もこの6月15日の比抵抗断面とはほぼ同じ結を初期値として各観測日との変化率断面図を求めた結果

果となった。すなわち、地表部8m程度までは1，000〜

を、計測前2〜3日間の降雨量順に並べたものを示す。

4，000Ωm以上の高比抵抗帯となっているが、深度10m以

変化率は0〜一5％の範囲をコンターで表示した。

深は数100〜1，000Ωm以下の低比抵帯となっている。こa）観測を開始した6月16日の降雨量はOmmで、比の地表部8mまでの高比抵抗帯は、地表下数mまでの崖

抵抗変化率断面では変化した領域は見られない。

錐層およびその下の節理を多く含み間隙率が大きい軟質b）7月25日における比抵抗断面では、当日の降雨量

岩盤で、地下水面より上の不飽和帯に対応している。

はOmmであるが計測前3日間で177mm程度の2）比抵抗変化率断面図

降雨があり、斜面の下半分において、比抵抗が3％比抵抗断面図からは降雨に伴う比抵抗値の変化を判定

程度まで低下した領域が地表下10m程度まで広するのは難しいため、比抵抗変化率断面図を作成し比抵抗値の変化率から降雨の影響を判定した。

106

がっている。

c）7月7日の降雨量はOmmであるが、計測前3日

図6−4−4比抵抗断面及び比抵抗変化率と断面図（変化率は6月15日を基準とした）間で計344mm程度の降雨が、その前7月3〜4日

成された状況が観察された。すなわち、7月3、4日のの2日間で約700rnmもの集中豪雨があり、変化率

集中豪雨の3日後の変化率断面が最も低下したことによ

断面は最も比抵抗が低く変化していることが分かり、測線の高標高側で地盤に浸透した集中豪雨による地る。すなわち、比抵抗値が3％以上低下した領域

下水が、数日後にA−5孔近傍の地盤を通過したと推定さを見ると、測点No．35付近は地表下15m程度であれる。

るが、斜面の下方の谷部に行くほど徐々に浅く

この斜面では集中豪雨時に変動は無かったものの、比なっていき、測点No．5付近では3m程度となっ

抵抗トモグラフィの自動測定により、風化軟岩中の地下て地質構造と整合している。また、A−4孔で計測

水の浸透領域のモニタリングが十分可能であることが明された間隙水圧の値が上がっていることも対応し

らかになり、今後の解析的な展開が期待される。

ている。

なお、本手法については硬岩の斜面においても適用を試みたが、降雨による地山の比抵抗変化をとらえること

6−4−3比抵抗トモグラフィの有効性は困難であった。これは岩盤中の水の浸透状況が、孔隙の多い風化軟岩斜面と微細な割れ目の硬岩斜面とで異比抵抗値の変化率断面より、集中豪雨の数日後に地下なっていることが原因と考えられ、本手法の適用に当水分布を示す低比抵抗帯が斜面中の宙水ゾーンとして形たっては、対象とする岩盤の事前の検討が欠かせない。

電中研レビューNo．35●107

6−5（適用調査）

活断層の調査においては、活断層の位置や規模を調べ、また、その活動性を調べることが主目的になる。断層が（解明事項）

文献調査

地形構造の把握
第四紀層下の断層の存在

地表に露出している場合には、その位置の特定は比較的地形・リニアメント調査容易であるが、断層が第四紀層のように厚い未固結堆積物に覆われている場合には、その位置を見つけることは断層分布範囲および

むずかしくなる。また、第四紀層に覆われた断層の活動

活動性の推定地表地質調査性評価には、いつの年代の地層まで断層に切断されているか、あるいは、断層運動によって変形を受けているか

第四紀層の分布・層厚を知ることが重要で、そのためには断層の上の第四紀層物理探査の詳細な構造を知ることが必要である。地下の探査・可断層位置の判定

n化学調査{ーリング調査

視化技術は、これらの課題の克服になくてはならない技術である。活断層調査の基本的なフローを図6一胴に示夢トし、その調査における地下の探査・可視化技術の活用例

レ

ン

チ

調

査

断層の規模・性状の確i適用性検討と掘削調査）を紹介する。
地層の生成年代と変形形態
地層年代測定6−5−1物理探査の目的、概要

断層内物質調査
断層活動年代・活動様式の解明

断層調査における物理探査の占める基本的な役割は、各種探査法を状況に応じて使い分け、地形・地質調査結

工学的評価
図6−5−1

果と併せて総合的に解釈し、断層位置を推定することで第四紀層下の断層調査法・活動性評価法のフローチャート

ある。

断層に限らず、地盤の調査に物理探査を適用する場合、一つの方法では地表付近から地下深部まですべてを探査

合探査の例を図6而一2に示し、その内容を以下に説明する。

できないため、複数の方法を組み合わせて実施される。

これまでに、多くの断層を対象としてさまざまな物理（1）地表からの概略調査探査法が実施されている。個々の物理探査法の適用性は、平野部においては、比較的多く断層露頭が分布する山

