立山カルデラ研究紀要第９号、pp.11-15（2008）

電磁気探査による立山カルデラの地下構造の研究―鳶泥と跡津川断層の東端部を探る―
酒井英男１），丹保俊哉２），飯田 肇２），糸井理樹３），王生 透４），澤田豊明５）

１．はじめに137°10'
36°50'

立山カルデラ（図１・写真１）は，約 22 万年前に137°20'

137°30'137°40'活動した立山火山が谷頭侵食によって開析され，その後拡大して形成された侵食型カルデラと考えられる窪地形である．カルデラの内部には多数の崩壊地形がみ36°40'られる．その一つである「鳶崩れ」は 1858 年４月９日に跡津川断層を震源とした推定 M7.1 の飛越地震の際に，外輪山の一部であった大鳶山と小鳶山の山体崩壊により形成された．このときの崩壊土砂量の見積もりは砂防上でも重要であるが，崩壊前の地形復元が難36°30'しいことから，現在まで複数の推定値が提言されているものの不確定な現状である（例えば，町田（1962），Ouchi and Mizuyama（1989）などの概 算がある）．
更に，残留する崩壊土砂の量や地下の堆積構造に関36°20'

する現地調査は少なく，その詳細は明確にされていな
い．そこで，上述の課題に対応するために，本研究で

図１

立山カルデラと跡津川断層の位置

は，カルデラ内での電磁気探査を試みた．従来，酒井他（2000,2002）により探査がカルデラ内で試みられ，浅部構造について成果が報告されている．
今回の探査では，立山カルデラの崩壊を誘導した地震の発生源である跡津川断層の位置の調査も目的とした．従来，地質調査により断層の東端は，砂防専用道路の有峰トンネル内まで確認されている（原山ほか，2000）．更に内部まで断層は続くと推測されているが，厚い崩壊土砂のために調査は進んでいない．そのため探査によって地下構造を調べることで，断層のカルデラ内への延長も検討できると考え，調査を実施した．
写真１

２．探査方法と測線

立山カルデラ（白破線内）

調査では，�����������������CSAMT������������
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大地に発生させて地下へ送り，その応答を観測して，quency Magneto Telluric）
法による電磁気探査とシュ地下の比抵抗構造を求める．電磁波の送信源は，調ルンベルジェ法電気探査を用いた．ともに，探査の対査地域から数 km 離れた場所に設置する．調査地域

象物性は地下の電気比抵抗である．

で送信源からの電磁場が平面波として近似できる場

CSAMT 法では人工的に制御された電場・磁場を合には，次の見掛比抵抗ρa の式，

１) 富山大学，２) 立山カルデラ砂防博物館，３）（株）エオネックス，４）新川水博物館準備室，５）NPO 法人− 11 −

山の自然文化研究センター

酒井英男、丹保俊哉、飯田肇、糸井理樹、王生透、澤田豊明µが成り立つ（Cagniard,1953）．ここで，µ ：真空中の透磁率，ω：角周波数，E ：測定電場，H ：測定磁場である．実際の調査では，測点を線状に配列させて，その下の垂直な断面の比抵抗分布を調べて地下構造を探る．探査できる深度は用いる電磁波の周波数ωに依存して変わってくる．今回は 100m 深度までに対応できる周波数を利用した．
シュルンベルジェ法電気探査は，垂直方向での比

写真２

ＣＡＳＭＴ法の受信点Ｍ４の設置状況

抵抗の分布の調査に適している．間隔 L で設定した

図２に，測点と測線の分布を表す．CSAMT 法探一対の電流電極から人工的な電流 I を流し，その中査については，測定点 M1 ～ M9（測線 A）と測定点心部に配置する間隔ｌの電極対で電圧 V を測定する．

M10 ～ M13（測線 B）を設定した．写真２は受信点

電流 I と電圧 V により，測線の中心付近での見掛比Ｍ４の設置状況を示す．シュルンベルジェ法電気探査

抵抗ρa が，は，M11 測点の近傍の地域で行った．

３．探査結果と検討
3-1.CSAMT 法の探査結果
探査結果の解析では，対象となる鳶泥と基盤岩のの式から得られる．電流電極対の間隔 L を変えて，様々な深度までのρa の分布を得ることが出来る．

