地熱発電技術研究開発事業「酸性地熱流体発生機構解明技術」

報 告 書
（概要版）

令和 3 年 3 月

独立行政法人石油天然ガス・金属鉱物資源機構

あ

はじめに
独立行政法人石油天然ガス・金属鉱物資源機構（JOGMEC）は、平成 30 年度から令和2 年度にかけて地熱発電技術研究開発事業「酸性地熱流体発生機構解明技術」を実施した。
これまでの地熱開発に関わる事業者等の努力により、現在の地熱による発電出力は約 50
万 kW となっている。さらに、平成 24 年度に施行された再生可能エネルギー固定価格買取制度（FIT 制度）により、新規の資源開発を含めて今後さらに発電開発の拡大が見込まれている。しかしながら、地熱系の高温流体の一部には酸性熱水が存在することがあり、腐食による坑井や配管設備の破損等が地熱流体利用において大きな障害となっているところである。
酸性地熱流体発生機構解明技術は、酸性流体を有する地熱貯留層を利用可能とする今後の技術開発の基礎とするため、地熱地帯における酸性流体発生メカニズムを解明するための調査を行い、その結果を基に酸性流体が賦存する地熱地点での地熱利用技術の開発要素を抽出することを目的として実施したものである。
本調査では、①酸性熱水の性状や産状、発生メカニズム等に係る情報収集、②酸性熱水の化学・同位体性状等の調査とそのデータに基づく発生メカニズム評価手法の検討、③地熱貯留層での酸性熱水発生の原因となる火山性（マグマ起源）流体の供給過程を把握するための地表探査手法の検討、④酸性熱水の発生メカニズムや流動状況解明のためのシミュレーシ
ョン解析技術の検討、⑤酸性熱水が賦存する地熱地点での地熱資源利用技術の開発要素の抽出を行い、酸性熱水の特性や発生メカニズム等を把握するための技術として成果を取り纏めた。
本調査の結果、地質・地化学サンプリングでは酸性地域に特徴的な指標を確認し、シミュレーション等で酸性流体の流動および分布を概ね再現することができたことから、酸性
地熱流体の産状や賦存域を把握するための探査・解析技術の確立に向け、令和３年度以降も引き続き検討を進めていく計画である。
本調査の実施にあたり、検討委員会の委員各位、その他関係各位より多大なご指導、ご協力を賜りましたこと、この場を借りて感謝申し上げる。本調査の成果、そして今後の技術開発の成果が、酸性地熱流体が課題となっている地熱開発や地熱発電所の一助となれば幸いである。

令和 3 年 3 月
独立行政法人石油天然ガス・金属鉱物資源機構

あ

目

次

1． 概要 ................................................................................................................... 1
1-1． 目的............................................................................................................... 1
1-2． 委託件名 ........................................................................................................ 1
1-3． 実施期間 ........................................................................................................ 1
1-4． 実施内容 ........................................................................................................ 1
1-5． 実施体制 ........................................................................................................ 1

2． 酸性熱水の発生メカニズム ............................................................................. 2
2-1． 火山性酸性熱水 .............................................................................................. 2
2-2． 酸性熱水の発生メカニズム .............................................................................. 33． 化学・同位体性状調査 ..................................................................................... 5
3-1． マグマ起源流体の寄与について ....................................................................... 5
3-2． 一般的な起源の解析手法 ................................................................................. 9
3-3． 今回検討した起源の解析方法......................................................................... 11
3-4． 発生メカニズム分類への適用......................................................................... 29

4． 地表探査 ......................................................................................................... 34
4-1． 霧島地熱地域の 3 次元比抵抗構造 .................................................................. 34
4-2． えびの高原硫黄山地域の 3 次元比抵抗構造..................................................... 38
4-3． 比抵抗構造を基にして降雨の影響を除いた自然電位分布 ................................. 47
4-4． 地盤変動シミュレーション ............................................................................ 50

5． シミュレーション解析 ................................................................................... 52
5-1． 酸性熱水の発生メカニズムに係るシミュレーション解析 ................................. 52
5-2． 酸性熱水の流動状況や分布域の変化に係るシミュレーション解析 .................... 85
5-3． 手法の適用性................................................................................................ 92
5-4． 2 種類の流体の流動を区別するシミュレーション解析 ..................................... 96

6． 調査結果のまとめ ........................................................................................ 126
6-1． 各手法の成果と課題.....................................................................................126
6-2． 各技術の適用方法 ........................................................................................133

7． 利用化技術要素抽出..................................................................................... 134
7-1． シミュレーション解析 .................................................................................135
7-2． 地化学解析 ..................................................................................................140

8． まとめ ........................................................................................................... 144
参考文献 ............................................................................................................... 151

図 目 次第 2-1-1 図

地熱系概念モデル .............................................................................. 3

第 3-1-1 図

沈み込み帯火山岩メルト包有物中の硫黄濃度および Cl/S 比.................. 7

第 3-2-1 図δ 18O(H2O) と δD(H2O)の関係........................................................... 10

第 3-3-1 図霧島硫黄山の噴気ガス中 Cl/S 比と噴気温度の関係 ............................. 13

第 3-3-2 図火山ガス、マントル、海洋堆積物・間隙水の I/Cl および Br/Cl 比の関係................................................................................................................... 14
第 3-3-3 図

地熱水試料と混合解析において仮定した端成分の Br/Cl 比－I/Cl 比の関係................................................................................................................ 15
第 3-3-4 図

温泉水および噴気ガス試料の I/Cl 比‐Br/Cl 比分布と pH の関係 ........ 16

第 3-3-5 図

地球および地球外物質中の塩素安定同位体比（δ 37Cl） ....................... 17

第 3-3-6 図

地熱井中の δ 37Cl 値と Cl 濃度の関係 ................................................. 18

第 3-3-7 図

温泉水および噴気ガス試料の δ 37Cl 値と Cl 濃度の分布と pH の関係 ... 19

第 3-3-8 図

地熱井中の 36Cl/Cl 比と Cl 濃度の関係 .............................................. 20

第 3-3-9 図

温泉水および噴気ガス試料の 36Cl/Cl 比と Cl 濃度の分布と pH の関係. 21

第 3-3-10 図

温泉水、噴気ガス、地熱流体の塩素安定同位体比（δ37Cl）と Br/Cl 比の分布 ......................................................................................................... 22
第 3-3-11 図

ハロゲン元素比および塩素同位体比による酸性熱水の起源解析まとめ図................................................................................................................... 23
第 3-3-12 図

Li 濃度と δ 7Li の分布 ..................................................................... 24

第 3-3-13 図

Li/Cl 重量比と δ 7Li の関係.............................................................. 24

第 3-3-14 図

種々の天然物質中のホウ素同位体比 ................................................ 25

第 3-3-15 図

B/Cl 重量比と δ 11B の関係 .............................................................. 25

第 3-3-16 図

八丁原地熱発電所生産井の変質比較柱状図 ...................................... 27

第 3-3-17 図

酸性熱水噴出坑井および中性熱水噴出坑井の変質鉱物出現分布 ......... 28

第 3-3-18 図

酸性坑井及び中性坑井の硫黄同位体比の深度プロファイル ............... 29

第 3-4-1 図Na-K-Cl の関係 ............................................................................... 31

第 3-4-2 図δ 18O(H2O)と δD(H2O)の関係 ............................................................ 31

第 3-4-3 図

Li/Cl 比と B/Cl 比の関係 .................................................................. 32

第 3-4-4 図

Li/Cl 比と B/Cl 比の関係 .................................................................. 32

第 4-1-1 図

解析に使用した観測点の配置（クロス） ........................................... 34

第 4-1-2 図

海水準下 600-700m における比抵抗の水平分布 (a)............................ 35

第 4-1-3 図

c 測線における鉛直断面 ................................................................... 36

第 4-1-4 図

地熱系概念図（N1; NEDO,2003）と比抵抗断面図（a）の重ね合わせ. 37

第 4-1-5 図

熱系概念図（N2; NEDO,2003）と比抵抗断面図（c）の重ね合わせ .... 38

第 4-2-1 図

硫黄山地域における MT 法の観測点（✛）および AMT の観測点（✛）................................................................................................................... 39
第 4-2-2 図

硫黄山を横切って直交する東西および南北断面.................................. 40

第 4-2-3 図

海抜 500-550 m および海抜 750-800 m の水平断面 ............................ 41

第 4-2-4 図

断面図の測線（左図の青線）、感度チェックを行った測点 ................. 41

第 4-2-5 図

日本の主要な温泉における温泉水の比抵抗値と pH の関係 ................. 43

第 4-2-6 図

大地のバルクの比抵抗と空隙を占める流体の電気伝導度の関係........... 44

第 4-2-7 図 a

Tsukamoto et al.(2018)との比較 .................................................... 44

第 4-2-8 図

大地の比抵抗と空隙に存在する液体の体積分率との関係 .................... 45

第 4-2-9 図

地熱系モデル断面図 A-A’および B-B’の位置....................................... 46

第 4-2-10 図

地熱系モデル断面図 A-A’および B-B’と比抵抗断面の重ね合わせ ....... 46

第 4-2-11 図

硫黄山と白鳥温泉を結ぶ測線（左図の青破線）における比抵抗断面（右図） ............................................................................................................ 46
第 4-3-1 図

自然電位発生の模式図...................................................................... 48

第 4-3-2 図

硫黄山地域の自然電位計算結果（観測値から計算値を差し引いた場合）................................................................................................................... 49
第 5-1-1 図

鬼首地域の比抵抗構造と既存の推定断層 ........................................... 54

第 5-1-2 図

鬼首地熱発電所における酸性流体生産井の変質鉱物 ........................... 54

第 5-1-3 図

鬼首地熱発電所貯留層におけるパイロフィライト帯の３次元的分布 .... 55

第 5-1-4 図

熱水の Na-K-Cl 三成分図 ................................................................. 55

第 5-1-5 図

鬼首貯留層熱水の水素・酸素同位体比............................................... 56

第 5-1-6 図

鬼首地域の酸性流体の発生モデル（概念） ........................................ 56

第 5-1-7 図

霧島地域の地表調査・掘削調査結果集約図 ........................................ 59

第 5-1-8 図

霧島地域の標高-300m 温度コンター図 .............................................. 60

第 5-1-9 図

白水越地域の地熱系概念モデル（NW-SE 断面） ............................... 60

第 5-1-10 図

霧島地域の貯留層熱水の水の水素・酸素安定同位体比組成図 ............ 61

第 5-1-11 図

白水越地域の酸性流体の生成モデル（概念） ................................... 61

第 5-1-12 図

計算フローチャート（鬼首反応経路モデル） ................................... 64

第 5-1-13 図火山ガス吹込水の上昇と貯留層での反応（鬼首反応経路モデル ケース

４） ............................................................................................................ 66
第 5-1-14 図

計算値と実測値の比較（鬼首反応経路モデル ケース４） ................. 67

第 5-1-15 図

自然硫黄の溶解計算フローチャート（白水越）................................ 67

第 5-1-16 図

自然硫黄溶解モデルの計算値と実測値の比較（白水越）................... 68

第 5-1-17 図

酸性流体と貯留母岩の反応（白水越自然硫黄溶解モデル ケース１）. 68

第 5-1-18 図

火山ガスの混合計算フローチャート（白水越）................................ 69

第 5-1-19 図火山ガス混合モデルの計算値と実測値の比較（白水越 ケース３） .... 70

第 5-1-20 図

貯留母岩との反応（白水越火山ガス混合モデル ケース３）.............. 71

第 5-1-21 図

明礬石の溶解計算フローチャート（白水越） ................................... 72

第 5-1-22 図

浅層硫酸酸性熱水の混合計算フローチャート（白水越）................... 72

第 5-1-23 図 黄鉄鉱を含む堆積岩の溶解計算フロー（白水越） .............................. 73
第 5-1-24 図

鬼首中性熱水の生成メカニズムに係る概念モデル ............................ 75

第 5-1-25 図

鬼首貯留層における酸性熱水の中性化（鬼首）................................ 76

第 5-1-26 図

計算値と実測値の比較（鬼首中性化検討） ...................................... 76

第 5-1-27 図

実際の生産流体と安山岩溶解による酸性流体の R H の変化（鬼首） ..... 77

第 5-1-28 図

安山岩の溶解による酸性坑井 SZ-4 号井熱水の中性化（白水越中性化検討） ............................................................................................................ 78
第 5-1-29 図

計算値と実測値の比較（白水越中性化検討） ................................... 78

第 5-1-30 図

1 次元モデルの概要（鬼首 THC モデル） ........................................ 80

第 5-1-31 図TOUGHREACT-SC の酸性流体初期化学組成の推定（鬼首 THC モデル） ............................................................................................................ 82
第 5-1-32 図

フラクチャー部の化学組成と鉱物の生成・沈殿（鬼首 THC モデル、ケース４、30 万年後） .................................................................................... 83
第 5-1-33 図

大陸縁辺部における海洋プレートの沈み込み様式の違い................... 85

第 5-2-1 図

2 次元平面 MINC-Porous モデルの概要（白水越 THC モデル） ......... 86

第 5-2-2 図

SZ-4（酸性坑井）付近及び KE1-6（中性坑井）付近のフラクチャーブロックの経時変化（白水越 THC モデル）......................................................... 90
第 5-2-3 図

10、20、30 万年後の pH 分布（白水越 THC モデル） ....................... 91

第 5-2-4 図

酸性領域の化学組成計算結果と実測値の比較（白水越 THC モデル）.. 91

第 5-2-5 図

中性領域の化学組成計算結果と実測値の比較（白水越 THC モデル）.. 92

第 5-3-1 図

化学平衡計算と実験結果の化学成分変化の比較.................................. 95

第 5-4-1 図

八丁原・大岳地域の概念モデル平面図（Momita et al., 2000）........... 98

第 5-4-2 図

八丁原貯留層熱水の δ18O（H2O）と δD（H2O）の関係 ..................... 99

第 5-4-3 図

H-33 周辺坑井の実測 pH の経時変化................................................. 99

第 5-4-4 図

H-33 噴出熱水と H-35 噴出熱水の混合割合に基づく pH の変化 .........100

第 5-4-5 図

対象坑井周辺の流体流動平面図........................................................100

第 5-4-6 図

八丁原地域における数値モデルの対象範囲（九電社内資料を基に作成）..................................................................................................................101
第 5-4-7 図

貯留層数値モデルの岩石物性分布図の例 ..........................................102

第 5-4-8 図

貯留層数値モデルの岩石物性分布図の例 ..........................................103

第 5-4-9 図

生産量の設定流量データ例 ..............................................................104

第 5-4-10 図

ヒストリーマッチングの結果例......................................................104

第 5-4-11 図

数値モデルにおける酸性貯留層の想定位置の例...............................105

第 5-4-12 図

発電所運用に伴う Water2 の分布状況（第 10 層）..........................106

第 5-4-13 図

Leapfrog による Water2 の 3 次元分布図（ヒストリー計算 48 年後）..................................................................................................................107
第 5-4-14 図

各坑井における Water2 の濃度と実測 pH の経時変化比較 ...............107

第 5-4-15 図

酸性生成機構に関する八丁原事例の概念図 .....................................108

第 5-4-16 図

仮想生産井および注入井の設定位置 ...............................................109

第 5-4-17 図

各ケースにおける H-33 と H-35 の Water2 濃度の経時変化 .............109

第 5-4-18 図

ミラバジェス地域の坑井位置図および主要構造の分布 .....................110

第 5-4-19 図A-B（NW-SE）断面図および C-D（W-E）断面図 ..........................112

第 5-4-20 図

ミラバジェス地域の地熱概念モデル ...............................................113

第 5-4-21 図

ミラバジェス地域の酸性流体流動モデル.........................................113

第 5-4-22 図

ミラバジェス地域における数値モデルの対象範囲 ...........................115

第 5-4-23 図

Leapfrog で作成した地質モデル.....................................................115

第 5-4-24 図

貯留層数値モデルの岩石物性分布図 ...............................................116

第 5-4-25 図

ミラバジェス地域の酸性熱水と中性熱水の混合割合と熱水 pH の関係..................................................................................................................117
第 5-4-26 図

モデル①における酸性流体の上昇域 ...............................................118

第 5-4-27 図

酸性流体の分布の計算結果と推定されている酸性貯留層の範囲の比較..................................................................................................................119
第 5-4-28 図

Leapfrog による Water2 の 3 次元分布図 .......................................119

第 5-4-29 図

温度・圧力プロファイル（実測値および計算値） ...........................120

第 5-4-30 図

自然状態シミュレーションによる圧力コンター...............................121

第 5-4-31 図

Vallejos(2013) シミュレーション結果と本シミュレーション結果の比較..................................................................................................................122
第 5-4-32 図発電所運用に伴う Water2 の分布状況（第 4 層（標高-275m）） .....123

第 5-4-33 図

坑内圧力観測結果（Vallejos, 2013）..............................................124

第 5-4-34 図

ヒストリーマッチング結果 ............................................................124

第 5-4-35 図

浅部の酸性流体を再現するために Water2 を設定した範囲...............125

第 6-2-1 図

開発段階に応じた核技術要素の適用イメージ ....................................133

第 7-1-1 図

次期フェーズのモデル化および検証のフローチャート（酸性流体発生機

構から酸性流体分布解明まで） ....................................................................136
第 7-1-2 図

自然硫黄起源の反応経路モデルによる解析フローチャート（白水越）..................................................................................................................136
第 7-1-3 図

酸性地熱流体発生機構に関するシミュレーション技術適用のイメージとその流れ.....................................................................................................140

第 7-2-1 図

熱水の酸化還元状態と硫化状態........................................................143表 目 次第 3-1-1 表

日本の高温火山ガスの Cl/S、H2S/SO2 比............................................. 8

第 3-4-1 表

国内の主な地熱地点の化学的特徴と酸性熱水発生機構の比較 .............. 33

第 5-1-1 表

鬼首地熱発電所生産井の分離後の熱水............................................... 57

第 5-1-2 表

霧島地域の熱水の化学組成 ............................................................... 62

第 5-1-3 表

霧島地域の坑井で確認されている貯留層付近の変質鉱物 .................... 62

第 5-1-4 表

塩酸酸性流体の発生に係る検討ケース（鬼首反応経路モデル）........... 65

第 5-1-5 表

鬼首地域の計算に使用した火山ガス組成（鬼首反応経路モデル） ....... 65

第 5-1-6 表

シミュレーションに使用した岩石（鬼首反応経路モデル） ................. 65

第 5-1-7 表

硫酸酸性流体の生成に係る検討ケース（白水越火山ガス混合モデル） . 70

第 5-1-8 表

硫酸酸性流体の発生メカニズムに関する反応経路モデルの評価（白水越） ............................................................................................................ 74
第 5-1-9 表

シミュレーションに使用した岩石物性（鬼首 THC モデル） ............... 80

第 5-1-10 表

シミュレーションに使用した初期酸性熱水の化学組成（鬼首 THC モデル） ............................................................................................................ 81
第 5-1-11 表

シミュレーションに使用した鉱物組成（鬼首 THC モデル） ............. 81

第 5-2-1 表

シミュレーションに使用した岩石物性（白水越 THC モデル）............ 87

第 5-2-2 表

シミュレーションに使用した熱水の化学組成（白水越 THC モデル） . 88

第 5-3-1 表

硫黄溶解実験の条件 ......................................................................... 93

第 5-3-2 表

酸性熱水―岩石反応試験の条件......................................................... 94

第 5-3-3 表

化学平衡計算と実験結果の沈殿鉱物の比較 ........................................ 96

第 6-1-1 表

各手法の有効性...............................................................................131

第 6-1-2 表

シミュレーシ ョン解析の成果と課題..............................................132

1．概要
1-1．目的本技術開発では、平成 30 年度から 3 年度にわたり、地熱地帯における酸性熱水の発生メカ
ニズムを解明するための調査を行い、その結果を基に、酸性熱水が賦存する地熱地点での地熱利用技術の開発要素を抽出し、酸性流体を有する地熱貯留層を利用可能とする今後の技術開発の基礎とすることを目的とする。

1-2．委託件名
地熱発電技術研究開発事業「酸性地熱流体発生機構解明技術」

1-3．実施期間
自：平成 30 年 12 月 27 日

至：

令和 3 年 13 月 15 日

1-4．実施内容(1) 情報収集(2) 化学・同位体性状調査(3) 地表探査(4) シミュレーション解析(5) 利用化技術要素抽出

1-5．実施体制
受託者：西日本技術開発株式会社
再委託：国立研究開発法人 産業技術総合研究所（情報収集、化学・同位体性状調査、地表探査）
外

注：日鉄鉱コンサルタント株式会社

他（情報収集、シミュレーション解析）
委員会：委員長：田口 幸洋（福岡大学理学部地球圏科学科 名誉教授）
委員：千葉仁（岡山大学理学部地球科学科 特命教授）

委

員：赤工 浩平（石油資源開発株式会社技術本部 主席研究員）

1

2．酸性熱水の発生メカニズム
2-1．火山性酸性熱水
酸性で高温の温泉は、活火山の周辺に多く分布している。火山ガスには、酸性化の原因となる HCl ガスや HF ガス、SO2 ガス、H2S ガスなどが含まれているためである。温泉の場
合は地表付近の酸化的雰囲気でこれらのガスと地表水が混合し、溶存している成分などと反応して形成されるため、地下深部で生成される酸性熱水とは異なる部分もあるが、これらの地表で確認できる地熱兆候が地下深部の酸性熱水の賦存を示唆している場合もある。
火山周辺に分布している酸性温泉には、第 2-1-1 図に示すように主に 2 つのタイプがある。1 つは火口周辺や高温の噴気帯周辺で SO2 ガスや HCl ガス、HF ガスなどを含む高温の火山ガスと地表水の混合で生成した強酸性の Cl-SO4 型～SO4 型の温泉
（図中①）
である。
もう 1 つは熱水貯留層から分離した CO2 ガスや H2S ガスを主成分とする蒸気と地表水が混合して生成した SO4 型の温泉（図中④）である。強酸性の Cl-SO4 型～SO4 型の温泉（①）の存在は、HCl を含む高温の火山ガスを放出するマグマの存在を示す。
一方、蒸気加熱型の SO4 型温泉（④）の深部には蒸気を分離した熱水貯留層の分布が示唆されるが、その熱水が酸性かどうかを地表の情報だけで区別するのは困難である。古賀・野田（1975）は、別府温泉の沸騰泉の pH と分離した蒸気の CO2/H2S モル比の間に一定の関係性があることを報告しており、地域によっては CO2/H2S モル比が熱水の pH を反映している場合もある。また、温泉の周辺の酸性変質は、これまでに火山性酸性熱水活動があったことを示す指標となる。すなわち、酸性変質として珪化岩もしくは、大きい δ 34S 値を持つ明礬岩が確認された場合には、火山性酸性熱水活動があったことを示す。明礬石に含まれる SO4 イオンの生成反応には主に下記の 2 つがあり、(2-1-1)の反応では δ 34S 値の大きい
SO4 イオンが、(2-1-2)の反応では δ 34S 値の小さい SO4 イオンが生成する。すなわち、明礬石の δ 34S が大きい場合には SO2 ガスを含む活発な酸性熱水活動があったことを示す。
4SO2 + 4H2O = 3H2SO4 + H2S(2-1-1)H2S + 2O2 = H2SO4(2-1-2)2

（地熱エネルギーハンドブック（2014）を基に作成）
第 2-1-1 図

地熱系概念モデル2-2．酸性熱水の発生メカニズム
酸性流体の発生メカニズムについては、分布や化学組成、同位体比の特徴などからそれぞれ以下のようなメカニズム（起源）が検討されているが、その評価・分類方法は未だ確立されていない。また、酸性流体の分布を把握する技術については、研究事例が少ない。Truesdell
et al., (1989) および Matsuda et al., (2005) などの既存文献を参考に、酸性流体の発生メカニズムによる分類と関連する化学反応についてまとめたものを①～④に示す。
①

火山活動による酸性流体（「Cl 型」、「SO4 型」）：鬼首、葛根田など
HCl(g) → HCl(aq)4SO2(g) + 4H2O → 3SO42- + 6H+ + H2S(aq)②

硫黄や酸性変質帯との反応による酸性流体（「SO4 型」）：八丁原など
4S(s) + 4H2O → SO42- + 2H+ + 3H2S(aq)KAl3(OH)6(SO4)2 → 6H+ + K+ + 2SO42- + 3AlO2-③

硫化物生成による酸性化：山川など
ZnCl42- + H2S(aq) → ZnS(s) + 4Cl- + 2H+
PbCl3- + H2S(aq) → PbS(s) + 3Cl- + 2H+3

④

2 次的な要因による酸性流体：鬼首、八丁原など
酸性還元熱水や酸素を含んだ熱水の混合による酸性化

本研究開発の最終目標は、地熱地帯における酸性流体の性状や発生メカニズムを明らかにすることである。本報告書では、主に①および②について検討し、③および④は特殊および 2 次的要因のため除外する。
2-2-1 火山活動による酸性流体
火山ガスには、溶解すると酸性を示す様々なガス（HF、HCl、SO2、H2S 等）が含有されていることから、これらが地熱熱水に混入すると、熱水が酸性になる。火山ガスの化学組成
は、ガス発生の温度等に応じて特徴が異なっている。
HCl ガスを含む高温の火山ガスが混入した場合、HCl ガスと共に SO2 ガスが含まれることが多いため、その含有量に応じて Cl 型～Cl･SO4 型となる場合が多い。このタイプの熱水は、深部もしくは浅部でも高温の火山ガスが上昇してきやすい火口周辺等で見られることが多い。
一方、比較的低温の火山ガスが起源の場合は、HCl ガス濃度が低く SO2 ガスや H2S ガス
濃度が高くなることから、硫酸酸性を示すことが多い。より低温で H2S ガスの酸化により
酸性熱水が生成している場合には、反応に酸素が必要であることから、比較的浅部で生成されることが多い。ただし、酸化剤となり得る鉱物が分布していれば、深部でもこのタイプの硫酸酸性熱水が生成する可能性がある。
2-2-2 硫黄や酸性変質帯との反応による酸性流体
鉱物との反応による熱水酸性化の反応機構としては、主に、①自然硫黄（S）の加水分解、②酸性変質帯との反応等が挙げられる。
1 つめは、地層中の自然硫黄が加水分解（自己酸化還元反応）することによって、硫酸酸
性熱水が生成する場合である。
この反応は比較的高温下で進むことから、地表付近でこのタイプの熱水が生成している可能性は低い。また、酸性熱水の生成が硫黄の分布域に制限されることから、基本的にはこのタイプの酸性熱水の分布は、局所的なものと考えられる。ただし、断層沿いの高透水性域
等に硫黄が分布していた場合には、広域的に酸性熱水がその高透水性域を流動する可能性はある。
2 つめは、中性の熱水が明礬石等の酸性変質帯と反応することにより、酸性化する場合である。このタイプでは、上述の反応により水素イオンが放出され、pH が低下する。

43．化学・同位体性状調査
3-1．マグマ起源流体の寄与について
我が国のほとんどの地熱系は火成活動に起因するものであり、多かれ少なかれマグマから放出された流体（マグマ起源流体）の寄与を受けていると考えられる。本章では酸性地熱流体の生成過程に対するマグマ起源流体の寄与を評価する際の基礎的知見として、マグマ
起源流体の特徴と地熱流体組成に現れる寄与についての知見を整理する。マグマから放出された流体（マグマ起源流体）は、温度圧力の低下を経て地表・浅部熱水系に達するが、ここでは、低密度流体として移動し地表で噴煙や噴気ガスとして放出されるもの火山ガス、比較的密度の高い流体として移動するものを熱水と呼ぶことにする。
3-1-1 マグマ起源流体の組成
雲仙火山（818℃）や薩摩硫黄島（880℃）などのように、マグマ温度に近い温度を保つ
高温噴気孔から放出されている火山ガスは、マグマから放出された際の組成を維持していると考えられる。熱水系に現れるマグマ起源流体の特徴の代表的な成分は水の同位体比とCl 濃度である。島弧の高温火山ガスは、概ね水の水素・酸素同位体比は δD＝-30±10‰、δ 18O=+8±2‰、HCl 濃度は 0.5−1.0mol%（H2O/Cl 比＝100-200）の範囲に収まる（Taranand Zelenski, 2014）。我が国の高温火山ガスの平均値は Cl/S モル比は 0.2 であり、玄武岩・安山岩質マグマの火山では小さく、流紋岩質マグマの火山では測定例は少ないが大きい（Shinohara, 2013；第 3-1-1 表）。沈み込み帯の火山の高温火山ガスの組成は、地域ごとにやや異なるが、全球平均値で 0.5 程度であり、日本の 0.2 とは有意に異なる（Shinohara,2013）。同様に、我が国の高温火山ガス中の HCl 濃度は 0.1～0.5 mol%（H2O/Cl 比＝200～1000）と Cl に乏しいのが特徴である。
マグマから放出される流体の組成は、マグマ中の揮発性物質濃度と溶解度により規制されており、マグマ中の組成とマグマ起源流体の組成は同一とは限らない。マグマが元々持っていた Cl、S 濃度は火山岩斑晶中のメルト包有物中の濃度に基づき推定できる。マグマ中の S 濃度は SiO2 濃度の増加とともに減少し、100～1000 ppm 以下となる（第 3-1-1 図）。
それに対し Cl 濃度は多少の増減はあるがいずれのマグマでも 1000～3000 ppm 程度の濃度を持つ。そのため、元々のマグマの Cl/S 比は玄武岩質マグマで 0.5 程度であるが、より珪長質なマグマでは 10 前後の大きな値を持つ（第 3-1-1 図）。マグマ中の水の濃度はマグマ組成によらず概ね 1～5wt%の範囲に収まる。そのため、マグマ中の H2O/Cl モル比は 20～
50 (火山ガス中 Cl 濃度として 2～5 mol%、熱水中 Cl 濃度として 4～10wt%、NaCl 換算濃度として 7～16wt.%)と計算される。
前述の高温火山ガスの Cl/S 比および Cl/H2O 比は、マグマ中溶存揮発性物質の Cl/S 比お
よび Cl/H2O 比より小さい。この組成差は、Cl、S、H2O のマグマに対する溶解度の差に起因する。Cl の溶解度は大きいため、マグマが地表近くまで上昇し減圧脱ガスした場合には、大部分の Cl はマグマ（溶岩）に残留するが、S および H2O は大部分がマグマから放出され5るため、マグマ中の Cl/S 比および Cl/H2O 比より火山ガス中の比が小さくなる。これに対し、地下でマグマが固化することにより熱水が放出される場合には、元々マグマに含まれている Cl、S、H2O の大部分を放出することになる。そのため、マグマの固化が原因と考えら
れ る 深 部で生 成されるマグマ起源流体 の組成は火山ガスと比 較しての Cl/S 比およびCl/H2O 比が大きく Cl に富むと推定される。
低圧条件でマグマの減圧により放出された火山ガスと、高圧条件でマグマの固化により放出された流体では、元素組成のみならず化学組成も異なる。岩石と反応平衡にある熱水中の HCl/KCl 比は温度低下とともに減少することは古くから知られており、この温度依存性
により温度勾配条件下で岩石による酸性熱水の中和が進行する。しかし、熱水―岩石反応には圧力依存性も存在し、岩石と平衡にある熱水中の HCl 濃度は低圧下で大きく高圧化で小さい（Shinohara and Fujimoto, 1994）。同様の圧力依存性は、マグマと熱水の間の反応でも存在する（例えば、Botcharnikov et al., 2015）。このように高圧実験に基づくと、火山ガスのように低圧条件でマグマから放出されたマグマ起源流体は、塩素の大部分が HCl として存在する強酸性の流体であるが、高圧下で放出された熱水中では、NaCl や KCl などが主成分であると考えられる。
火山ガス中の硫黄の主な化学種は SO2 と H2S であるが、その量比はマグマから放出される圧力に大きく依存する。H2S/SO2 比は反応(3-1-1)を介して温度・圧力・酸素分圧（水素分圧）により規制されている。平衡定数は温度のみの関数であるが、式(3-1-2)の右側のように、反応(3-1-1)の平衡定数は組成と全圧の関数として簡略化できる、
H2S + 2H2O = 3H2 + SO2
K (1) =

fSO2×f3
H2
fH2S×f2
H2O≈

XSO2 ×X3
H2
XH2S×X3
H2O(3-1-1)(3-1-2)× Pt

酸素分圧（水素分圧）一定条件下では圧力と H2S/SO2 比は比例の関係にあるため、圧力が高い条件下でマグマから放出された流体ほど H2S/SO2 比は大きい。大気圧条件で平衡にある高温火山ガスの H2S/SO2 比は 0.1 程度であるが（第 3-1-1 表）、同じマグマから 1000
気圧下で放出された流体の H2S/SO2 比は 100 と大きく異なる。
数 wt.%の NaCl を含む熱水は、マグマ溜り条件下（800～1,000 ℃、100～200 MPa）の中 の 広 い温度圧力範囲で、気 液二相混合状態にある（Shinohara, 1994; Driesner andHeinrich, 2007）。気相と液相では流体の密度が大きく異なるため、より浅部の熱水系などに上昇する際に分離され、気相のみが浅部熱水系に供給される場合がありえる。熱水の気液
不混和の発生は、熱水の塩濃度・温度・圧力により規制されており、同様の組成の熱水でも、熱水の発生・上昇過程の温度・圧力の経路により、不混和の発生や生ずる気相・液相の組成が異なり、それに応じて上昇する熱水の相（気液混合相・気相のみ・超臨界相など）が異なり、その結果生ずる熱水系の組成に多様性が生ずる（Heinrich, 2007）。気液分離により、
NaCl などは液相に濃集するが、HCl、SO2、H2S などの成分は気相に濃集すると考えられるため（例えば Shinohara and Fujimoto, 1994）、気相の供給は酸性熱水の生成の原因とな6り得る。塩水の不混和により生ずる気相と液相の塩濃度の差は、より高温より低圧であるほど大きく（Driesner and Heinrich, 2007）、HCl、SO2、H2S などの気相への分配もより大きいと考えられる。そのため、高温低圧条件で分離された気相ほど、熱水を酸性化する能力が高いと考えられる。