測定地域の諸条件、その時点の要求される探査精度、深岳地域と異なり、地表から基盤までの深度や断層の存在度さらには探査費用などによるため一概に論ずることはを地表地質調査で把握することが困難な場合が多い。

できない。これらの物理探査法は深度、精度、地盤構造

概略調査では、広域を迅速に探査できる方法が求めらによってそれぞれ固有の特性を有しているために、調査れる。このような探査に使用できる方法には、第2章と段階、調査地域の条件などに対応して、いくつかの物理第3章で述べたVLFMT法（超長波地磁気地電流法）、探査手法の組合せが必要となる。この組合せに関する総ELFMT法（極長波地磁気地電流法）、重力探査、磁気探108

［探査方法］
地表からの概略調査［探査目的］

・ELFMT法［断層を示唆する比抵抗不連続線の検出］

・VLFMT法［断層位置の推定］：離定［断層の存在の欄（数百m〜数kmの地下深部を対象〉
・CSAMT法［基盤までの深度・形状（概査）］

ボーリング
孔を用いた
詳細調査

法とも言えるVSP探査を実施して、反射面の同定や速度値の確認をすることで、より連続的な地層分布・地質構

・重力探査法・磁気探査法

地表からの詳細調査に掘削して速度検層あるいはボーリング孔内高精度反射・屈折法

・浅層反射法
［断層の存在位置の判定］（数十m〜数百mの地下深部を対象）
・高密度電気探査法［基盤までの深度・形状（精査）］・地下レーター法・VSP探査法［反射法の結果の同定・高精度化】

・比抵抗トモグラフィ
・弾性波トモグラフィ［ボーリング総懸の地質構造の精査］（1本のボーリング）（複数のボーリング）

造を把握することができる。

このほかの地表探査法としては、電気探査法のうちの高密度電気探査法、比抵抗映像法などの比抵抗2次元探査法がある。これらの方法は従来から実施されている比抵抗法を高密度化したものであり、比抵抗の異なる地層の分布が2次元断面図として示される。

離層反射法と比抵抗2次元探査法を比較すると、前者

・電磁波トモグラフィ

は弾性波速度構造であり、後者は比抵抗構造であるが、
図6−5−2

断層調査のための総合物理探査法

地層の厚さや連続性について類似した傾向を示す場合が多いので、両者を同一測線上で実施することにより、精音、γ線測定などがある。これらの探査結果は平面のコン

度よく地質構造を把握することができる。

ターマップとして示される。その後、その図から推定される断層の位置を横切る測線上において、基盤面の落差（3）ボーりング孔を用いた詳細調査を確認する反射法や、断層破砕帯を確認するCSAMT法

調査の最終段階では、断層の位置を特定するためボーを実施し、地形・地質調査結果を踏まえた総合的な解釈

リングを掘削し、必要に応じてボアホールテレビ、各種

により、基盤上限面の形状や断層の位置を数10mの範囲

孔内調査、試験を実施する。さらに、それらと併せて、内で推定する。図6−5−3に盛岡断層群での反射法探査結果

比抵抗検層や速度検層、あるいは複数のボーリング孔をの例を示す。

利用した弾性波や比抵抗を用いたジオトモグラフィ法といった物理探査を実施することがある。（裏表紙）の図「長尾断層における比抵抗トモグラフィ法解析結果」に長尾（2）地表からの詳細調査

地表からの詳細調査は、断層の位置を数mの範囲で限断層での比抵抗トモグラフィ法の探査結果の例を示す。

定することを目的とする。このような目的のための物理

上記の内容に沿ってこれまで各地の断層で調査を実施探査法として代表的なものに、浅層反射法がある。ボー

したが、ここに記してある各種探査法は対象が限定されリング結果と相互補完することが可能であれば、この段たものではなく、適宜諸条件に応じて選択すべきもので階においても非常に効果的であり、ボーリングを測線上

ある。

西

東

（m）

図6−5−3

盛岡断層の反射法探査結果（A層臨第四紀層

B、C、F層瓢新第三紀層）

電中研レビューNo．35●1096−6

現在、さまざまな構造物を地下に建設しようとする動震や火山活動などその原因が、10km〜100kmといったきが活発である。地表環境から隔離され、耐震性にも優地下深部に求められる地質現象の解明、グラウトセメン

れる地下空間の利用は人類の長年の夢であり、今後そのトの注入状況のモニタリングといった経時的変化を考慮

動きはさらに大きくなるものと考えられる。

に入れた四次元的な地質解明のように、より深く、より

現在すでに実用化されている道路・鉄道トンネル、地下発電所などの電力構造物、石油の地下備蓄基地等の他

広範囲に、より精度よく、より迅速にかつ合理的に地下のデータを取得することが求められる。

に、計画が進められている放射性廃棄物の地層処分、圧このためには、解明しようとする現象がどのような特

縮空気貯蔵発電、高温岩体発電等においても地下構造物

徴を持ち、解明のためにはどのような物理パラメータをが重要な役割を占めており、これらの地下施設の位置を取得する必要があるかを明確にし、それぞれの技術の限適切に選定し安全にかつ合理的に建設するためには、地界と可能性を考慮しながら適用を検討するとともに、新下の地質・地下水・岩盤の状況をより詳しく把握するこ

