防災科学技術総合研究報告第22号

1970年2月
551，243＝550．8（522．2〕

佐世保北部地域の地すべりと玄武岩類との関係について

大久保太治±也質調介所応片け也貫郁環上童上也質、保松井和典
地質、凋介所地質郁地質第3課

The

Relation Between Basalts and the Lands1ides in
the North Sasebo Area，Nagasaki Prefecture
By

Taiji

Okubo

G201ogandKazunori

Matsuico13〃惚ツ9／Joρo仏ケo伽o

AbstractThe

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次

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77
77
77
78

2・3

八ノ久保砂礫層の分布・層準…

2．4

玄武岩の風化……………1…1

1．

まえがき．．一．……

2．佐世保北部地域の地質…11．
2．1

地質概説

2．2

北松浦玄武岩・一…

1．

．…

・…・一

1…．

80

3。地すべり地の地質概要…
4一妙観寺峠地区の試錐調査．．

80
83
83
83
85

2．5岩

脈…．…

…

…

4．1

調査位置拾よび内容一

78

4．2

物理検層………

30

5．まとめ…

まえがき

……

…．……1

．

岩溶岩類を対象として，その原因の調査を行なっ

北西九州地域，なかでもとくに火山岩の分布すた．重だ全域につし（ての総括はできていないので，る地区には地すぺりの発生が著しい．このような現象の主因の追究は，火山岩の調査研究のみでな

今回は佐世保北部地域の報告にとどめる．

く，その地域全体の地質精査を行ない，地質構造

2．佐世保北部地域の地質
2．1 地質概説との関連に拾いて考察しなけれぱ解決しない．筆者等は・いわゆる 一北松型地すぺり と呼ぱれている地すぺり発生地域全般について宣とくに玄武

北松浦地域の地質は，第三系に属する杵島層群，
作肚保噌群，野島屑群拾よび平戸1桐で，これらを一一77一

北松型地すべりの発生機構およぴ予知に関する研究（第1報）防災科学技術総合研究報告

第22号

1970

不整合に覆う八ノ久保砂礫層と北松浦玄武岩類でな傾向は筆者らが，元触地すぺり地の東北方の開構成されている。佐世保北部地域に分布する地すぺり地域の基盤岩は，佐世保層群の世知原層が主である．基盤岩の地質構造は，北松地域のほ㌧中

すなわち，樽河内・平山拾よび元触地すぺり地の滑落崖で観察される玄武岩は下位に属する．妙観央をNNE−SSW方向で東側と西側に大きく区分

寺峠の岩澤層の検討から結論づけられることは，する佐々川断層があり，東側は世知原盆状構造区

この近くに玄武岩の噴出地点があったことを示しているものである．平山釦よび樽河内地すぺりのと呼ぱれている．いわゆる0北松型地すべり

作林道で検討した結果と非常によく対比される・と呼称されるものの大部分は，この盆状構造区の中に分布している．断層も楠久断層・長浜断層・国東側と西側にば岩脈の存在が確認されているが・

見山断層・賞観山断層とおもなものはいずれもに何等かの関連をもっているかも知れない．このような玄武岩の活動が，地すべり現象を拾こす素NW

SE方向からE、

この岩脈が妙観寺峠周辺に分布する岩澤層の生成W方向であって，特徴的な因の一部を歩っているかも知れないという関係づ傾向を示している．八ノ久保砂礫層も本地域で一番厚く，礫の径も大きい．玄武岩溶岩類は東方の隠居岳一八天岳一国見山地域にもっとも厚く分布けは早計であろうか．

2．3

八ノ久保砂礫層の分布・層準

この砂礫層は，北松地域に広く分布する北松浦

し，本地域のものはその一部である、玄武岩の噴出活動以前拾よび活動の初期に北松浦・2．2 北松浦玄武岩
北松地域に広く溶岩台地を形成して分布する北

東松浦地域に堆積している砂礫層を指している・

松浦玄武岩は，最近ではそのほとんどが鮮新世の活動と考えられるようになった．玄武岩類は，基間，1または何枚かの溶岩の累重している下位の部

この砂礫層は常に基盤の第三紀層と玄武岩流との今井・沢村・吉田（1958）らによってこの地分に挾在している．今井・沢村・吉田（1958）
はその報告の中で，北松地域全体の分布図を発表した．それ以後この砂礫層は，この地域の新第三紀〜第四紀に拾ける造構運動の解明に大いに注目を集め研究され始めた・岩橋（1961）は，北松
地域外の西彼杵半島北部（長浜・松井1958），