篠原（1990）に加筆・改訂

第 3-1-1 図

沈み込み帯火山岩メルト包有物中の硫黄濃度および Cl/S 比7

第 3-1-1 表

日本の高温火山ガスの Cl/S、H2S/SO2 比

3-1-2 熱水組成に現れるマグマ起源流体の特徴
葛根田地熱地帯では中性・酸性の熱水のほか、高温の花崗岩体掘削（WD-1a）により得られた高濃度塩水が得られている（Kasai et al, 1998; 2000;柳谷他 1996）。WD-1a の最深部から得られた熱水組成は、NaCl 相当濃度で 55 wt.%、δD = -32‰であり、花崗岩マグマの固化により放出され、気液分離を受けた液相が花崗岩体に捕獲されていたものと推定されている。この流体の Cl/S 比は 3,000 と非常に高く、常温での液相部分の pH は 5.2～5.4 と酸性度は高くない（Kasai et al., 1998）。WD-1a の掘削時には、深部（>3,642m）掘削中の泥水に高い H2S 濃度が含まれていたことが報告されており（Kasai et al., 1998）、花崗岩体の上縁辺部に H2S が分布することが示唆されている（Kasai et al., 2000）。マグマ起源流体からの高塩濃度の液相の分離に際して、HCl、SO2、H2S などのガス成分は気相に濃集する傾向のあることを考えると、花崗岩体に残留する中性の高塩濃度の液相に対して、花崗岩体
上部に酸性ガス成分を多く含む気相が分布し、その混入により熱水の酸性化が生じたという可能性がある。
葛根田 WD-1a で推定された NaCl 相当濃度 50 wt.%に達する濃厚塩水の組成は、地熱井から採取された熱水としては特異であるが、同様に濃厚な塩水は花崗岩体などに捕獲された流体包有物などでは数多く観察されており（e.g., Audétat et al., 2008）、高温高圧下において塩濃度の高い流体が気液分離をして生じた液相であると解釈されている。マグマ温度に近い高温（>500℃）の均質化温度を保つ流体包有物のほとんどは 20wt.%以上の Cl 濃度を持つ濃厚塩水であり、Cl/S モル比は 10〜1,000 と高い値を持ち、WD-1a と類似している（Audétat and Zhang, 2019）。
3-1-3 まとめ
地熱系に対するマグマ起源流体の寄与は、主に高温火山ガス組成をマグマ起源流体と類似とみなした水の酸素水素同位体比や Cl 濃度を基に論じられてきた。しかし、マグマ起源
8流体の化学組成は、低圧で放出された火山ガスと、高圧下で放出された熱水とでは異なることが推定されている。熱水の HCl/NaCl 比や Cl/S 比などの化学組成は、より低温での岩石との反応により変化するため、マグマ起源流体の組成の違いが直接地熱流体の組成の違いを生ずるとは限らないが、地熱流体の中性・酸性の発生要因の議論においても、マグマ起源
流体の組成の違いを踏まえた評価が必要である。また、高圧下で放出されたマグマ起源流体
は NaCl-KCl を主成分とし、マグマ性熱水系の広い温度圧力範囲で気液不混和を生ずる。
気液不混和の液相として生じた濃厚塩水は、葛根田 WD-1a や高温で生成した流体包有物中で、酸性度は低く、高い Cl/S 比を持つ流体として観測されている。
それに対し気相には HCl、
SO2、H2S などの酸性成分が濃集し、地熱系に酸性熱水を供給する可能性が考えられる。しかし、マグマ起源流体の気相組成の定量はされておらず、今後の検討が必要である。

3-2．一般的な起源の解析手法
文献調査の結果から、酸性熱水が噴出した地熱地域でその起源について検討するために分析されている化学・同位体組成やその解析手法についてまとめた。地域によって用いる手法は異なるが、酸性熱水の性状や起源、岩石との反応の平衡状態などを明らかにすることを主な目的として、概ね以下の解析手法が適用されている。主なものについて、その概要を以下に述べる。
性状：Cl 濃度と SO4 濃度の関係、Cl 濃度・SO4 濃度と比エンタルピーの関係、Cl 濃度とB 濃度の関係、Cl-SO4-Ca の関係、CO2-H2S-R ガスの関係
起源：Na-K-Cl の関係、Na-K-Ca の関係、δ18O(H2O)と δD(H2O)の関係、δ34S、δ 13C、N2He-Ar の関係
水－岩石反応の平衡状態：Na-K-Mg の関係、水－岩石化学平衡計算
分布：変質鉱物との対比
3-2-1 Cl 濃度と SO4 濃度の関係
酸性地熱熱水は、主に硫酸酸性と塩酸酸性のものに分けられるが、熱水中には SO4 イオ
ンや Cl イオンが元々含まれているため、両成分の濃度やバランスを中性熱水と比較して、いずれのタイプか区別するのに用いられる。澄川地域では、中性熱水と比較して SO4 濃度
や Cl 濃度が非常に高い酸性熱水が確認されており、高温の火山ガス中に含まれる HCl やSO2 が起源と述べられている（Ueda et al., 1991）。この酸性熱水が噴出した逸水層周辺では、カオリナイトや明礬石、パイロフィライトなどの酸性変質鉱物も確認されている。
3-2-2 Na-K-Cl の関係
火山ガスには、溶解すると酸性を示す様々なガス（HCl、HF、SO2、H2S など）が含有されている。その内、高温の火山ガスに含まれる HCl ガスが熱水に溶解すると、塩酸酸性の熱水となる。高温で中性の地熱熱水の場合には Cl 濃度に相当する Na イオンや K イオンが9

含まれているが、HCl が溶解した酸性熱水の場合には Na イオンと K イオンの和に対して過剰な Cl イオンが含まれることになることから、この三成分の関係図は HCl ガス起源の酸性熱水を識別するのに有効である。柳谷・笠井（1996）は、葛根田地域の Well-14 から回採取された酸性熱水が、平均的な地殻構成岩石を塩酸と反応させた際の溶液と浅部熱水との混合線上に並ぶことから、浅部熱水とより深部から流入した塩酸溶出液が坑内で混合していると述べている。
3-2-3 δ 18O(H2O)と δD(H2O)の関係
水の起源には主に天水（降水）、海水、マグマ起源流体の 3 つがあり、それぞれ異なる
δ 18O(H2O)と δD(H2O)の関係を示すことから、マグマ起源流体の関与の有無を評価する際に有効である。ただし、3-1 の項で述べたとおり、マグマ起源流体としては火山ガスやマグマが固化する際に放出される熱水があり、前者は HCl ガスなどを伴うため酸性化の要因となるが、後者は必ずしも酸性とは限らない。また、有馬温泉などのマグマが関与していない中性温泉でも δ 18O(H2O)と δD(H2O)がマグマ起源水に近い値を示す場合があり（第 3-2-8図）、
スラブが沈み込んで温度・圧力が増大するとともに放出された脱水流体と述べられている（風早他、2014）。

（風早他, 2014）

第 3-2-1 図δ18O(H2O) と δD(H2O)の関係

3-2-4 δ 34S の特徴
硫酸酸性の熱水では、酸性化の要因となった硫酸イオンの起源を検討する上で、硫黄同位体比（δ 34S(SO4)）は有効である。Matsuda et al.（2000）や Salonga（1996）等は、日本
10やフィリピンの酸性地熱流体を対象としてこれらの同位体データ等の解析を行い、硫酸酸性の地熱流体の生成機構について検討を行っている。Calibugan et al.（2015）は、Tiwi 地域で酸性熱水と中性熱水の δ34S（SO4、H2S）や δ18O (H2O) と δD (H2O) などを測定した
結果から、酸性熱水がマグマ起源ではないと結論付けている。
3-2-5 N 2-He-Ar の関係、 3He/4HeN 2 ガス、He ガス、Ar ガスは、いずれも大気中に含まれる不活性ガスである。これらのうち、N 2 ガスや He ガスは火山ガスに多く含まれるため、火山ガスの寄与について検討するのに用いられている。また、3He/4He も、マントル起源の場合は大気や大陸地殻の値より大きく、マントル起源の He はマグマの上昇に伴って地表へ移動するため、火山ガスの寄与に応じて地熱流体中の 3He/ 4He は大きくなる。

3-3．今回検討した起源の解析方法
3-3-1 Cl/S 比
本節では、マグマ起源流体から地熱流体への進化過程を明らかにすることを目的として、
火山ガス、温泉などの化学組成・同位体組成の現地調査および文献調査に基づき、火山性熱水系に現れる Cl/S 比の多様性の成因の評価を行う。
(1) 火山ガス中 Cl/S 比の変化とその原因
マグマ起源流体は地表に達するまでに、減圧・冷却・天水との混合や気液分離などを経て、多様な組成を持つに至る。ここではまず、火山ガス中の Cl/S 比を変化させる主な過程を解説する。我が国の高温火山ガス中の Cl/S 比は 0.1～0.6 程度であるが、地表に分布する噴気
ガス中の Cl/S は多様である。火山ガス中の Cl/S 比を変化させる主な過程としては、１）気相内化学反応、２）液相への SO2 の溶解（不均化反応）、３）液相への HCl の溶解、４）硫
黄の析出が挙げられる。
火山ガス中では Cl はそのほとんどが HCl として存在するため、気相内での化学反応で濃度は変化しないが、硫黄は SO2 および H2S の間で下記の反応が起きる。この反応は温度上昇、または圧力低下で右に進行する。気相内の化学反応では火山ガスの Cl/S 比が変化することはないが、この反応の進行により火山ガス中の H2S/SO2 比が変化することにより、次に述べる SO2 の不均化反応による影響の程度に大きな差が生ずる。
H2S + 2H2O = 3H2 + SO2
K (1) =

fSO2×f3
H2
fH2S×f2
H2O≈

XSO2 ×X3
H2
XH2S×X3
H2O(3-3-1)(3-3-2)× Pt

また、分析された噴気ガスの組成が反応(3-3-1)の化学平衡条件下の組成であるとの仮定と、全圧を仮定すると、平衡定数、ひいては平衡温度を計算することができる。この温度を見かけの平衡温度と呼ぶ。500℃を超える高温の噴気ガスでは、大気圧条件で計算された見かけ11

の平衡温度は噴気孔温度と一致する場合が多い。それに対し、より低温で放出される噴気ガスの場合には、見かけの平衡温度は地下の熱水溜まりなどでの条件を反映すると考えられるため、飽和水蒸気圧を全圧と仮定して求める場合が多い。
高温火山ガスの H2S/SO2 比は 0.1 程度と小さいが、低温火山ガスでは SO2 濃度が低下し
H2S 濃度が上昇する。これは下記の SO2 の不均化反応によると考えられ、いずれも熱水中に硫酸を供給する(Iwasaki and Ozawa, 1960; Kusakabe et al., 2000)。
2H2O + 3SO2 = Se + 2H2SO4(3-3-3)

4H2O + 4SO2 = H2S + 3H2SO4(3-3-4)

火山ガス中の Cl 濃度の低下は、気液分離が生じた際に HCl が液相に溶解するためである。HCl の気液分配係数（液相中濃度／気相中濃度）は、100℃程度では 100 程度であるが、300℃程度ではほぼ１となる（Simonson and Palmer, 1993）。そのため、気液分離を生ずる熱水系の温度が 200℃以下などの比較的低温である場合に、顕著な火山ガス中 HCl 濃度の低下が生じる。
低温の噴気地帯には硫黄の析出が見られる場合が多い。このような硫黄は、下記の反応により気相から生成したものである(Giggenbach, 1987; Mizutani and Sugiura, 1966)。
2H2S + SO2 = 3Se + 2H2O
K (5) =f2
H2O
fSO2×f2
H2S

≈

X3
H2O
XSO2×X2
H2S(3-3-5)(3-3-6)/Pt

火山ガス組成を式(3-3-6)の右辺に代入した場合、200℃以上の噴気孔では単体硫黄に不飽和である場合が一般的であるが、150℃以下の噴気孔では単体硫黄に飽和もしくは過飽和である場合が大半であり、低温火山ガスでは多かれ少なかれ硫黄の析出は生じており Cl/S 比が増大していると考えられる。これらの分別過程を踏まえ、霧島硫黄山、箱根山大涌谷、立山
地獄谷（弥陀ヶ原）、薩摩硫黄島、十勝岳、樽前山、雌阿寒岳、吾妻山において噴気ガスおよび温泉調査結果の解釈を行った。
(2) 調査結果
箱根、霧島硫黄山、立山、十勝などにおいて、熱水系から供給を受けている火山ガスの Cl/S
比は概ね 0.05〜0.5 であり、高温火山ガスと同様の組成の気相が供給されている。火山ガス
は地表近傍での温度の低下に伴う水の凝縮により Cl が効率的に除去されるため、温度の低下とともに噴気ガスの Cl/S 比の低下する傾向がある（第 3-3-1 図）。噴気孔周辺の温泉水中の Cl/S 比は、蒸気加熱型の硫酸酸性泉を除くと概ね 1〜10 程度であり、熱水系から供給されている火山ガス中の比より一桁ほど大きく、Cl が硫黄成分より効率的に液相に濃集するためと考えられる。一方、地熱地域の掘削井から得られた熱水の Cl/S 比は 10〜1,000 と酸性温泉よりはるかに大きい。
熱水系を伴う噴気地帯では、Cl が熱水系で生成している液相に濃集していると考えられるにも関わらず、高温火山ガスと同様の Cl/S 比が得られている。熱水系での気相と液相の12

量比が不明であるため、定量的な推定は困難であるが、熱水系に供給されている火山ガス中の Cl/S は高温火山ガスの Cl/S 比より大きいと推定される。同様に、熱水系を伴う噴気地帯の噴気ガスの H2S/SO2 比は 1 より大きく、0.1 程度である高温火山ガスとは明らかに異なる。地表近傍での冷却前の噴気ガス中の S 濃度が高温火山ガスと比較して同程度である場
合が多いことを考慮すると、熱水系に供給されている火山ガスの H2S/SO2 比が高温火山ガ
スより一桁程度大きい可能性が指摘できる。これらの特徴は、熱水系に供給されている火山
ガスが、高温火山ガスと比較してより圧力の高い条件下でマグマの固化によってマグマから放出されている可能性を示している。
以上のように、高温火山ガスは低圧下でのマグマの減圧により放出された特徴を持つのに対し、地熱系熱水は高圧下でマグマの結晶化により放出されたマグマ起源流体の寄与を受けていると考えられ、火山地域の噴気活動を伴う熱水系にはその中間的な性質を持つマ
グマ起源流体が供給されていると考えられる。

1

Cl/S mol ratio

A

A'

H

V1

V2

0.1

0.01

0.001
90

110

130

150

170

Temp (℃)
第 3-3-1 図霧島硫黄山の噴気ガス中 Cl/S 比と噴気温度の関係

3-3-2 ハロゲン元素比(1) Br/Cl-I/Cl による Cl の起源の解析法
温泉水や地熱水中の Cl および他のハロゲン元素（Br、I）は、陽イオンと異なり水―岩石反応による元素の移動、S のような酸化還元反応、C のような炭酸塩鉱物の溶解・沈殿による濃度の変動は比較的少ない。日本列島に胚胎する温泉中の Cl の起源は、マグマ起源（マグマから放出された水質流体や脱ガスによる主に揮発性成分からなる火山ガス成分）、海水
起源、堆積物の続成作用などにより絞り出された続成成分、天水起源の Cl などが含まれる。
13

このうち天水中の Cl 濃度は数 mg/L 程度で Cl 濃度の高い温泉水では、天水起源 Cl の寄与は少なく無視できる程度のものである。海水成分は沿岸地域の温泉で比較的最近の海水が侵入している場合や（Tosaki et al., 2017; 東郷ほか, 2020）、内陸地域においても地層堆積時に取りこまれたいわゆる化石海水を起源とした海水成分が含まれることもある。
マントルや火山ガス、堆積物やその間隙水、海水の I/Cl 比、Br/Cl 比はそれぞれ異なる値を持ち、温泉水等に含まれる Cl の起源解明に適応できる可能性がある（第 3-3-2 図）。火山
ガスのハロゲン元素は Br/Cl 比が低い特徴がある。これは、沈み込みの過程で起こる鉱物の脱水反応の中で、Br がより液相中へ放出されやすいため、初期に脱水された水は Br/Cl 比が高く、脱水を繰り返した後に放出される水は Br/Cl 比が低くなることと関連性がある（John et al., 2011; 角野, 2012）。一方、I は主に地殻中の海底堆積物中や上部地殻の堆積岩中に含まれると推定されており（Muramatsu and Wedepohl, 1998）、その挙動には堆積物・堆積岩が大きく関わっている。また、I は生物や有機物に非常に濃縮されやすいことが特徴である（Amachi, 2008; Schlegel et al., 2006; Shimamoto et al., 2011）。そのため、海洋堆積物・間隙水が示す高い Br/Cl や I/Cl 比は、堆積時に間隙に取り込まれた海水が、有機物の分解に伴って I、Br が液相へ溶出することで、I、Br が濃集した水に変化することを表している。

(Sumino et al., 2010 を参照)

第 3-3-2 図火山ガス、マントル、海洋堆積物・間隙水の I/Cl および Br/Cl 比の関係

(2) 地熱井のハロゲン元素比の特徴
1) 全般的特徴
ここでは、鬼首および九州の地熱水と、鬼首についてはその近傍に胚胎する鬼首温泉、鳴子温泉についてハロゲン元素比からその Cl の起源について検討する。それぞれの地域の地
熱水は I/Cl-Br/Cl において異なる領域にプロットされる（第 3-3-3 図）。鬼首地熱水は、Br/Cl
比が比較的低く、第 3-3-2 図において、噴気ガスの範囲内に入る一方で、九州の地熱水は、
Br/Cl 比が海水と同じ程度であり、I/Cl 比は八丁原、霧島地域、山川で異なる。山川地熱水
14

は I/Cl 比が低く、海水に近い値となっている。銀湯・白水越などの霧島地熱水および八丁原の地熱水は山川に比べて、Br/Cl 比は同程度であるが I/Cl 比が高く、海水とは異なる火山性成分や堆積物起源のハロゲンを含むと思われる。なお、鬼首および八丁原のみ酸性と中性の地熱水の比較が可能であったが、Br/Cl 比および I/Cl 比は非常に近い値を取り、分別は確認されなかった。
鬼首の地熱井および鬼首と鳴子温泉水の Br/Cl 比および I/Cl 比の関係では、I/Cl 比は地熱水の方がわずかに高い傾向が見えるが、鬼首地熱水、鬼首温泉とも、Cl の起源としては
いずれも火山ガスが主体である。鳴子温泉は、鬼首と同等の I/Cl 比を示す一方で Br/Cl 比は鬼首よりも低くなっている。よりマグマ起源成分の比率が高い可能性がある。
2) ハロゲン元素比によるマグマ起源 Cl の寄与率
東郷ほか（2019）により、温泉水中の Br/Cl 比および I/Cl 比を用いた塩素濃度の起源推定法が提案されている。そこでは、4 つの端成分「マグマ起源水」「海水」「堆積物間隙水」「天水」の塩素・臭素・ヨウ素濃度を仮定し、マグマ起源の Cl の寄与率を計算している。
解析の結果、鬼首で採取された試料に含まれる Cl の起源は、マグマ起源水が 73～82%、
海水が 14～24%、堆積物間隙水が 1～4%、天水が 0～2%であった。マグマ起源水の端成分に用いられているハロゲン元素濃度の妥当性は今後の検討課題であるが、鬼首に産出している Cl の起源はマグマ起源水の割合が多いと考えられる。大霧の地熱井については Cl 濃度の起源は海水が 64～73%、マグマ起源は 22～31%、堆積物間隙水は 3～4%、天水は 1%とマグマ起源水成分よりも海水成分の割合の方が大きいと考えられる。

第 3-3-3 図

地熱水試料と混合解析において仮定した端成分の Br/Cl 比－I/Cl 比の関係

鬼首の一部の試料は戸高・目崎（1999）、片桐（1991）、白水越・銀湯試料の一部は NEDO(1988, 2003)のデータを引用した。

15

(3) 火山近傍の酸性温泉のハロゲン元素比の特徴
活動的火山地域の温泉水および噴気試料の多くは、マグマ起源水、海水、堆積物間隙水とそれらの混合で考えられる範囲に概ね近い値をとった（第 3-3-4 図）。3 つの端成分の混合
ラインに比べて Br/Cl 比、I/Cl 比が低くはずれる試料は、ほとんどすべて pH が 3 以下の温泉・湧水か噴気ガスに限られる。また、これとは逆に海水と堆積物間隙水の混合ラインよりも Br/Cl 比が高い方向にずれる資料についても pH が 3 以下の温泉水が多い。
pH が 5 以上の温泉に関しては、基本的には 3 成分の混合（天水も入れると 4 成分）を考慮に入れた起源解析が妥当であると思われる。pH が 3 以下の強酸性の熱水流体に関しては、起源の異なる Cl の混合に加えて、何らかの物理化学的な分別を起こしている可能性がある。この分別の原因を明らかにすることは、酸性熱水発生機構についての制約を与える可能性がある。

第 3-3-4 図

温泉水および噴気ガス試料の I/Cl 比‐Br/Cl 比分布と pH の関係

Cl 濃度が 100 mg/L 以下の試料は削除している。東北日本第四紀火山近傍の温泉のデータは東郷ほか（2019）
を引用した。

16

3-3-3 塩素同位体比（δ 37Cl、 36Cl/Cl）(1) 塩素安定同位体比 (δ 37Cl)
地球物質の δ37Cl 値の変動は比較的小さく、-2～+2‰の範囲内に入るものが多い。中央海嶺 玄 武 岩 や海 洋島玄 武岩な どのマン トル由 来物質は -0.2 ± 0.5‰程 度 の 範囲内に入る（Barnes and Sharp, 2017）。変質海洋地殻の δ 37Cl 値は-1.4～+1.8‰（Barnes and Cisneros,
2012）、-1.6～-0.9‰（Boinifacie et al., 2007）の範囲に入る。火山ガスを除く溶岩、火山
灰、テフラなど島弧の火山活動によって放出される物質の δ 37Cl 値は、沈み込んだ成分（海洋堆積物、変質海洋地殻）の影響でわずかにマイナスの値をとるが、島弧の値と MORB は
かなりオーバーラップする(Straub and Layne, 2003; Sun et al., 2007; Bonifacie et al.,2008; Pyle and Mather, 2009; John et al., 2010; Rodríguez et al., 2016)。これに対し、間隙水や堆積物中の Cl の場合はマイナスの値を取る傾向がある（第 3-3-5 図）
このように、一般に、塩素安定同位体比（δ37Cl）の場合はマグマ性流体と海水の区別はつきにくいが、間隙水・堆積物等とは区別できる可能性がある。また、火山噴気ガスのデー
タはこれらの物質とは異なり、プラスの方向に大きく変動する傾向があり、浅層での気相―液相間の分別を反映しているものと考えられている。

（Barnes and Sharp, 2017）

第 3-3-5 図

地球および地球外物質中の塩素安定同位体比（δ37Cl）

1) 地熱井の塩素安定同位体比の特徴
第 3-3-6 図に地熱水中の δ37Cl 値と Cl 濃度の関係を示した。鬼首、八丁原、大霧、山川などの地熱水はすべて+0.01‰～+0.50‰の間の狭い範囲内に入る。データの数は少ないものの、東北日本弧（概ね+0.37～+0.41‰）と九州（概ね+0.01～+0.24‰）では δ37Cl 値に有意の違いがある可能性がある。また、Cl 濃度や pH による δ37Cl 値の違いは見うけられない。地熱水の δ37Cl 値のデータは乏しいため、本結果よりその分布範囲、酸性－中性間の差異を議論することは現時点では難しく、より多くのデータから判別すべきである。
17

第 3-3-6 図

地熱井中の δ37Cl 値と Cl 濃度の関係

2) 火山近傍の温泉の塩素安定同位体比の特徴
第 3-3-7 図に温泉水、噴気ガスの δ37Cl 値を示した。これらの δ37Cl 値は-1.0～+9.6‰までの範囲に入り、地熱試料（+0.01～+0.50‰）に比べて範囲が広い。同位体比がプラスの方向に大きくずれる試料は、噴気ガスと pH が 3 以下の酸性温泉に限られ、特に噴気ガスにおいてそのずれは大きい。これらは、単にマグマ起源物質のもととなる島弧のマントル物質の特徴（-1.6～+1.8‰）を保持しているわけではなく、何らかの分別を受けているものと思われる。プラスの方向にずれる試料は海外の噴気ガス・凝縮物においても見られる（Rodríguez
et al., 2016; Barnes and Sharp, 2017）。
噴気ガスと pH が 3 以下の酸性温泉については、ハロゲン元素比においても分別がみられ、どちらも起源物質の違いでは説明できない数値を取る。酸性熱水発生の起源解明として
δ 37Cl 値とハロゲン元素比の分別要因を考えることは有用であると思われるため、3-3-3 (3)節において考察する。

18

第 3-3-7 図

温泉水および噴気ガス試料の δ37Cl 値と Cl 濃度の分布と pH の関係(2) 放射性塩素同位体比（36Cl/Cl 比）
現在の降水中の 36Cl/Cl 比は、海岸から内陸に向かって変化するものの概ね 10-13 程度である。海水の 36Cl/Cl 比は非常に低く、加速器質量分析計で測定する際の検出限界に近い値を示す（7.1 ± 0.8 × 10-16）。薩摩硫黄島の噴気ガス凝縮水および温泉水では検出限界地付近、阿蘇や有馬などの温泉や噴気で 1～2.8 × 10-15 程度の 36Cl/Cl 比が報告されている（Snyder
et al., 2002、Tomaru et al., 2007、AIST, 2012)。日本国内の噴気ガス、スラブ脱水起源の
流体の 36Cl/Cl 比は海水の値と同様に検出限界に近いと予想される。
温泉水や地熱水に含まれる 36Cl は、大気上層で宇宙線によって生成される成分、1950～
1960 年代の核実験により大気圏に放出された成分、および地殻やマントルなど岩石圏ウラ19

ン－トリウム系列の放射性核種の壊変によって生成される成分に大別できる。
温泉水や地熱水中の 36Cl は、放射壊変によって減少するとともに岩石圏で生成される 36Clの付加があるため 36Cl/Cl 比は放射平衡のレベルに近づく。放射平衡値は、帯水層の岩石の化学組成に依存するが、1.2～3.2 × 10−14 という計算値が得られている（森川・戸崎, 2013）。
つまり、36Cl/Cl 比は流体の滞留時間とともに変化する。放射平衡に達する時間は 100 万年
或いは 200 万年程度といわれている（馬原ほか, 2006）。従って、36Cl/Cl 比は地殻内に存在する Cl を含む流体の地殻内での滞留時間を示す指標となる。
1) 地熱井の 36Cl/Cl 比の特徴
第 3-3-8 図に地熱水中の 36Cl/Cl 比と Cl 濃度の関係を示した。山川の地熱水はすべて検出限界以下であり、ハロゲン元素比の特徴をあわせて考えると、比較的最近の海水を起源にしていると思われる。その他の地熱水は 0.55～8.2 x 10-15 と比較的大きく変動しているが、Cl 濃度と明瞭な負の相関がみられる。天水中の Cl の濃度は数 mg/L 程度と低く 36Cl/Cl 比は 10-13 と高い値を示すため、その混合によるものと思われる。天水の寄与を取り除くと地
熱水中の 36Cl/Cl 比はマグマ起源や海水と同様に低いものと思われる。
第 3-3-8 図では pH の違い（<3, 3-5, >5）により色を分けてプロットしているが、pH による有意な違いは見受けられない。

第 3-3-8 図

地熱井中の 36Cl/Cl 比と Cl 濃度の関係

図中の数値はトリチウム濃度（TU）を示す。山川地熱井の 36Cl/Cl 比は検出限界以下。

2) 火山近傍の酸性温泉の 36Cl/Cl 比の特徴
第 3-3-9 図に温泉水、噴気ガスの 36Cl/Cl 比を示した。噴気ガス試料は全般的に低い 36Cl/Cl
20

比を示す傾向を示した（< 2 × 10-15）。一方、火山近傍の温泉は、噴気ガスに比べると有意に高い値を示す（0.6 ～ 7.1 × 10-15）。
温泉水・噴気ガスのハロゲン元素比や δ37Cl に見られた酸性と中性の試料における、明瞭な違いは 36Cl/Cl 比では見られない。36Cl/Cl 比の場合、天水中の宇宙線起源 36Cl の影響による 36Cl/Cl 比の上昇や流体の滞留に伴う上昇が考えられるため、Cl の起源となる火山ガス
成分あるいは海水成分の値を保持していない。宇宙線起源 36Cl の影響を取り除き、熱水貯
留層の放射平衡値が得られている場合は、熱水の滞留時間を示す指標となる。

第 3-3-9 図

温泉水および噴気ガス試料の 36Cl/Cl 比と Cl 濃度の分布と pH の関係(3) ハロゲン元素比および塩素同位体比を用いた酸性流体の起源解析法の適用性
δ 37Cl 値と Br/Cl 比の関係では、データはばらつくものの、Br/Cl 比の低い試料は δ 37Cl 値が高い負の相関を持つ傾向がある（第 3-3-10 図）。これは、Br/Cl 比が 3 つの端成分（火山ガス、海水、堆積物間隙水）の範囲内に入る領域においても見られる傾向である（第 3-3-10
図の下図）。
火山周辺の熱水中のハロゲン元素比の進化を考えるうえで考慮すべき事象としてマグマプロセス（分別結晶や部分溶融など）、火山ガス－熱水間の分配、鉱物の熱水変質・沈殿などが考えられる。このうち、噴気ガスや酸性熱水に見られた Br/Cl 比‐I/Cl 比、δ 37Cl 値の分別について、気相（HCl(g)）－液相（HCl 水溶液）間の分別で説明できる可能性がある。
すなわち、低 Br/Cl 比‐高 δ 37Cl 値の気相、および高 Br/Cl 比－低 δ 37Cl 値の液相は、マグマから脱ガスした火山ガスが地下水系に混入し、その後の気相液相分離の結果生成されると考えられる。
ハロゲン元素比による Cl の起源解析とこの塩素安定同位体比の分別を伴う Br-Cl の分別
21

をまとめると地熱流体や火山性温泉中の Cl や酸性熱水の起源解析についてのハロゲン元素および塩素同位体比の適用性について第 3-3-11 図のようにまとめられる。古海水や堆積物の続成作用による塩水とマグマ起源の Cl を含む温泉水はハロゲン元素比により区別できる。
火山ガスの吹込みによる強酸性の熱水は Br/Cl 比と塩素同位体比の分別を被っている。この分別がどの程度の深度範囲でおこるか、火山からどの程度の範囲まで起こりうるかは今
後、一つの火山について詳細なハロゲン元素比・塩素安定同位体比分布と、分別を起こす物
理化学条件が明らかになる必要がある。酸性熱水の中性化については、熱水の滞留時間との関連性を見るには 36Cl 同位体比が指標の一つとなりうる。