しい技術開発に取り組むことが重要と考えられる。個々とが求められている。

の技術については最適な探査技術を規格化することが重また、地表で起こるさまざまな災害、例えば地震や火山噴火などを事前に予測したり防災のための計画を立案するためには、それらの現象が発生している地下深部におけるプロセスを理解することが重要となる。

要であり、課題ごとに要素技術の体系化も検討課題となる。

また、地下探査は一般にさまざまな物理パラメータおよびそれらの分布特性を明らかとするものであり、得ら

さらに、電力構造物の建設における高透水性岩盤の止れた結果からさまざまな解釈を加えることにより問題の水対策などでは、地下における開口割れ目や充填したグ解決が図られる。このため、得られたデータからどのよ

ラウトセメントの詳細な三次元的な分布を明らかにする

うにすれば知りたい情報を得る事が出来るかについてのことが重要となっている。

検討も重要である。この観点から、調査結果を表示する

これらの課題の解決のためにキーとなる技術としての技術としての可視化技術の開発は重要であり、特に得ら地下探査技術や可視化技術の今後更なる発展が期待されれたデータから立体的な三次元的・時間変化を考慮に入ている。

れた四次元的可視化を行うことは、地下に関する理解を今後は放射性廃棄物の地層処分に見られるように、な深めるとともに定量的な評価へ向けて重要と考えられる。

るべく非破壊で、高精度な三次元的なデータの取得、地

このため最先端の計算科学を活用することも重要である。

110

お

わ
理事

り
我孫子研究所長に櫻井彰雄

電力中央研究所の地質部門は、これまで発電所など数多くの電力施設サイトの地質調査を実施して、地点選定と建設に貢献してきた歴史と伝統を有し、また、地下探査技術の開発に関しても、一貫して重点的に取り組んで来た。
しかし、最近では資源・エネルギー・環境問題の調和的解決のため、地球内構造の理解と地下空間・地下資源の有効活用技術に対するニーズが高まり、従来に比べ、より深く、より広範に、より精度良く地下構造を調べ、結果を誰の目にも分かりやすく可視化する、新しい探査技術の開発が必要とされている。

このため、当研究所ではこれまで培って来た調査技術をベースに、電子技術やコンピュータ利用技術を取り入れた、新しい地下可視化技術の開発に取り組んでおり、その成果は当研究所が推進している放射性廃棄物の地中処分研究や、高温岩体発電、圧縮空気貯蔵ガスタービン発電などの技術開発研究にも利用されている。