域の玄武岩の火山層序が明らかにされ，その後・

東松浦半島（小林・今井・松井1955．1956）

倉沢（1967）が岩石学的化学的性質を解明した・

地域に分布する砂礫層をも含めて，八ノ久保砂礫

沢村（1958）は層序学的に5つのグループに区層と呼称した．

分し，倉沢も地化学的性質から同じく5つのクリトプに分類した．しかしその内容は両者で必ずしも一致していたい、いずれにしても北松浦玄武岩は，

佐世保北部地域に券ける砂礫層の分布は図一2でも明らかであるが，露出状態はきわめて不明瞭

盤の準平原化された後，またはその末期から何回かの活動によって，多量の溶岩と火砕岩とから構成されている．その券もな分布は，本地域の東側
春よび北側地域で，佐世保北部地域に分布するものはその一部である．

その化学的性質の検討からその活動の初期にはソレイアイト質な特徴をもった岩石で，つぎにアルカリ岩質玄武岩が大量に噴出し，そのあとはアルカリ成分が乏しくなり，最後の活動はアルカリ拾
よびSi0。に富み，カルクアルカリ岩系の性質をもつことが明らかとなった．

佐世保北部地域に分布する玄武岩はアルカリ岩系のものとアルカリに乏しいグループの玄武岩が分布している．

妙観寺峠には種々の型の火山弾を含む岩澤層が分布するが，この岩澤層を境に上下で化学的性質が異なるようである・両者を比較すると下位の溶岩はアルカリ成分に富み，上位のものは逆にアルカリ成分に乏しいがMg0に富んでいる・このようである．しかし，徳正・樽河内周辺から柚木・世知原の東方地域に まで多少の層厚の変化をもちな
がら，ほとんど連続的に分布しているものと推定される．今井ら（1958）は砂礫層を下位・上位・最上位の3つに区分している．本地域の砂礫層は上・下の2層に一応区分することができる。つぎに拾もな地点での玄武岩拾よび基盤岩との関係を
図一3柱状図で示す．この他，松尾・岳野・上小
川内f寸近でも観察される．

な拾，松尾から岳野に通ずる峠では玄武岩溶岩の上位に砂礫層嚇挾在しているが，その一部の凝灰質泥岩の中に植物化石片が含まれているのが観察された．

一般に，この地域の砂礫層の層準は樽河内・平山地すぺり地点の滑落崖で観察される礫層が下位

一78一

1

佐世保北部地域の地すぺりと玄武岩瀬との関係について一大久保・松井婁

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北松型地すべりの発生機構拾よぴ予知に関する研究（第1報）防災科学技術総合研究報告

第22号

1970

な玄武岩溶岩流もあれぱ，なかには1枚の区麺松舷武纐

溶岩が完全に風化作用をうけている場合が〔ヨ八・久保砂鮎

ある．風化作用には．玉ねぎ状を呈するもの

や全体が一様に土壊化しているものもある・

このような現象の中で，粘土鉱物がどのように生成変化しているかを1この地域の数個所の試料についてX線回折を試みたが，モンモリロナイト・ハロイサイトの生成は

o
亀曳

426

確認できたが，鉱物生成の変化についての傾向はとくに見出されなかった。しかし，
この研究は，北松浦全域のものについて行

35
◎

）

③

なう予定であるので，あらためて報告した

省

い．

7
●o

4

2．5 岩
脈
佐世保北部地域内の岩脈は，地表調査で勘確認できるものは非常に少ない・しかしな

6

がら，地すぺり防止調査あるいは炭坑などの資料についていろいろと検討した結果，

Q

玄武岩流の分布している下には予想外に岩

5

km
15

10

脈が多いことがわかった一この地域の玄武岩質岩脈の分布を図一4に示した．こ＼で
6＝早一岐，71有田町，81佐世保市，9：柚木，1O：但馬岳・
11：八ノ久保，121岳野，13：上小川内，141松尾・15：大岳，161愛宕山，171樽河内，18：田原，19：長田代，20：世知原町，
211冬越，22：閉作，23：福井，241潜竜，25：中ノ尾，
26：江迎町，27：馬ノ本，28：日ノ浦（田平）・31：御厨・は，地表釦よび坑内などで確認できたもの