第 3-3-10 図

温泉水、噴気ガス、地熱流体の塩素安定同位体比（δ37Cl）と Br/Cl 比の分布22

第 3-3-11 図

ハロゲン元素比および塩素同位体比による酸性熱水の起源解析まとめ図3-3-4 リチウム同位体比（δ 7Li）
Li は、高温下で岩石から溶出しやすく、一旦溶出すると温度が低下しても液相に留まる傾向があることから、高温流体の寄与を評価するのに用いられている。また、高温流体が低温流体で希釈された場合、Li 濃度の高い高温流体の δ 7Li を反映しやすいという特徴がある（西尾、2013）。δ 7Li の天然での報告幅は概ね-20～40‰と大きく、現在の海水で 31‰程度、
島弧火山岩では 1～8‰程度の値を示す（第 3-3-12 図）。液相の Li の方が共存する固相の Liより重い 7Li に富む傾向がある（西尾、2013）。
今回測定した温泉水や地熱熱水の δ 7Li のデータを既存データと共に第 3-3-13 図に示す。
その結果、Li/Cl 重量比の特徴と併せて概ね次の 3 つのグループに分類することができる。
海水起源の温泉：Li/Cl 比小、δ7Li 大
HCl を含む高温の火山ガス起源の温泉：Li/Cl 比小、δ7Li 小
深部熱水：Li/Cl 比大、δ 7Li 小本調査で得られた国内の地熱井は、Li/Cl 重量比が大きく δ 7Li 値が小さいものと Li/Cl 重
量比が小さく δ 7Li 値がやや大きいものの 2 つに分類された。後者は火山ガスや海水の寄与があると考えられている地点であるため、それらの影響を受けている可能性がある。Cl 濃
度と δ 7Li の関係では、Cl 濃度が高くなると共に δ7Li 値が大きくなるものがあり、これらは海水もしくは海洋性堆積物の影響を示唆している可能性がある。
地熱熱水や温泉水の δ7Li
値は測定例が少ないが、上述のように火山ガスや海水の影響を示している。今後、貯留岩石の値も含めて測定することにより、より詳細な検討が可能になると考えられる。

23

（西尾、2013）

Li 濃度と δ7Li の分布

第 3-3-12 図

海水

NZ地熱井

NZ温泉

国内の地熱井

国内pH<5の地熱井

火山ガス起源の酸性温泉

海水起源の温泉

深部熱水混入型の温泉

35

30

海水

δ7Li（‰）

25
20
15
海
洋
性
堆
積
物

10
火
山
岩

5
0

変
成
岩

-5
-10
0.000001 0.00001 0.0001 0.001
Li/Cl重量比

0.01

0.1

（既存データは大井他、1995、Bernal et al., 2014 より引用）

第 3-3-13 図

Li/Cl 重量比と δ7Li の関係

3-3-5 ホウ素同位体比（δ 11B）
天然物質中の δ 11B は、概ね-30～40‰の範囲に分布しており、海水では 39～41‰と最も大きい値を示す（第 3-3-14 図）。大井（2001）によれば、国内の温泉水の δ 11B には地域差があり、北海道や中国、九州では δ11B＝0～5‰辺りをピークとした分布を示しており、東北や関東（δ11B＝5～11‰辺りをピークとした分布）に比べて小さい。この温泉水の δ11B の地域変動は、火山ガス凝縮水中の δ11B の地域変動と良い対応を示している。東北の東側では、太平洋プレートの沈み込みに伴って多くの海底堆積物が取り込まれているため、マグマあるいはマグマ由来の岩石が関与する温泉や火山ガスは δ11B が大きいと述べられている。
また、重い 11B が B(OH)3 に、軽い 10B が B(OH)4-に遍在するため、火山ガスよりその周辺
24

の温泉は δ11B が小さい傾向がある。
今回測定した温泉水や地熱熱水の δ11B のデータを既存データと共に第 3-3-15 図に示す。
指宿周辺で掘削された促進調査井の既存データは、B/Cl 比が非常に小さく δ 11B=7～35‰の幅広い値を示し、指宿周辺の温泉と同様に海水の影響を示している。それらを除くと、東北の地熱熱水の δ 11B は 6～9‰、九州の地熱熱水の δ 11B は-3～0‰程度であり、火山ガスや温泉の δ 11B と同様の地域差を示している。この図では貯留岩石の特徴を示す B/Cl 比との関係を示しているが、両地域とも岩石種による δ 11B 値の差は認められない。今後、これらの地域の貯留岩石の δ 11B 値との比較が必要である。

（大井、2001）

第 3-3-14 図

種々の天然物質中のホウ素同位体比

噴気

地熱井

pH<5の地熱井

火山ガス起源の酸性温泉

海水起源の温泉

深部熱水混入型の温泉

40

海水

30

δ11B（‰）

箱根

20

那須岳

10
薩摩硫黄
島など
↑ 0
安山岩質
マグマ

-10
0.0001

小笠原
硫黄島
東北、関東
の温泉

それ以外の
国内温泉

0.001

第 3-3-15 図（既存データは、Kakihana
et al., 1987、Musashi etal., 1988、野村他, 1979, 大
井他, 1991、Oi et al., 1996
より引用）

火山岩中に貯留 堆積岩中に貯留

0.01
0.1
B/Cl重量比

B/Cl 重量比と δ11B の関係
251

3-3-6 地質解析
(1) 背景および目的
酸性熱水および中性熱水を噴出した地熱井を対象に、変質鉱物種の出現と流体包有物の特徴を把握し、流体性状による岩石・鉱物学的な違いを検討した。これらの検証結果に基づき、酸性熱水の流体流動や賦存エリアを推定するための、岩石・鉱物学的検証手法の適用可能性を検証した。地質学的検討では、大分県の八丁原発電所を対象フィールドとした。
(2) 結果および考察
1) 変質鉱物分布
酸性熱水の賦存エリアおよび流動深度を推定するために、変質鉱物の分布の確認を行った。酸性変質鉱物の出現深度を酸性熱水噴出坑井および中性熱水噴出坑井間で比較した結果以下の通りまとめられる。
①

酸性熱水噴出坑井および中性熱水噴出坑井ではフィードポイント付近で、酸性変質鉱物は認められない（第 3-3-16 図）。

②

中性熱水噴出坑井では、acid alteration zone 直下で方解石や沸石類といった変質鉱物が連続的に認められるのに対し、酸性熱水噴出坑井では認められない（第 33-17 図）。また、酸性熱水噴出坑井ではフィードポイント付近において方解石や沸石類は認められない。

③

一部の酸性熱水噴出坑井では、フィードポイント付近で方解石が断続的に見られるものの、フィードポイント深度では方解石が認められず、方解石は流体との反応により消失した可能性も考えられる。

八丁原地熱系では、酸性変質鉱物の鉱物種の分布や変質鉱物の鉱物組合せのみでは酸性
熱水の流動・賦存エリアの特定は困難であると考えられる。ただし、酸性環境下では不安定な変質鉱物である、方解石や沸石類といった変質鉱物に着目すると、酸性熱水噴出坑井と中性熱水噴出坑井間で特定の変質鉱物の分布が異なることが確認され、フィールドや酸性熱水の生成機構によっては、変質鉱物種の出現や分布から酸性熱水の賦存や流動の情報を得られる場合もあると考えられる。

26

Acid alteration zone

Feedpoint 周辺深度

第 3-3-16 図

八丁原地熱発電所生産井の変質比較柱状図

27

第 3-3-17 図

酸性熱水噴出坑井および中性熱水噴出坑井の変質鉱物出現分布28

2) 硫化鉱物及び硫酸塩鉱物の硫黄同位体比
酸性熱水の流体流動深度の推定を目的として変質鉱物中の硫黄同位体比の分析を行った。
酸性熱水噴出坑井と中性熱水噴出坑井の硫黄同位体比の深度プロファイルが異なる傾向を示した（第 3-3-18 図）。本業務で確認された、酸性熱水噴出坑井と中性熱水噴出坑井の硫黄同位体比の差がどのようなプロセスによって生じたのか、今後考察を深めていく必要がある。

第 3-3-18 図

酸性坑井及び中性坑井の硫黄同位体比の深度プロファイル

3) 流体包有物の均質化温度および氷融点温度測定
酸性熱水の流動・賦存エリアの特定を目的として、流体包有物の均質化温度および氷融点
温度の測定を行った。その結果、流体包有物の均質化温度および氷融点温度の測定のみから
酸性熱水の流動・賦存エリアの特定手法として十分な情報を得ることは困難であると考えられる。本手法は地熱系の熱履歴や、過去から現在にかけて活動のあった熱水の化学性状に関する情報の取得に有効であると考えられる。

3-4．発生メカニズム分類への適用
上述の酸性熱水が確認された地域で起源等の検討に利用されている地化学解析手法を噴
出流体の化学・同位体性状が公表されている複数の地熱発電所に適用し、考えられている酸性熱水の発生機構との比較を行った（Akaku et al.(1991)、中・岡田(1992)、御幸他(1995)、
Hayashi(1973)、犬山他(2002)、伊藤他(1977)、亀井他(1999)、松葉谷他(2009)、Matsuda
et al.(2005)、Mizutani(1972)、武藤他(1999)、新田他(1995)、野田(2000)、Okada et al.(2000)、29

坂井他(1993)、Seki(1991)、関(1996)、島田他(1985)、NEDO(1994,1999,2001,2003,2010)、
Takenaka et al.(1991)、戸高・目崎(1999)、戸高・手塚(2002)、Truesdell・Nakanishi(2005)、
Ueda et al.(1991)、柳谷他(1996)、Yamada et al.(2000)、吉田(1990)、Yoshida(1991)など）。
その結果、Cl 濃度と SO4 濃度の関係や Na-K-Cl の関係、δ18O(H2O)と δD(H2O)の関係、
Li/Cl 比と B/Cl 比、Br/Cl 比と I/Cl 比、δ34S、Cl 濃度や SO4 濃度と比エンタルピーの関係、
変質鉱物との対比などは酸性熱水の発生機構や分布を検討する上で有効な手法と判断される（第 3-4-1 図～第 3-4-4 図、第 3-4-1 表）。
・Na-K-Cl の関係：Na イオンと K イオンの和に対して過剰な Cl イオンが含まれている場
合は、HCl として熱水に取り込まれたことを示す。
・δD(H2 O)-δ18 O(H2 O)の関係：マグマ起源水や海水混入の有無を示す。
・δ34 S の特徴：小さい値の場合は硫化水素の酸化により硫酸が生成したことを示す。
・Li/Cl 比、B/Cl 比：海水や火山ガスの寄与を示す。
・Cl 濃度や SO4 濃度と比エンタルピーの関係：火山活動により酸性熱水が生成している
場合は中性熱水より高温を示す。
第 3-4-1 表に示す通り、上述の手法のみでは、火山活動による酸性熱水であるのかその他の要因によるものであるのかを明確に分類できない場合もあるため、さらに適用可能な指標を見出すことが望まれる。これまで、塩素同位体比（δ 37Cl、36Cl/Cl）、リチウム同位体比（δ 7Li）、ホウ素同位体比（δ 11B）などの分析を行っているものの、現時点ではそれぞれ単独の組成でどの地点にも共通するような酸性熱水と中性熱水との差異は認められていない。
ただし、それぞれ起源や化学反応に応じた特徴を示すことから、これらを組み合わせること
によって酸性熱水の起源に言及できる可能性がある。この他、酸性熱水に限定した手法ではないが、貯留層の分布域を検討するための手法として、岩石と熱水間の 87Sr/ 86Sr や δ 34S、希土類（REE）パターンなどの比較が行われており、今後、これらの適用性について検討することが望まれる。

30

Na
0

A
B
C
D
E
F
G
I
K
L
M
N
P
Q
S
T
pH<5
火山ガス起源の酸性温泉
海水起源の温泉
有馬温泉
20

100

20

80

NaCl
40

60

海水
60

40

火山ガスの混入
80

100
0 KCl

20

40

60

第 3-4-1 図
A
D
I
M
Q
pH<5
有馬温泉

0
100

80

Cl/2

Na-K-Cl の関係

B
F
K
N
S
火山ガス起源の酸性温泉

C
G
L
P
T
海水起源の温泉

20

-15

-10

δ18O(H2O)（‰） 海水
0
-5
0

5

-20
-40
-60
-80

マグマ起源水δD(H2O)（‰）

10K

-100
第 3-4-2 図δ18O(H2O)と δD(H2O)の関係

31

10

A周辺
D
K
N
S
火山ガス起源の酸性温泉

1

B
F
L
P
T
海水起源の温泉

C
I
M
Q
pH<5
有馬温泉

→深部熱水

B/Cl重量比

0.1

0.01

0.001
海水

0.00010.000001

0.00001

第 3-4-3 図

A周辺
D
L
P
T
海水起源の温泉

1.E-020.00010.001
Li/Cl重量比

0.01

Li/Cl 比と B/Cl 比の関係

B
F
M
Q
pH<5
堆積物間隙水C
I
N
S
火山ガス起源の酸性温泉

堆積物間隙水I/Clモル比

1.E-03

1.E-04

1.E-05

1.E-06
海水

1.E-07
1.E-04

第 3-4-4 図

1.E-03
Br/Clモル比

Li/Cl 比と B/Cl 比の関係

32

1.E-02

第 3-4-1 表
地点

性状

火山ガス起源 Cl-SO 4 型～
の酸性温泉

SO4型
海水起源
Cl型
の温泉

有馬温泉 Cl-HCO3型
C
B
D
F
Q
E
M
K
T

Cl型
Cl型

pH

国内の主な地熱地点の化学的特徴と酸性熱水発生機構の比較
Cl-SO4

Cl低～高
＜3
SO4高
6.5～ Cl高8.5 SO4高
Cl高
5.5-7
SO4低
≒3
7～8
海水起
源

Cl型

4.3

Cl型
Cl型
SO4型
Cl-SO4型
Cl-SO4型
Cl型
Cl-SO4型
Cl-SO4型
Cl-SO4型
Cl型
Cl-SO4型
Cl-SO4型
Cl型
Cl型

2.5-5
7-8.5
2.6 火山ガス
6～8≒3 SO4：酸≒8 性>中性
2.4-4 SO4：酸
7～8 性>中性≒3 SO4：酸
7～8 性>中性
3.4≒94～5 海水起
源
6～7

S

Cl型

7-8

海水起
源

I

Cl型

5～8

海水起
源

A

Cl型
Cl-HCO3型

7～9 海水起
源
8.3

G

excessδD-δ18O Li/Cl-B/Cl Br/Cl-I/Cl
Cl

Cl-H、
SO4-H

δ34S

変質鉱物

酸性熱水の発生機構

大天水＋マグ Li/Cl<0.001
マ起源(少)
B/Cl大Br/Cl小I/Cl中－

高温火山ガスの混入

小Li/Cl<0.001
海水＋天水
B/Cl小

Br/Cl中
I/Cl小

－

-

小

マグマ起源
Li/Cl>0.001
水＋天水

－

－

中

天水＋マグ Li/Cl<0.001
マ起源(少)
B/Cl大Br/Cl小
I/Cl中

酸性≒
中性

－

酸性井では酸性変
高温火山ガスの混入質鉱物を確認中マグマ起源 Li/Cl<0.001
水＋天水
B/Cl大

－

－

高温火山ガスの混入

天水起源 Li/Cl>0.001

酸性＞
中性

酸性＞
中性

酸性井に酸性変高温火山ガスの混入
質鉱物なし

中性＞
酸性

酸性＞
中性

酸性井では酸性変
高温火山ガスの混入質鉱物を確認

酸性＞
中性

酸性≒
中性

酸性井は硬石膏
高温火山ガスの混入
が多い

酸性≒
中性

－

酸性井には炭酸塩鉱物がない火山ガス（H2S,CO2）の溶解

天水起源 Li/Cl>0.001

中性＞
酸性

酸性＞
中性

酸性井では沸石、方解石の分布が局所的

硫黄の酸化還元なし

天水起源 Li/Cl>0.001

中性＞
酸性

酸性＞
中性

小

海水＋天水

中(一部)

なし

－
Li/Cl>0.001

なし

天水起源

なし

天水起源 Li/Cl>0.001

なし
なし

小
小

－
－

－
Br/Cl小
I/Cl中

－
－

-

Li/Cl<0.001
B/Cl小Br/Cl中
I/Cl小

酸性≫
中性

酸性＞
中性

Li/Cl<0.001
海水＋天水
B/Cl小
マグマ起源 Li/Cl<0.001
水＋天水
B/Cl大

Br/Cl中
I/Cl小

－

－

－

-

硫化物の生成

－

－

－

－

なし

－
マグマ起源
水＋天水 Li/Cl>0.001

－

－

－

－

Cl型～HCO3型 9-10

なし

天水起源

－

－

－

－

L

Cl型

7～9

なし

天水起源 Li/Cl>0.001

－

－

－

－

N

Cl型

8～9

なし

天水起源 Li/Cl>0.001

－

－

－

－

P

Cl-SO4型

8～9なし

天水起源 Li/Cl>0.001

－

－

－

－

－

33

4．地表探査酸性流体を含む多様な地熱系を有する霧島硫黄山火山において、MT 探査、AMT 探査、
SP 測定などを実施し、深部の熱水供給源から浅部に分布する各種地熱系に至るまでの火山体の比抵抗構造を明らかにするとともに、流体の流動の評価を実施する。地球化学モデルを参照しつつ、熱水供給系をイメージングすることにより、火山性熱水系における酸性熱水の供給過程について明らかにする。あわせて比抵抗構造からみた酸性熱水系の特徴を把握す
ることを目的に、中性と酸性の貯留層が近接し、MT 法探査データが豊富に存在する霧島地
熱地域にて、地形を考慮したインバージョンを実施し、詳細な 3 次元構造を求める。
4-1．霧島地熱地域の 3 次元比抵抗構造
4-1-1 解析手順
大学の CA 研究グループや新エネルギー・産業技術総合開発機構（NEDO）、地質調査所（GSJ）、日鉄鉱業によって測定された合計 140 地点を対象として、3 次元比抵抗構造の再解析を実施した（第 4-1-1 図）。各測点のデータについて、地形を考慮した 3 次元比抵抗イ
ンバージョン解析（Siripunvaraporn and Egbert, 2009）を行った。
解析領域は南北 600 km、東西 600 km、鉛直 400 km（海水面より上の地形 1,700m を含む）である。インバージョンでは海水および空気の比抵抗値をそれぞれ一定とし、陸地のブロックの比抵抗値を変化させ最適な構造モデルを求めている。

第 4-1-1 図

解析に使用した観測点の配置（クロス）

黒破線は断層位置の概略縦横戦はインバージョンのグリッド間隔を示す。

34

4-1-2 解析結果
(1) サウンディングカーブ
観測値と最適モデルの計算値を比較した結果、インピーダンスの対角成分（Zxx と Zyy）
から得られる見かけ比抵抗と位相およびティッパー（Tx と Ty）については、フィッティン
グにばらつきがあるものの、インピーダンスの非対角成分（Zxy と Zyx）から得られる見かけ比抵抗と位相については、比較的良い一致を示した。
(2) 平面分布
イ ン バージョンのデータに使用した 16 周 波数について Phase tensor （Caldwell etal.,2004）、および Induction arrow（Parkinson,1962）の平面分布を観測値と最終モデルのレスポンスで比較した。その結果、Phase tensor、Induction arrow とも観測値と比較的良い一致を示し、最終モデルの妥当性を評価できる。
(3) 最終モデル
得られた比抵抗構造は地表から深度 500 m 程度まで 1 Ω•m 前後の極めて低い比抵抗を示す層が面的に分布し、海水準下 500～2,000 m までの深度で、白水越断層下とその南東部において局所的に 1,000 Ω•m 前後の高比抵抗域がある（第 4-1-2 図 a,b）。第 4-1-3 図（右）に示す測線のうち（c）測線における鉛直断面を第 4-1-3 図（左）に示す。断面に見られるように、海水準下 1 km 前後に比抵抗域（H1、H2）が現れているが、このコントラストについて感度テストを行った。

第 4-1-2 図

海水準下 600-700m における比抵抗の水平分布 (a)35

第 4-1-2 図

海水準下 1300-1400m における比抵抗の水平分布 (b)

(c)

H2
H1
N1

N2

第 4-1-3 図

(a)
(b)
(c)
(d)

c 測線における鉛直断面

4-1-3 感度テスト
H1 および H2 のコントラストの感度を見るために、当該域の 100 Ω•m より高い比抵抗の領域を 100 Ω•m に置き換えたモデルでそれぞれフォワード計算を行い、モデルのレスポ
ンスを調べた。その結果、当該域の直上に位置する測点におけるサウンディングカーブには
いずれもほとんど差がなかった。このことは、本解析において H1 および H2 のコントラス
トの感度はあまりないことを示している。この原因は、浅部に低比抵抗層が厚く分布しているため、より深部まで信号が到達しにくくなっているためと推察される。今後、いくつかのパラメーターを変えた解析を行い、H1、H2 の存在可能性についてさらに検討を加えたい。

36

4-1-4 考察
NEDO（2003）における当該地域の概念図と比抵抗断面図を重ね合わせたものを第 4-14 図、第 4-1-5 図に示す。両図ともに、海水準からその上 750 m ぐらいまで、1～10 Ω•mの低比抵抗層が厚く堆積しており、スメクタイトや緑泥石などの粘土鉱物を含む変質帯に相当している。その層は南東に向かって深度が浅くなりつつ難透水層となって地熱系のキャップロックの役割をはたしていることが NEDO（2003）によって報告されている。白水
越断層から断層（e）にかけてはカオリナイト、明ばん石、硫黄などの酸性変質鉱物が地表から 500 m 程度の深度まで分布する。今後、坑井柱状との比較などの詳細な検討を行い、変質鉱物の出現状況と比抵抗値との対比を行いたい。海水準下 1,500 m ぐらいから存在する基盤岩となる四万十層の比抵抗は 1,000 Ω•m 程度と高い値を示している。同層に緻密な貫入岩体が存在したとしても比抵抗構造から区別することは難しいかもしれない。第 4-1-4図に見られるように、酸性熱水が賦存する海水準下 500～1,000 m では周囲に比べ相対的に高比抵抗になっている。この深度で基盤岩の盛り上がりやひん岩の他に貫入岩体は確認されていないので、より深部に存在する高温岩体からの熱によってこの領域が乾燥した状態になり、高比抵抗になっているのかもしれない。そうした環境の中で、高透水性の断層に沿って、深部から上昇してきた火山ガスと地表から浸透した天水の相互作用によって酸性熱水が形成されていると推察することができる。

第 4-1-4 図

地熱系概念図（N1; NEDO,2003）と比抵抗断面図（a）の重ね合わせ

37

?

?

?

第 4-1-5 図

熱系概念図（N2; NEDO,2003）と比抵抗断面図（c）の重ね合わせ

4-2．えびの高原硫黄山地域の 3 次元比抵抗構造
4-2-1 はじめに
えびの高原霧島硫黄山では、2015 年より火山活動が活発化し、2018 年 4 月に水蒸気噴火が発生した。この際に形成された火口から、多量の酸性熱水が流出し、地表を川となって流れ下る現象が観測された。このような活動と同期して、火口直下数百メートルの地点を膨張源とした地殻変動も観測されており、酸性熱水の貯蓄が示唆される。そこで、硫黄山地域の地表から深度 2 km までの地下構造を明らかにするために、AMT 法および MT 法による電磁探査を行った。本探査は、霧島硫黄山の地下の火山ガス、熱水、地下水などの分布を明らかにすることにより、火山直下の地熱系の形成に対する影響を評価するとともに、霧島硫黄山の火山活動をもたらしている酸性熱水系を把握することを目的としている。
4-2-2 調査概要
調査地域は宮崎県えびの市の硫黄山を含む、およそ東西約 9 km、南北約 6km の範囲内である。AMT 法の測点（50 地点）および MT 法の測点（30 地点）の位置を第 4-2-1 図に示した。測定成分は電場２成分、磁場３成分で、AMT 法の測定周波数は 10,000 Hz から 1
Hz を、MT 法の測定周波数は 300 Hz～0.0003 Hz を含む範囲である。

38

049

040

037

第 4-2-1 図

硫黄山地域における MT 法の観測点（✛）および AMT の観測点（✛）

4-2-3 解析手順
各測点のデータについて、AMT 法および MT 法それぞれの測定範囲内で 16 周波数を選
び出し、前項と同様に 3 次元比抵抗インバージョン解析を行った。
解析領域は南北および東西方向ともに 321 km、鉛直方向 75 km である。インバージョ
ンでは海水および空気をそれぞれ一定とし、陸地のブロックの比抵抗値を変化させ最適な構造モデルを求めている。
4-2-4 解析結果
(1) サウンディングカーブ
観測値と最適モデルの計算値のフィッティングとして、サウンディングカーブを比較した結果、比較的良い一致を示した。
(2) 平面分布
インバージョンのデータに使用した 16 周波数について Phase tensor および Induction
arrow を観測値と最終モデルのレスポンスで比較した。Phase tensor、Induction arrow とも観測値と比較的良い一致を示し、最終モデルの妥当性を評価できる。
(3) 最終モデル
解析領域には地表から海抜 500 m 程度まで 1 Ω•m 前後の極めて低い比抵抗を示す層が硫黄山の周辺に分布することが分かる（第 4-2-2 図）。また、海抜 500～550 m および海抜
750～800 m の 2 つの深度における水平分布では、硫黄山の中心部では周辺に比して比抵抗が低くなっていないことが特徴的である（第 4-2-3 図）。各断面図には、硫黄山の西方に位39置する温泉（pH6.6）および北東に位置する温泉（pH2.7）の位置を併せて示す。第 4-2-2 図の断面図を見ると、pH6.6 の温泉は硫黄山の西側に広がっている円弧上の低比抵抗域の末端部に位置しているように見える。また pH2.7 の温泉は、硫黄山の北側で海抜 1,200m ぐ
らいのところに、1 Ω•m より高い低比抵抗域が薄い層状に広がっており、その末端に位置しているようである。

第 4-2-2 図

硫黄山を横切って直交する東西および南北断面

a の四角の領域を拡大したもの。

40

第 4-2-3 図

海抜 500-550 m および海抜 750-800 m の水平断面

4-2-5 感度テスト
硫黄山直下に見られる低比抵抗域が消えている領域（第 4-2-4 図の H1）、硫黄山の北東部の海抜下 1,000m あたりに現れるスポット上の高比抵抗域（H2）および硫黄山の下で海抜
下 1,000m ぐらいから円柱状に下方に延びる相対的な低比抵抗域（H3）の存在の確からしさを確認するために感度テストを行った。H1 では 0.8 Ω•m より高い比抵抗の領域を 0.8
Ω•m に置き換えたモデルで、H2 および H3 では周辺の比抵抗に近い 100 Ω•m に置き換
えてコントラストをなくしたモデルで、それぞれフォワード計算を行い、モデルのレスポンスを調べた。その結果、H1 についてはモデルのレスポンスが最終モデルと異なることが確認され、この構造は感度があると見なすことができる。一方、H2 および H3 については、
コントラストの感度はあまりなかった。この原因は、浅部に低比抵抗層が厚く分布している
ため、より深部まで信号が到達しにくくなっているためと推察される。

第 4-2-4 図

断面図の測線（左図の青線）、感度チェックを行った測点および対象領域（右図の黒四角）
41

4-2-6 考察
海抜 500m 付近に存在する硫黄山周辺の低比抵抗域は場所によって 1 Ω•m 以下の極めて低い比抵抗を示す。この低比抵抗域について考察する。
第 4-2-5 図は日本の主要な温泉の化学組成から、Byrdina et al.(2018)にならい比抵抗値を計算し pH に対しプロットしたものである。比抵抗値は溶存成分の濃度に依存するので、pH のみの関数となるわけではないが、pH が 4～5 より低い領域では pH に対して線形の関係となる。この図から、pH2 より低い酸性熱水の比抵抗値は 1 Ω•m より小さくなり、pH1程度になると比抵抗値は 0.1 Ω•m 程度になることがわかる。地表で観測される pH は地下に存在する酸性熱水の pH の上限と考えられるので、地下の酸性熱水の比抵抗値は 0.1 Ω•m ないしはそれ以下であると推定される。
岩石の表面伝導は、概ね 1～100Ω•m の範囲内にあると考えられることから、この範囲内において空隙が 100％液体で満たされている場合の液体の電気伝導度に対する岩石のバ
ルクの比抵抗を算出した（第 4-2-6 図）。その結果、岩石のバルクの比抵抗が 0.9Ω•m 以下になるのは、空隙を満たす液体の比抵抗が 1Ω•m 以下になる場合に限られることがわかる（図の青破線の領域）。つまり先ほどの温泉水の比抵抗値を参照すると、そのような低い比抵抗の領域には、変質鉱物の有無にかかわらず、空隙に pH2 より小さい酸性熱水が存在することになる。
先行研究として、Tsukamoto et al.(2018)は 2015～2017 年にかけて硫黄山周辺にてＭＴ
法による電磁探査を行い、比抵抗構造を得ているのでその結果と比較した（第 4-2-7 図 a,b）。
今回の結果では硫黄山直下で低比抵抗の領域が部分的に消失しており、海抜高度 500m あたりでは、周辺の極めて低い低比抵抗層に対し硫黄山直下では 100 Ω•m 程度となっているが、そのようなコントラストは Tsukamoto et al. (2018) では認められない。また、それより深部においても Tsukamoto et al. (2018) では 10 Ω•m 程度の低比抵抗が深部に向かって伸びており、深部から供給される流体の通路と解釈されているが、今回はそのようなコントラストは認められなかった。いずれも比抵抗値は高くなっているが、このような変化をもたらす原因として、温度の低下、空隙を満たす流体の pH の増加が考えられる。しかしこ
れらの変化は、2018 年の噴火を挟んで活動が活発化していた時期であることと調和的ではない。火山ガス上昇量の増加による比抵抗の変化と考えるのがもっともらしい。
第 4-2-8 図は岩石の空隙を占める液体の体積分率に対する岩石のバルクの比抵抗値を示したものである。硫黄山直下の海抜 500m 付近の比抵抗の変化は 1 Ω•m から 100 Ω•mであり、空隙がほぼ液相で満たされていた状態からほぼ気相で満たされた状態になったことに相当する（第 4-2-8 図）。また、それより下部の深部へ伸びる低比抵抗域については、
比抵抗値が 10 Ω•m から 100 Ω•m へ変化しており、もともと空隙の液相が 10%程度であったものが、完全に気相の状態になったことに相当する。このことから、噴火前にはガス成分に富んだ気液 2 相が深部より上昇し、海抜 500m 付近で何らかの理由により液相に富む状態となり、気液分離を起こした液相が周囲へ広がっていたと考えられる。そして火山活動
42

の活発化により、火山ガス上昇量が増加し、上昇通路の空隙内の液相を置き換えることによって比抵抗の変化が生じたと推定される。置き換えられた液相は噴火以降に地表より流出した酸性熱水に一部相当するのかもしれない。
火山ガスの分析によると、噴火前は平衡温度が 250℃程度であったが噴火に伴い 350℃程度に上昇しており、火山ガスの上昇量の増加を示唆している。これは上で述べたモデルと調和的である。ただし、火山ガスの分析結果は気液分離が地表付近で起こっていることを示しており、海抜 500ｍ付近の酸性熱水の成因に関してはさらなる考察が必要となる。
硫黄山から北西に約 4km の位置にある白鳥温泉の周辺に地熱の調査井がいくつか存在し、それに基づいて地熱系の断面図が作成されている（NEDO、1996）。断面図の位置を第 4-2-9 図に示す。同じ位置における比抵抗断面を作成しスケールを併せて重ね合わせを行った（第 4-2-10 図）。地熱系のモデルとして、地表水と地熱水の境界となるスメクタイトを多く含む変質帯（緑の枠線で囲まれた印影）、珪化作用によって生じたシリカ鉱物による不透水層（紫の枠線で囲まれた印影）、その下部に広がる地熱貯留層（枠線なしの陰影）が描かれており、それぞれ 1 Ω•m、10 Ω•m 程度の低比抵抗域に部分的に対応することがわかる。
この熱水系と硫黄山の熱水系との関連を検討するために、白鳥温泉と硫黄山を結ぶ測線における比抵抗断面を示した（第 4-2-11 図）。白鳥地域で熱水系と認められた 10 Ω•m 程度の低比抵抗域は硫黄山から連続しているように見える。白鳥地域の地熱系モデルにはところによって酸性熱水の存在を示す記述があり、硫黄山の熱水系との関連を今後検討するべきである。