この電中研レビューでご紹介した新しい地下可視化技術が、電気事業をはじめ地下の活用技術に関連する分野において、少しでもお役に立てば幸いである。

電中研レビューNo．35●111

（9）Andrew，

引用文献・資料等

J．N．，

1989。Atmospheric

第2章

watersfrom

mochimica

2ヨ（1）Rose，A，，Geocheimistrydemic

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activeJ．S。1979．

andfaults．

H．，Adachi，features

Geochem．

gases

M．

and

and

rocks

the

Acta

Webb，

H．E．

Hussan，

H．

water

1．The

along

Resour．

Ui，

J．，14，101−112．

Gases

Granite．

Geochimica（4）千木良雅弘・金折裕司・木方建造・久野春彦1984「地化F．M．，Davis，

P．L．，Calb，

Chlorine

36

DatingArtesian

Lehmann，N．and

化学調査（その1）一根尾谷断層・阿寺断層への適

H．W．1982．

DatingGround−ChemicalDatingSymposium

B．E．，Loosli，Wi11s，

seriesina

Kumamoto

D．，Thonnard，

R．D．1991．81Kr

and

River

Aユberta，Aquifer，Y．1995，

Noble

Volcanic

Aquifer．

Plain．

Gases

85Kr

in

Dissolved

HeliumEnvironmental（1のMahara，Y．1995．
geological

2−2（1）馬原保典・大隅多加志・中川加明一郎・五十嵐敏文1988

SurveyGround−Canada．

in

Ground−IsotopesintheGeology．25，215−

Site−Characterization
Syrnp．

Nolte，

Scientific

18th，

Vo1．353，

P．

Interpretations
Aquifer，

中研研究報告U90050．

for

Proc．

Krauthan，

P．，Fritz，

リチウム・ヘリウム3測定法の原位置への適用性一」、電

Using

the

Management（2）馬原保典1990「地下水年代決定法の検討（その2）一トDevelopment

MethodMRS（1㊦術一」、電中研研究報告U88020．

（3）馬原保典1994「地下水年代決定法の検討（その3）一婦Mahara，

176）157−222．

H．，Rauber，

224．

用一」、電中研研究報告U88004、30p．

「地下水年代決定法の検討（その1）一深部地下水採水技

Australia．Water

Nuclearand

Milk

総合探査技術とその適用」、電中研総合報告UO2、10！p．

Ground−Bentley，Geochemistry，6，419−423．

（6）木方建造・金折裕司1988「沖積層下に伏在する断層の地

Torger−

Old

Review，

water，

water

and

and

Applied（5）井上大面・地熱源探査技術研究グループ1987「地熱源のVeryBasin，た放射能探査の方法の検討とその地熱源探査への適

（1紛

Cos−

S．N．，Harber−

G．E．

of

学調査法による地熱源探査（その2）一ラドンを指標とし

用一、電中研研究報告384013．

Ground−
et

Short

A

Techniques，（ACS
⑫

in

J．

53，1803−18！5．

Great

S．

water，

よる地熱源探査（その1）一地熱地域と非地熱地域における土壌ガス組成一」、電中研研究報告384004．

Radiogenic

M．

Res．22，！991−2001．

（11）Davis，（3）金折裕司・木方建造・千木良雅弘1984「地化学調査法にYougman，

andM．A．，Airey，T．1986．

andStripaH．，Phi11ips，

sen，

N．

and

of

the

Noble

Radwastes

Basis

for

Hydro−
Gases

for

Disposal．

Nuclear

Waste

Part2，137H378．

P．，Korschinek

C．，Maloszewski，

Wolf，

Measurements

36CI

Alberta，oftheE．1991．

in

Canada．

Groundwater，Applied

Milk

and

River

Geochemistry，6，435−445．
（1⑤Stute，

M。，Sonntag

存希ガスを活用した地下水流動評価法の提案一」、電中研

1992．Helium

研究報告U94027．

Great（4）馬原保典・河西基・垣内弘幸・五十嵐敏文・佐伯明義1995

and「地球化学的手法を用いた地下水流動調査法の提案一六

inHungarian

Mantlechimica

C。，Deak，」．

Deep

Circulating

Plain：Flow

HeliumFluxes．

andSchlosser，Groundwater

in

J．

the

Dynamics

andCrustalGeochimica

etCosmo−

variationinmeteoiricActa，56，2051−2067．

ヶ所サイトにおける地下水流動特性の把握一」、電中研研

究報告U95044．
（5）馬原保典・五十嵐敏文・田中靖治1993「三島溶岩流内地
下水の年代について」、日本地下水学会誌、35（3）、201−215．

（6）馬原保典1996「環境放射能測定による地下水年代の推
定一トリチウムと溶存ヘリウムの活用例一」、RADIOISO−TOPES、45、435−445．
（7）北岡豪一・吉岡龍馬1984「トリチウム濃度から推定される六甲山系の水循環の速さについて」、日本地下水学会

誌、26、13H45．
（8）吉岡龍馬・北岡豪一・小泉三三1993「同位体組成から推

112

2−3

（1）Craig，water．

H．1961，

Isotopic

Science，王33，1702−1703．

（2）中井信之・水谷義彦1985「同位体による水域の比較研
究一降水、地下水、河川水の同位対比」、地球化学．
（3）本島勲1985「岩盤地下水の水質・同位体組成」、地下水学
会誌、27（2）、39−50．

（4）本島勲1986「岩盤地下水の水質・同位体調査一地下水の年代に関する検討（1）一、電中研研究報告385025．

（5）本島勲1986「岩盤地下水の水質・同位体調査一地下水の年代に関する検討（2）一、電中研研究報告U86001．

定される地下水の流動系について一三島市及びその周辺（6）本島勲1986「岩盤地下水の水質・同位体調査一地下水の地域を例にして一、日本地下水学会誌、35（4）、271−285．