321松浦市，331江口，341今福，35：伊萬里

活動に密接な関係をもつと同時に，地すぺりの発生にも関与しているものと考える．

図一2

八ノ久保砂礫層分布図（岩橋1961）のもので，通常基盤の佐世保層群の上位に直接堆など一括した．図一一4からわかるように，

岩脈は樽河内，平山，長田代等に伏在している．これら岩脈は，恐らく玄武岩の噴出

この問題については，別の機会に詳しくのぺる予積している．礫層の礫質はチャート・花南岩・結定なので，こ＼では岩脈の分布のみを示すにと㌧晶片岩・安山岩・流紋岩・ホル／ヘルス・玄武岩

める・

春よび佐世保層群のものと考えられる砂岩・泥岩等で種類は非常に多い．礫の大きさも一定しない
が一一般に10cm以下であるが，樽河内の滑落崖の3．地すべり地の地質概要
上述のように，佐世保北部地域に分布する玄武

ものだけが大きく10〜30cmのものが多い・
上位のものは松尾・妙観寺地区のボーリング地
点・樽河内地すぺり滑落崖拾よび元触等で確認で岩溶岩流は直接，問接地すべり現象の要因の一部をなしている．なかでも妙観寺峠を中心とする周

きるように玄武岩溶岩の間に挾在する．主として辺には大小多数の地すべり地が分布している・こ
れら地すぺりは，それぞれの地質条件に左右され砂・ンルトから構成される厚さ数10cmの堆積層である．この層は一般に西部地域で数10cmの厚て地すべりの趣を異にしている・
この地域の基盤は，新第三紀の佐世保層群で・さで，東部地域にいくに従って次第にその厚さをその構造は世知原を中心とする盆状構造を示している．断層はいずれもNW方向に近いものが多い．

増す傾向がある．

2．4 玄武岩の風化
玄武岩地帯は一般に赤褐色〜紫紅色を呈する土壊が多いのが注目される．これは玄武岩の著しく風化作用をうけたもの拾よび腐食土である．新鮮

このような佐世保層群の上位に砂礫層が岩相変化をもっているにせよ一様に分布し，さらに玄武岩によって覆われている・以下この地域内の主な地
すべり地についてのべる．

一80一

佐世保北部地域の地すぺりと玄武岩瀬との関係について一大久保・松井

心河内
㎜触神螂
V

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V V V

V

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卓田原ボーリング

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こ玄弐岩（胆主化、〉〃及岩（0．1へ0−2）

V

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痕灰岩
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V

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V日化玄武岩（瓜汎9土口）
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収灰岩
砂

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V

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元触（似帥／湖ユり）

シルトV） 玄武岩（下部）

V

V

V

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V

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（凡例）

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かんらん石玄武岩
V

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図一3

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〔：コ砂・

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佐世保北部地域砂礫層の層準
在は高さ数10mの滑落崖を形成している．妙観寺峠一五蔵岳を結ぶ山稜の北側には数100年以㌧前に起ったと考えられる地すぺりがある．この山
稜の北側は典型的な滑落崖地形を形成している．

松○痛

五蔵池などはその頭部にできた地すぺり凹地であ7サろう・樽河内地すべりは図一1からも明らかなよ
うに東隣の五蔵岳地すぺりの滑動と無関係ではな

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、、．、・
1

、

いと考えられる・また，樽河内地すべりの東側には，玄武岩溶岩で構成される小ドーム状を呈する
数個の小山があるが，これらはこの地すぺり活動と同時期に全体が滑動してできたものと考えられ

ワ「

る．

㌢

樽河内地すぺり地域は，佐世保層群に属する世知原層を基盤として，その上位に直接八ノ久保砂
礫層が堆積し，さらに上位に，数枚の玄武岩溶岩が累重している、この世知原層は縞状砂質頁岩と塊状砂岩が主で，最下部は松浦三尺層とよぱれる