第 4-2-5 図

日本の主要な温泉における温泉水の比抵抗値と pH の関係

43

第 4-2-6 図

大地のバルクの比抵抗と空隙を占める流体の電気伝導度の関係

第 4-2-7 図 a

Tsukamoto et al.(2018)との比較

右下の平面図における測線の断面。地盤変動をもたらした膨張源の位置を星印で示す。

44

第 4-2-7 図 b

Tsukamoto et al.(2018)との比較

右下の平面図における測線の断面。地盤変動をもたらした膨張源の位置を星印で示す。

第 4-2-8 図

大地の比抵抗と空隙に存在する液体の体積分率との関係

45

第 4-2-9 図

第 4-2-10 図

第 4-2-11 図

地熱系モデル断面図 A-A’および B-B’の位置

地熱系モデル断面図 A-A’および B-B’と比抵抗断面の重ね合わせ

硫黄山と白鳥温泉を結ぶ測線（左図の青破線）における比抵抗断面（右図）

46

4-3．比抵抗構造を基にして降雨の影響を除いた自然電位分布4-3-1 はじめに自然電位は、なかば定常的に地表に現れる電位分布で、ここではその成因として流動電位を考える。大地の空隙の固液界面に電気二重相が形成されることによってゼータ電位と呼ばれる電位勾配が生じた状態で、液相が流動することによって発生する電位を流動電位と呼ぶ。流動電位を解消するように大地に拡散電位が生じ、それを地表で観測したものが自然電位である。多くの場合、ゼータ電位は負で熱水の流れとともに正の電荷が運ばれ、熱水の上昇域の地表では正異常が発生する。そのため、多くの火山地域や地熱地域において自然電位分布の正異常が観測され、熱水の上昇域であると解釈されている（Zlotnicki and Nishida,2003）。ただしゼータ電位は pH に依存し、酸性環境下では小さくなることが知られている（Ishido and Mizutani,1981）。つまり、熱水の上昇域でも、酸性熱水であれば自然電位の正異常は発生しないことになる。このことを利用し、酸性熱水賦存域の探査として自然電位が利用できないか検討することにする。
一方、降雨によっても自然電位は発生し、その場合、深部から地表へ向けて電位は低くなる。そのため、通常、標高が増すにつれて自然電位は低くなる。地下に熱水対流がある火山の場合、両者の効果により、火山では麓から山頂に向かって W 字型の自然電位分布を示す
ことが知られている（Ishido, 2004）。熱水循環が活発なところでは変質帯が発達するが、変質帯は顕著な低比抵抗を示すことがある。従って、自然電位分布から熱水循環を定量的に解析するためには、媒質の比抵抗構造を評価することが重要になる。第 4-3-1 図はこの様子を模式的に示したものである。左上は雨水が均質な比抵抗の大地に浸透した時の大地の電位分布を示し、右上は大地の比抵抗が不均質な場合の電位分布を示す。右上の状況に、火山活
動による電位分布（左下）を加えたものが実際に観測される電位分布（右下）となる。したがって、火山活動による電位分布（左下）を得るためには、実際に観測される電位分布（右下）から不均質な大地を雨水が浸透する際の電位分布（右上）を差し引くことが必要となる。
本報告では、自然電位の分布状況から酸性熱水の存在を議論するために、このような手順によって比抵抗構造の影響を取り除くことを目指す。そこで既に 3 次元の比抵抗構造を求めている、霧島地熱地域およびえびの高原硫黄山地域を対象として、自然電位の定量的な解析
を試みた。

47

a)

b)

c)

d)

第 4-3-1 図

自然電位発生の模式図a)均質な大地への降雨の浸透によるもの、b)不均質な大地への降雨の浸透によるもの、c)火山活動によるもの、d）観測値（b＋c）をそれぞれ示す。

4-3-2 解析手法
まず雨水浸透の計算を行うが、その際にはインバージョン解析で用いたグリッドの一部を用いている。すなわち 3 次元比抵抗構造を求めた際と同じグリッドから、約 10km 四方（霧島地域）、約 5km 四方（硫黄山地域）を切り抜き、産総研で所有する熱水系のシミュレ
ータ「STAR」を用いて雨水浸透の数値シミュレーションを行った。100 年間、雨水を浸透させ、その時の水の体積流量分布から、STAR のポストプロセッサを用いて自然電位を計算した。その際に、各グリッドへ 3 次元インバージョン解析から既に得られている比抵抗値を与えている。その他の自然電位の計算は、Matsushima et al.(2017)の方法にならった。
流体の計算では境界の影響を排除するため自然電位分布より解析範囲を大きくしている。
そのため解析領域の端で現れている信頼性の低い比抵抗構造は後の解析に反映していない。
4-3-3 えびの高原硫黄山地域の解析例
えびの高原硫黄山で 2021 年 7 月から 9 月の期間に 100 なし 200m 間隔で電位差を測定し、合計 144 地点の自然電位分布を作成した。自然電位分布は韓国岳の登山道で、地形効
果と思われる電位分布が得られたほか、不動池付近で局所的な負異常が顕著であるものの、硫黄山の活動に伴うような正異常は見当たらない。この自然電位分布から雨水の浸透により生じる自然電位分布の数値シミュレーション結果を差し引くことによって、熱水循環により発生していると考えられる自然電位を評価した（第 4-3-2 図）。比抵抗構造の影響をと48

り除いた結果を見ても、自然電位分布には地下の熱水循環を反映するような正異常は見当たらない。甑山の山頂部に見られる局所的な正異常は地形的な凸部において現れており、実際には雨水が表層を流れてしまい地下に浸透していないためかもしれない。また韓国岳の登山道中腹にみられる局所的な負異常は比抵抗構造を十分に反映できていないためかもしれない。比抵抗構造の項目で説明したように、硫黄山では活発な噴気活動が見られ火山ガスの上昇を示している。火山ガスそのものの移動では自然電位は発生しないことにも注意しなければならない。硫黄山で自然電位の正異常が見られないのは、その影響もあるのかもしれない。一方で、硫黄山の一部と、その北部において比抵抗構造の影響を考慮しても取り除けない顕著な負異常が比較的広域に存在している。負異常の原因は定かではないが、火山ガスの凝縮により生じた酸性熱水が分布していると考えられる地下浅部の低比抵抗域と部分的に一致していることがわかる（第 4-2-8 図）。熱水の pH が極めて低くゼータ電位が負か
ら正に転じ、熱水の流動によって負異常が現れているのかもしれない。いずれにしろ今回の結果から、酸性熱水をもたらすような噴気活動をしている火山においては、噴気活動が活発であっても自然電位の正異常を示さないことが明らかになった。観測例を増やすとともに、比抵抗構造調査と自然電位調査を組み合わせながら自然電位の発生メカニズムをより定量化することによって、酸性熱水を探査し得る手法となり得る可能性がある。

第 4-3-2 図

硫黄山地域の自然電位計算結果（観測値から計算値を差し引いた場合）

49

4-4．地盤変動シミュレーション
4-4-1 はじめに硫黄山の 2018 年 4 月の噴火活動に伴い噴火口を中心にした同心円状の地盤変動が生じている。2015 年から 2019 年までの水準測量のデータに対して、茂木モデルを用いて、地盤変動のソースが硫黄山直下の海抜 600～680 m の深度に求っている（第 4-2-6 図; 九州大学付属地震火山観測研究センター、2019）。この地盤変動源をより定量的に解釈するために、多孔質弾性体の流体流動によって圧力上昇を考慮する数値解析モデルを作成し、酸性熱水と地盤変動の因果関係についてケーススタディを実施した。
まず硫黄山を中心とした 3km（東西）×3km（南北）×2km（深さ）の 3 次元領域を対象として、解析に使用するためにサイズ 50m×50m×50m のメッシュに分割した。次に作成したメッシュに対して、大規模および大変形を考慮できる有限差分法プログラムを用い、多孔質弾性体の流体流動に伴う地盤変動を計算した。計算では、流体流動と力学的変形を連成したシミュレータである FLAC3D を用いた。
4-4-2 解析モデル
地盤変動のソースは Tsukamotoet al.(2018)によって捉えられた極めて低い低比抵抗層の直下に位置するため、低比抵抗層が難透水層となって形成された、蒸気ないしは熱水溜りが地盤変動の原因と考えられている（九州大学付属地震火山観測研究センター、2019）。そこで海抜 500～800m に難透水層を設定し、その直下、解析範囲の中央に位置する定点にて一定量の水の湧き出しを与えることによって蒸気ないしは熱水溜りを模擬した。その際に、湧き出し地点の直上のセルのみ透水係数を大きくし、蒸気ないしは熱水の通路とした。この 3カ所の透水係数を調節しながらシミュレーションを行った。なお、硫黄山火口直下の中心部では比抵抗が相対的に高いことから、蒸気の湧き出しを与え、通路を上昇するのは蒸気であると見なした。
4-4-3 解析結果
湧き出しを開始してから 14 ヶ月後まで計算を行い、各観測点における計算値と、九州大学によって報告されている 2019 年 3 月時点の水準測量結果から推定した各観測点での実測値を比較した。
透水係数が均質なモデル Run05 では、実測値は全く再現できていない。茂木モデルを用いた地殻変動ソースの位置決定の際には、通常、均質な媒質を想定しているが、流体流動を伴うような多孔質弾性体の場合には、均質な媒質で実測されたような火口からの距離
に従い隆起量が減少するパターンを再現することは困難である。想定したような透水性の高い通路をガス溜り直上に設定し、かつ通路と周辺の間に適切な透水係数のコントラスト
を与えなければ、観測されたような空間スケールでの地盤隆起量の変化を説明することができないことがシミュレーションから明らかになった。このことは、比抵抗構造から硫黄50山直下に火山ガスの上昇域が推定されることと調和的である。一方で、地盤隆起量は空隙の圧力に依存するため、透水係数がより大きくなれば、湧き出し量はより小さくならないと実測値は説明できなくなる。このことは、地表からの流体の放出量等から湧き出し量を把握できれば、透水係数を推定できる可能性を示している。今回求められた透水係数や湧き出し量は、パターンマッチングから得られたもので、一つの可能性を示しているに過ぎない。しかしながら、どのような組み合わせであっても空隙の圧力はほぼ一定であり、難透水性層の下に想定した蒸気溜りでのそれはおよそ 10 MPa (静水圧+ 2 MPa)となった。
このときの蒸気の飽和温度は約 310℃なのでそれより高温の加熱蒸気が深部から供給されていると推測される。
4-4-4 まとめ火山地域の地盤変動に対して、流体流動に伴う多孔質弾性体の変動解析を行った。その結果、310℃より高温の火山ガスがガス溜りに供給され、さらに地表に向かって伸びる透水性の高い通路をガスが上昇することによって地盤変動がもたらされていることが推測された。当初、透水係数の情報を得るためこの解析を始めたが、その絶対値を求めるためには、地表からの流体の放出量等から、ガス溜りへの深部からの火山ガス供給量を別途推定する必要がある。今後、より精度の高い解析を進めるためには、湧き出しの位置や範囲などがどの程度実際の状況を反映しているか等の、モデルの妥当性についても、様々な情報を利用しつつ検討する必要がある。

51

5．シミュレーション解析
5-1．酸性熱水の発生メカニズムに係るシミュレーション解析
酸性熱水に関する技術要素として、①酸性流体発生機構、②酸性流体分布把握、③酸性化予測手法、④手法の検証と一般化の 4 要素があり、このうち酸性流体発生機構および酸性
流体分布把握（予察）についてシミュレーション解析を行った。シミュレーション解析に適用したモデル地域として、塩酸酸性流体の鬼首および硫酸酸性流体の白水越について解析を行った。
5-1-1 酸性流体の発生モデル(1) 鬼首地域（塩酸酸性）
鬼首地域の塩酸酸性流体の発生モデルの概要は次のとおりである。鬼首地熱発電所は、鬼首カルデラの南東部に位置し、東に第四紀火山の高日向山が位置している。発電所敷地内およびその周辺には複数の地獄があり、噴気および酸性 SO4 型熱水（高温蒸気加熱水）が湧出している地熱活動の活発な地域である。
鬼首地域の地質は、下位から先第三紀の基盤岩類（主に花崗岩類）、新第三紀の火山噴出物（グリーンタフ）および第四紀の火山噴出物などから構成されている。高日向山の噴出物である高日向山石英安山岩は、0.24～0.35Ma 前後の年代が測定されている（本田・高島,
1986；山田ほか, 1978）。
鬼首地域の地熱系を支配する重要な地質構造として、山王森から片山を経て高日向山に向かって NW-SE 系の背斜構造（ホルスト構造）が挙げられる。鬼首地熱発電所の生産井は、ホルスト構造の西側に位置する F4 断層（第 5-1-1 図）に発達しているフラクチャーゾーン
をターゲットとして、発電所敷地から西に向かって掘削されているが、ホルスト部に掘削した調査井 GO-10（1,350 m）および GO-11（1,300 m）が pH 2.6～3.3 の塩酸酸性熱水であった（日本地熱調査会, 2000）。一杉（1970）によると、GO-11 は花崗岩類上部の強変質帯で逸泥層（1,292～1,300 m）にあたり、そこが主要な生産ゾーンになっている。最高温度は発電所坑井としては最高の 288℃（1,282 m、スタンディングタイム 368 時間）であった。
鬼首地熱発電所周辺の地下温度分布（標高-500 m；電源開発, 1987）では、GO-11 付近を中心に 250℃以上の高温域が広がっている。さらに深部のマグマ貫入深度に近づくと、標高-4,500m（深度約 5,000 m）で 650℃を超えると推定され（日鉄鉱コンサルタント, 2019）、
MT 法で深部低比抵抗帯（＜2Ωm）が捉えられていること（電源開発, 1987）から超臨界状態になっている可能性がある。
Todaka et al. (2003) は X 線回折の結果をまとめ、酸性流体のフィードゾーンでは石英、黄鉄鉱、パイロフィライトあるいはカオリナイトおよび緑泥石が共存していることを示した（第 5-1-2 図）。酸性流体のフィードゾーンの岩石は、母岩の組成が区別できないくらいに強変質（珪化変質）を受けていることがほとんどである。酸性流体の分布を検討するため、1985 年にパイロフィライトの 3 次元的分布図（第 5-1-3 図）が電源開発㈱によって作成されている。パイロフィライトは煙突状に深部から浅部に向かって伸びた分布を示し、深部から酸性流体が上昇してきていると考えられており、最近の坑井データもこの考えを支持している。
鬼首地熱発電所生産井から産出したセパレータ後の分離熱水の化学組成を第 5-1-1 表に52示す。GO-11 は鬼首で最も酸性度が高く（pH2.6）、Cl 濃度も他生産井の 2 倍の濃度（9,750mg/L）である。一方、中性熱水は pH7 前後であり、Cl 濃度は酸性熱水より同じかやや低濃度の 2,160～4,840 mg/L である。酸性熱水も中性熱水も SO4 濃度は低く、GO-11（ 201 mg/L）
を除くと分離熱水で数 10 mg/L である。
鬼首地域の酸性流体は、Excess Cl を示す塩酸酸性流体であり（第 5-1-4 図）、その酸性流体は SO4/Cl 比が小さく、Cl 濃度が中性流体より高いことなどからマグマから放出された
HCl ガスが起源であると考えられている（Truesdell and Nakanishi, 2005）。水素・酸素同位体比でも、鬼首地熱発電所の坑井流体は、概して酸性流体の方が中性流体より重く、その傾向から酸性流体も中性流体も天水と J-HTVG（Japan-High Temperature Volcanic Gases）の混合によって生成したことを示唆している（第 5-1-5 図）。貯留層エンタルピーと Cl 濃度の関係で酸性流体も中性流体も貯留層温度は約 250℃で、横軸とほぼ平行的な分布を示し、同じ起源を端成分とした流体を起源としていると考えられる。
以上の情報から、戸高（2019）に示されているように塩酸酸性流体の発生メカニズムは
次のような概念モデル（第 5-1-6 図）が考えられ、後述するシミュレーション解析のモデルとなる。
⚫

マグマが固化することにより放出された流体の組成（H2O, HCl, SO2, H2S など）
は、断裂を通って上昇し、天水起源の流体と混合する。流体は岩石と反応し、ClSO4 型流体が生成する。500℃、70MPa の条件では、おそらく pH は 5.5 程度であると推定される。

⚫

この流体はさらに上昇することによって温度が低下し、過飽和となった硬石膏が析出することによって流体中の SO4 濃度は低下する。また、温度の低下によって水素イオンの解離が進み、pH は低下する。重金属と HS－イオンが結合し、閃亜鉛
鉱、方鉛鉱、黄銅鉱などの硫化鉱物が沈殿することによって、pH の低下が促進され、酸性化する。

⚫

上昇してきた流体は、それまで析出していた硬石膏が不飽和となり、硬石膏の析出が停止する。鬼首地域では硬石膏が丁度飽和する深度は、2,000 m 以深であると推定され、貯留層に達する深度付近で硬石膏の沈殿が停止すると考えられる。

⚫

貯留層に達すると、酸性流体は SO4 濃度が数 10 ppm の塩酸酸性流体となり、温度 250～300℃で pH は 3.4 前後となる。貯留層内では、既に貯留していた中性流体と混合すると考えられる。

⚫

基盤岩類では流体が断裂に沿って上昇し、上位のグリーンタフでは側方に流動して徐々に中性化する。しかし、鬼首地域では、0.3 Ma の火山岩類の変質（石英－パイロフィライト（－カオリナイト）－黄鉄鉱の鉱物組み合せ）が進んだところでは、岩石の中和能力がほとんどなく、酸性状態が保持されて酸性流体が存在すると考えられる。

53

出 典 ：電源開発社内資料

第 5-1-1 図

鬼首地域の比抵抗構造と既存の推定断層

quartz*smectitechlorite
illitekaolinite
pyrophyllite
epidoteprehnitepyritelaumontite
wairakaite
calciteplagioclase*
Temperature (℃) 100

150

200

250

modified from Todaka et al. (2003)*: primary mineral is included.

赤線：酸性流体生産井の変質鉱物

第 5-1-2 図

鬼首地熱発電所における酸性流体生産井の変質鉱物
54

128

130127 129

Pp
Mx

0m

Mx
CS

-500m

G O-10
128

-800m

127

129

130

CS

電源開発社内資料 (1985)

第 5-1-3 図

鬼首地熱発電所貯留層におけるパイロフィライト帯の３次元的分布

Na

NaCl

"Excess Cl"

granite10K

average crustal rockbasaltKCl

Cl/2◆: Onikobe ◆: Tatun ◆: Kakkonda ＋ : Kakkonda (#14) ◆: Kakkonda (WD1-a)●: Mindanao-2 ●: Sumikawa-Ohnuma ●: Miravalles ●: Shiramizugoe●: Hatchobaru ×: HCl dissolved rock
第 5-1-4 図

熱水の Na-K-Cl 三成分図55δ18O（‰）
-15

-10

-5

0

5

10

0

-10

J-HTVGδD （‰）

-20
-30
-40
-50
-60

127-n
128-n
128-a
131-a
133-a
134-n
135-n
136-n
138-a
OP-1-nOP-2-n
温泉水
河川水

-70

-80

凡例の数字：坑井名, a：酸性, n：中性

第 5-1-5 図

鬼首貯留層熱水の水素・酸素同位体比
VolcanoImpermeable zone

Neutral reservoir
Acid Cl type
(pH3.5, 250ºC, 15MPa)

Basement rocks

Undersaturation of anhydrite
due to temp. decrease

Anhydrite precipitation → SO4 reduction

Gases + water + rock interaction
Cl-SO4 type (pH5-6, 500ºC, 70MPa)

Water
H2O, HCl, SO2, H2S, CO2 gases

Magma

第 5-1-6 図

鬼首地域の酸性流体の発生モデル（概念）56

第 5-1-1 表

鬼首地熱発電所生産井の分離後の熱水
酸性熱水
中性熱水

pH at ambient
temperature
pH at 250℃

GO-11

他の酸性坑井-2.6

2.8 - 3.8

6.7 - 7.8-

3.2

3.4 - 3.5

4.8** - 6.3

H2S

mg/l

<0.5

<0.5 - 2.1

T-CO2

mg/l

<10

<10

Cl

mg/l

9570

4300 – 5650

2160 - 4840

SO4

mg/l

201

22.2 - 50.0

14.7 - 23.9

Na

mg/l

3120

1850 – 2130

1100 - 2170

K

mg/l

810

345 – 435

198 - 355

Ca

mg/l

1460

474 – 721

179 - 650

Mg

mg/l

270

25.1 - 58.3

0.31 - 5.51

Fe

mg/l

648

97.8 – 371

0.05 - 0.32

Al

mg/l

0.04 - 0.43

0.15 - 0.21

SiO2

mg/l

527 – 725

613 - 695B

mg/l

62.4 - 80.9

43.5 - 78.2

As

mg/l

0.58 - 1.77

0.47 - 0.58

1090*

戸高・手塚 (2002)および Todaka et al. (2004)をコンパイル*：石英温度計から計算**：酸性の還元熱水の影響を受けている可能性がある(2) 白水越地域（硫酸酸性流体）
本地域は霧島火山群の南西麓に位置しており、多数の噴気帯（硫酸酸性の蒸気加熱水）や酸性変質帯を中心とした変質帯が存在している地熱活動の盛んな地域である。噴気帯や電磁探査から推定される断層が、NW-SE 方向とそれに斜交する ENE-WSW 方向の 2 方向に配列しており、白水越や大霧を含む霧島地域の地熱流体の流動を規制している構造と考えられる（第 5-1-7 図）。標高-300 m の地下温度分布より、透水性の高い ENE-WSW 系の銀湯断層や白水越断層沿いに流体が上昇し地熱貯留層が形成されていると推定される（第 51-8 図）。また、Aizawa et al.（2013）によると、活発な火山活動がみられる新燃岳やえびの硫黄山の北西にマグマ溜まりが存在し、新燃岳へ向かって南東方向にマグマが上昇していると推定されており、この新燃岳付近に上昇する浅部のマグマから熱が供給され、ENEWSW 系の銀湯断層および白水越断層の方向に高温流体が流動していると考えられる。
銀湯断層および白水越断層の南西部に中性流体（気水分離後熱水 pH8.3-8.7：第 5-1-2 表）
57

が、硫酸酸性流体（気水分離後熱水 pH<3：第 5-1-2 表）は白水越断層の北東部に分布している。酸性貯留層で確認される変質鉱物（第 5-1-3 表）の中には、微量であるが、カオリナ
イトが認められている（日鉄鉱業社内資料）。酸性流体は、ENE-WSW 方向の透水性の高い断層（白水越断層 1 や断層(e)）に沿って分布している（第 5-1-9 図）。坑井のフィードポイ
ントの標高と圧力の関係では、銀湯断層と白水越断層に逢着している坑井の 2 系統に分かれ、それぞれが直線関係にある。両者には約 1.5 MPa の圧力差があり、両断層に水理的な繋がりはないと考えられる。
霧島地域は、中生代白亜紀から新生代古第三紀の四万十層群を基盤岩とし、その上に第四紀更新世から現世に噴出した火山岩類および湖成堆積物が累積する。酸性流体の賦存するエリアでは、浅層に自然硫黄に富む地層があり、調査井 N56-KT-8 では深部にひん岩の貫入が確認されている（第 5-1-9 図）。熱水の水素・酸素同位体比組成（第 5-1-10 図）は、いず
れの熱水も oxgen shift がみられ、天水起源であることが示唆される。水素同位体比も天水と比較し若干重くなっており、火山ガスの寄与も否定できないが、これらのデータからはその程度が大きいとは言えない。これらの地化学データや掘削調査結果などにより、霧島地域の地熱流体は天水が地下深部まで浸透し、四万十層群中を流れ、ENE-WSW 系の銀湯断層および白水越断層沿いに上昇して、標高-300m 付近にある第四紀火山岩（牧園溶岩や飯野溶岩）中に貯留されていると推定される。
このように貯留構造としては中性流体、酸性流体ともに大きな違いはないが、それぞれの貯留層中の SO4 濃度と Cl 濃度、pH と Cl／SO4（モル比）の関係では、白水越酸性熱水に比べて白水越中性熱水は SO4 濃度のみ低く、銀湯中性熱水は両成分ともに低い。各坑井の変質鉱物をみると、白水越（酸性・中性）の坑井では硬石膏が多く確認されるが、銀湯（中性）の坑井では、硬石膏の量は少ない。
白水越酸性流体は、自然硫黄と貫入岩が確認されるエリアに賦存していることから、それらが以下のいずれかのメカニズムで酸性流体の形成に関わっていると考えられている（NEDO, 2003；御幸ほか, 1995）。
① 過去の噴気孔に生成した自然硫黄の加水分解
4S(s) + 4H2O → SO42- + 2H+ + 3H2S(aq)② 貫入岩をもたらしたマグマから発散した HCl や SO2 を含む火山ガス起源
4SO2(g) + 4H2O → 3SO42- + 6H+ + H2S(aq)白水越では酸性・中性熱水ともに SO4 の δ34S には大きな違いは無く、+17‰から+20‰の範囲内にあり、硬石膏の δ34S と同様な値を示す。すなわち、白水越酸性熱水中の δ 34S 値で自然硫黄や火山ガスの関与を明確に示すデータは得られていない。
以上のように白水越地域の酸性流体および中性流体の生成モデル（概念）は理論的に示された結論はないものの、以下のように考えられる（第 5-1-11 図）酸性流体生成モデル【自然硫黄の溶解】⚫ 基盤岩（四万十層群）中を流動する中性流体が白水越断層沿いを上昇する。
⚫ 貯留層付近まで達した中性流体が過去の火山活動で生成した自然硫黄を溶解し、貯留母岩と反応することによって酸性流体（pH4.0 から 4.5）が形成される。
58

⚫ 自然硫黄の一部が浅層の低温部でみられるが（第 5-1-9 図）、酸性流体は熱水の上昇
流域で確認されていることから浅層の自然硫黄の溶解によって生成した酸性流体がキャップロックを通って標高-300m 以深（貯留層）に流下するというモデルは考えにくい。
【火山ガスの混合】⚫ 地下深部まで浸透した天水に深部から供給される火山ガスが吹き込み、酸性流体が形成され、基盤岩（四万十層群）中を流動する。このときの温度圧力条件は貫入岩が確認されている坑井（N56-KT-8）の温度・圧力プロファイルから外挿して推定した。
⚫ 深部流体は温度・圧力低下を伴いながら断層を上昇し、貯留層付近（250℃・10MPa）まで達する。貯留層付近まで達した流体が貯留母岩と反応することによって酸性流体（pH4.0 から 4.5）が形成される。
中性流体生成モデル⚫ 酸性流体が白水越断層を WSW 方向に岩石と反応しながら、温度・圧力低下を伴って流動する過程で硬石膏など硫酸塩鉱物が沈殿し、SO4 濃度の低い中性流体が形成される。

日鉄鉱業社内資料に加筆．

第 5-1-7 図

霧島地域の地表調査・掘削調査結果集約図59

第 5-1-8 図

霧島地域の標高-300m 温度コンター図

NEDO（2003）に加筆．

第 5-1-9 図

白水越地域の地熱系概念モデル（NW-SE 断面）60

第 5-1-10 図

霧島地域の貯留層熱水の水の水素・酸素安定同位体比組成図『自然硫黄の溶解』
第 5-1-11 図『火山ガスの混合』
白水越地域の酸性流体の生成モデル（概念）61

第 5-1-2 表

第 5-1-3 表

霧島地域の熱水の化学組成

霧島地域の坑井で確認されている貯留層付近の変質鉱物

62

5-1-2 反応経路モデルによる化学平衡シミュレーション
鬼首地域および白水越地域の酸性流体の発生メカニズムの検討で実施した化学平衡シミュレーションは、超臨界状態（600℃、500MPa）まで扱うことができる SOLVEQ-XPT（Reedet al., 2014a）および CHIM-XPT（Reed et al., 2014b）を使用した。熱力学データベース
は最新の SOLTHERM-XPT を使用した。
(1) 塩酸酸性流体（鬼首酸性流体）
概念モデル（第 5-1-6 図）にしたがって化学平衡シミュレーションを実施し、地化学的挙動（流体の化学組成と変質鉱物の生成・溶解）を示し、貯留層で確認されている実データと比較することによってモデルの妥当性を評価した。鬼首酸性流体はマグマ起源であると考えられ、モデル１では深部において火山ガスが吹き込まれた天水が断裂を通って上昇する
過程を、モデル２ではその後貯留層に入ってから貯留母岩と反応する過程を、さらにモデル
３では貯留母岩との反応が進行し中性化する過程を順番に計算したもので、第 5-1-12 図に示す反応経路計算を開放系で行った。
第 5-1-4 表に示す 4 つのケースの化学平衡シミュレーション（モデル１およびモデル２）を実施した。マッチング対象の酸性流体は、ケース１およびケース２は鬼首地域の代表酸性流体である 130 号井を、ケース３およびケース４は鬼首地域で最も酸性度が高い流体を生産した調査井 GO-11 をターゲットとしてマッチングした。また、中性化計算では、ケース
1 の酸性流体が中性化するまでの計算を行った。火山ガスは篠原 (2003) の流紋岩中の流体包有物としてトラップされたガスの組成（第 5-1-5 表）を参考にした。酸性流体と反応させる岩石は新鮮な岩石組成を使用した（第 5-1-6 表）。
４つのケースでモデル計算を行った結果、ケース毎に多少の違いはあるものの、全体として同じような地化学的な変化を示す。最も実測に近いケースは GO-11 をイメージした計算（ケース４）であり、変質鉱物の共生関係も実際のデータと整合的であった（第 5-1-13 図
および第 5-1-14 図）。このケースでは、マグマ起源のガスと天水の混合した流体（pH3.2）
が 500℃、70MPa で花崗岩と反応した場合、pH は 5.2 まで上昇する。超臨界状態で多くの高温生成鉱物の溶解・沈殿が起こり、菫青石、紅柱石、灰長石（アノーサイト）、石英、磁鉄鉱、クリノクロアの出現・消滅が見られる。流体上昇の過程では、岩石との反応はなく温度・圧力が直線的に減少したと仮定し、鬼首貯留層をイメージして 250℃、15MPa までの
地化学変化を計算した。温度・圧力の低下によって HCl(aq)の解離や SO2(aq)の不均化反応
により流体は酸性化する（500℃で pH5.2 から 288℃で pH2.0 に低下）。
HCl(aq) → H+ + Cl－
SO2(aq) → 0.75 SO42－ + 0.25 HS－ + 1.75 H+ － H2O
t-SO4 濃度は 6.1 ppm（500℃）から 193 ppm（288℃）に増加し、t-SO4 のほとんど化学種
が HSO4－イオンである。
t-HS 濃度は黄鉄鉱が析出するため僅かに低下し、105 ppm（288℃）になる。流体が上昇する（温度・圧力が低下する）間は、石英が連続して析出する。
貯留層に上昇してきた酸性流体はある程度の安山岩と反応させると、緑泥石（クリノクロ
ア、ダフナイト）が出現し、次の式の緑泥石、石英、パイロフィライトの共生関係による pH
バッファーが成立して pH は 3.4 程度で一旦安定になる。これが鬼首貯留層に貯留している63

酸性流体であると考えられる。
10 H+ + Mg5Al2Si3O10(OH)8 + SiO2
(clinocchlore)

Al2Si4O10(OH)2 + 5 Mg2+ + 8 H2O(quartz)

10 H+ + Fe 5Al2Si3O10(OH)8 + SiO2
(daphnite)↔

(pyrophyllite)↔

Al2Si4O10(OH)2 + 5 Fe 2+ + 8 H2O(quartz)(pyrophyllite)

ただし、この反応経路モデルでは t-HS 濃度が実際よりも低い結果となった。これは流体流動を扱わない化学平衡計算のため黄鉄鉱が実際よりも過剰に析出したためと考えら、後述のとおり流体流動を扱った THC シミュレーションでは改善される。

Reaction path model
Conceptual Model

Titration

CHIM-XPT

Meteoric water

Volcanic gas

500ºC
70 MPaReferences

H2O, HCl, CO2, SO2

Supercritical fluid 1
Acidic Cｌ-SO4 water
Titration
GraniteCHIM-XPTSupercritical fluid 2
Acidic NaCl water
Upwelling of fluid
500ºC → 250℃
70 MPa → 15 MPa

CHIM-XPT

Reservoir fluid 1
Model 1

Acidic NaCl water
Titration
Reservoir rock

CHIM-XPT

AndesiteComparison
Acidic fluid &alteration

Reservoir fluid 2

Model 2

Acidic NaCl water
Titration
Reservoir rock

CHIM-XPT

AndesiteComparison
Neutral fluid &alteration

Reservoir fluid 3
Neutral NaCl water

第 5-1-12 図

計算フローチャート（鬼首反応経路モデル）

64

Model 3

第 5-1-4 表

塩酸酸性流体の発生に係る検討ケース（鬼首反応経路モデル）

マッチング酸性流体

火山ガス

調整した

その他の

(H2S : SO2 : HCl)

ガス

検討

0 : 1 : 20

CO2

中性化

0 : 10 : 20〃

0 : 2 : 40〃

1 : 1 : 40〃

鬼首の代表的な酸性流体

Case 1(Well 130)

Case 2〃
鬼首で最も酸性度の高い流体

Case 3(Well GO-11)

Case 4〃

第 5-1-5 表

鬼首地域の計算に使用した火山ガス組成（鬼首反応経路モデル）
Glass inclusion of volcanic rocks in subduction zone
Estimated volcanic gas composition
H2O

CO2

S

HCl

mmol/mol

mmol/mol

mmol/mol

mmol/mol

Basalt

871

36

49

44

Andesite

933

13

7

47

Rhyolite

971

8

1

20
篠原（2003）

第 5-1-6 表

シミュレーションに使用した岩石（鬼首反応経路モデル）

MineralWeight % of Minerals
Akazawa Formation

Basement rock

Andesite

Granitic rocks

Quartz

15.18

21.96

Albite

22.56

31.99

Anorthite

33.69

22.82

Microcline

4.92

8.69

Diopside1.89-

Hedenbergite

1.39

-

Enstatite

9.16

5.45

Ferrosilite

7.66

3.00

Magnetite

3.55

1.97

Todaka et al. (2004)*

Sasada (1985)