年代に関する検討（3）一、電中研研究報告U86047．

（7）大隅多加志・本島勲1989「水質および環境同位体を利用

果一」、電中研研究報告U93064．

した地下水調査法1）地下水の水質・環境同位体と調査法」、電力土木、218、1−6．

3−3（8）本島勲・大隅多加志1989「水質および環境同位体を利用（1）粟田泰夫1984「した地下水調査法2）調査法の適用例」、電力土木、218、

無益世

川舟カルデラの層序と地質構造」、地熱学会講演予稿集、342．

（2）大山隆弘・楠建一郎・木方建造・本島睦・鈴木浩一・藤光

7−18．

（9）本島勲1993「酸素およびラドンの同位体による地下空

康宏・橋本修一1992「沖積層下の断層探査一（2）川舟断層

洞周辺地下水の考察」、地下水学会誌、35（3）、185−200．

への物理探査、地化学調査一」、電中研研究報告
UglO17．
（3）Sasaki，

2−4（1）Ushijima，

Mizunaga，

H．，

Furuya，S．

Motomatsu，

T．1992．Fluid

Flow

Tomogrphy

Surveyin

Geothermal

Takigami

SEG

K．，

International

Geotomography

Field，

SymposiumTheonsecondandtivityirnageof

Abstracts

Geotomography，

and

of

SEG

Y．

and

Matsui，K．1991．Resis−

sourceaudio−frequency

controlled

magneto−tulluric

SEGJ／

Vo1。2．

Y．，Yoneda，（CSAMT）

61th

annualdata．

Expandedinternational

meeting

exposition．

（4）鈴木浩一・楠建一郎・本島睦・藤光康宏・大山隆弘・佐々（2）大久保泰邦・本蔵義守・村岡淳1993「精密調査によって木裕！990「川舟断層における比抵抗法探査一2次元解得られた重・磁力異常から推定される丹那活断層の構

析結果とトレンチ調査との対比について一」、第82回物理

造」、物理探査、46（6）、516−524．

探査学会講演論文集、370−375．

（3）大久保泰邦・浦井稔ほか1987「立体的に見るキ・ユーリー（5）玉生志郎1985「豊肥地熱地域の層序と地質構造一主に等温面」、地質ニュース、395、1−4．

坑井データに基づいて」、地質調査所報告、264、113−（4）駒澤正夫1987「関東・丹沢地域の重力構造」、構造研究会
言志、

32、

59−68．

142．

（6）D．S．

（5）駒澤正夫・鎌田浩殼1985「豊肥地域の重力基盤構造」、地

火山周辺のCSMT−TDEM探査からみた地熱兆候」、第86

質調査所報告、264、305−333．

（6）津宏治1985「磁気探査法の解析技術」、地球、号外

Widarto，川東慶子ほか1992「豊肥地熱地帯湧蓋

回物理探査学会講演論文集、276−280．

（7）中村康夫・佐々木靖人・藤井厚面・小西尚俊1994「空中電磁法による地すべり土塊可視化例」、土と基礎、42、

No．1、物理探査法一技術と応用一、37−42．

529−532．

第3章（8）野口靖二・遠藤仁1996「積分方程式によるTDEM法の3次元モデリング（2）」、第94回物理探査学会講演論文集、

3−1（1）中村三郎・糸賀浩之・笠井弘幸・野口静雄・登内正治1993「ステップ式連続波地中レーダー探査法による地すべり

245−249．

（9）野村倉一！990「根尾谷断層濃尾地震から100年」、教育出

地盤構造探査」、第32回地すべり学会研究発表講演集、243−246．

版文化協会、24．

（10）村上裕・小川康雄1986「電磁・電磁探査におけるインバ（2）鈴木浩一・小田義也1995「物理探査による野島断層の地下構造」、平成7年度電力中央研究所研究発表会一土木部