図一4 佐世保北部地域の岩脈分布図

炭層を挾在している．1＝の砂岩層は長石・石英粒から構成され有色鉱物の少ない均質な岩石である．

（1）樽河内地すぺり地

本地区は松浦線吉井駅の南東約2．6㎞のところにあって，馬蹄型を呈する山稜に囲まれた緩傾斜

そして，その層厚も100m以上に拾よんでいる．

地に昭和31年頃から小さな徴候があらわれ，現その大きさも10〜30cmのものが非常に多く，固砂礫層は，前記のと春り礫の種類が非常に多く，

一81一

北松型地すぺりの発生機構およひ予知に関する研究（第1報）防災科学技術総合研究報告

第22号

1970

￠）平山地すぺり地
この地すぺりは，前記樽河内地すべり地の西隣

結度は悪い．玄武岩類は図一5に示すように流出時期の異なった溶岩が4枚あり，最下位の玄武岩の上位にぱ5〜6mの層厚の砂層が堆積している．

に当り，愛宕山（漂高277．9m）を中心としてほこの砂層は上部砂礫層に属する。

ぼN60．W方向に2本の亀裂が発生し，山体の％この地区の玄武岩はほとんどが柱状節理が著しく発達している一しかし，最上位の溶岩は著しくが滑動した大規模なものである．地すべりの徴侯
は昭和34年頃から現われ始めた模様で，現在は風化作用をうけている．なお，地すべり地の東，西側にぱ玄武岩岩脈の伏在していることが確認さ

高さ数10mの重直な滑落崖を形成し，その割れれている．

本地域の地質は，前記樽河内地区と類似しているが，基盤の第三紀層は樽河内地区よりさらに上部の地屑が発達し，砂岩・ノルト岩のπ屑で，いずれも地層の傾斜は水平に近い．これらを砂礫層

玄武岩台地
表土1〃＾o仰j
風ヒ玄武岩 8机土
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風ヒ玄責岩

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下坪砂疎β1』帆

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倉よび玄武岩沐岩が覆っている。その断面は写真■1でも明らかなように，中心部の大滑落崖で観察することができる。砂礫層の層厚は樽河内坤区に比較してや㌧薄く，礫も小さくなっているが，礫質にはとくに差はない。しかし，礫層の止部にWし・㌻〉

目は基盤の節三紀層深くまで及んでいる・

厚さ数mの砂層が発達している。玄武岩流は1枚で，柱状節理の発達しているカノラノ石輝石玄武岩で，腐蝕十を挾んで砂礫層を覆っている・この玄武岩流は樽河内でみられる溶岩流の下位から2枚目の溶岩に相当する．
（3）長田代地すべり地

．b．

蜘

o

00．

世知原町西南方約2㎞の山腹に起ったもので，

昭和26年頃から沈ド・隆起現象が認められ，現

．O．

◎． 0

在稜線に平行して雁行状に数本生じている。すで

o・o．

o．

に地すぺり防止のための諸工事は完了している・o

図一5

脇・鞘瞳羊徽中！岬夢

樽河内地すべり滑落崖

この地域の地質は，基盤は第三紀佐世保層群世知原層で，他と同様に八ノ久保砂礫層，北松浦
玄武岩によって覆われている．さらに，主として玄武岩礫と風化土からなる崩磧土で覆われている．また，世知原層ぱほ∫北方向に
5o〜10。の緩傾斜を示し，落差10m〜30・舛峨

mの小断層がNW−SE方向で数本認められ，．磐

いずれも北傾斜である・な拾，玄武岩岩脈
もこれら小断層にほ∫平行に数本伏在しているようである．このような地質構成の中で，地すべりの滑動面は，基盤岩の上部層
釦よび玄武岩との境界吋近に見出されているようである．

（4）元触地すぺり地
この地区は世知原町一柚木間の冬越峠近傍に起ったもので，滑落崖が頭部とすぺり

写真一1の先端に近いところと2個所に認められ，山麓部には階段状の緩斜面が形成されてい平山地すべり滑落庫
一82一

佐世保北部地域の地すぺりと玄武岩瀬との関係について一大久保・松井

る．

この地域の地質は，図一3からわかるように基盤は世知原層で，その上位に厚さ数mの下部砂礫信号でソンクロスコープを駆動し，受振波形をブ
ラウノ管上に記録させる．岩盤内を伝播する弾性波の時間を測定して弾性波速度を求めた．