Reference*: Todaka et al. (2004)の値を wt%に変換

65

Aq. moles

Mineral (mol/ºC)

Aq. species (mol/kg)

2

3

4

5

1.E-08

1.E-07

1.E-06

1.E-05

1.E-04

1.E-03

1.E-02

1.E-01

1.E-10

1.E-09

1.E-08

1.E-07

1.E-06

1.E-05

1.E-04

1.E-03

1.E-05

1.E-04

1.E-03

1.E-02

1.E-01

500

500

500

1
1.E+00 500

pH

6

400

400

tz

t-SO4

Temp (deg.C)

SO4

K

350

350

350

300

300

250

250

250

Cl

HS

total HS

total SO4

HCl(aq)SO2(aq)

HSO4-

SO4--

Ca++

pyritequartzdaphniteclinochlore

anorthite

andalusite

H4SiO4

HS

SO4

HCO3

Fe

Mg

Ca

K

Na

Ca

SO2(a )

HCl(a )

300

Cl

250

2

3

4

5

6

p

2
Ca
tirtation (g)
Rock

clc

5.0000

anh

p p

5

HS

e

6

SO4

6.0000Cl

67.0000dap

7

7pyrophyllite

daphniteclinochlore

H4SiO4

HS

SO4

HCO3

Cl

Fe

Mg

Ca

K

Na

1.E-07

1.E-06

1.E-05

1.E-04

1.E-03

0

1

2

SO42-

SO2(a )

4

5

Rock titration (g/kg H2O)

3

t-HS

HCl(a )

6

7

HSO4-

t-SO4

total HS

total SO4

HCl(aq)SO2(aq)

HSO4-

SO4--

Ca++

pyrite4.000045anhydrite
3.00003HCO3

H4SiO44

1.E-05
1.E-020.0000

2.0000

2

tz

K

3

quartz1.0000

1

Ca

Na

2

1.E-040Mg

1

1.E-03

1.E-02

1.E-01

1.E+00

1.E+01

1.E-05

1.E-04

1.E-03

1.E-02

1.E-011
1.E+00 0pH

火山ガス吹込水の上昇と貯留層での反応（鬼首反応経路モデル ケース４）

p

300

HCO3
H4SiO4350

Temperature (ºC)

400

SO42-

t-HS

Na

400

第 5-1-13 図

450

HSO4

-

Ca2

450

and

450

e

Mg

450

Aq.molesMineral (mol/g rock)Aq. species (mol/kg)

66

1.0E+04

1.0E+03
Gas titration

1.0E+02

Granite titration

Conc. (ppm)

T & P decrease

Andesite titration

1.0E+01

Well 128
Well 130

1.0E+00

Well 131
Well 133

1.0E-01

Well GO-10
Well GO-11

1.0E-02
Na

第 5-1-14 図

K

Ca

Mg

Fe

Cl

HCO3

SO4

HS

H4SiO4

計算値と実測値の比較（鬼首反応経路モデル ケース４）(2) 硫酸酸性流体（白水越地域）
1) 自然硫黄の溶解モデル
白水越地域で考えられている酸性熱水発生メカニズムの一つである過去の噴気孔に生成した自然硫黄の加水分解（御幸ほか、1995）という仮説を検討するため、第 5-1-11 図（左図）に示す概念モデルにしたがって化学平衡シミュレーションを実施した（第 5-1-15 図）。
貯留母岩と反応させる酸性流体は、SO4/Cl（モル比）が 0.15（白水越酸性流体の最大値程度）、0.30 となる２ケースと硫黄が飽和した流体（SO4/Cl＝0.47）の合計３ケースとした。
自然硫黄の溶解モデルは、ケース１とケース２にてある程度実測値（噴出流体から計算した貯留層の値）と整合的であったが、貯留母岩との反応計算で pH は 4.5 程度で安定せず、不安定な状態であると考えられる（第 5-1-16 図、第 5-1-17 図）。また、HS 濃度が極端に高い結果となり、噴気計算をした場合、H2S ガス濃度が現実と大きくかけ離れた結果となった。また、鉱物としては実際に確認されている緑泥石が確認されない。

第 5-1-15 図

自然硫黄の溶解計算フローチャート（白水越）67

第 5-1-16 図

自然硫黄溶解モデルの計算値と実測値の比較（白水越）

Cl
K

HCO3

H4SiO4

HS

Na

SO 4
Ca

Mg

e

tz

kao
p

anh

H2S(a )
t-SO4

HSO4-

t-HS
SO42-

HS-

HCl(a )

SO2(a )

第 5-1-17 図

酸性流体と貯留母岩の反応（白水越自然硫黄溶解モデル ケース１）

68

2) 火山ガスの混合モデル
白水越地域の酸性熱水発生メカニズムとして考えられているもう一つのマグマから発散される火山ガスの混合モデル（NEDO、2003）を検討するため、第 5-1-11 図（右図）に示す概念モデルにしたがって化学平衡シミュレーションを実施した（第 5-1-18 図）。

第 5-1-18 図

火山ガスの混合計算フローチャート（白水越）

火山ガスは篠原 (2003)の安山岩中に流体包有物としてトラップされたガスの組成（第 51-5 表

鬼首地域の計算に使用した火山ガス組成（鬼首反応経路モデル））を参考にし、S は

全て SO2 として混合した。計算は第 5-1-7 表に示す SO2/HCl 比を変更した 3 つのケースの化学平衡シミュレーションを実施した。その結果、ケース１の除き、貯留層中で硬石膏が沈殿し、最終的な SO4 濃度が高濃度となる結果となり（第 5-1-19 図、第 5-1-20 図）、実際の白水越酸性貯留層の特徴を再現している。しかし、本ケースでは、実際より大量の黄鉄鉱の沈殿により t-HS 濃度が減少する点が現実と合っていない。これは本シミュレーションが水と岩石が平衡であると仮定した計算であることから、本シミュレーションでは黄鉄鉱が実際より余計に沈殿したことによると考えられる。
酸性流体を 1.9 g 以上の安山岩と反応させると、緑泥石の端成分であるクリノクロアが出現し、pH がほとんど変化しなくなる。白水越貯留層 (250℃)では酸性流体は貯留母岩と反応し、次の反応により pH バッファーが成立し、pH は 4.5 程度で一旦安定になる。これが白水越貯留層に胚胎する酸性流体に相当すると考えられる。
10 H+ + Mg5Al2Si3O10(OH)8(clinochlore)↔

Al2Si2O5(OH)4 + SiO2 + 5 Mg2+ + 7 H2O(kaolinite)

69(quartz)

第 5-1-7 表

第 5-1-19 図

硫酸酸性流体の生成に係る検討ケース（白水越火山ガス混合モデル）

火山ガス混合モデルの計算値と実測値の比較（白水越 ケース３）

70

Na

Cl

K

SO4

H4SiO4

Mg
HCO3

e

Ca

HS

tz
kao

p

anh

dap
clc

t-SO4
SO42-

HSO4H2S(a )SO2(a )t-HS
HCl(a )

HS -第 5-1-20 図

貯留母岩との反応（白水越火山ガス混合モデル ケース３）(3) その他モデル
硫酸酸性流体が確認されている他地域で考えられている酸性変質鉱物（明礬石）による中性流体の酸性化（Marini et al., 2003）や浅層硫酸酸性熱水の中性流体との混合による酸性化（Rojas, 2003；Matsuda et al., 2005；Crisostomo et al., 2015）、新たに考えた四万十層群（堆積岩）中の黄鉄鉱溶解による酸性化といったモデルを参考にした化学平衡シミュレー
ションも実施した。各計算は、第 5-1-21 図～第 5-1-23 図に示すフローに従って実施した。
これらのモデルでの貯留層中の反応の計算結果は、白水越地域で確認されている流体性状や鉱物と比較的良い一致が見られるケースがあるものの、何れのケースも pH が上昇し続け、白水越酸性流体の pH4-4.5 で安定しない（pH バッファーが成立しない）。

71

第 5-1-21 図

第 5-1-22 図

明礬石の溶解計算フローチャート（白水越）浅層硫酸酸性熱水の混合計算フローチャート（白水越）72

第 5-1-23 図 黄鉄鉱を含む堆積岩の溶解計算フロー（白水越）(4) 硫酸酸性流体のまとめ
硫酸酸性流体の発生メカニズムに関して、白水越地域をモデルフィールドとして NEDO
（2003）、御幸ほか（1995）で考えられているモデル（自然硫黄の溶解、火山ガスの混合）や他地域で考えられているモデル（酸性変質鉱物の溶解、浅層硫酸酸性流体の混合）、新たに考えた堆積岩中の黄鉄鉱溶解モデルを反応経路モデルによって検討した。それらの結果
を地熱系概念モデル、計算で得られた化学性状・鉱物の実データとの整合性、pH バッファーの成立という項目で評価した（第 5-1-8 表）。
その結果、火山ガスの混合・浅層硫酸酸性流体の混合モデルが実際の化学性状や鉱物と良い一致を示し、酸性変質鉱物の溶解モデルは鉱物に関して部分的に一致せず、自然硫黄の溶解・堆積岩中の黄鉄鉱溶解モデルは化学性状・鉱物ともに一致しなかった。pH バッファーに関しては、火山ガスの混合モデルのみが成立し、それ以外のモデルは pH が上昇し続け、現実には安定して存在していない流体であると考えられる。したがって、白水越地域の硫酸
酸性流体は火山ガスの混合によって生成している可能性が高いことが示された。しかし、実際には今回検討した成因が複合的に関与している可能性もあり、調査が進んで新たなデータが得られる毎にモデルを見直し、より現実的なシミュレーションを実施することが望まれる。

73

第 5-1-8 表

硫酸酸性流体の発生メカニズムに関する反応経路モデルの評価（白水越）

5-1-3 酸性流体の中性化に係るシミュレーション解析(1) 塩酸酸性流体（鬼首酸性流体）
酸性流体の生成メカニズムを検討する上で、中性流体との関係を考えることが重要である。多くの流体地化学データを解釈すると、鬼首地域の中性流体は次に示すメカニズムが考えられる。鬼首地域の中性流体の生成メカニズムに関する概念モデルを第 5-1-24 図に示す。
前述の反応経路モデルで示したとおり、マグマ起源流体は断裂に沿って花崗岩類中を上昇し、鬼首貯留層に流入する。GO-11 のデータから上昇流域中心部の酸性流体は 288℃でpH3.4（地上での常温における分離熱水の pH は 2.6）であると考えられる。貯留層に入った酸性流体は、花崗岩類上位のグリーンタフ（カルデラの基盤）や第四紀赤沢層を上昇する。
断裂沿いの岩石は珪化変質帯（石英－パイロフィライト－カオリナイト－黄鉄鉱の鉱物組み合せ）となり、岩石の中和能力が乏しく、pH バッファーが成立し、酸性状態が維持される。上昇した酸性流体は、貯留層上部で側方流動に転じ、部分変質の岩石（残晶）との反応によって新たな pH バッファーとなり、流体（a）は階段状に pH が増加する。上昇流域付
近のキャップロック直下では二相状態になり、H2S ガスや CO2 ガスが脱ガスし、より中性に向かう。中性化した流体は、さらに西方へ側方流動し、貯留層の端では下降流になる。側方流動している流体は、地下水と混合・希釈され、温度が徐々に低下する。地下水の希釈の程度は Cl 濃度から概略 40～70%と推定される。地下水に希釈された中性熱水は流動方向を変え、主に基盤上位のグリーンタフ（蟹沢層）中を西方から鬼首の中心部である上昇流域に戻ってくる。この時の流体 (b) は、134 号井で代表されるような 250～260℃で pH6 程度である。共存鉱物は、石英－緑泥石－イライト－緑簾石－ワイラカイト－方解石（－葡萄石）
である。さらに上昇流域に向かって側方流動し、酸性と中性流体の接触部では、液性の異なる流体の混合により珪酸塩鉱物（マンガン含有スメクタイト）や硫化鉱物が沈殿して接触部で透水性が低下し、狭い範囲で 2 種類の流体が分布していると考えられている（Todaka et74

al., 2004）。中性流体は酸性流体とほとんど混合しないでキャップロックに向かって上昇すると考えられる。おそらく上昇してきた酸性流体が、岩石との中和反応により pH が 6 に近づくと、対流してきた中性流体と化学性状の区別がつかなくなり、混合するであろうと思わ
れる。

W
500 m

♨

Arao river♨♨♨

Caprock

Mi

(a）

0

Sa

Ak
-500

-1000

E

Onikobe Power Plant

100°
C

Ka

(b）
Gr

GO-11

300°
C

200°
C

Acidic fluid
LEGEND

1km

0

Mi Miyazawa Formation

Inferred Fault

Acidic fluid flow

Ak Akazawa Formation

Caprock

Neutral fluid flow

Sa Sannozawa Formation

Low permeable zone

Groundwater penetration

Ka Kanisawa Formation

Isotherm

Acidic fluid from deeper

Gｒ Granodiorite

Well (Projected)

第 5-1-24 図

電源開発社内資料を基に作成

鬼首中性熱水の生成メカニズムに係る概念モデル

鬼首中性熱水は、地下深部から上昇して来た酸性熱水が貯留母岩である安山岩と反応して生成した熱水であるという作業仮説にしたがってモデル化した。すなわち、酸性流体が安山岩との反応による酸性熱水の中性化の計算を行った（第 5-1-12 図のモデル 3）。
その結果、鬼首酸性熱水は、安山岩との反応が不完全な中性化の状態であると推定され、強変質の断裂沿いでは酸性熱水は中和されずに酸性のままとなり、残晶がある（変質が進んでいない）場合は中性になっていることを説明できることが確認された（第 5-1-25 図、第5-1-26 図）。また、中性化に進む過程を RH（log⁡(𝑓𝐻2 /𝑓𝐻2𝑂 )）（第 5-1-27 図）に示すと、安山岩との反応により徐々に還元状態に進み、酸性流体の RH = -5.6 から最終的には rock buffer（RH = -2.8）に接近する結果となった。実際の鬼首中性流体の RH は-3.7～-4.4 で、約 10～15 g の反応に相当する。酸性流体と中性流体の酸化還元状態が明瞭に区別され、鬼首でもその関連性が示された。

75

7

pH

6
5
4
3
2
1.E+00 0

5

10

15

Cl

1.E-01Na
K

Na
Aq.moles

20

K

HCO3

Ca

1.E-02Mg

H4SiO4

Ca

Mg

Fe
Cl

1.E-03

HCO3

HS

SO4

SO4

1.E-04HSHS

1.E-05Mineral (mol/g)

1.E+01e

H4SiO40

510

1.E+00tz

ka

1.E-01
1.E-02p

1.E-03

clc

20

wa

ep
dap

anh

1.E-0415

mic

1.E-050

5

10

Aq. species (mol/kg)

15

Ca 2Rock tirtation (g)1.E-03
1.E-05

20

t-SO4

Ca++

HCl(a )

1.E-07clinochlore
daphnite
epidotemicrocline
wairakite
quartzkaoliniteanhydrite
pyriteSO4-HSO4-

1.E-09SO2(a )

1.E-11HSO

t-HS

1.E-134

SO42-

SO2(aq)HCl(aq)total SO4

total HS

1.E-15
0

5

10

15

20

Rock titration (g/kg H2O)

第 5-1-25 図

鬼首貯留層における酸性熱水の中性化（鬼首）1.0E+04
1.0E+03

Calculated
Well 128

1.0E+02

Conc. (ppm)

Well 129
Well 132

1.0E+01

Well 134

1.0E+00

Well 127
Well 136

1.0E-01

Well OP-1
Well OP-2

1.0E-02
1.0E-03

NaK

第 5-1-26 図

Ca

Mg

Fe

Cl

HCO3

SO4

HS

H4SiO4

計算値と実測値の比較（鬼首中性化検討）

76Giggenbach (1997)にプロット．

第 5-1-27 図

実際の生産流体と安山岩溶解による酸性流体の RH の変化（鬼首）(2) 硫酸酸性流体（白水越酸性流体）
白水越断層沿いには、酸性流体賦存域の西方に中性流体が確認されており、酸性流体の岩石との反応によって生成した 2 次的な流体の可能性が考えられるため、本仮説の妥当性を評価する化学平衡計算を実施した。
白水越地域の中で代表的な酸性流体の N13-SZ-4 号井の貯留層熱水（255℃）に安山岩を溶解し続けた場合の地化学的挙動を確認した。流動に伴う温度低下の後、安山岩を溶解させた。その結果、白水越地域では酸性流体が安山岩との反応によって中性化したという作業仮説が概ね説明できると判断される（第 5-1-28 図、第 5-1-29 図）。しかし、化学組成や鉱物の一部は整合的ではないところもある。今回は代表的な岩石の化学組成でシミュレーショ
ンしたこと、流動に伴う温度低下と水—岩石反応を同時に扱うことができなかったことの他、流体流動を加味した kinetic な検討が必要であると思われ、後述の 5-2 章で THC モデルによる予察的な解析を行った。

77

Na
H4SiO4

Cl

HCO3

K

SO4

HS

Ca
Mg

e

anh
p

kao

tz

epi wai
clc

mic

dap

ab

mus

t-SO4

SO42Ca 2

-

HSO4

t-HS

HCl(a )
SO2(a )

第 5-1-28 図

安山岩の溶解による酸性坑井 SZ-4 号井熱水の中性化（白水越中性化検討）

第 5-1-29 図

計算値と実測値の比較（白水越中性化検討）78

5-1-4 酸性流体発生の THC シミュレーション(1) 鬼首地域の 1 次元数値モデル
鬼首地域の塩酸酸性流体発生メカニズムを解明するために、マグマから発生した酸性流体が貯留層まで上昇する地化学的な挙動を反応経路モデルによって検討したが、静的な化学平衡論では時間的な地化学（流体の化学組成、変質鉱物）変化を扱うことができない。また、流体上昇計算では計算温度・圧力変化による地化学的変化（流体の化学組成、鉱物の溶
解・沈殿）のみを計算し、その複雑さから花崗岩類と流体の反応は扱わなかった。そのため、
より現実的なモデルである流体流動を伴う kinetic な化学反応を扱うシミュレーション（いわゆる THC シミュレーション）を実施した。超臨界の THC シミュレーションは世界でも前例がない初めての解析である。
シミュレーションモデルの概念図を第 5-1-30 図に示す。ブロックの岩石は、鬼首地域の酸性流体上昇流域を模して 0～500 m 間を大深沢安山岩部層の安山岩に、500～1,400 m 間を蟹沢層の安山岩に、1,400～7,000 m 間を花崗岩類に設定した。シミュレーションに用いた物性値を第 5-1-9 表に示す。温度および圧力については、最下部および最上部ブロックの初期温度をそれぞれ 500℃および 210℃と仮定し、超臨界温度（374℃）に達する深度（5,900m）で、葛根田 WD-1a の温度分布（茂野ほか, 2000；竹野ほか, 2000；村岡・大谷, 2000）
を参考に温度勾配を変え、5,900m 以浅を 2.8℃/100m、5,900m 以深を 11.5℃/100m と設定した。初期圧力は二相状態にならないように実際の鬼首地域より高めに設定した。
火山岩地域の地熱系では、水理学的挙動のみならず、地化学的挙動もフラクチャーにより規制されているという地熱系概念モデルから、実施した THC シミュレーションではポーラ
スモデルではなく、MINC（multiple interacting continua, Pruess and Narasimhan, 1982；
1985）モデルを採用した。同じ概念で実施した MINC モデルの例として、戸高ほか（2004）
および Todaka et al. (2005) があり、ポーラスモデルと比較をして MINC モデルの方がより現実を表現していることを示している。TOUGHREACT における MINC モデルについては、Xu and Pruess (2001) に詳細が述べられている。構築した 1 次元 MINC モデルは鉛直方向に 7,000 m をモデル化しており、38 ブロック（サブグリッド数 228 ブロック）からなる。鉛直方向のブロック間隔は、0～1,000 m 間を 100 m、1,000～7,000 m 間を 200 m
間隔に設定した。サブグリッド 1 は、フラクチャー部としてブロック容積は 2％である。サブグリッド 2～6 は、2%, 5%, 10%, 30%, 51%の容積を有するマトリックス部である。
初期状態では全ブロックに酸性流体を与えた。最下部ブロックにマスソースとして酸性流体を 27 (kg/s)/km 2 になるように最下部および最上部ブロックに圧力差を与えて、一定流
量の上昇流を発生させた。電源開発㈱が実施した貯留層シミュレーションによると、放熱量から鬼首地域全体のソースを標高-1,500m の底面（4.05 km 2）から 55.6 kg/s（平均 14(kg/s)/km 2）として与えている。今回のシミュレーションは、上昇流域の中心部をモデル化しており、2 倍の流量を設定した。空隙率はフラクチャー部を 0.2 とし、各岩石タイプの空隙率がバルクとして等価になるようにマトリックス部を設定した。浸透率の設定についても同様である。なお、空隙率と浸透率は、1 次元解析であることから流路が閉塞し、計算が停止することを避けるため、鉱物の生成・溶解によって変化しない設定とした。

79

Temp. (deg. C), Press. (bar)
0

200

400

600

andesite0-1000

granitic rocks

Depth (m)

-2000

-3000

-4000

Press.
-5000

Temp.
-6000

-7000

第 5-1-30 図
第 5-1-9 表
Rock type1 次元モデルの概要（鬼首 THC モデル）

シミュレーションに使用した岩石物性（鬼首 THC モデル）
Fracture/
matrixDensity

Porosity

kg/m3

ThermalHeat

conductivity

capacity

×10-15 m2

W/(m℃)

J/(kg℃)

Permeability

Granite SC

fracture

2750

0.2

0.25

5.0

1000

Granite SC

matrix

2750

0.057

0.025

5.0

1000

Granitefracture

2740

0.2

1.0

3.3

1000

Granitematrix

2740

0.057

0.5

3.3

1000

Kanisawa F.

fracture

2840

0.2

30.0

3.3

1000

Kanisawa F.

matrix

2840

0.088

19.5

3.3

1000

Akazawa F.

fracture

2640

0.2

20.0

2.2

1000

Akazawa F.

matrix

2640

0.098

9.8

2.2

1000

(2) 地化学条件
シミュレーションに使用する最下部ブロックに与える初期流体の化学組成は未知であるが、反応経路モデル（第 5-1-31 図）の結果を使って推定した。すなわち、マグマ起源の火
山ガスが天水に吹き込んで生成した流体（超臨界地熱水 1, 500℃, 70 MPa）が周辺岩石の花崗岩類と反応して生成した酸性流体（超臨界地熱水 2, 500℃, 70 MPa）を出発点の初期80流体とした。第 5-1-10 表に示すとおり、反応経路モデルと同じ火山ガスの組成が異なる 4ケースの化学組成を酸性流体の初期値とした。岩石の化学組成（第 5-1-11 表）は、変質を受ける前の新鮮な岩石を選定した。岩石は 3 種類からなり、基盤岩の花崗岩類、鬼首地熱発電所の貯留層となっている蟹沢層の安山岩および赤沢層（大深沢安山岩部層）の安山岩である。
第 5-1-10 表

シミュレーションに使用した初期酸性熱水の化学組成（鬼首 THC モデル）
Case 1Case 2

Case 3

Case 4

pH

-

5.47

5.46

5.25

5.25

Na+

mg/kg

1250

1250

1930

1940

K+

mg/kg

544

544

842

842

Ca2+

mg/kg

48.7

49.8

257

228

Mg2+

mg/kg

2.98

3.07

15.4

13.7

Fe2+

mg/kg

167

169

776

818

Al3+

mg/kg

0.04

0.03

0.03

0.03

Cl-

mg/kg

3030

3030

5880

5880

HCO3-

mg/kg

684

684

2740

2740

H4SiO4

mg/kg

2520

2520

2500

2500

SO42- *

mg/kg

67.7

731

151

285

HS- *

mg/kg

55.0

372

73.5

171

pH is calculated at 500°C and 70MPa.
*: Concentrations include SO42- and HS- involved in redox.

第 5-1-11 表

シミュレーションに使用した鉱物組成（鬼首 THC モデル）

MineralVolume % of Minerals
Akazawa Formation

Kanisawa Formation

Basement rock

Andesite

Andesite

Granitic rocks

Quartz

14.70

25.04

23.19

Albite

22.22

42.89

34.14

Anorthite

31.31

12.06

23.12

Microcline

4.93

7.70

9.51

Diopside

1.48

1.42

-

Hedenbergite

0.98

1.04

-

Enstatite

7.32

0.91

4.75

Ferrosilite

4.91

0.68

2.10

Magnetite

1.76

2.06

1.40

Todaka et al. (2004)

Todaka et al. (2005)

Sasada (1985)

Primary:

Reference81

THC model

Reaction path model
Conceptual Model

Conceptual Model

Titration

CHIM-XPT

Meteoric water

Volcanic gas

500ºC
70 MPaTOUGH2-SC

References

H2O, HCl, CO2, SO2

Supercritical fluid 1

1-D model

Acidic Cｌ-SO4 water
Titration

Fluid flow

GraniteTOUGHREACTSC

CHIM-XPTSupercritical fluid 2
Acidic NaCl water

Upwelling of fluidwith water-rock interaction
500ºC → 250℃
70 MPa → 15 MPa

CHIM-XPT

1-D model
kinetics

Upwelling of fluid
500ºC → 250℃
70 MPa → 15 MPa

Reservoir fluid 1

Titration
Alteration minerals

Model 1

Acidic NaCl water

Reservoir fluid 1
Reservoir rock

CHIM-XPT

AndesiteComparison
Onikobeacidic fluids

Reservoir fluid 2

Model 2

Acidic NaCl water
Titration
Reservoir rock

CHIM-XPT

AndesiteComparison
Reservoir fluid 3

Onikobeneutral fluids

Neutral NaCl water

第 5-1-31 図

Model 3

TOUGHREACT-SC の酸性流体初期化学組成の推定（鬼首 THC モデル）

(3) シミュレーション結果と考察
高日向石英安山岩の噴出年代は、FT 年代で 0.35 Ma（山田ほか, 1978）、TL 年代で 0.24
Ma（本田・高島, 1986）と報告されていることから、高日向山火山活動はおよそ 0.3 Ma と考えられている。複数のケースでシミュレーションを実施したが、30 万年後のフラクチャ
ー部の流体組成を比較すると、各ケースの組成は初期火山ガス濃度の違いにより異なるものの、いずれのケースも化学変化の傾向は類似している。ケース４を例として示す（第 5-132 図）。マグマから放出されたガス（HCl, SO2, H2S, H2O など）が、天水起源の流体と混合および花崗岩と反応して初期起源流体（500℃で pH5.2）が生成する。この流体は断裂を通って上昇しながら（温度・圧力が低下しながら）花崗岩類と反応する。
この流体がモデルの初期流体であり、SO2 が含まれる NaCl 型流体（500℃で pH4）である。流体は断裂を通って上昇しながら花崗岩と反応し、温度・圧力の低下とともに SO2(aq)は不均化反応により pH が低下する。超臨界点付近で pH は 2.8 付近になり 420℃から超臨界点付近で多量の石英が沈殿する。これは Saishu et al. (2015) などの結果と調和する。
流体は上昇すると、岩石と反応することによって pH は上昇し、pH3.5 付近で一時的に安定になる（パイロフィライト－石英－緑泥石の共生による pH バッファー）。この時点では、硬石膏は不飽和状態で沈殿しないため、SO4 濃度は 100ppm 前後である。
時間の経過により変質が進むと、岩石の中和能力が低下し、pH3.5 の安定領域が貯留層深82

度まで浅くなっていく。この流体が鬼首酸性流体であると考えられ、坑井で確認されている
変質が進んだ珪化変質帯（石英－パイロフィライト－緑泥石－黄鉄鉱の鉱物組み合わせ）では、岩石の中和能力がなくなり、酸性状態（pH3.5 付近）となっている。
それより浅部では、イライトが沈殿する条件になり、pH はもう一段上昇し、最も浅部のpH は他ケースを含めると 5.3～6 程度であった。pH の上昇により HSO4-の一部が SO42-となり、流体が上昇する過程で増加した Ca2+と反応し、硬石膏が過飽和となり沈殿する。その結果、SO4 濃度は 1/3～1/2 に低下する。更に温度が低下すると、硬石膏は不飽和となり、沈殿が停止する。
この 1 次元モデルによると、SO42-が低下するためには、鬼首酸性流体（pH3.5）より中性寄り（pH4.5 付近）で硬石膏が沈殿する。このことから、鬼首酸性流体の SO42-が数 10ppmしか含まない理由は、硬石膏の沈殿によって濃度低下したことよりも、その酸性起源水が九州地方の酸性流体（白水越など）よりもマグマ起源の SO2 ガス濃度が低かったためであると推定される。より複雑な 2、3 次元モデルにすると、中性流体の混合が考慮され、更に SO4
濃度は低くなり、硬石膏の沈殿が低 SO4 酸性流体の理由ではなくなると考えられる。
7

pH

6
5
4
3
2
1 200

250

300

350

400

450

500
Na

Total conc. (mol/kg)

Cl
0.1

HCO3
K

0.01

Ca
Mg
Fe

H4SiO4H4SiO4Ca

Cl

HS0.0001
0.6 200

250

HS

300

350

400

450

p rp

0.4

SO4

SO4

0.5

500

anhydrite
quartz/10
clinochlore
daphnite
illitepyrophyllite
pyriteandalusite

and

ill

0.3

tz

dap

0.2
0.1

HCO3

Mg

0.001

e

Volume fraction

K

Na

anh
clc

p

0.0
200

第 5-1-32 図

250

300
350
400
Temperature (deg. C)

450

500

フラクチャー部の化学組成と鉱物の生成・沈殿（鬼首 THC モデル、ケース４、30 万年後）83

5-1-5 地熱系形成場の検討
世界に存在する地熱系とそれをもたらす火成活動のほとんどは、プレート収束域である
大陸縁辺部における海洋プレートの沈み込み帯か、あるいはプレート発散域である中央海嶺で生じている。また、プレートの収束域である沈み込み帯では、二つの対照的な地質現象が確認されている。その一つは、第 5-1-33 図の(a)に示すように一般にプレートの沈み込み
角度が低角（45°未満）かつ急速な場合に起こりやすい地質現象である「構造侵食」（大陸地
殻を削り取る作用）プロセスが卓越する場を形成する（古野ほか，2018）。日本列島では、葛根田地域や鬼首地域が位置する現在の東北日本弧周辺がこれに該当する。このような沈み込み角度が低角になる沈み込み帯直上の大陸縁辺部は一般的に圧縮場となり、構造侵食
で削り取られた大陸地殻物質と沈み込む海洋プレートの双方が、地表下浅所で溶融して酸性～中性のマグマを生成し、断層の会合部などに沿って局所的に上昇した小規模なストック状の花崗岩～閃緑岩類が熱水系の熱源として作用すると推定される。
もう一つは、第 5-1-33 図の(b)に示すようにプレートの沈み込み角度が高角（45°以上）の場合に起こりやすい地質現象である「付加体」を生じる場を形成する。このようなプレートの沈み込み角度が高角になる沈み込み帯直上の大陸縁辺部ないし島弧－背弧域は通常広域的な引張場となることから、ウェッジ・マントル内が上昇流（マントル・ダイアピール）を生じ易い状態になると共に、沈み込むスラブ由来の揮発性成分が地下深所（80～120km 付近）まで運ばれてウェッジ・マントルに付加され、初生的には（かんらん岩質～玄武岩質の）塩基性マグマを生じる（中島, 2016）。このようにして形成された塩基性マグマの大部分は、引張場で急速にウェッジ・マントルおよび大陸地殻内を上昇し、海底面や地表に溶岩や凝灰岩からなる大規模な火山砕屑岩相として噴出するが、残液マグマの一部はモホ面付近まで上昇した後、大陸地殻内にマグマだまりを形成して留まるものと推定される。
白水越地域を含む九州南部は、現在の太平洋側からの海洋プレートの沈み込み角度が 70°と高角であり、火山フロントの西から東への移動に伴って、引張場における中性～弱アルカ
リ性の地熱系で形成される低硫化系浅熱水性鉱脈型金鉱床の年代も西から東へ若くなることから、明らかに「付加体」を生じる場となっている。また、白水越地域の地熱系の熱源マ
グマと同質と考えられる霧島火山帯を構成する岩石類の化学組成は、御池デイサイトを除けば、かんらん石玄武岩（SiO2：49.64%）を含む玄武岩質安山岩（SiO2：53.3～57.5%）を主体とする。その他の霧島火山帯の特徴としては、多量のカルデラ堆積物を形成し、爆発的な噴火によって山体の大きさに対して火口径の大きな火山体が多く見られることで、プレートの高角度（＞70°以上）の沈み込みによる典型的な引張場で形成された火山帯であると云える。
したがって、東北日本弧の葛根田や鬼首地域の地熱系の熱源が火山底で半固結～固結した花崗岩質マグマと推定されるのに対し、白水越地域の地熱系の熱源は未固結の玄武岩質安山岩マグマと推定される。
（つまり、塩酸酸性流体の卓越する鬼首地域と、硫酸酸性流体の卓越する白水越地域では、熱源マグマから供給される熱水中の溶存成分の種類と含有量は根本的に異なっている。産総研報告書の第 3-1-1 図（沈み込み帯火山岩メルト包有物中の硫黄、塩素濃度および Cl/S 比）に示すように、マグマが塩基性になるほど、 ガス成分は硫
黄の含有量が増加し、通常沈み込み帯で生じる玄武岩質マグマは硫黄分に富む傾向にある。
現在の葛根田地域や鬼首地域は斑岩銅鉱床形成時のテクトニックセッティングで、一般的84