ージョン」、物理探査、39（6）、114−125．

Gl）松井保1995「比抵抗高密度探査の地盤工学的ニーズと

門一予稿集、26−29．

応用」、物理探査、48（6）、530−538．

⑰

松田時彦1974「189！年濃尾地震の地震断層」、地震研速
幸艮、

3−2

（1）佐々木裕1981「比抵抗垂直探査における2次元構造の⑯

藤光康宏・鈴木浩一・楠建一郎・本島睦・曽根賢治1993
用性一」、電中研研究報告U92002。

（2）高橋健：彦1986「図解接地技術入門」、オーム社．

ω

高杉真司・山根一修・村松茂樹・笹田政克・浦中稔1992「RRI法によるMT法2次元インバージョン解析」、第86

物理探査、41（2）、111−115．

（4）鈴木浩一・楠建一郎・藤光康宏・大山隆弘・曽根賢治1990「高密度電気探査法における2次元自動解析法の適用一

85−126．

「沖積層下の断層探査一（3）梅原断層への物理探査法の適自動解析（1）」、物理探鉱、34（5）、341−350．

（3）佐々木裕1988「比抵抗2次元インバージョンの改良」、

13、

回物理探査学会講演論文集、343−348．

㈲

山根一修・高杉真司1994「地熱探査技術等検証調査

断第四紀層に覆われた断層の探査一」、電中研研究報告

裂型貯留層探査法開発一電磁波利用探査法開発（アレイU90032．

式CSMT法開発）一その2」、地熱技術、19（3）（4）、56−63．

（5）楠i建一郎・郷津寿夫・新庄一雄1994「高密度電気探査法の接地設計への適用一御所変電所建説地点での実験結（1①

新エネルギー総合開発機構1985「地熱開発促進調査報

告No．1・湯沢雄勝地域」、814p．

電中研レビューNo．35●113

（11）勝山邦久編・著1994「一現場技術者のための一AE技術

3−4（1）阿部信太郎1996「浅海域における人工地震探査システ
ムの開発」、平成8年度電力中央研究所研究発表会一土木の応用」、㈱アイピーシー、509p．

⑰

金川忠・北原義浩・林正夫1981「岩石のAEカイザー効果を利用した地圧測定法一一軸試験による測定法の詳細と部門一予稿集．

（2）社団法人土木学会原子力土木委員会1996「原子力発電所の立地多様化技術

第4編

人工島式海上立地技術」．

適用例一」、電中研研究報告381004．

⑯

佐々木俊二・石田毅・金川忠1987「高温岩体発電のための岩盤破砕評価技術の開発一水圧破砕で発生するAEの特性と破壊二二ニズムー、電：中研研究報告U96032．

3−5（1）本荘静光1979「電力構造物と物理探査」、物理探鉱、32
（6）、

第4章

17一一22．

（2）毎熊輝記・楠建一郎ほか、「物理探査・検層」、地盤工学会

地盤調査法第3編、72−77．

4−1（1）石井吉徳1986「インバージョン：その理論と背景について」、物理探査、39（6）、3−13．

（2）大久保博1986「物理探査における新しいインバージョ

3−6（1）海江田秀志・石田毅・矢島浩・金川忠・澤田義博・藤原義

一・日比野敏1984「AE計測による岩盤クラックの発生および進展機構に関する実験的研究（その！）一原位置く
り返しせん断試験の場合一」、電中研研究報告38039．

ン法」、物理探査、39（6）、3N1．

（3）大友英夫1986「ジオトモグラフィ技術の現状」、物理探
査、

58−71．

（4）南部恭二郎1986「医学におけるインバージョン」、物理（2）海江田秀志・佐々木俊二1987「高温岩体発電のための岩盤破砕評価技術の開発一大規模水圧破砕実験時のAE観

39（6）、

探査、39（6）、42−50．

（5）六川修一1986「ジオトモグラフィーその理論的背測から推定した高温岩体内破砕の進展一」、電中研研究報

景一」、物理探査、39（6）、51−57．

告U86043．
（3）海江田秀志・佐々木俊二1989「大規模水圧破砕実験時のAE観測から推定した高温岩体亀裂の進展機構」、日本地

4−2（1）鈴木浩一・楠建一郎・本島睦・藤光康宏！991「ジオトモグラフィのダム基礎岩盤調査への適用」、第84回物理探査

熱学会誌、11（4）、339−355．

（4）Kaieda，Multiple

ment．

H：．，

Kiho，

K，

and

Motolima，1．1993．

fracturecreation

for

hot

dry

TrendsinGeophys．

rockdevelop−

学会講演論文集、340−345．

（2）鈴木浩一・藤光康宏・日比野敏・西田薫・是石康則1991「金剛地点における比抵抗トモグラフィ法探査結果」、第Res．，2，127ヨ39．

（5）海江田秀志・本島勲・木方建造・近藤浩文・金川忠・佐々85回物理探査学会講演論文集、247−252．

木俊二・堀義直1994「高温岩体発電のための岩盤破砕技（3）松岡俊文1986「インバージョンにおける数値解析法一術（その2）一雄勝地点における大規模亀裂の造成一」、電最小二乗法を中心にして一」、物理探査、39（6）、14−30。

中研研究報告U93057．
（6）佐々木俊二、Mehler，M．，House，

L．

andKeppler，H。

4−3

1985「高温岩体発電における人工貯留層の形状評価手法（1）石井吉徳1993「地熱断列系の探査と問題点一丹那プロ

その1一ロスアラモスの大規模水圧破砕実験に伴う微小ジェクトについて一」、物理探査、46（6）、434−442．

地震の震源決定法一」、電中研研究報告3850U．

（2）鈴木浩一・楠建一郎・本島睦・藤光康宏199∬ジオトモ（7）佐々木俊二・海江田秀志・澤田義博：1990「高温岩体発電

グラフィのダム基礎岩盤調査への適用」、第84回物理探査のための岩盤破砕評価技術の開発一肘二地点でのAE観測による人工貯留層評価一、電中研研究報告U90005．
（8）佐々木俊二1993「高温岩体発電のための岩盤破砕評価

学会講演論文集、340−345．

（3）日本物理探査学会1992「Geotomography」、（4）横田俊之1995「断裂型地熱貯留層探査法に関する研技術の開発一月寸折地点でのAE観測から推定される水圧破砕の破壊メカニズムー」、電中研研究報告U92054．
（9）