層およぴ厚さ約10mの凝灰質粘土層が堆積して測定の緕果は下記にのぺるとおりである．岩質いる．さらに，その上位に玄武岩溶岩が覆っている・溶岩の間には上部砂層と考えられる凝灰質粘の風化した部分の深度13m言では測定されなかつた．また深度25〜31m問は，孔内水位の低下

土層を挾在している．この地区の地質は，前記地

およぴ孔壁の崩壊により測定することができなか

すぺり地域とよく対応することができる．下部玄武岩は全体的に著しく風化作用をうけており，地すぺり頭部の滑落崖では砂状を呈している．

つた．上部玄武岩の風化部は2．5km／sec士である．

砂拾よぴンルトからなる玄武岩溶岩中に挾在する堆積層は2．4㎞／s㏄である．下部の玄武岩は3．3〜5．7㎞／s㏄の間になり，下部に向って漸増して

4．妙観寺峠地区の試錐調査
4．1

いる・長い棒状の岩芯が採取された新鮮な玄武岩
は5．O㎞／sec以上であり，最大5．7㎞／s㏄の値

調査位置およぴ内容

このボーリング調査地点は長崎県北松浦郡佐々町牟田原地内で，図一2から明らかなように本地を示した．主として溶岩からなる玄武岩の弾性波
速度は風化の程度とほぼ比例して拾り，玄武岩の点の周辺には大小多数の地すぺり地があり・その風化度を示すものとみなしてさしつかえないよう

中心地ともいえるところである．調査深度はである．

131．14mで，岩芯は全採取を目標とし，物理検層（反射・速度・電気）を同時に実施して岩相の2・2㎞／secに急激に低下している．砂礫層は2．2

物理的変化をも調ぺた．また，このボーリングの〜2．6km／secの値を示した．深度84．5mから131

実施により前述の樽河内地すぺり地における玄武岩溶岩や砂礫層がどのような岩相変化を示し，その分布もどのようであるか明らかになった．
4．2 物理検層

m言での新第三系の部分は2．4㎞／secから3．4

ボーリング孔（掘さく深度131．14m）について，速度検層・反射検層拾よび電気検層を実施した．岩質の相違や風化に関連する岩盤の物性を定量的に把握することを目的とし，とくに，岩盤の風化程度を数量的に表現するこ㌧ろみとして行な

玄武岩と砂礫層との境では，5．7㎞／secから㎞／s㏄の値を示し，薄い3枚の石炭層と凝灰岩の互層からなる炭層部（厚さ2．7m）は，多少破砕
軟弱化されていたが・この位置では僅かながら弾性波速度が低下している．新第三系でも岩相拾よび風化と関連する岩盤の強度が把握されるようである．

ボーリング孔を利用した岩盤の弾性波探査は，すぺり面の探査とともに地すぺり機構を調査する

った・風化岩盤の性状を定量的に把握する1＝とは，のに役立つようである．玄武岩拾よび風化された他の調査と関連して，地すぺり機構や予知を検討

玄武岩については，その強度が数量的に明らかとするに役立つであろう．物理検層の結果は図一6

なつた．

に示したとおりである．

（2）反射検O

このボーリングは玄武岩台地で実施し，漏水あるいは軟弱さなどかなり困難な条件にあったが，物理検層を行う1＝とができた．また，物理検層のため，ボーリング過程に拾いてベントナイトを使用することはさけた．以下測定結果の概要をのぺ
る．

（1）逮度検O

測定法は起震源（電気雷管）と受波器（ジルコ

テタン酸バリウム振動子）を3m間隔でボーリン
グ孔内に配置し，孔底より測定した．3m区間ごとに平均速度を連続して測定する．音波を発射した瞬間，検出器（トリガーヘッド）から出る電気

これは超音波受振子をつけた発受振器（プローブ）をボーリニ・グ孔内に拾ろし，これから孔壁面に超音波を発射させ岩質（岩石の密度ρ・速度〃の変化）による多重反射を測定する．すなわちプローブの降下により連続的に測定する．