図２

水平層構造を第一次近似として１次元インバージョン

探査で設定した測線と測点の分布（国土地理院電子国土配信データを基図に使用）− 12 −

電磁気探査による立山カルデラの地下構造の研究

図３―鳶泥と跡津川断層の東端部を探る―

測線Aでの比抵抗断面図（口絵１）の中央に相当する．また，M3 ～ M5 の範囲に見られる表層付近から深部まで続く高い比抵抗値の領域は，谷地形の底部の鳶泥が二次的に侵食された場所であり，基盤岩である花崗岩類の反応が強く現れていると推定できる．M1，2，8，9 の深部は，上記の領域よりも相対的に低比抵抗となっており，ここではマイロナイト化した基盤岩や火山岩の存在が示唆される．
測線 B では，表層付近で数十Ω m 以下の低比抵抗を示す領域は，測線Ａと同様に鳶泥を主体とする岩屑なだれ堆積物と推定される．図２をみると，測線 B は鳶崩れの土石流扇状地を横断する測線である．全体
図４

的に低比抵抗域は 20m から 30m の層厚を持っている．

測線Bでの比抵抗断面図（口絵２）

ただ，M11 から M12 にかけて領域は厚く，M12 付近での計算を採用した．図３に，測線 A における探査では約 250m の深部まで達している．この範囲には鳶結果を電気比抵抗の地下断面図（比抵抗断面図）と崩れ以前の崩壊土砂を含んでいる可能性があり，そのして示している．更に，図４は測線 B において得られ影響が考えられる．また後で述べる電気探査の結果もた比抵抗断面図を示している．

考慮すると，跡津川断層の破砕帯における帯水状態をなお探査結果の解釈において，調査地域の地質と反映して低抵抗となっているとも考えられる．の比較として，原山ほか（2000）による報告（図６）

跡津川断層の有無については，測線Ａでは図３に破を参照した．以下では，各測線の結果を考察する．
測線 A では，地表から数 m ～約160m までの 領 域 が 数 十Ω m 以 下の低い比抵抗値を示している．これは地質分布を参照すると鳶泥を主体とする岩屑なだれ堆積物と推定される（図中の点線は推定される岩屑なだれ堆積物の堆積層や岩相の境界を示す）．この領域が最も厚いのは M6～ M7 の付近であり，約 160m の層厚を示している．図２をみると，同地域は鳶崩れにおける土石流扇状地

図５ （ａ）シュランベルジェ法電気探査の結果 （ｂ）１次元解析で得られた比抵抗の深度分布− 13 −

酒井英男、丹保俊哉、飯田肇、糸井理樹、王生透、澤田豊明

線で示すように，M6 の深部に低比抵抗の領域が続いM11 測点の近くで実施しており，両方の探査結果をている．また測線Ｂ（図４の破線）でも M12 の深部に比較し検討できる．
図５b をみると，地表から 26.9 ～ 60.5m の深度に続く比較的低い比抵抗の領域があり，これらが断層破3.7 Ω m の低比抵抗の層が存在しており，その下層が砕帯を示していると考えられる．
以上の探査で認められた断層破砕帯の位置は，有950 Ω m 以上の高比抵抗を示している．低比抵抗層

峰トンネルでの断層露頭の延長方向にある．このことは，崩壊土砂の底部として帯水層を表していると考えから跡津川断層は，従来の研究で推定された東端部のられ，下層の高比抵抗層は基盤岩と推定され，不透位置よりカルデラ内部へ入り込んでおり，少なくとも約水層として作用していることが示唆される．探査結果

1.6km 北東まで到達していることが推定される．

から，地表から 60.5m までの深度の領域が岩屑なだれ堆積物に相当すると考えられる．

3-2. シュルンベルジェ法探査の結果
図５a には，探査から得た見掛比抵抗の測定データ４．まとめを示している．右の図５b では，測定データの解析に二つの手法による探査の結果から，立山カルデラ内あたって，CSAMT 法と同様に水平多層構造を仮定部での鳶泥を代表する崩壊土砂の堆積状況を検討す