Sasaki，

S．1993．

tion

Techniquetion

Hydraulic

CRIEPIREPORTfor

Development

HDR

aFracture

Evalua−Geothermal

EnergyExtrac−FracturingofMechanism

froln

Vo1。2．

究」、地質調査所報告、282、413p．

（5）渡辺俊樹・佐々宏一1992「弾性波の初動振幅を利用した減衰トモグラフィ」、物理探査、45（1），10−12．

（6）渡辺俊樹・上坂進一・佐々宏一1996「音響波波動方程式
フルウエーブインバージョ

AE．

ンのモデル計算による検討」、

第95回物理探査学会講演論文集、242245．

EU92005．

（10）今枝敬昌1982「発電プラントの機器構造材料のAE特114

性一加熱処理による金属組織の変化とAE特性一」、電中

4−4

研研究報告281026．

（1）鈴木浩一・東貞成・藤光康宏・楠建一郎・本島睦・田辺一

夫・天野雄二1992「ジオトモグラフィのダム基礎岩盤調の挙動解析と挙動観測に関する検：討」、電中研研究報告

査への適用（その2）」、第86回物理探査学会講演論文集、381009．

（4）桜井春輔・進士正人1984「マイクロコンピュータによる

432−437．

（2）鈴木浩一・小田義也・谷和夫・林泰幸・城森明1996「野地下空洞掘削時の安定性の評価」、土木学会論文集、358、

島断層における3次元比抵抗法とステップ式連続波地下37遺6．

レーダー法探査一トレンチ調査地点での比抵抗測定結第6章

果一」、第94回物理探査学会講演論文集、58−63．

6−1（1）資源エネルギー庁・地質調査所1979「地質開発基礎調査

4−5

（1）

Thurber，dimensional
centralH．，1983．Earthquake

crustalstructure

California，（2）Hasegawa，
and

C。

J，

A．，Zhao，Horiuchi，
Japan

arc

volcanic

activity，

and

and

three−

lake

area，

（2）木方建造・楠建一郎・鈴木浩一・井上大悟・宮川公雄・北Res．，88，8226−8236．

野晃一1987「地化学、物理探査による地熱源探査一鹿野

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D．，Hori，

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Deep

its

CoyoteS．，Yamamoto，

structureoftherelationshiptoseisrnic

報告書No．10、鹿野・松崎・その1」、129p．

温泉の地熱構造モデルの検討一」、電中研研究報告

A．

north−
andU87006。
（3）Hattori，

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Surv．

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Tottori

Concordantgranite，

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（4）河野云云・植田良夫1996「本邦産火成岩のK−Ar

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（〜り一瞬南日本花樹岩類一」、岩心、56、191一一2！1．

（5）大久保泰郎1984「全国のキューリ一点解析結果」、地質（2）本島勲・打田靖夫1997「正弦波圧力試験による岩盤の地下水理特性の考察一岩盤の透水性、貯留性および異方

ages

Shibata，Japan．

（1）田中靖治・本島勲1994「正弦波圧力試験による原位置岩
土中の透水係数分布の逆推定」、岩の力学94、484−485．

and

West

Bull．
4−6

H．

ニュース、362、12−17．

（6）笹田政克1980「温泉の花闘岩体による構造規制につい性」、電中研研究報告U96040．

ての予察」、地熱学会誌、2（D、1−！1．
（7）Smith，R．

第5章

geothermal

5−1

83．

L．

and

systems．

Shaw，
U．

S．

H．R．1975．
G．

S．

IgneousrelatedCircular，726，58−（1）河西基・田中靖治・五十嵐敏文1994「高レベル放射性廃棄物地層処分の天然バリア性能評価手法の開発（その6−2

1）一割れ日系岩盤中の地下水流動解析手法一」、電中研（1）馬原保、典・田中和広・田中靖治・宮川公雄・谷口公一1996「天然溶山鳥ガスを用いた地下水調査法の提案（その研究報告U93054．

2）一水中αトラック法を用いた溶存ラドン測定による（2）河西基・五十嵐敏文・田中靖治1995「高レベル放射性廃棄物地層処分の天然バリア性能評価手法の開発（その地下水流れの検出r」、前壷研研究報告U95039．

2）一割れ目系岩盤中の熱および核種の移行解析手（2）田中和広・田中靖治・宮川公雄・馬原保典・安池慎二・本荘静光1996「割れ目系岩盤における水理地質構造の調法一」、電中研研究報告U94053．
（3）五十嵐敏文・田中靖治・河西基・宮川公雄1995「スウェ査法の提案と適用」、応用地質、36、！8−30．

ーデン・ハードロック地下研究施設における高レベル廃（3）田中和広・宮川公雄1992「ボアホールテレビジョン装置

棄物処分のための国際共同研究（その2）一長期揚水・トの地下深部地質調査への適用」、応用地質、32、19−33．

レーサー移行試験に対する3次元スメアード割れ目モデ（4）田中靖治・駒田広也・大隅多加志1992「高精度多機能型
透水試験装置の開発」、電中研研究報告U92019．

ルの適用一」、電中研研究報告U94054．

（5）宮川公雄・田中和広・井上大証・大澤英昭・柳澤孝一・山5−2

川稔！992「東濃鉱山における花醐岩の断裂系の特性調（1）本島睦・日比野敏・林正夫・北原i義浩1977「大規模な地査と岩盤評価（2）一ボアホールテレビジョン装置による深部岩盤割れ目の分布特性一」、電中研研究報告U91014．