に高塩濃度の熱水系が形成されるのに対し、大霧・白水越地域は低硫化系浅熱水性鉱脈型金鉱床形成時のテクトニックセッティングで、一般に低塩濃度の熱水系が形成されると考えられる。
以上のとおり、鬼首地域で発生する塩酸酸性流体と白水越地域で発生する硫酸酸性流体の発生機構は、何れについても熱水の溶存成分の大部分はマグマ起源である可能性が高く、議論の余地はあるかもしれないが、酸性流体の溶存成分の違いはおそらく地熱系とその熱源マグマの成因の違い、いわゆる地質学的なテクトニックセッティングの違いによるものと思われる。

(a)プレートの沈み込み角度が低角（45°未満）の場合(b)プレートの沈み込み角度が高角（45°以上）の場合
出典：古野ほか（2018）

第 5-1-33 図

大陸縁辺部における海洋プレートの沈み込み様式の違い

5-2．酸性熱水の流動状況や分布域の変化に係るシミュレーション解析
5-2-1 酸性流体分布域把握に係る THC シミュレーション(1) 白水越地域の 2 次元平面数値モデル
白水越地域では、酸性流体が貯留層を側方流動する過程で中性化が進むという作業仮説を検証するために、流体流動と化学反応速度も加味した流体流動-化学反応シミュレーショ
ン（THC シミュレーション）を実施し、酸性流体の分布域を推定した。
東側に推定される酸性領域から WSW 方向に地熱流体が岩石と反応しながら流動する過程で中性化するとともに硬石膏の沈殿により SO4 濃度が低下するという現象を 2 次元平面
による MINC-Porous モデルを構築し計算した。実際の地熱系では西方向に流動した流体の一部は、フラクチャーゾーンの末端で温度の低下により下降し、再び東方向に流動するというような対流が生じているものと考えられるが、今回はモデルの妥当性と手法の適用性を見るためにモデルを単純化して予察的なシミュレーションを実施した。使用したシミュレ
85

ータは、OpenMP によって並列計算が可能となった TOUGHREACT(v3)である。
2 次元平面モデルの概要を第 5-2-1 図に、シミュレーションに用いた物性値を第 5-2-1 表に示す。本モデルは、白水越地域の貯留層深度である標高-300m をモデル化しており、計算領域は東西 4,600m×南北 1,500m とし、厚さは 400m である。坑井調査結果から確認されているメインのフラクチャー領域（第 5-2-1 図の太線内）を MINC モデルとし、その他の領域を Porous モデルとした。MINC ブロックは 5 分割し、サブグリッド 1 は、フラクチ
ャー部としてブロック容積が 1％、サブグリッド 2～5 は、1%、16%、 32%、50%の容積を有するマトリックスである。Fracture spacing は全方向とも 100m とした。東側（MINC
ブロックの東側）に流体流入ブロック、西側に流体流出ブロックを設け、温度圧力一定境界とし、南北はともに閉境界とした。ソースに与える流量は既存シミュレーション結果（NEDO,2003；島田ほか,2019）を参考に 3.2 kg/sec（255℃）とした。
THC シミュレーションの前に通常の貯留層（TH）シミュレーションを実施し、準定常状態にするため、100 万年の計算を行った。温度については第 5-2-1 図に示す温度分布、圧力についてはフラクチャー部（貯留層）の圧力約 6.5MPa を再現した。
THC シミュレーションでは、初期状態では全ブロックには中性流体を与え、ソースブロ
ックに酸性流体を与えた。なお、岩石物性の空隙率と浸透率は、流路が閉塞し、計算が停止することを避けるため、鉱物の生成・溶解によって変化しない設定とした。

第 5-2-1 図

2 次元平面 MINC-Porous モデルの概要（白水越 THC モデル）86

第 5-2-1 表Rock type

シミュレーションに使用した岩石物性（白水越 THC モデル）
Fracture/
matrixDensity

Porosity

kg/m3

ThermalHeat

conductivity

capacity

×10-15 m2

W/(m℃)

J/(kg℃)

Permeability

Iino lava

-

2410

0.10

0.25

1.89

825

Makizono lava

-

2360

0.10

0.45

1.72

837

Fracture 1

fracture

2358

0.45

50

1.66

837

Fracture 1

matrix

2358

0.10

0.35

1.66

837

Fracture 2

fracture

2358

0.30

10

1.66

837

Fracture 2

matrix

2358

0.15

0.35

1.66

837

Fracture 3

fracture

2358

0.20

1.0

1.66

837

Fracture 3

matrix

2358

0.10

0.35

1.66

837

(2)地化学条件
シミュレーションに使用した中性流体および酸性流体の化学組成は、白水越地域で確認されている流体（中性：KE1-6、酸性：SZ-4）を貯留層状態に計算したものである（第 5-22 表）。
計算に使用した岩石は 2 種類からなり、貯留母岩となっている飯野溶岩および牧園溶岩である。変質を受ける前の新鮮な岩石を選定し、それぞれの岩石の全岩分析値から求めた
C.I.P.W.ノルム計算値を岩石の化学組成（第 5-2-3 表）として使用した。熱力学データベー
スは、thermok.dat（Xu et al., 2012）を一部改良したデータベースを使用した。

87

第 5-2-2 表

シミュレーションに使用した熱水の化学組成（白水越 THC モデル）
Initial fluid

Source fluid(Neutral fluid : KE1-6)(Acidic fluid : SZ-4)

pH *1

-

6.57 (225℃)

4.05 (250℃)

Na+

mg/kg

486

629

K+

mg/kg

60.0

126

Ca2+

mg/kg

14.4

5.78

Mg2+

mg/kg

0.001

9.46

Fe2+

mg/kg

0.10

11.3

Al3+

mg/kg

0.51

0.31

Cl-

mg/kg

796

981

HCO3-

mg/kg

71.6

30.8

H4SiO4

mg/kg

601

1082

SO42- *2

mg/kg

44.0

267

HS- *2

mg/kg

39.2

10.5

第 5-2-3 表 シミュレーションに使用した岩石の鉱物組成（白水越 THC モデル）
MineralVolume % of Minerals
Iino lava (Andesite)

Makizono lava (Andesite)

Quartz

16.40

16.64

Albite

26.29

26.23

Anorthite

30.13

26.85

Microcline

11.36

13.19

Diopside

3.13

3.73

Hedenbergite

1.31

1.56

Enstatite

5.48

6.49

Ferrosilite

2.06

2.44

Magnetite

2.64

1.97

Primary:

Secondary:Calcite, Anhydrite, Kaolinite, Clinochlore, Daphnite, Illite, Epidote, Clinozoisite, Prehnite,
Laumontite, Wairakite, Ca-montmorillonite, Na-montmorillonite, Pyrite88(3) シミュレーション結果と考察
白水越地域の地熱系が形成された年代は明確となっていないものの、新規霧島火山の放射年代値は 20 数万年より若い年代が得られていることから（井村・小林, 2001）、30 万年まで計算した。 流体流入域に最も近く、実際に酸性流体が確認されている SZ-4付近では、pH は 6.3，6.2，5.6，5.3 と段階的に低下し、最終的に（8 万年以降）pH4.2 程度で安定する。pH が 4.2 へ低下する前にはイライトが溶解し、カオリナイトが沈殿する反応が起こり、最終的にはカオリナイト－石英－緑泥石（ダフナイト）の共生による pH バッファーが成立している（第 5-2-2 図）。
10 H+ + Fe 5Al2Si3O10(OH)8↔

Al2Si2O5(OH)4 + SiO2 + 5 Fe 2+ + 7 H2O(daphnite)(kaolinite)(quartz)

SZ-4 の西側（流体流動の下流）に位置する SZ-5（酸性流体）付近や SZ-3（流体性状未確認）でも、SZ-4 同様、pH は 6.3、6.2、5.6、5.3 と段階的に低下し、最終的に（SZ-5：
11.5 万年以降、SZ-3：15.5 万年以降）pH4.2 程度で安定した。フラクチャー部の西端に位置する KE1-6（中性流体）付近では、約 9 万年で pH が 6.6 から 6.3 へ低下し、安定する。
この時イライト-緑泥石-緑簾石-石英-硬石膏-黄鉄鉱が共存している（第 5-2-2 図）。
10 万年、20 万年、30 万年後の pH 分布を第 5-2-3 図に示す。白水越で確認されている
pH＜4.5 の酸性流体は、30 万年後には SZ-3 と KE1-6 の中間程度の位置まで分布している。
THC シミュレーションで得られた既存坑井付近の流体の化学組成（30 万年後）と既存坑井データ（実測値）を比較した結果を第 5-2-4 図、第 5-2-5 図に示す。酸性領域、中性領域
ともに計算値と実測値が概ね良い一致を示すものの、中性領域の Mg が実測値よりも高く、Fe は 実 測 値 よ り も 低 い 結 果 で あ っ た 。 本 計 算 で は 、 緑 泥 石 を ク リ ノ ク ロ ア（Mg 5 Al 2 Si 3 O10 (OH)8 ）とダフナイト（Fe5Al2 Si3O10(OH)8 ）として別々に扱っておりその量比が異なるためであると考えられる。
実際の坑井調査で確認される鉱物と計算で得られた鉱物を比較した結果、酸性領域、中性領域ともに実際に確認される鉱物と概ね整合的であることが示され、酸性流体が北東から南西方向に流動する過程で中性化する流体流動モデルの妥当性が示された。しかし、カオリナイトなど生成鉱物の再現性が課題である。
今回予察的に実施した 2 次元平面モデルでは、流体は一方向に流れるため、対流現象（酸性流体の上昇流域に中性流体が混合）などが表現できておらず、より現実的な 3 次元モデルへの拡張が望まれる。

89

90

第 5-2-2 図

pre

KE1-6

SZ-4（酸性坑井）付近及び KE1-6（中性坑井）付近のフラクチャーブロックの経時変化（白水越 THC モデル）

SZ-4

第 5-2-3 図

第 5-2-4 図

10、20、30 万年後の pH 分布（白水越 THC モデル）

酸性領域の化学組成計算結果と実測値の比較（白水越 THC モデル）91

第 5-2-5 図

中性領域の化学組成計算結果と実測値の比較（白水越 THC モデル）

5-3．手法の適用性
5-3-1 酸性熱水の発生メカニズムに係るシミュレーション解析
鬼首地域 GO-11 の貯留条件（288℃）に相当する反応経路モデルと THC モデルのケース
４の結果を比較した結果、HS 濃度を除き、良く一致した。HS 濃度については、反応経路モデルに比べて THC モデルでは実測にかなり近づいた。しかし、1 次元モデルのため、周辺への移流・拡散や周辺からの流体の混合といった現象を扱うことができないデメリットがある。
マグマ起源の酸性流体発生機構を解明するため、超臨界状態から貯留層状態のシミュレ
ーションを行った。現在、超臨界を計算できるシミュレーションコードとしては、TH コー
ドは iTOUGH2-EOS-1SC (Magnúsdóttir and Finsterle, 2015)、AUTOUGH (Croucher
and O’Sullivan, 2008)、HYDROTHERM (Kipp et al., 2008), STAR (Pritchett, 1995)があるが、THC コードは国内外を含め公開されているものはない。今回使用した THC コード
は、TOUGHREACT（v2）の EOS-1 モジュールを超臨界対応に改良したもので（Feng etal., 2020）、最新版では TH 計算において坑内流動シミュレータ（T2Well）を組み込んでいる（Xu et al., 2020）。EOS モジュールは、超臨界の EOS-1 の状態方程式（H2O）を使用しており、NaCl 水を扱うことができない。これは iTOUGH などの他のコードでも同じである。TH シミュレーションでは問題はないが、 THC シミュレーションの計算時間が非常にかかることが現時点の問題のひとつである。今回の 1 次元シミュレーションの計算で 50 万年の計算をするのに 1～2 ヶ月かかる問題がある。この問題を解決するため並列計算の改良を検討しているところであり、今後の課題である。
5-3-2 酸性熱水の流動状況や分布域の変化に係るシミュレーション解析
鬼首および白水越地域において酸性流体分布の把握の前段階における反応経路モデル（化学平衡シミュレーション）による酸性熱水の中性化検討、流体流動と化学反応速度も加味した THC モデルによる酸性流体分布域把握手法を案出し、白水越貯留層の酸性流体および中性流体と比較した結果、整合的な結果を得ることができ、手法として十分適用されるものであると考えられる。
92

今回予察的に実施した 2 次元平面 THC モデルでは、流体は一方向に流れるため、対流現
象（酸性流体の上昇流域に中性流体が混合）などが表現できておらず、中性坑井付近のフラクチャー部において、実際に確認されているワイラカイトやブドウ石が確認されないなど課題も残っている。より現実に近い酸性流体分布を把握するためには 3 次元モデルへの拡張が望まれる。これまで計算時間の問題などから 3 次元モデルでの THC シミュレーション
はほとんど実施されていない。並列計算が可能となった TOUGHREACT(v3)を使用した結果、本モデルでの計算時間は、長くて 2～3 日であり、3 次元モデルでの計算も現実的に可能となる見通しが立った。
5-3-3 化学平衡シミュレーションの妥当性確認実験
化学平衡シミュレーションの妥当性を確認するために硫黄溶解による酸性化実験および
硫酸酸性流体を使用した水－岩石反応実験を高温高圧環境で実施した。実験によって得られる流体組成変化や生成する二次鉱物を同定し、実験と同条件で計算するシミュレーショ
ン結果との比較を行った。
(1) 硫黄溶解による酸性化実験
硫黄溶解による中性熱水の酸性化実験の条件を第 5-3-1 表に示す。反応後溶液には溶け残っている硫黄粉末試薬は無く、二次鉱物の生成は確認されなかった。pH は初期熱水の 8.6
から 2.3～2.4 に低下し、SO4 濃度が 305～310mg/L 増加した。熱水中および反応後容器の大気開放の際に放出された気体が通った NaOH 溶液の分析の結果でも HS-および炭酸成分（T-CO2）はほとんど確認されず、反応中に反応容器からガスとして漏洩した可能性が高い。
これらの結果は、実験を模擬した化学平衡計算結果に一致しており、シミュレーションの妥
当性が確認された。
第 5-3-1 表

硫黄溶解実験の条件

溶液試料

大霧発電所 中性熱水

反応温度・圧力

230℃、4MPa

硫黄量28mg/70mg water(0.4 g/kg water)

反応時間

6, 24, 48, 72 時間(2) 酸性熱水-岩石反応実験
大霧発電所の中性熱水に硫酸を添加して硫酸酸性に調整した溶液試料（pH2.3）と大霧白水越地域の貯留層母岩となっている飯野溶岩（新鮮な輝石安山岩）を使用し、高温高圧下での最大 2 ヶ月の長期的な水-岩石反応実験を実施した。
本試験に先立ち、反応させる岩石の粒径を変更した試験や生成鉱物の特徴を把握するな
どの予備試験（反応温度 230℃、水/岩石比 10：1）を実施した。その結果、鉱物の同定に
は X 線回折のみでなく電界放出型走査電子顕微鏡-エネルギー分散形 X 線分析装置（SEMEDS）や透過型電子顕微鏡-エネルギー分散形 X 線分析装置（TEM-EDS）の有効性が確認できた。
予備試験の結果を基に長期の酸性熱水-岩石試験を実施した。実験条件を第 5-3-2 表に示93

す。化学平衡計算と実験結果の化学成分比較を第 5-3-1 図、実験で pH の安定した段階で確認された鉱物と化学平衡計算で沈殿した鉱物の比較を第 5-3-3 表に示す。化学平衡計算には反応時間の概念はないため、本図では便宜的に化学平衡計算の pH を基準にして、実験結果の X 軸を反応岩石量として表した。化学組成変化、鉱物組み合わせの大きな挙動としては、
化学平衡計算と実験の比較結果は課題があるものの、概ね一致し、化学平衡シミュレーショ
ンの妥当性は示されたと考える。また、現実的な現象を再現するためには反応速度を加味したシミュレーションが必要であることが確認された。今回実施したような実験と同条件で
TC シミュレーション（バッチシミュレーション）を実施することで、反応速度に関する検証解析を実施する必要がある。
第 5-3-2 表

酸性熱水―岩石反応試験の条件

硫酸酸性熱水試料

大霧中性熱水に硫酸を加えて pH=2.3 に調整した溶液

岩石

飯野溶岩（新鮮な輝石安山岩）

硫酸酸性熱水量70 g

岩石量7 g（粒径 0.3-0.5mm）

反応温度・圧力

230 ℃、4MPa

試料回転速度

2 回/分

反応時間

1、2、3、7、9、14、20、30、60 日

94

第 5-3-1 図

化学平衡計算と実験結果の化学成分変化の比較

95

第 5-3-3 表

化学平衡計算と実験結果の沈殿鉱物の比較

化学平衡計算実験（CHIM-XPT）
pH at 230℃

5.0

5.9

6.2

5.4

hematite

5.9

6.2

◎

◎

◎

〇

〇

〇

△

△

△

〇

〇

〇

XRD

XRD

SEM-EDS

SEM-EDS△anhydrite＋＋

chlorite＋＋kaolinite＋＋

quartz＋＋＋＋woodhouseite△(alunite group)
wairakite

＋
XRD

-

同定方法

-

-

TEM-EDS
SEM-EDS+：計算で沈殿する鉱物◎、〇、△：実験で確認された鉱物（◎→〇→△：多量→微量→極微量）

5-4．2 種類の流体の流動を区別するシミュレーション解析
文献調査の結果を参考に、数値モデルを用いて酸性熱水の流動状況や分布域の変化を検討するためのモデルフィールドを 2 地域選択した。対象地域は、大分県の八丁原地域とコ
スタリカ国のミラバジェス地域とし、収集した文献データ等を基にそれぞれの貯留層数値モデルを構築した。なお、八丁原地域に関しては九州電力株式会社殿（以下、九電殿）より情報提供をして頂いたため、公表文献の他、九電殿が貯留層モニタリングとして測定している種々の情報（生産井・還元井の流量データやフィードポイント・逸水層位置、地化学・坑内検層・観測井データ等）も今回の数値モデルに反映させ、より詳細なモデルを作成することができた。
両地域の数値モデルの構築に使用した数値シミュレータは、米国ローレンスバークレー研究所が開発したシミュレーションコード TOUGH2 である。また、TOUGH2 の計算モジュール（EOS：Equation-Of-State）は、水と蒸気の 3 次元的な流動を取り扱うことのできるモジュール EOS1 を使用した。本モジュールでは、物理特性は同じであるが、2 種類の流体（Water1 および Water2）を扱うことが可能である。今回は本機能を使用し、Water2 を酸性流体と模して、両地域における酸性流体の流動・分布を評価した。
5-4-1 八丁原地域(1) 地熱系概念モデル
1) 地熱系概念モデル
本地域に関する地熱系概念モデルは、Momita et al.（2000）等で公表されている。本論
文による概念モデルの概要は以下の通りである。第 5-4-1 図に平面図の概念モデルを示す。
96

【地質構造および流体流動を規制する透水性の良い構造の分布】
地質は上位より崖錐堆積物、九重火山岩類、豊肥火山岩類および宇佐層群（新第三系火山岩類）が堆積する。八丁原地域では、深度 200～500m 付近にキャップロックを示
唆する変質帯が広がる。また、地熱流体の貯留岩は豊肥火山岩類や宇佐層群である。北西-南東系および北東-南西系の断層が卓越し、これらの断層は流体の流動を規制する断裂系であり断層沿いの高透水ゾーンに貯留層が発達する。
【熱源】
九重火山群の第四紀火山活動に関連したマグマ溜りを熱源とする。また、八丁原地域の生産域周辺では黒岩山の深部に熱源が推定されている。貯留層温度は 240～300℃である。
2) 流体流動モデル
高温流体は黒岩山の深部より、まず北東-南西方向の構造を介し南西方向へと流動し、その後北西-南東方向の構造を介し、北上している。本地域の生産域は基本的に熱源に近い南部に位置し、還元域は生産域より離れた北部に配置されている。還元井は主に小松池断層や小松池副断層の北部をターゲットとしており、それらの還元熱水の一部は、高温流体と同様に北西-南東方向の構造を介し、生産域へと南下している。なお、酸性熱水を噴出する H-33
では、第 5-4-2 図に示す通り、水の酸素・水素同位体比の関係により、その他の主要な熱水と異なる特徴を持つため、別起源の高温流体の流入が想定される。よって、本数値モデルでは黒岩山付近より流動する高温流体の他にも H-33 周辺に流動する流体上昇域を想定した。
3) 酸性熱水の分布および流体流動の検討【八丁原地域における酸性熱水噴出事例】
八丁原地域の生産域において、酸性熱水の噴出坑井は八丁原断層周辺、小松池副断層周辺および NE4 断層の南西部と限られた場所に分布する。島田他（1985）では、八丁原で噴出する酸性熱水（特に八丁原断層周辺）は、硫黄の酸化還元反応が原因と推定されている。本報告では NE4 断層周辺の酸性熱水噴出坑井を対象に酸性熱水の分布および流動について検討を行う。検討対象坑井は H-33、HS-1 および H-35 である。
【対象坑井の pH 変化について】
対象坑井の pH の経時変化図を第 5-4-3 図に示す。H-33 は噴出開始時には pH=6～7程度であったが、低下傾向を示し pH=3.0 程度で安定している。次に HS-1 が掘削されるが、HS-1 は噴出開始直後より pH=3～5 程度の熱水を噴出する。最後に H-35 が掘削され、初期は pH=4～5 であったが、その後 pH=8～9 の弱アルカリ性へと変化する。
【対象坑井のフィードポイントの特徴】
対象坑井のフィードポイントはそれぞれ掘削直後に実施されたプロダクション検層
結果を参照した。これらの坑井のうち流体流入割合の最も高いフィードポイント間の97

距離は 250～500m 程度であり比較的近傍に分布する。
対象とした 3 坑井は、いずれも酸性熱水の噴出は確認されているものの、自然硫黄は確認できておらず、また変質鉱物の分布においても酸性流体の存在を示す酸性変質
鉱物はフィードポイント周辺で確認されていない。
【NE4 断層沿いの酸性熱水の分布および流体流動に係る想定】
酸性熱水の分布および流動について以下のように想定し、数値モデルにおける条件を決定した。そして、実測 pH の経時変化の傾向に対して、計算で求められた Water2（酸性流体）の濃度（Water2 がブロック内に占める質量割合）の経時変化を比較するという定性的なマッチングを行った。低 pH を再現する際の Water2 濃度の目標値は50%以上とした。これは、第 5-4-4 図に示す通り、地上で採取された H-33（pH3.0 程度）と H-35（pH8.0 程度）の熱水を 98℃の条件下で混合すると、酸性である H-33 の熱水が 50%以上混合された場合に pH が急激に低下したことを参考にした。
想定①：H-33、HS-1 および H-35 周辺には起源が同じ酸性流体が流入している。
想定②：複数のフィードポイントから異なる組成の流体が流入し、各フィードポイントの流入割合が変化することで、pH が変化する。
想定③：H-33 が長期間酸性熱水を噴出させ続けていること、および HS-1 が運用初期から
3 坑井中で最も pH の低い流体を噴出させていたことから、酸性流体は H-33 および HS-1 に近い場所（NE4 断層南西部）に位置し、その容量は継続して噴出できるほど大きい（第 5-4-5 図）。

第 5-4-1 図

八丁原・大岳地域の概念モデル平面図（Momita et al., 2000）

98

第 5-4-2 図

八丁原貯留層熱水の δ18O（H2O）と δD（H2O）の関係

H-33 周辺の酸性熱水は、①開発初期の Cl 型熱水と②基盤岩中に貯留された熱水の中間に位置する。

14.0
H-33

H-35

HS-1

12.0
10.0

pH

8.0
6.0
4.0
2.0
0.0
2003/1

2004/12

2006/12

第 5-4-3 図

2008/122010/122012/12

2014/122016/12

H-33 周辺坑井の実測 pH の経時変化

99

2018/122020/12

9

8
7

pH

6
5

4
3
2
1
0
0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

H-33噴出熱水の混合割合（%）
第 5-4-4 図

H-33 噴出熱水と H-35 噴出熱水の混合割合に基づく pH の変化

第 5-4-5 図

対象坑井周辺の流体流動平面図

100

(2) 数値モデル
1) 数値モデルの概要【グリッド分割・岩石物性分布】
数値モデルの対象範囲は八丁原発電所を中心として面積 11.6km2、深度方向は標高700m から-1,500m までの厚さ 2,200m を対象とした（第 5-4-6 図）。深度方向は各層の厚みを 100～200m とし、14 層に分割した。岩石物性分布の例を第 5-4-7 図および第5-4-8 図に示す。岩石物性分布では、本地域の主要構造を反映している。
岩石物性値（密度、空隙率、比熱、熱伝導率）は、既存データを参考に設定した。また、浸透率はヒストリーマッチング作業により試行錯誤的に求めた。
【境界条件】
境界条件は、第 3 層～第 9 層の数値モデル側面（北西・北東方向）の一部および底面の上昇域①～⑤（第 14 層）に圧力と温度が一定の開境界を設定した。
また、高温流体の流入域の他に、底面には深部での地層温度を維持するために一部（第 5-4-8 図の第 14 層においてオレンジ色および赤色で囲んだ領域）にそれぞれ 280℃
および 290℃の温度一定の境界条件を設定し、底面から熱だけが上方に伝導するようにした。一方、モデル上面については降雨の浸透を考慮し、一定量の 50℃の熱水が浸透するように設定した。

第 5-4-6 図

八丁原地域における数値モデルの対象範囲（九電社内資料を基に作成）

101

境界条件設定面

第8層（標高 -150m ～ -300m）

第6層（標高 50m ～ -50m）

第6層（標高 50m ～ -50m）

小松池副断層八丁原断層

OF4HR-30S2（F2230）
HR-36（F2174）

NE2

NE3

H-33（H0568）

NE4

小松池断層

HS-1（F0571）

HS-1（H0521）

HS-1（F0571）

第10層（標高 -500m ～ -700m）

第9層（標高 -300m ～ -500m）

H-35（I0870）

H-35（I0869）

H-35（J0871）
H-31（I0823）
H-35（I0819）

H-33（J0469）

第 5-4-7 図

貯留層数値モデルの岩石物性分布図の例

102

第12層（標高 -900m ～ -1100m）

第11層（標高 -700m ～ -900m）

OF4
NE2

NE3
H-35（K0873）

NE4
小松池断層

H-33（L0420）

小松池副断層

NW1

第14層（標高 -1300m ～ -1500m）

上昇域②(295℃,18.2MPaA)
上昇域①(290℃,18.7MPaA)
上昇域④
上昇域⑤ (260℃,22.0MPaA)(280℃,21.0MPaA)

上昇域③(300℃,21.5MPaA)

底面温度：290度
底面温度：280度

第 5-4-8 図

貯留層数値モデルの岩石物性分布図の例

2) ヒストリーマッチング（温度・圧力）
まず、準定常状態に達するまで自然状態の計算を 30 万年程度行い、その後 48 年間のヒストリー計算を実施した。自然状態では上昇域からの合計流入量は 746.4t/h であったが、ヒストリー計算終了時（2018 年 12 月 31 日）では 1438.7t/h であった。発電所運用に伴う貯留層状態の変化に応じて、高温流体の上昇域からの供給量が増加したと考えられる。
ヒストリーマッチングは、これまでの八丁原貯留層の長期変動を再現できるように、1970
年 10 月から 2018 年 12 月までの約 48 年間を対象とした。マッチングの対象とした実測データは、比較的長期に渡ってデータが蓄積されている各生産井（40 坑井程度）のシリカ温103

度および観測井 9 坑井（H-7、H-22 等）の坑内温度・圧力観測結果である。複数のフィードポイントが確認されている生産井での温度マッチングでは、それらに対応する複数のブロックの計算結果の温度をそれぞれのフィードポイントの流入割合を参考に、加重平均し求めた。後述する Water2 の濃度も同様の方法で求めた。
第 5-4-9 図にヒストリー計算に使用した坑井の生産量の経時変化の例を示す。また、生産井のシリカ温度や観測井の坑内圧力とのヒストリーマッチングの結果例を第 5-4-10 図に示す。比較的良いマッチング結果が得られていると判断した。
生産井：H-33

600
500
400

流
量 300
(t/h)

200
100
0

1970

1974

1978

1982

1986

1990

1994

1998

2002

2006

2010

2014

2018

2002

2006

2010

2014

2018

生産井：H-35

600
500
400

流
量 300
(t/h)

200
100
0

1970

1974

1978

1982

第 5-4-9 図

第 5-4-10 図

1986

1990

1994

1998

生産量の設定流量データ例

ヒストリーマッチングの結果例

3) 酸性流体（Water2）の流動・分布に関するマッチング
前述の通り、数値モデルでは NE4 断層南西部を中心とした位置に酸性流体が賦存する貯
104

留層（以下、酸性貯留層）が存在すると想定し、H-33 や H-35、HS-1 の実測 pH の経時変化の傾向と計算された Water2（酸性流体）の濃度の経時変化の傾向とのマッチングを行った。酸性貯留層の設定箇所は、試行錯誤により第 5-4-11 図で示した酸性貯留層（100m×650m×1,550m）の範囲に酸性貯留層を設定した。酸性貯留層はヒストリー計算の開始時に、当該箇所のブロックに Water2 の濃度を 100％で常時維持するように固定した。
計算で求められた Water2 の分布の時間変化を第 5-4-12 図に、3 次元可視化ソフトウェ
ア Leapfrog を用いて作成した Water2 の分布を第 5-4-13 図に、計算で求められた H-33 お
よび H-35、HS-1 の Water2 の濃度と実測 pH の経時変化を第 5-4-14 図に示す。いずれもWater2 の濃度変化は pH の推移を再現できていると考えられる。
以上の通り、H-33 や H-35、HS-1 付近の酸性流体（Water2）の流動・分布を数値モデル
によって傾向的に再現することができ、八丁原で想定している酸性流体の分布・流動モデルの検証ができたと考えられる。すなわち、八丁原を事例の１つとして、特定の坑井近辺においてその生産深度付近に酸性流体が賦存しており、そこから酸性流体が周辺の坑井に流入することで坑井の噴出流体が酸性を示すモデルが想定される。
酸性熱水生成機構に関する八丁原事例（H-33 周辺）の概念図を第 5-4-15 第 5-4-15 図に示す。実際に酸性流体を噴出する期間が比較的長期に及ぶことから、数値モデルに想定した容積よりも酸性流体の賦存量が大きい、あるいは酸性貯留層に酸性流体が供給される構造
や流動経路が存在することを示唆している。数値モデルにおいては、想定した酸性貯留層のWater 2（酸性流体）の濃度を常に 100%に維持する設定により、特定の坑井で観測された
実測 pH の経時変化傾向を計算で再現することができた。このことは、第 5-4-15 第 5-4-15
図に示すように、酸性流体が常に供給されている現象、すなわち浅部で生成された硫酸酸性の熱水が透水性の卓越した領域を伝って地下に浸透し、生産深度付近で酸性流体の賦存する貯留層が形成されるとともに、酸性流体の供給が浅部から継続している可能性を示唆している。酸性熱水生成機構の可能性の一つを、八丁原の数値モデルを事例に取り、定量的に表現することができたと考えられる。
第11層（標高 -700m ～ -900m）

第10層（標高 -500m ～ -700m）

OF4NE2
H-35（J0871）

NE3

NE4

酸性貯留層
の想定位置

H-35（K0873）

小松池断層

H-33（J0469）

酸性貯留層
の想定位置

小松池
副断層
NW1

第 5-4-11 図

数値モデルにおける酸性貯留層の想定位置の例
105

Wa e 2質量濃度分率（－）
08 ～ 107 ～ 08
06 ～ 07
05 ～ 06
04 ～ 05
03 ～ 04
02 ～ 03
01 ～ 02
0 01 ～ 0 1

第8層（標高 -150m ～ -300m）

1

2

3

4

5

6

49

0.000001

0.000001 0.000001 0.000001

0.000001

0.000001

0.000001

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

480.000001

0.000001 0.000001 0.000001

0.000001

0.000001

0.000001

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

470.000001

0.000001 0.000001 0.000001

0.000001

0.000001

0.000001

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

H-35（J0871）

第9層（標高 -300m ～ -50

H-33（H0568）
0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

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0.000001

0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0.000001

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0.000001

0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

0.000001

0.000001 0.000001 0.000001

0.000001

H-35（ 0869）
H-35（J0871）

H-35（ 0819）

HS-1（H0521）
H-33（J0469）

H-33（J0469）

酸性貯留層の想定

酸性貯留層の想定位置

ヒストリー計算 15 年後ヒストリー計算 開始時

1490.000001

45

60.000001 0.000001 0.000001

230.000001

0.000001

7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 31 32 33 34 35 36 37 38 39 40 41 42 43 44 45