して比抵抗の深度分布を求める１次元解析を適用しると，図６に示す本研究の調査測定点の M6，7，11，た．このシュルンベルジェ法の探査は CSAMT 法の12 付近を中心として堆積が多く，その最大厚は約

図６ 原山他(2000)による地質分布と本研究で求めた跡津川断層の東部への延長（口絵３）− 14 −

電磁気探査による立山カルデラの地下構造の研究

250m に達することが推定された．

―鳶泥と跡津川断層の東端部を探る―

参考文献

今回は調査を行えなかったが，M5 地点の対岸側のCagniard, L. (1953): Basic theory of the magneto-

地域には，鳶泥が崩壊で流下した際に弥陀ヶ原台地

telluric method of geophysical. prospecting,へ押し寄せた堆積物が推定されている．そのためカルGeophysics, 18, pp.605-635.

デラ内でも相対的に多量の鳶泥が存在し，しかも不安原山

智・高橋浩・中野俊・苅谷愛彦・駒澤正

定な状態で堆積していると考えられる．今後は，これ夫（2000）：立山地域の地質．地域地質研究報告（５万らの地域についても，崩壊土砂の構造と層厚の調査を分の１地質図幅），地質調査所，218p．

行うことが必要である．今回の電磁気探査を用いる調町田 洋（1962）：荒廃河川における浸食過程－常願

査を積み重ねていくことで，鳶泥の堆積総量の精度良い算出も可能となると考えられる．

寺川の場合－，地理評，35，p.157-174.
Ouchi, S. and Mizuyama, T. (1989): Volume andまた，本研究により，カルデラ内での跡津川断層のmovement of Tombi Landslide in 1958, Japan.

位置についても成果が得られた．CSAMT 探査によっTrans. Japan. Geomorph. Union, 10, p.27-51.て断層破砕帯を示して地下深部まで続くほぼ鉛直方

酒井英男・澤田豊明・飯田肇 (2000): 立山カルデラの向の低比抵抗体の存在が示された．その位置を，従電磁気探査，立山カルデラ研究紀要 , 第１号，立山来の調査による跡津川断層の断層線と結ぶと，図６にカルデラ砂防博物館，9-16.

赤い破線で描いたように認められた．つまり，本研究酒井英男・中埜貴元・野村成宏・堀井雅恵・澤田豊明・の探査結果により，有峰トンネルを横断する跡津川断飯田肇・國香正稔 (2002): 立山カルデラ内のどじょ層は，従来の研究による東端よりも約 1.6km 延長し，う池の地中レーダ探査，立山カルデラ研究紀要，第カルデラ内部まで及んでいることが示された．

３号，立山カルデラ砂防博物館，15-24.

謝辞
調査にあたり，國香正稔氏，㈱エオネックスの西田達夫氏と番場康子氏，田中地質の田中保士氏に御助力頂いた．感謝します．

【要 旨】
立山カルデラ西部地域において鳶泥を主体とする土石流堆積物の堆積厚、および立山カルデラ付近まで露頭が確認されている跡津川断層が、カルデラ内に延伸・伏在しているのかについて調査した物理探査結果について報告する。探査内容は電磁気探査を2測線、そして比抵抗探査が1地点である。全ての測点において表層に低比抵抗層が認められ、水分を含んだ土石流堆積物の層と推定された。その層厚は最大で約250ｍに達していると考えられる。その下層には高比抵抗な領域が広範囲に分布することから電気伝導度の低い基盤岩で構成されていることが推定された。また一部分でこの高比抵抗領域を、比較的低比抵抗な領域が鉛直な帯として分断していることが分かった。この帯は跡津川断層の走向の延長上に分布していることから土石流堆積物の下に伏在する断層破砕帯であると考えられ、その位置から跡津川断層が約1.6km延伸すると推定された。

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電磁気探査による立山カルデラの地下構造の研究

口絵１

測線Aでの比抵抗断面図―鳶泥と跡津川断層の東端部を探る―

口絵２

測線Bでの比抵抗断面図

口絵３ 原山他(2000)による地質分布と本研究で求めた跡津川断層の東部への延長