ボーリ1・グ孔内での岩質の硬軟拾よび割れ目頻
度を直接的に評価することを目的としたが，この結果と鉾度検層との結果はよく対応している．
深度12．8m〜24．2m間（風化著しい玄武岩），

39．Om〜47．7m間（岩澤）および76m〜92m
吋近では第1反射のみが認められ，第2反射が認められない・深度763m〜84．5m間は砂礫層であ

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1970
第22号
北松型地すべりの発生機構拾よぴ予知に関する研究（第1報）防災科学技術総合研究報告1」

佐世保北部地域の地すべりと玄武岩瀬との関係について一大久保・松井

り，85・5m〜87・2m間は砂礫層に接する新第三系の砂岩層で軟質岩となったものであり，89．2m〜

深度72・Om〜85・0m付近の砂礫層の比抵抗値は25〜75g1mで，以下は新第三系（佐世保層群）で92mでは軟質岩化した炭層部である．第1反射ある．風化した砂岩およぴ炭層の部分の値は10〜50g−mで，全体に硬質な縞状砂岩の部分の比のみが認められる部分は，岩質が軟いか割れ目の多い部分であるが，この場合には軟質岩化している部分に相当する。深度32m〜37m間拾よぴ53
m〜71m問では第4反射が認められる．この部分
は上部の玄武岩券よぴ下部玄武岩の未風化硬質の部分に相当する。新鮮な玄武岩では強し（多重反射

抵抗値は50〜200g mである．98．5m〜107．2m間の比抵抗値は50g−m以下と在り，この部分は砂岩層に相当する．深度102．7m以下の値は50〜2009■mである．第三系堆積岩の見掛け比
抵抗値の変化は地層や岩質と一致しているといえが現われるが，風化が進むに従って反射度が低下る．

している・深度91m以下の新第三系の部分では第2反射が認められるが，ところどころで第3反5．

射まで認められる部分と第1反射のみしか認められない部分とがある．すなわち，岩相拾よび風化による硬軟が反射波に現われる．
（3）電気検層

比抵抗法で電気検層を実施した．測定は孔底から連続的に実施し1電極間隔は25cm，50cm，100cmを使用した．

まとめ

本地域の地すぺり地は，いずれも同じような地質構成の場に起きている・基盤岩の傾斜は緩やかである。また，ほとんどの地すぺりが基盤の第三紀層にまで券よんでいるが，水平的な移動が予想外に少ない。八ノ久保砂礫層が地域全体に連続的な広がりをもっている．常に，玄武岩岩脈が断層

地層（岩相）の性状を定性的に知るための情報の1つで，速度検層および反射検層による定量的

方向に平行的に分布している．ボーリンク孔での物理検層結果は地質状況とよく対応している．

な情報との対応で検討するために同時に実施した．

文

献

この比抵抗値は見掛け比抵抗値である．

今井功・沢村孝之助・吉田筒（1958）；5万分

深度12．8m〜31．4m問の比抵抗値は100公m
以下，31．4m〜37．0mの値は10091m以上で，の1地質図幅「伊万里」同説明書，地質調査所
岩橋徹（1961）；北松地域拾よぴその周辺にみられる八ノ久保砂礫層（新称）について，九州大学理学部研究報告，地質学之部，第5巻，第とくに33：5m〜35・3mでは，A㎜（電極間隔）＝25cmの比抵抗値は1．50090mに達した．この区
問でA㎜二100c＾の比抵抗値は200かmで，この深度までは上部の玄武岩である1上部と下部の玄武岩の問に挾在する堆積層（38m〜52m）の比

抵抗値は1009−m±である．深度52m〜60．5m

2号
長浜春夫（1965）；斜層理からみた北西九州第三紀層の堆積，地質調査所報告，第211号
H．Kurasawa

問の比抵抗値は100〜1000ρ1m，60．5m〜
72．0m問の比抵抗値は1，000〜5．0009■mである．すなわち，新鮮な玄武岩は極めて高い比低抗値を示すが，風化が進むに従って低い見掛け比抵
抗値を現わす．

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GeologicalNo．217．

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