0.000001

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

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0.000001

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0.000001

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0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

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9. 9943E- 07

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0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

470.000001

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0.000001

0.000001

0.000001

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0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

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9 .8 4 2 E-0 7

9. 9742E- 07

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0 .0 0 0 0 0 1

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0.000001

0.000001

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0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

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9 .3 0 9 E-0 7

7. 1078E- 07

2. 5529E- 07

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5. 6272E- 07

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0 .0 0 0 0 0 1

45
44
43
42
41
40
39
38
37
36
35
34
33
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31
30
29
28
27
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22
21
20
19
18
17
16
15
14
13
12
11
10
9
8
7
6

46

47

48

49

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0.000001 0.000001 0.000001

0.000001

0.000001

0.000001

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0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

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9. 9999E- 07

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0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

9. 9999E- 07

9. 9997E- 07

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4. 5171E- 07

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7. 7473E- 07

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1 .4 5 3 E-0 7

1. 4358E- 07

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7 .2 0 9 E-0 8

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0.000001

0.000001

0.000001

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0 .0 0 0 0 0 1

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0.000001

0.000001

0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

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9. 9961E- 07

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5. 6252E- 07

4. 0644E- 07

1. 2203E- 07

5. 8031E- 08

9. 1489E- 09

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1. 2229E- 08

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7. 6219E- 08

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2. 5612E- 07

4 .6 1 9 E-0 7

0.000001

0.000001 0.000001 0.000001

0.000001

0.000001

0.000001

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

9. 9999E- 07

9 .9 9 9 E-0 7

9. 9958E- 07

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9 .9 8 1 E-0 7

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5. 2667E- 08

1 .1 7 6 E-0 7

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4. 0505E- 07

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0.000001

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0.000001

0.000001

0.000001

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0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

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0. 000000998

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0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

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H-35（J0871）

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0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

1. 0846E- 06

0 .0 3 4 5 3 90 .0 3 8 7 2 70 .0 2 2 8 4 6

0 .0 0 9 1 4 2 1

0 .0 0 2 8 9 5 9

0. 00056621

0. 00006579

4. 4074E- 06

1. 0584E- 06

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0.000001

0.000001 0.000001 0.000001

0.000001

40.000001

0.000001 0.000001 0.000001

0.000001

0.000001

0.000001

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0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

1. 0005E- 06

3. 2023E- 06

0 .0 0 7 8 8 4 40 .0 0 7 2 3 1 7

0 .0 0 3 4 2 2 20 .0 0 1 0 1 9 8

0. 00019104

0. 000023283

2. 4635E- 06

1. 0286E- 06

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0.000001

0.000001 0.000001 0.000001

0.000001

30.000001

0.000001 0.000001 0.000001

0.000001

0.000001

0.000001

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

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3. 8985E- 06

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0 .0 0 0 0 2 4 1

0. 000003204

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1. 0001E- 06

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0.000001

0.000001 0.000001 0.000001

0.000001

20.000001

0.000001 0.000001 0.000001

0.000001

0.000001

0.000001

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

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1. 2325E- 06

0. 000014592

0. 000007911

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0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0.000001

0.000001 0.000001 0.000001

0.000001

10.000001

0.000001 0.000001 0.000001

0.000001

0.000001

0.000001

0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

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0. 000001005

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0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0.000001

0.000001 0.000001 0.000001

0.000001

ヒストリー計算 30 年後

第 5-4-12 図

4

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2

3

7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 31 32 33 34 35 36 37 38 39 40 41 42 43 44 45

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48

49

50

0 .0 0 0 0 0 1

0. 00021515

H-35（J0871）

9. 1262E- 07

7. 8161E- 07

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8 .2 9 9 E-0 7

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0 .0 1 3 4 1 9

0 .0 0 8 7 4 1 40 .0 2 0 7 8 9

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0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

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0.000001

0.842960.49069

0. 00078308

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4. 3025E- 06

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

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0.000001

0.79365

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0 .0 0 0 4 1 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

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0.000001

0.578780.25050 .0 2 3 3 7 8

0 .0 0 6 8 4 1

0. 00018025

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0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

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0.000001

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0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0.000001

0.000001 0.000001 0.000001

0.000001

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0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

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0.000001

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3. 2296E- 06

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

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0.000001

98.709 99.036 19.572 2.3068 0.1267

0 .0 4 1 3 5 4

0 .0 1 4 8 3 9

0. 00092032

0. 00017931

1. 0899E- 06

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

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0.000001

0.000001 0.000001 0.000001

0.000001

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0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

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0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

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0.000001

0.000001 0.000001 0.000001

0.000001

0 .0 0 0 0 0 1

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0.000001

0.000001 0.000001 0.000001

0.000001

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0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0.000001

0.000001 0.000001 0.000001

0.000001

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0.000001

0.000001 0.000001 0.000001

0.000001

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0 .0 0 0 0 0 1

0.000001

0.000001 0.000001 0.000001

0.000001

59.56 34.289 11.992 19.908 7.8594 5.8507

97.76 78.859 25.922 1.6323

H-33（J0469）

ヒストリー計算 48 年後発電所運用に伴う Water2 の分布状況（第 10 層）

106

Leapfrog による Water2 の 3 次元分布図（ヒストリー計算 48 年後）ﾌﾟﾛﾀﾞｸｼｮﾝ検層

Water2 質量濃度分率（－）

1

噴出時期

10

0.9

9

0.8

8

0.7

7

0.6

6

Wa ter2質量濃度（加重平均）0.55

質量濃度（H0568）

0.4

25569
43831

4

質量濃度（J0469）

0.3

pH

第 5-4-13 図

3

質量濃度（L0420）

0.2

2

実測pH

0.1

1

0
1970/10
1975/1

1980/1

1985/1

1990/1

1995/1

2000/1

2005/1

2010/1

2015/1

2020/1

H-33
ﾌﾟﾛﾀﾞｸｼｮﾝ検層
噴出時期

1

Water2 質量濃度分率（－）

0.8

Wa ter2質量濃度（加重平均）109

質量濃度（I0819）8

質量濃度（I0869）0.7

質量濃度（I0870）70.6

質量濃度（J0871）60.5

質量濃度（K0873）

5

0.4

実測pH

4

0.3

3

0.2

2

0.1

1

0
1970/1pH

0.9

01975/1

1980/1

1985/1

1990/1

1995/1

2000/1

2005/1

2010/1

2015/1

2020/1

H-35
ﾌﾟﾛﾀﾞｸｼｮﾝ検層

1
0.9

噴出時期

Wa ter2質量濃度（加重平均）

10
9

0.7

8

質量濃度（H0521）

7

実測pH

0.6

6

0.5

5

0.4

4

0.3

3

0.2

2

0.1

1

0
1970/1

pH

Water2 質量濃度分率（－）

質量濃度（F0571）

0.8

01975/1

1980/1

1985/1

1990/1

1995/1

2000/1

2005/1

2010/1

2015/1

2020/1

HS-1

第 5-4-14 図

各坑井における Water2 の濃度と実測 pH の経時変化比較107≪ ① H-35の噴出初期 ≫

H-33

HS-1

≪ ② H-33の噴出継続による変化 ≫

H-35

H-33

HS-1

標高（ｍ）

100

100

0

浅部からの酸性熱水の供給（想定：硫黄との酸化還元反応）

0浅部からの酸性熱水の供給（想定：硫黄との酸化還元反応）

-100

-200

-300

-300
中性～
弱アルカリ性
熱水-400

中性～ -500
弱アルカリ性
熱水
-600

酸
性
貯
留
層

-700
-800

-500

酸性熱水の割合が低下し、中性～弱アルカリ性熱水が上昇-600

H-33の噴出継続に伴い、深部ﾌｨｰﾄﾞ
ﾎﾟｲﾝﾄへの酸性熱水の流入量が増大-900

第 5-4-15 図

-100

-200

-400

酸
性
貯
留
層

H-35

標高（ｍ）

-700
-800
-900

-1,000-1,000：フィードポイント：フィードポイント

酸性生成機構に関する八丁原事例の概念図

4) 酸性流体（Water2）の流動・分布に関するケーススタディ
酸性流体の対策として、酸性流体の生産を抑制することが可能かどうかを検討する目的
で、H-33 周辺に仮想生産井および注入井を想定し（第 5-4-16 図）、2005 年 1 月から 2018
年 12 月まで 200t/h 噴出もしくは注入した場合の酸性流体の挙動に関し、数値モデルを用いて 4 つのケーススタディを実施した。
各ケーススタディの設定条件は以下の通りである。
⚫

ケース 1：仮想生産井 1 を 200t/h の噴出する場合⚫

ケース 2：仮想生産井 2 を 200t/h の噴出する場合⚫

ケース 3：仮想注入井 1 に 200t/h（150℃）の熱水注入する場合⚫

ケース 4：仮想注入井 2 に 200t/h（150℃）の熱水注入する場合

全てのケースにおいて H-33 における Water2 濃度の低下（pH の上昇）が確認され、生産井または注水井を近くに設けることで、H-33 の酸性流体の噴出を抑制する効果が期待される結果となった（第 5-4-17 図）。仮想生産井を想定するケースでは、H-33 と異なる断層に生産井を想定するケース 2 のほうが H-33 の pH が上昇することが期待された。これは、酸性流体の分布が拡散したためと考えられる。また、仮想注入井を想定したケースでは、仮想生産井を想定したケースよりも H-33 の pH 上昇が期待される結果となった。これは注水によって酸性流体が希釈されるためであり、温度低下とのバランスをとる必要がある。
以上のように、仮想生産井および注入井を想定することで、既存生産井からの酸性流体の噴出を抑制する効果が期待される結果が得られた。このことは、酸性流体が噴出した場合の対策として、隣接する位置に生産井を設けて酸性流体の生産を分散する方策や、隣接する位置に注水井を設けて酸性流体を地下で希釈する方策によって、酸性流体の酸性強度が緩和できる可能性を示唆している。
しかしながら、隣接する位置に生産井を設ける場合には坑井干渉による圧力低下、注入井

108

を設ける場合には温度低下が起こると予測されることから、実際のフィールドでの適用では、酸性流体を生産する生産井の出力規模と酸性強度等を考慮して、対策を講じるメリットとデメリットまたはリスクに関する十分な検討が必要である。また、本業務での検討結果は多くの仮定に基づくものであるため、実フィールドでの検証作業が今後望まれる。

第10層（標高 -500m ～ -700m）

H-35（J0871）
仮想生産井2

仮想注入井2
仮想生産井1
仮想注入井1

酸性貯留層
の想定位置

第 5-4-16 図

H-33（J0469）

仮想生産井および注入井の設定位置

Water2 質量濃度分率（－）

1

噴出時期

0.9

オリジナル

0.8

ケース1

0.7

ケース2
ケース3

0.6

ケース4

0.5

25569
43831

0.4

0.3
0.2
0.1
0
1970/1

1975/1

1980/1

1985/1

1990/1

1995/1

2000/1

2005/1

2010/1

2015/1

2020/1

H-33
1

噴出時期
オリジナル

0.9

ケース1

Water2 質量濃度分率（－）

0.8

ケース2

0.7

ケース3

0.6
ケース4
0.5
0.4
0.3

0.2
0.1
0
1970/1

1975/1

1980/1

1985/1

1990/1

1995/1

2000/1

2005/1

2010/1

2015/1

2020/1

H-35

第 5-4-17 図

各ケースにおける H-33 と H-35 の Water2 濃度の経時変化
109

5-4-2 ミラバジェス地域(1) ミラバジェス地熱地域概要
ミラバジェス地熱地域はコスタリカ国の北部に位置し、熱水卓越型の貯留層を有する地域である。なお、本地域は同国内で最初に地熱開発が行われた。本地域は Guanacaste 火山帯に位置し、Miravalles 火山の南西部の Guayabo カルデラ内に位置している（Chavarria,
2003）。
1963 年に本地域で最初の地熱調査が実施され、1970 年代からは ICE による調査が行われている。1979 年に最初の深部地熱井が掘削され、その後、1994 年に 1 号機（設備容量55MW）が運転を開始した。1 号機運転開始後、2 号機～5 号機の発電所および 3 機の坑口発電などにより発電設備の増強が行われ、現在の設備容量は 163MW である。
本地域ではこれまで生産井、還元井および観測井を含めて 52 本の深部地熱井が掘削されている（第 5-4-18 図）。本地域の坑井は現在そのほとんどにおいて Na-Cl 型の中性の地熱流体が噴出しているが、北東部に位置する 5 本の坑井で SO4 型の酸性流体が確認されている。酸性流体に関する詳細については(2) 地熱系概念モデル 4) 地化学の章で述べる。

（Chavrria, 2003）

第 5-4-18 図

ミラバジェス地域の坑井位置図および主要構造の分布
110(2) 地熱系概念モデル
数値シミュレーションを実施するにあたり本地域の地熱系概念モデルを構築した。
1) 地形構造
Vallejos（2013）および Vega et al.,（2005）によると、本地域は約 600,000 年前の噴火や火砕流の堆積により形成された直径 15km のカルデラ型の崩壊構造の中に位置している（ICE and ELC, 1986）。Guayabo カルデラ、Miravalles 火山および Paleo-Miravalles 火山体がこの範囲に存在している。また、カルデラ形成に関連して、あるいはカルデラ形成直後に、南北方向（カルデラの東部では北北西-南南東方向）にほぼ垂直の断裂が発生しており、カルデラの縁を超えて南部に La Fortuna 地溝が生じている。
Paleo-Miravalles 火山の噴出によって、Cabro-Muco から la Giganta に広がる安山岩コ
ンプレックスが東側に広がる。この周辺には北東-南西方向の断層や断裂が存在している（Vallejos, 2013）。
本地域では、古いものから新しいものまでを含めて、北西-南東方向、南北方向、北東-南
西方向、東西方向の 4 つの構造系の存在が示唆されている。これらの全ての構造は本地域の地熱系における透水性の発達に貢献していると考えられている（Vega et al., 2005）。
2) 地質構造
本地域で坑井掘削により確認された地質は、基盤岩、溶結凝灰岩層、凝灰岩および溶岩層、火山堆積物層、Cabro Muco 安山岩層、Pumitic 層および Post Cabro Muco 火山岩層である。第 5-4-18 図の A-B 断面線と C-D 断面線に沿った断面図を第 5-4-19 図に示す。
3) 熱源
最も新しい火山生成物は Miravalles 火山に関連していること、貫入岩の存在や北部で変質鉱物が観測されたこと、推定される 220℃の等温線が浅部まで延びていることから、熱源
は Miravalles 火山の活動に関連したものと推定されている。加えて、La Fortuna 地溝に関連した南北の構造に沿うように、大局的な流体流動は北から南の流動を示している（Vegaet al., 2005）。
4) 地化学
本地域の地熱流体は主に pH5.7、シリカを 430ppm 含む典型的な Na-Cl 型の中性流体である。しかしながら、北東部に位置する 5 本（PGM-02、PGM-06、PGM-07、PGM-19 お
よび PGM-64）の坑井では pH2.3～3.2 程度の SO4 型の酸性流体の存在が確認されている（Vallejos, 2013）。
5) 地熱系概念モデル
本地域の地熱系概念モデルは Miravalles 火山と関連があるマグマ体を熱源とし、深部構
111

造に沿って高温流体が上昇した後、本地域に発達する北西-南東方向、南北方向、北東-南西方向、東西方向の透水性の高い構造に沿って流動し、大局的に北側から南側への流動が生じているとされている。Vallejos（2013）による地熱系概念モデルを第 5-4-20 図に示す。
6) 酸性流体の流動モデル
上述の通り本地域の北東部には酸性貯留層の存在が認められている。酸性流体の発生と起因についてはこれまで様々な研究・論文などで取り扱われてきたが、その特性については
完全に理解できていない。しかしながら、これまで取得された地化学データに基づき、SO4型の酸性貯留層の生成モデルとして、2 つの可能性が示されている（第 5-4-21 図）。1 つは深部に存在する SO4 型の酸性流体が深部の高透水性の構造に沿って生産域である深度 3km
以浅まで上昇し、中性の貯留層流体と混合するモデル（モデル①）である。もう一つは、硫化水素に富んだ流体が浅部まで上昇し、浅部で地下水と反応（酸化）することで SO4 型の酸性流体が生成されるモデル（モデル②）であり、浅部の SO4 型の流体が断裂構造により生産域まで広がっていると推定されている（Chavarria, 2003）。

（Chavarria, 2003）

第 5-4-19 図A-B（NW-SE）断面図および C-D（W-E）断面図
112

（Vallejos, 2013）

第 5-4-20 図

ミラバジェス地域の地熱概念モデル①深部から酸性熱水が上昇するモデル②浅部から酸性熱水が流動するモデル（Chavarria, 2003）

第 5-4-21 図

ミラバジェス地域の酸性流体流動モデル

113

(3) 貯留層数値モデル
第 5-4-20 図第 5-4-20 図で示された地熱系概念モデルおよび Vallejos（2013）で実施された数値シミュレーションを参考に各計算条件を設定し、数値シミュレーションを実施した。
1) 貯留層数値モデルの概要【グリッド分割・岩石物性値】
貯留層数値モデルの対象範囲は地熱発電所を中心に 9km×12km×2.1km（標高 100m～-2,000m）を対象とした（第 5-4-22 図）、深度方向は厚みを 100m～300m とし、計 14 層に分割した。
数値モデルの構築にあたり、グリッド一つ一つに地質や断層などの情報を割り当てていくため、今回は 3 次元可視化ソフトウェア「Leapfrog」を用いた（第 5-4-23 図）。断層および地質の岩石物性値は公開されていなかったため、一般的な岩石物性値を参考にして、試行
錯誤的に求めた。設定した岩石物性分布図の一部を第 5-4-24 図に示す。
【境界条件】
境界条件に関しては Vallejos（2013）を参考に設定した。貯留層温度の急激な低下が認められている西側は閉境界とし、北側、南側および東側は開境界とし、流体の流入・流出および温度の伝播があるものとした。底面には高温流体の上昇を再現するため、Miravalles 火山が位置する北東部に高温流体の上昇域を設定した。地表境界は全て開境界とした。
2) 数値シミュレーションの実施方法
本地熱地域では 4 本の生産井で酸性流体の噴出が認められている。貯留層数値モデルの妥当性を検討するため、自然状態シミュレーションとヒストリーマッチングの 2 段階の較
正作業を繰り返し行い、本地域の開発前および運転開始後の酸性流体の流動を再現した。
ミラバジェス地熱地域の開発前段階で坑井 PGM-02 および PGM-19 で観測された酸性流体の分布を再現するため、自然状態シミュレーションの段階から酸性流体の流入域を想定
し、自然状態における酸性流体の分布の再現を試みた。その後、運転開始後に観測された酸性流体の分布を再現するため、ヒストリーマッチングを通して運転中の酸性流体の分布を再現した。
なお、Rodríguez（2010）による化学平衡計算結果（195℃）より、ミラバジェス地域では酸性流体が約 40%以上になると pH が 5 を下回るため（第 5-4-25 図）、これを酸性流体の分布域とした。

114

（Vallejos（2013）に加筆）
第 5-4-22 図

ミラバジェス地域における数値モデルの対象範囲

第 5-4-23 図

Leapfrog で作成した地質モデル（左）全体図 （右）全体図を A-B 断面で切った断面115

第4層（-200m ～ -350m）

第5層（-350m ～ -500m）

14

14

11

11

5

5
10

15

31
22 8 9

1

15

2

1

31
8 9

22

17

17

25

24

3

4

2

1

25 24

20 21

46

3

20

21

12

1
4

4

28

28

2

1 27

16 27

26

26

29

第6層（-500m ～ -650m）

14

14
11

10
31
22 8 9

15

2

1

17
25

24

46

3

20

21

12
4

28

16 27
26

29

Cabro Muco安山層
凝灰岩及び溶岩層
火山堆積物層溶結凝灰岩層
断層１
断層2
断層3
断層4
断層5
断層6
断層7
断層8
断層9
断層10
断層11
フラクチャー周辺透水層

第 5-4-24 図

空隙率 11
浸透率
熱伝導率
比熱
5
( x10-15 m 2)o
10(-)(kg/m )
(W/m C) (J/kgo C)
2X
31 1
Y
Z
22 8 92500.00.10
0.3
0.5 0.01
2.00
850.0
2500.0 17 0.10 10.0 15.0 0.4
2.00
850.0
密度

5
15

25

3

2500.046 3 0.10 25.0 20.0
242500.02.0
4.0
20 21 0.10
2500.00.10 100.0 100.0
122500.00.10 20.0 20.0
42500.00.10 20.0 20.0
28 29
2500.00.10 100.0 100.027
162500.00.10 50.0 50.0

116

2.00

850.0

0.1

2.00

850.0

3.0

2.00

850.0

0.2

2.00

850.0

0.2

2.00

850.0

1.0

2.00

850.0

0.6

2.00

850.0

2500.026
2500.0

0.10

25.0

50.0

3.0

2.00

850.0

0.10

40.0 100.0

3.0

2.00

850.0

2500.00.10

5.0 100.0

0.4

2.00

850.0

2500.0

0.10

30.0

30.0

3.0

2.00

850.0

2500.00.10 100.0

5.0

0.4

2.00

850.0

2500.0

0.10

10.0

40.0

5.0

2.00

850.0

2500.0

0.10

80.0

80.0

1.0

2.00

850.0

貯留層数値モデルの岩石物性分布図（第 4 層～第 6 層）

0.4

（Rodríguez, 2010）

第 5-4-25 図

ミラバジェス地域の酸性熱水と中性熱水の混合割合と熱水 pH の関係(4) 数値シミュレーション結果
1) 深部に存在する SO4 型酸性流体が生産域に上昇するモデル（第 5-4-21 図のモデル①）【自然状態シミュレーション】
生産還元前の安定状態の貯留層温度、圧力を再現する自然状態シミュレーションを実施した。マッチングには、Vallejos（1996）に記載されている 25 坑井の地層温度、初期圧力のデータを用いた。計算期間は数値モデル内の温度・圧力などが安定するまでの期間とした。
酸性流体の流入箇所については試行錯誤的に変更し、第 5-4-26 図に示す範囲に Water2の質量割合 100%を設定した。その結果、第 5-4-27 図で Water2 の割合が 40%以上の部分
が、酸性貯留層の範囲を概ね再現することができた。酸性貯留層の 3 次元分布（第 5-4-28図）では、熱源から Water2 が上昇し、側方流動により周辺に広がっていることが分かる。
第 5-4-29 図に自然状態シミュレーションにおける坑井の温度圧力プロファイルの実測値と計算値の比較の一部を示す。本地域の西端、南端に位置する坑井の一部では計算値の温度・圧力プロファイルと実測値に若干の乖離が認められるが、全体的には比較的良好なマッチングを得ることができた。圧力、温度の平面分布図の一部を第 5-4-30 図、第 5-4-31 図に示す。Vallejos（2013）と比較しやや南側まで高温域が広がっているが、概ね北部から南部の温度の広がりや西側の低温域などを再現できていると考える。
【ヒストリーマッチング】
次に運転開始後の生産、還元時の酸性流体の分布について、シミュレーションを実施した。
117

生産量、還元量のデータに関しては、Moya et al.（2011）に記載されているセパレータ
毎の総生産量および還元エリア毎の総還元量より、坑井 1 本あたりの生産量、還元量を推定した。ヒストリーマッチングの期間は Moya et al.（2011）にデータが公表されている 1994
年 5 月から 2010 年 7 月までの約 17 年間とした。
安定状態（運転開始前）と、運転開始から 5 年後、10 年後、17 年後の第 4 層（標高-275m）の Water2 の分布を第 5-4-32 図に示す。運転開始以降、Water2 の分布域がやや西側と南側へ拡大しているが、概ね酸性流体が確認されているエリアに広がっており、運転中の Water2の分布に関しても概ね再現することができている。
ヒストリーマッチングでは、Vallejos（2013）で公開されている坑内圧力の観測結果（第5-4-33 図）とのマッチングを実施した。第 5-4-34 図に示すとおり、圧力の観測結果と計算
値は一部の坑井で、あまり良好なマッチングが得られていない。その原因は、生産量、還元
量や坑内圧力の観測深度など、現在公開されている論文等だけでは、実際の状況を計算条件
として正確に入力できていないためと考えられる。
以上のことから、Water2 による酸性貯留層の範囲に関しては運転中の状況についても概ね再現することができたが、坑内圧力の推移については一部の坑井で再現が困難であった。
2) 浅部で生成された SO4 型酸性流体が生産域に流動するモデル（第 5-4-21 図のモデル②）【自然状態シミュレーション】
透水性分布、温度・圧力の境界条件、初期温度・圧力やマッチング対象となる坑井の温度・
圧力プロファイルに関しては、モデル①と同じ条件を適用した。そのうえで、Water2 の流入域を地表境界に設定し直した。地表境界のうち Miravalles 火山周辺にあたる第 5-4-35 図に示す範囲で、Water2 を設定したが、どのように設定しても Water2 が生産域まで十分に広がらなかった。したがって、酸性流体の分布に関しては、現在推定されているように SO4型の酸性流体が深部から上昇するモデルは計算でも概ね再現できるが、浅部で SO4 型の酸性流体が生成するモデルは計算で再現できないことが示された。

N：底面境界の設定範囲：Water2（酸性流体）の流入域

第 5-4-26 図

モデル①における酸性流体の上昇域
118

第 5-4-27 図

酸性流体の分布の計算結果と推定されている酸性貯留層の範囲の比較（左）第 4 層（標高-275m）の Water2（酸性流体）分布の計算結果、（右）推定される酸性貯留層の範囲（青線内）（灰色線はグリッド線を示す）

第 5-4-28 図

Leapfrog による Water2 の 3 次元分布図（左）地表からの平面図 （右）A-B 断面図

119

計算値

PGM-01

実測値

1000
800
600
400
200
0
-200
-400
-600
-800
-1000
-1200
-1400
-1600
-1800
-2000

0

50 100 150 200 250 300

1000
800
600
400
200
0
-200
-400
-600
-800
-1000
-1200
-1400
-1600
-1800
-2000

PGM-02
第 5-4-29 図

実測値

0

PGM-03

実測値

計算値

PGM-04

温度・圧力プロファイル（実測値および計算値）（PGM-01、PGM-02、PGM-03、PGM-04、PGM-05）

120

計算値

実測値

圧力（barA）

50 100 150 200 250 300

1000
800
600
400
200
0
-200
-400
-600
-800
-1000
-1200
-1400
-1600
-1800
-2000

計算値

温度 （℃）
50 100 150 200 250 300

標高 (m)
実測値

圧力（barA）

圧力（barA）

50 100 150 200 250 300

計算値

計算値

実測値

(m)

標高（m）

標高（m）

計算値

計算値

圧力（barA）
0

50 100 150 200 250 300

1000
800
600
400
200
0
-200
-400
-600
-800
-1000
-1200
-1400
-1600
-1800
-2000

実測値

0
1,000
800
600
400
200
0
-200
-400
-600
-800
-1,000-1,200-1,400-1,600-1,800-2,000(m)

圧力（barA）
0

温度 （℃）
50 100 150 200 250 300

標高（m）

標高（m）

実測値

0
1,000
800
600
400
200
0
-200
-400
-600
-800
-1,000-1,200-1,400-1,600-1,800-2,000標高

計算値

温度 (℃)
50 100 150 200 250 300

1,000
800
600
400
200
0
-200
-400
-600
-800
-1,000-1,200-1,400-1,600-1,800-2,000

標高（m）

標高（m）

1,000
800
600
400
200
0
-200
-400
-600
-800
-1,000-1,200-1,400-1,600-1,800-2,0000050 100 150 200 250 300

1000
800
600
400
200
0
-200
-400
-600
-800
-1000
-1200
-1400
-1600
-1800
-2000

(m)

温度（℃）
50 100 150 200 250 300

標高

1,000
800
600
400
200
0
-200
-400
-600
-800
-1,000-1,200-1,400-1,600-1,800-2,000

0

標高

温度（℃）
50 100 150 200 250 300

0

実測値

計算値

PGM-05実測値

第1層（100m ～ 0ｍ）

第2層（0m ～ -100ｍ）

58
14

37

62
63
65
5

15

42
22
23

8

44

43
25

24

45
49

9

46

20

60

10
31 1

11
7

6

2
64

66
17

3
19
47
21

55

12

4

29

28
35

16 27

59

26,56
50
51

52

( bar )

第3層（-100m ～ -200ｍ）

第 5-4-30 図

第4層（-200m ～ -350ｍ）

自然状態シミュレーションによる圧力コンター（第 1 層～第 4 層）

121

第 5-4-31 図

Vallejos(2013) シミュレーション結果と本シミュレーション結果の比較

122

ヒストリー計算開始時

ヒストリー計算 5年後

58
14

37

62
63
65
5

15

42
22
23

8

44

43
25

24

45
49

9

60

10
31 1

11
7

6

2

64

66
17

3

46

20

19
47
21

55

12

4

29

28

35

16 27

59

26,56
50
51

52

(%)

ヒストリー計算 10年後

第 5-4-32 図

ヒストリー計算 17年後発電所運用に伴う Water2 の分布状況（第 4 層（標高-275m））

123

第 5-4-33 図

坑内圧力観測結果（Vallejos, 2013）100

圧力 (barA)

80
60

40
20
0

観測値

計算値

PGM-08100

圧力 (barA)

80
60

40
20
0

観測値

計算値

PGM-09100

第 5-4-34 図

ヒストリーマッチング結果

圧力 (barA)

80
60

40

124

20
0

観測値

計算値

N

：Water2（酸性流体）の流入域
第 5-4-35 図

浅部の酸性流体を再現するために Water2 を設定した範囲（左）3 次元モデルで見た際の範囲 （右）上面から見た際の範囲(5) 数値シミュレーションによる手法に関して
数値シミュレーションに関して、論文で公開されている情報のみに基づいて貯留層数値モデルを構築しているため、坑井の坑跡やフィードポイント、逸水層の深度などについて正確に把握できていない計算条件がある。しかしながら、開発前の段階および運転中の酸性流体の平面分布に関して、SO4 型の酸性流体が深部から上昇していると想定することで実際の酸性流体の分布を概ね再現することができた。一方で、運転開始後に中性流体から酸性流体の噴出へと変化が確認された坑井 PGM-06 や PGM-07 に対しては、貯留層数値モデルでは運転開始前から既に Water2 が分布しており、生産開始後に中性から酸性になるような時
間的変化に関しては完全には再現できていない。また、公開されている論文がないため、深度方向の広がりの妥当性についても検証できていない。
酸性流体の流動に関する数値シミュレーション技術の適用については、ミラバジェス地
熱地域の事例を通じて、ある程度開発が進んで各種データが蓄積された段階であれば、酸性貯留層の分布や酸性流体の流動を計算で再現することが可能であることが示された。数値シミュレーションにより酸性流体の流動を予測できれば、掘削ターゲットの検討やケーシ
ング等の素材について予め検討を行うことができ、開発や運用の最適化に貢献できる可能性がある。したがって、シミュレーションによって予測される将来的な酸性流体の挙動が、どの程度現実と整合するのかを、八丁原地域と同様に実際のフィールドで検証することが今後の課題である。
125

6．調査結果のまとめ
6-1．各手法の成果と課題
酸性熱水の性状や発生メカニズム、分布等の評価に有効な手法を選定することを目的として、酸性流体の化学・同位体性状調査、地表探査、シミュレーション解析を行った。酸性熱水の発生メカニズムや分布などの解明に対する各手法の有効性や課題を以下にまとめた（第 6-1-1 表）。
6-1-1 化学・同位体性状調査
・マグマ起源流体の化学組成は、低圧で放出された火山ガスと、高圧下で放出された熱水とでは異なることが推定されている。高圧下で放出されたマグマ起源流体は NaCl-KClを主成分とし、液相は、葛根田 WD-1a などで確認されている濃厚塩水のように酸性度は低く、気相には HCl. SO2, H2S などの酸性成分が濃集し、地熱系に酸性熱水を供給する可能性が考えられる。しかし、マグマ起源流体の気相組成の定量はされておらず、今後の検討が必要である。
・国内各地の火山周辺で高温火山ガスや熱水系から分離した噴気ガス、熱水の Cl/S 比、
H2S/SO2 比を比較した結果、高圧下で熱水系に供給されているマグマ起源流体は、低圧下で供給されている高温火山ガスに比べて Cl/S 比が大きく、H2S/SO2 比は一桁程度大きい可能性がある。
・国内の多数の温泉水および 2 か所の地熱地域で酸性と中性の熱水の Br/Cl 比や I/Cl 比を比較したが、pH による差はなく酸性化の違いをこれらの指標で区別することはできなかった。しかし、温泉水や地熱水中の Cl、Br、I は、概ねマグマ起源水、海水、堆積物間隙水の混合で説明することができるため、それぞれの起源を検討する上で有効な手法である。
・塩素安定同位体比（δ 37Cl）は、マグマ起源水と海水の区別はつきにくいが、間隙水・堆積物等との区別は可能である可能性がある。また、火山噴気ガスのデータはこれらの物
質とは異なり、プラスの方向に大きく変動する傾向があり、浅層での気相―液相間の分別を反映しているものと考えられている。噴気ガスと pH が 3 以下の酸性温泉については、ハロゲン元素比においても分別がみられる。
・古海水や堆積物の続成作用による塩水とマグマ起源の Cl を含む温泉水はハロゲン元素
比により区別できる。火山ガスの吹込みによる強酸性の熱水は Br/Cl 比と塩素同位体比の分別を被っている。この分別がどの程度の深度範囲でおこるか、火山からどの程度の範囲まで起こりうるかは今後、一つの火山について詳細なハロゲン元素比・塩素安定同位体比分布と、分別を起こす物理化学条件を明らかにする必要がある。酸性熱水の中性化については、熱水の滞留時間との関連性を見るのに 36Cl 同位体比が指標の一つとなりうる。
・酸性と中性の熱水が得られる地点を中心に地熱熱水や温泉水を採取し、Li 同位体比、
126