下構造物掘削時の安定解析プログラムの開発とその適用例」、電中研研究報告376011．

（6）安池慎二・大隅多加志1993「水質データの多変量解析による地下水の混合状況の推定法」、電中研研究報告（2）本島睦・日比野壷・林正夫1978「岩盤掘削時の安定解析のための電子計算プログラムの開発一直交異方性、材料

U93013．

非線形、ロックボルトによる補強を考慮した解析プログ
ラムー」、電中研研究報告377012．

（3）伊藤洋・北原義浩1981「破砕帯を有する岩盤斜面掘削時

6−5（1）井上大榮・宮腰勝義・楠建一郎・木方建造・大山隆弘・曽電中研レビューNo．35●115

根賢治・鈴木浩一・上田圭一・藤光康宏・本島睦・本荘静「山崎断層系大原断層のトレンチ調査」、地震第2輯、48、

光・佐竹義典1993「第四紀層下の断層の調査法・活動性

57−70．

評価法」、電中研総合報告U22．
（2）大山隆弘・楠建一郎・木方建造・本島睦・鈴木浩一・藤光（6）土木学会、原子力土木委員会1996「原子力発電所の立地
多様化技術、付属編一1、断層活動性評価技術」．

康宏・橋本修一1991「沖積層下の断層探査一（2）川舟断層（7）藤光康宏・鈴木浩一・楠建一郎・本島睦・曽根賢治1992の物理探査、地化学調査一、電中研研究報告U91017．

「沖積層下の断層探査一（3）梅原断層への物理探査法の適（3）楠建一郎・本荘静光1990「活断層と物理探査」、43、386−401．

用性一」、電中研研究報告U92002．
（8）藤光康宏・楠建一郎・鈴木浩一・東貞成・遠田晋次・宮腰（4）曽根賢治・楠建一郎・木方建造・鈴木浩一・猪原芳樹1990

勝義1993「長尾断層地点におけるジオトモグラフィ調「沖積層下の断層探査一深溝断層における各種探査法の査一トレンチ調査結果との対比一、物理探査学会第88学

適用性について一」、電中研研究報告U90028．

術講演会論文集、54r544．

（5）遠田晋次・宮腰勝義・井上大榮・楠建一郎・鈴木浩一1995

116

編

集

後

電中研レビュー第35号「地下の探査・可視化技術」を記
・圧縮空気貯蔵発電技術

お届けいたします。

・断層活動性評価技術

私たちの目で確かめられる地上空間は、有効に利用さなど。

れています。これにくらべて、地下の大規模な利用はこ「地下の探査・可視化技術」は、これらの開発に欠かせれからという感じですが、最近の技術の進歩により急速ない技術の一つです。

に夢が広がります。その夢に向かって技術は進んでいき

当研究所は、計算科学のめざましい発展を積極的に取ます。今年秋に開通される東京湾横断道路は、当研究所

り入れて、より新しい地下探査のための可視化技術の確の創始者・松永安左工門翁の夢が叶った一例といえます。

立をめざしていきます。

当研究所では、エネルギー事業をはじめ各種産業での最後になりましたが、ご多用中にもかかわらず、快く

地下利用施設や構造物などについて、深度に応じて次の巻頭の「地下の探査・可視化技術への期待」をお寄せいような幅広い課題を研究しています。

ただきました西村進・京都大学名誉教授には、心から感・ダム、発電所の基礎岩盤に関する調査

謝いたします。

・揚水式発電所の地下空洞に関する岩盤調査

本レビューにより、「地下を目で確かめる研究」につい・高温岩体発電技術て、皆様のご理解の一助になれば、望外の喜びです。

・高レベル放射性廃棄物地層処分技術

電中研レビューN・．35

本冊子についてのご意見をお待ちしています。

◎平成9年5月30B◎編集兼発行・財団法人電力中央研：究所 広報部
東京都千代田区大手町1−6−1［大手町ビル7階］⑬100
燈（03）3201−6601（代表）◎印刷・株式会社電友社
本部／経済社会研究所東京都千代田区大手町1−64暦（03）320i−6601筋100

我孫子研究所千葉県我孫子市我孫子1646費（0471）82−1181⑤270−11

狛江研究所／情報研究所

横須賀研究所

原子力情報センター／ヒューマンファクター研究センター
東京都狛江市岩戸北2−1H⑳（03）3480−2111⑰201

神奈川県横須賀市長坂2−6−1盈（0468）56−2121⑰240−0！

赤城試験センター 群馬県勢多郡宮城村苗ヶ島2567費（027）283−2721⑰371−02
塩原実験場 栃木県那須郡塩原町関谷1033容（0287）35−2048㊦329−28

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比抵抗（Ωm）（a）比抵抗断面図（b）比抵抗トモグラフィ法およびボーリング調査・
トレンチ調査による地質断面図

長尾断層における比抵抗トモグラフィ法解析結果

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弓ぐり篭客毎わ