B 同位体比などのデータを収集・分析して、酸性熱水の発生メカニズムの検討への有効性を評価した。その結果、同一地点で酸性と中性の熱水間で値の差異は明確ではなかっ
たが、火山ガスや海水の関与についての情報が得られる見込みがある。ただし、得られているデータが少ないことから、今後、タイプの異なる熱水や温泉水のデータの確認が望まれる。
・同一地点で酸性および中性～アルカリ性熱水を噴出する坑井を対象として変質鉱物の詳細な分析を行った。その結果、酸性熱水噴出坑井のフィードポイント周辺において酸性環境下で生成する変質鉱物は認められなかったものの、中性～アルカリ性の熱水を噴出する坑井には共通して認められるワイラケ沸石や方解石が酸性熱水のフィードポ
イントでは認められなかった。今後、鉱物種の確認のみではなくその詳細な化学・同位体組成を明らかにすることで酸性熱水の流入深度の特定に有効な成分を見出すことが望まれる。
6-1-2 地表探査
・酸性流体を含む多様な地熱系を有する霧島硫黄山火山において、MT 探査、AMT 探査、
SP 測定などを実施し、深部の熱水供給源から浅部に分布する各種地熱系に至るまでの火山体の比抵抗構造を明らかにするとともに、流体の流動の評価を実施した。また、その探査手法の開発を行った。モデルや手法の検証と高精度化および一般化が課題である。
・えびの高原霧島硫黄山地域の地表から深度 2 km までの地下構造を明らかにするために、2019 年度に AMT 法による電磁探査を、2020 年度に MT 法による電磁探査を行った。その結果、硫黄山火口の直下を除きその周辺部では、地表から海抜 500 m 程度まで 1 Ω•m 前後の極めて低い比抵抗を示す層が分布していた。以下の検討結果から、硫黄山の火口周辺の海抜 500m 付近に存在する 0.1Ω•m に達するような低比抵抗域は酸性熱水の存在する領域とみなすことができる。
➢

大地のバルクの比抵抗について、空隙を占める流体の電気伝導度と岩石の表面伝導よりいくつかの過程に基づき推定すると、岩石のバルクの比抵抗が 0.9Ω•m 以
下になるのは、空隙を満たす液体の比抵抗が 1Ω•m 以下になる場合に限られる。

➢

温泉水の pH が 3 より低い領域では比抵抗値に対して水素イオン濃度の寄与率が高くなるため、日本の主要な温泉の pH と比抵抗値が概ね直線関係を示す。この関係では pH が 2 より低い酸性熱水の比抵抗値は 1 Ω•m より小さくなる。

・熱水の昇域の地表では自然電位の正異常が発生するが、酸性熱水をもたらすような噴気活動をしている火山においては、噴気活動が活発であっても自然電位の正異常を示さないことが明らかになった。観測例を増やすとともに、比抵抗構造調査と自然電位調査を組み合わせながら自然電位の発生メカニズムをより定量化することによって、酸性熱水を探査し得る手法となり得る可能性がある。
127

・硫黄山の噴火活動に伴う地盤変動に対して、流体流動に伴う多孔質弾性体の変動解析を行った。その結果、310℃より高温の火山ガスがガス溜りに供給され、さらに地表に向かって伸びる透水性の高い通路をガスが上昇することによって地盤変動がもたらされていることが推測された。透水係数の情報を得るためこの解析を始めたが、今後、より精度の高い解析を進めるためには、湧き出しの位置や範囲などがどの程度実際の状況を反映しているか等の、モデルの妥当性についても、様々な情報を利用しつつ検討する必要がある。
6-1-3 シミュレーション解析(1) 化学反応を考慮したシミュレーション解析
技術要素として、①酸性流体発生機構、②酸性流体分布把握、③酸性化予測手法、④手法の検証と一般化の 4 要素に分類して、各メカニズムについて、適用したモデルごとにシミュレーション解析の評価を行った。シミュレーション解析に適用したモデル地域として、塩
酸酸性流体の鬼首および硫酸酸性流体の白水越について解析を行った。酸性流体の発生機構に係るシミュレーション解析のまとめとして、成果と課題を第 6-1-2 表に示す。
1) 酸性流体発生機構⚫

マグマ起源、自然硫黄起源、変質鉱物起源および酸性熱水混合起源について、反応経路モデルで検討した。その結果、マグマ起源のモデルにおいて、鬼首および白水越地域とも貯留母岩との反応により pH バッファーが成立し、実際に貯留している酸性流体と同じ pH で安定することが確かめられ、マグマ起源の可能性が示された。反応経路モデルによる化学平衡シミュレーションでは、黄鉄鉱の過剰な生成により HS 濃度が小さくなり過ぎた結果となったが、それ以外の化学組成
や変質鉱物については貯留層の地化学的特徴をほぼ再現することができた。

⚫

マグマ起源の検討をさらに発展させるため、鬼首地域において 1 次元 MINC モデルにより THC シミュレーションを実施した。その結果、HS 濃度も実データに近い値になり、THC シミュレーションにおいても貯留層の地化学的特徴を再現することができた。これにより、マグマ起源の酸性流体の発生から断裂に沿って貯留層まで上昇する地化学的挙動が示された。

⚫

鬼首酸性流体の SO42-が数 10 ppm しか含まれない理由は、硬石膏の沈殿によって濃度低下したこともあるが、その酸性起源水が九州地方の酸性流体（白水越など）よりもマグマ起源の SO2 ガス濃度が低かったためであると推定された。

⚫

マグマ起源以外の発生機構の検討のために白水越地域で化学平衡シミュレーシ
ョンを実施したが、いずれの発生機構も概念モデルや結果の整合性に欠ける結果となった。
特に、最後の計算段階で pHバッファーが成り立たない結果となった。
すなわち、これらの発生機構では白水越地域の pH4.5 程度の酸性流体が安定し128て存在しないことを示唆し、メカニズムとして成り立たないといえる。
2) 酸性流体分布把握⚫

酸性流体分布把握技術の一環として、鬼首および白水越地域において、反応経路
モデルにより酸性流体の中性化について検討した。その結果、貯留層における中性流体は、酸性流体が岩石と反応することによって中性化することで説明できる
ことが確かめられた。

⚫

中性流体は、酸性流体の中性化によって生成したという仮説を検討するために、
白水越において予察的に 2 次元平面による THC シミュレーションを実施した。
その結果、酸性流体と中性流体の坑井とシミュレーション結果が良い一致を示す
ことが確認された。しかし、2 次元平面解析の限界として混合や対流が再現されにくく、地化学的な特徴を反映するには限界があることが明らかになった。また、変質鉱物の再現性が確認されたが、一部にマッチングが十分でないところがあった。より現実的なモデルに改良することにより課題が解決され、酸性流体と中性流体の分布を推定することが可能となることが期待される。なお、白水越地域では「なぜカオリナイトのような酸性変質鉱物がほとんど捉えられないのか」という問題もあり、今後カッティングスの詳細分析が必要である。

⚫

2 次元平面解析により、課題が明らかになるとともに、これまで計算時間の問題などでほとんど実施されていない 3 次元 THC シミュレーションに見通しがついた。今後は、2 次元断面や 3 次元による THC シミュレーションを実施すること
により、酸性流体の 3 次元分布を把握することができると思われる。

3) 酸性化予測手法⚫

3 次元 THC シミュレーション手法が現実的になれば、生産・還元による流体性状の変化を予測することが可能となる。特に、酸性還元熱水の還流による生産熱
水の酸性化や酸性貯留層や周辺の酸性領域からの酸性流体の移流による酸性化などの予測が期待される。

⚫

酸性還元熱水の還流による生産熱水の酸性化の事例として、鬼首地熱発電所の127 号井で 30 年以上の生産によって徐々に中性から酸性に変化したということがある（電源開発社内資料）。また、酸性貯留層の酸性流体の移流・混合の事例としては、八丁原発電所の H-33（本研究）や Tiwi などで報告されている。なお、
Tiwi の酸性流体の起源は、δ34S などの検討からマグマ起源ではなく、酸素に富んだ浅部地下水が断層を流下することによって酸化した H2S と考えられている（Calibugan et al., 2015）。

4) 手法の検証および一般化⚫

オートクレーブによる実験とシミュレーション結果の比較により、化学平衡シミュレーション手法の検証を行った（自然硫黄の反応実験および硫酸酸性熱水を使用した水-岩石反応実験）。硫黄溶解による酸性化実験では化学平衡計算結果を再129

現することが確認された。酸性熱水-岩石反応実験では pH や化学組成の挙動、鉱物組合せを大概再現できたが、反応速度を加味しない化学平衡計算の課題も確認された。
⚫

微細な変質鉱物を同定するため、いろいろな手法を検討・試行した。現時点ではTEM-EDS によるナノスケールの X 線回折像と化学分析の組み合わせた手法を主とし、補助的に SEM-EDS による分析が最も有効と考えられるが、同定できな
い鉱物もあった。二次鉱物の結晶度の問題もあると思われ、230℃程度の実験では、数ヶ月実験しないと結晶度の良い鉱物が生成しない可能性がある。しかし、長期間の実験では、熱水が中性化することから酸性変質鉱物同定が困難となり、本研究の目的に合わなくなる。実験で生成した鉱物の同定は難しい課題である。

⚫

今後の課題としては、オートクレーブによる反応速度に関する検証（TC シミュ
レーション）がある。過去の実験とシミュレーションの比較検討した事例として、
雄勝高温岩体において、CO2 溶解水と花崗岩との反応に関して、オートクレーブ
による反応速度に関する検証解析がある（戸高ほか, 2007）。

⚫

フィールドでの検証については、今後の課題であり、実フィールドの新規坑井データの予測・検証が考えられる。さらに次の段階の検証として生産・還元による予測解析およびその検証が考えられる。

(2) 2 種類の流体の流動を区別するシミュレーション解析⚫

生産・還元などの運用変化によって酸性熱水の分布域や pH を変化させることが可能であるか検討することを目的として、生産井噴出熱水の pH が変化した実績のある地域を対象として、中性と酸性の 2 種の流体の流動・分布を予測する貯留
層シミュレーションを試みた。八丁原地域を対象としたシミュレーションでは、実際の生産井で観測された酸性流体の混合割合の変化を再現することができ、想定している酸性流体の分布・流動モデルの検証ができた。

⚫

八丁原地域を対象にした仮想生産・還元井を想定したケーススタディにおいては、
複数の生産井で同じ酸性貯留層から流体を生産する、あるいは中性の熱水を近くで還元して酸性貯留層の流体を希釈することで、生産井の酸性流体の混合割合（酸性度）を低減できる可能性が示唆された。こうした予測結果を実際にフィールドで検証することにより手法の実用性を確認することが今後の課題である。

⚫

ミラバジェス地域を対象として公表データのみに基づいて行った同様のシミュ
レーションでは、酸性貯留層の水平的な広がりを概ね再現することができた。深
度方向の広がりと時間的変化を再現することが今後の課題である。

130

第 6-1-1 表
目的
成因

手法

各手法の有効性成果

概要

Cl/S 比

〇成因の理解に貢献、酸性度評価指標に応用困難

ハロゲン元素比〇

酸性度による変化は少ないが、成因（火山ガス起源）に関する情報が得られる可能性がある

塩素同位体

△

δ 37Cl は、ハロゲン元素比と併せて火山ガスの吹込みに伴う酸性化の指標になる可能性がある。36Cl/Cl 単独では難しい

Li、B の濃度、

〇

同位体
変質鉱物

熱水の pH による差は小さいが、成因に関する情報が得られる可能性がある△

酸性熱水噴出坑井および中性～アルカリ性流体噴出坑井の変質鉱物の鉱物組合せに大きな違いは認められない。変質鉱物の硫黄同位体比分析を行い、硫黄の起源について検討を行う

化学平衡シミュ〇～塩酸および硫酸酸性流体の成因(〇)や中性化(◎)を解明。実

レーション

◎

験によるシミュレーションの妥当性を検証(〇)〇

マグマ起源の塩酸酸性流体について、深部から貯留層までの(反応経路モデル)

THC ｼﾐｭﾚｰｼｮﾝ(流 体流動-化学

流体上昇における地化学的挙動を解明

反応モデル)
分布

変質鉱物〇

酸性熱水噴出坑井のフィードポイント付近では酸性変質鉱物が生成していない。酸性熱水貯留層の周辺にはアルカリ性で生成する変質鉱物（沸石類）が分布しない可能性がある

流体包有物

△

酸性熱水噴出坑井と中性～アルカリ性熱水の噴出坑井を比（均質化温度・較するとそれぞれの値に大きな特徴は認められず、酸性熱水

氷融点温度）の分布に関する情報は得られていない

物理探査

△

活動的火山におけるモデリングを地熱地域に適用するための検討が必要流動,

THC シ ミュレ

混合ーション
貯留層シミュレ
ーション〇

硫酸酸性流体の酸性・中性域の推定を 2D 平面で実施し、ほぼ再現。2D の課題を抽出△

数値モデル上で、酸性流体の分布や生産を概ね再現。そのうえで、生産井の酸性流体の混入割合を抑制することや、近く
で中性熱水を還元することで酸性強度を低減する方法が示唆されたが、それらの方法の実効性を確認するためのフィー
ルドにおける検証作業が必要

成果：◎ 十分に有効とみなされる成果が得られた、○ 有効であると考えられる、△ 有効性がまだ認
められない

131

132

第 6-1-2 表
シミュレーション解析の成果と課題

第 6-2-1 図

酸
性
熱
水
の生
モ成
デ機
ル構
化

地熱概念モデルの更新

・坑井地質調査
・温度検層②ヒートホール掘削

133

1. 地表サンプル(①)およびコア・
カッティングス(②)の鉱物組成
2. 噴気ガス・温泉水(①)の化学・
同位体組成
3. AMT,MT探査(①)による比抵抗
構造、自然電位(①)
5.

4.

地熱概念モデルの更新
貯留層シミュレーション

・生産還元配置の検討
・掘削仕様（深度、材質など）の検討④発電計画の策定

4. 酸性熱水の生成機構検討（酸性熱水モデルの構築）5. 化学平衡シミュ
レーション

調査井熱水・蒸気の化学・同位体組成(③)
調査井熱水の化学組成(③)、コア・カッティングス等の鉱物
組成(①～③)、坑内温度・圧力(③)

コア・カッティングス等の鉱物組成(①～③)
7. MT探査による比抵抗構造(①)
8. AMT,MT探査(①)による比抵抗構
造、自然電位(①)
9. 地質構造(①～③)、温度・圧力分
布(②、③)、調査井熱水の化学組
成(③)、コア・カッティングスの鉱物
組成(①～③)10. 地質構造(①～③)、温度・圧力分
布(②、③)
6.

6. 変質鉱物の分布検討
7. AMT,MT探査による比抵抗構造解析、熱源の検討
8. 自然電位に基づく流動解
析9. 流体流動・化学反応シ
ミュレーション
10. 酸性流体流動シミュレー
ション

酸性熱水の発生メカニズムの検討
主に分布・流動に関する検討
主に成因に関する検討

地熱概念モデルの更新

・坑井地質調査
・坑内検層
・坑井特性試験・流体地化学調査③調査井掘削、噴出試験

酸性熱水の成因・分布の検討に必要なデータとその取得可能時期（上記の開発段階①～④に対応）

1. 変質鉱物の分布検討
2. 温泉の生成機構検討
3. 自然電位に基づく流動解析

酸性熱水の貯留可能性の検討

地
①地表探査
熱
資
・地質調査
源
・物理探査
の調
・地化学調査
流査
れ
地熱概念モデルの構築

6-2．各技術の適用方法
地熱地帯における酸性熱水の性状や発生メカニズム、分布を明らかにするための調査・探査・解析技術の適用方法について取りまとめた（第 6-2-1 図）。図には、一般的な地熱資源調査の流れ（上段）の各段階に応じて、酸性熱水の成因や分布の検討（中段）が実施可能となるタイミングとその検討に資する調査・解析手法を示した。これらの酸性熱水に関する検討結果は、随時、地熱概念モデルに反映され、推定される酸性熱水存在の可能性や分布状況に応じて、資源開発計画を策定する際の掘削仕様や生産・還元配置の検討などでも考慮される必要がある。なお、図の下段には、各調査・解析に使用する試料やデータが採取できる時期を記載した。

開発段階に応じた核技術要素の適用イメージ

7．利用化技術要素抽出
地熱資源の調査や開発において、酸性熱水の存在・メカニズムや分布の推定に利用可能なことが有望視される技術要素について、これまでの検討結果に基づく概要を以下にまとめる。
利用化技術要素としては、次の要素がある。
⚫

酸性流体発生メカニズムを検証するための技術（塩酸および硫酸酸性流体の発生メ
カニズムの検証など）⚫

貯留層付近の酸性熱水の分布状態について、探査データや一部坑井のデータから把握・推定するための技術⚫

生産・還元による流体の酸性化を予測する技術

これらの技術の有効性を検証し、一般化することにより、酸性流体が存在する地熱地域において次のような応用技術として実際の地熱発電所の運用に役立てることができる。
⚫

酸性熱水の噴出が懸念される場所での生産井掘削における、酸性熱水の坑内への流入を回避・低減するための技術⚫

部分的に酸性熱水が存在する貯留層において、生産・還元の制御によって酸性熱水の噴出を低減・最小化するための貯留層運用・管理技術

酸性熱水の成因、分布、混合・流動を明らかにするための技術として、地熱流体や岩石の化学・同位体性状調査、地表探査、シミュレーション解析技術の適用調査を行った。噴出流
体が酸性であった場合に化学・同位体組成からその起源について検討する方法に関しては、
これまでに報告されてきた手法や新たな手法より、成因の検討に必要な検討項目を取りまとめた。また、岩石-水の化学反応を考慮したシミュレーションでは、想定される様々な成因について検討できることが示された。今後は、情報量の少ない開発初期の段階でも現実的なシミュレーションが実施できるよう、検討を進める必要がある。
酸性貯留層の分布を明らかにする技術としては変質鉱物の分析や物理探査の適用性調査を行った。酸性流体を含む多様な地熱系を有する霧島硫黄山火山において、MT 探査、AMT
探査、SP 測定などを実施し、深部の熱水供給源から浅部に分布する各種地熱系に至るまでの火山体の比抵抗構造を明らかにするとともに、流体の流動の評価を実施した。今後、モデ
ルや手法の検証と高精度化および一般化が課題である。また、火山周辺の温泉や噴気の微量成分や同位体比などの詳細な分析を行うことにより、主にマグマ起源流体の関与の有無や中和の進行度より深部に酸性熱水が賦存しているかを検討する手法についても今後の検討が望まれる。
坑井掘削段階での酸性貯留層分布域については、今回、硫酸酸性のフィールドでも坑井のコア・カッティングスの変質鉱物に噴出流体の性状による差異が生じていることが明らか134

になった。現状では酸性熱水が供給されるフィードポイントを特定するには至っていない
ことから、今後、更に微量成分や同位体比の分析を行い、熱水性状の変化を反映している成分を明らかにし、酸性貯留層の分布域の推定に資することが望まれる。
坑井掘削により酸性熱水が噴出した際に、運用方法でその分布域が変化するかを検討するために、中性と酸性の 2 種の流体の流動・分布を予測する貯留層シミュレーションを試みた。このシミュレーションでは、化学反応は取り扱っておらず混合のみで検討しているが、熱水性状の経時的な変化を定性的に再現でき、仮定のケーススタディで生産・還元配置の変更により酸性流体の噴出状況が変化することが予測された。今後、実際のフィールドでの検証が望まれる。一方、化学反応を考慮したシミュレーションでは、2 次元平面モデルで酸性流体およびそれが中性化した流体の分布を概略把握できることが確認され、今後、更に検討を進める必要がある。
以上の結果から、今後も継続して検討すべき手法を抽出した。詳細は以下に述べる。

7-1．シミュレーション解析
7-1-1 酸性熱水の成因に関する解析手法
酸性流体の成因に関する解析手法として、反応経路モデル（化学平衡シミュレーション）
および THC モデル（化学反応・流体流動シミュレーション）による数値シミュレーション
解析がある。第 7-1-1 図に解析のフローチャートの例を示す。このフローチャートは、マグ
マ起源の酸性流体生成機構と地熱貯留層における酸性流体分布域把握の解析フローを示している。フローチャートの前半部は、酸性流体生成機構の解析の流れであり、化学平衡シミュレーションによる検討と流体流動-化学反応シミュレーションによる解析からなる。
酸性流体発生機構のシミュレーション解析を行うにあたり、どのような概念モデルでシミュレーションするかが重要である。概査・精査から発電所建設・運転までの各段階において、それまでに得られている調査データを総合的に解析して酸性流体生成に係る地熱系概念モデルを作成する。この概念モデルはメカニズムを解明するための作業仮説でもある。分布や化学組成、同位体比の特徴などから酸性流体の発生メカニズム（流体の起源）を検討す
るが、世界の酸性地熱流体の発生機構は、未だ解明されているものは少なく、ほとんどが定性的な解析である。また、酸性流体の分布を把握した研究事例はほとんどないのが現状である。
本研究で実施したように、この概念モデルに基づき、化学平衡シミュレーションあるいはTHC シミュレーションを実施し、酸性流体発生機構を検討することができる。噴気データが得られれば、そのデータをマッチングデータとして利用し、より現実的なシミュレーショ
ンをすることが可能となるが、本研究では坑井噴気データがなくても酸性起源流体の化学組成を推定することができる手法を示した。不確実性を持つ火山ガス組成については、水/
ガス比、S/Cl 比、SO2/H2S 比を変えて計算し、酸性起源流体の化学組成やその後の地化学的挙動について、そのバリエーションを見る必要があるが、本研究の範囲では地化学的な挙135動に関して大きな違いはない結果であった。今後も解析ケースを増やし、パラメトリック・
スタディを行うことが必要である。
マグマ以外の起源として、自然硫黄の溶解、酸性変質鉱物などの鉱物の溶解（明礬石, 黄鉄鉱など）、酸性流体の混合、H2S ガスの酸化などが考えられる。これらの場合も地熱系概念モデルから反応経路をモデル化し、そのメカニズムを推定することで起源を検討することができる。白水越地域の自然硫黄起源に関する解析フローの例を示す（第 7-1-2 図）。

第 7-1-1 図

次期フェーズのモデル化および検証のフローチャート（酸性流体発生機構から酸性流体分布解明まで）

第 7-1-2 図

自然硫黄起源の反応経路モデルによる解析フローチャート（白水越）136

7-1-2 酸性熱水の分布・流動に関する解析手法
酸性流体分布把握の検討の前に、酸性流体の中性化について、化学平衡シミュレーションを行い、その可能性を検討した。その結果、鬼首および白水越地域で、酸性流体が貯留母岩と反応して、pH が階段状に上昇し、中性に向かうことが推定された。岩石との反応による酸性流体の中性化現象は地熱貯留層では普遍的な概念であり、手法としても一般化できると考える。
酸性流体発生機構に係るモデルを検討すること以上に、貯留層を形成する地熱系を包括した範囲で地質、物理探査、地化学の多くのデータを検討し、矛盾なく説明できる地熱系概念モデルを作成することが重要である。そのモデルにしたがって、酸性流体を含む１つの地
熱系を解析範囲とした貯留層モデル（TH モデル）を作成し、最初に自然状態シミュレーシ
ョンを行う。
次に、自然状態を再現した貯留層モデルを使って、化学反応を加味した THC シミュレーシ
ョンを行う。岩石のデータや中性流体および酸性流体の化学組成は、実測値が得られていればそれらを使うことが望ましいが、データがない場合は酸性流体発生機構で検討した反応
経路モデルから推定することも可能である。モデル領域を構成する岩石は，実際の岩石の分析値を使用する。白水越地域の解析では，変質の過程を見るために新鮮な岩石を分析し，それを入力データとした。
白水越地域では 2 次元平面モデルを作成し、酸性流体の分布に関する予察的な解析を実施した。THC シミュレーションの前に貯留層（TH）シミュレーションを行い、自然状態を計算する。地熱系が形成された年代を考慮し、30 万年の計算を行い、既存坑井のブロックなどで pH が安定していることを確認してシミュレーションを終了している。他の成分や鉱物組合せが実データと整合的であることを確認する。マッチングが不十分な場合は、地化学的なパラメータを修正して地化学のモデルを改良することになる。さらに TH モデルまで戻って改良することもよくある。今回の予察シミュレーションにおいて、酸性流体分布を概略把握できることが確認された。
THC シミュレーションにより、3 次元で自然状態の酸性流体分布が把握されれば、生産・還元シミュレーションにより擾乱された状態について、貯留層シミュレーションの温度、圧力変化だけでなく、将来の流体性状変化の予測が可能になる（詳細は 7-1-3 章を参照）。
7-1-3 開発段階における適用
各地熱開発の段階におけるシミュレーション技術適用のイメージとその流れを第 7-1-3
図に示す。一般に調査を行い、新たなデータが加われば、地熱系概念モデルが修正されていく。これまでの地熱系概念モデルは、「熱構造」、「貯留構造」および「流体流動」のいわゆる「地熱の 3 要素」で表していたが、これに酸性流体の特徴、発生メカニズム、分布といった「酸性流体」の要素を新たに加えるイメージである。これまでも「地熱の 3 要素」に酸性流体の概念は入っていたが、多くの場合火山ガス吹込水や高温蒸気加熱水（steam heated137water）などの温泉水の生成メカニズムを除いて、モデルとしてあまり注目されていなかった。酸性流体を開発する地域では、酸性流体にスポットライトを当てて概念モデルを構築する必要がある。例えば、熱源となっているマグマとの関連性の有無、貯留構造としての変質状態、貯留構造と熱構造から推定される酸性流体の上昇流域、側方流動による酸性流体の中性化などであり、酸性流体を検討するには全ての要素が深く関わった解析を行う必要がある。地熱系概念モデルは、各種地表調査や調査井の掘削によって得られたデータを総合的に解析し、科学的なデータによる裏付けにより表現された当該地熱地域の理解を示したものであり、作業仮説である。地熱系概念モデルは、最終的には発電出力検討のための定量的な貯留層評価（貯留層シミュレーション）の基礎となり、酸性流体に着目した地熱系概念モデ
ルから行われる THC シミュレーションは、今後の酸性地熱ポテンシャル評価の最終形になると考えられる。
地熱開発のフローは、地熱関連図書で書かれているので（例えば、地熱エネルギーハンドブック）、ここでは省略し、酸性流体のシミュレーションに関係のあるものについて述べる。
概査および精査段階では、地表調査が中心であり、調査井掘削や噴気試験は限られている。
しかし、どの段階においても総合解析を行って概念モデルを構築することは可能であり、実施しなければならない作業である。その時点でのモデルの不確実性を明らかにし、その後の適正な調査方針を策定しなければならない。酸性流体に関しては、この段階では噴気データがない場合もあるが、その場合でも坑井データがあれば、酸性変質鉱物の分布などから酸性流体の可能性を検討することができる。酸性流体の可能性があれば、酸性流体発生機構のプロセスを反応経路モデル（化学平衡シミュレーション）によって推定することが可能である。
酸性起源流体を直接採取・分析することはほとんどの場合できないため、温度・圧力条件での平衡鉱物を推定し、化学平衡シミュレーションによって出発点となる化学組成の推定を試みることになる。
計画・評価段階では、多くの坑井が掘削され、酸性流体を噴出する坑井が得られていれば、いろいろな検討が可能となる。反応経路モデルでは、実データとの比較によって酸性流体発生機構の地化学的挙動が明らかにすることができる。また、THC シミュレーションによってカイネティックな解析が可能となる。酸性流体分布については、THC シミュレーション（自然状態）によって把握し、3 次元的な分布を推定することが可能となる。また、多くの噴気データがあれば、酸性・中性流体の分布の精度が向上すると思われる。その他、化学平衡シミュレーションで坑内スケールの検討を行った事例が数多く報告されている（Akaku
et al., 1991；Todaka et al., 1995；Ajima et al., 1998）。
発電所建設段階では、生産井と還元井の掘削前に、評価段階で構築された酸性流体に係る地熱系概念モデルを修正し、3 次元 THC シミュレーション解析し、酸性流体分布域の推定を行うことになる。開発範囲の検討や開発後の流体の性状変化（中性流体の酸性化や酸性流体の中性化）を予測することや腐食対策の検討（ケーシングパイプや地上配管などの材質検討）に資することができる。腐食対策の検討には、NEDO 研究開発の腐食など予測・対策
138

管理技術（NEDO, 2018）や酸性熱水利用のための化学処理システム開発（NEDO, 2019）
が有用であると思われる。適切な腐食対策や化学処理技術によって、酸性流体の利用範囲を拡大することが期待される。
発電所運転になれば、その後の地化学的な挙動もモデル修正のマッチングデータとして重要なデータとなり、化学性状の変化予測をすることになる。これらの地熱系概念モデルは、貯留層シミュレーションにフィードバックされ、より精度の高い解析が可能となる。将来的には、並列計算などの処理技術の向上により、貯留層モデリング（TH シミュレーション）と THC モデリングの境界はなくなるものと思われる。現在 TOUGHREACT(v3)は OpenMPによる並列計算が可能となっている。

139

7-2．地化学解析

7-2-1 概要

酸性熱水と中性熱水が共存している地点では、酸性熱水を避けて中性熱水の利用を行う

ため、あるいは予め必要な酸性熱水対策を施すために、酸性熱水分布域を把握することが望まれる。酸性熱水を噴出する坑井で複数のフィードポイントが確認されている場合、掘削途

中の仮噴出試験や坑内サンプリングによって各フィードポイントの熱水性状が明らかにされている場合もあるが、多くの場合は複数のフィードポイントの内のいずれの深度から酸性熱水が供給されているか明確でない場合が多い。そのような場合には、フィードポイント

140

酸
性
流
体
発
生
機
構
・
分
布
域
を
把
握
す
る
技
術

地
熱
開
発
フ
ロ
ー
貯留層評価
（貯留層ｼﾐｭﾚｰｼｮﾝ）• 生産還元配置の検討• 地上設備の検討•

酸性流体発生機構•••

実際の酸性流体性状
実際の中性流体性状
実際の変質鉱物

•
必要 •
データ
•
•
•
出力 •
データ •
•

THCｼﾐｭﾚｰｼｮﾝ

次期研究段階（検証）

流体流動モデル（温度、圧力、透水性）
コア・カッティングスなどの地質データ⇧新たな分析手法による微量・微細分析適用
地熱流体の化学組成
化学平衡ｼﾐｭﾚｰｼｮﾝ結果
pH分布
酸性流体性状 ←検証→ 実際の酸性流体性状
中性流体性状 ←検証→ 実際の中性流体性状
生成変質鉱物 ←検証→ 実際の変質鉱物

本研究段階（予察）本研究段階

酸性流体発生機構解明（酸性流体の中性化機構検討）

THCｼﾐｭﾚｰｼｮﾝ(TOUGHREACT)

←比較→
←比較→
←比較→

•
出力
•
データ
•
酸性流体性状中性流体性状
生成変質鉱物

地熱系概念モデルを基にした反応経路モデル
コア・カッティングスなどの地質データ⇧新たな分析手法による微量・微細分析適用
地熱流体の化学組成

•
必要 •
データ
•

運開後の酸性流体性状・分布の変化予測

生産井・還元井掘削
地上設備建設
貯留層管理

建設
運転

貯留層ｼﾐｭﾚｰｼｮﾝにﾌｨｰﾄﾞﾊﾞｯｸ
生産還元井の最適化、腐食対策

酸性流体に着目した地熱系概念モデルの作成・修正

調査井掘削
噴気試験
総合解析

評価
計画

反応経路モデルによる化学平衡ｼﾐｭﾚｰｼｮﾝ（SOLVEQ-XPT,CHIM-XPT）

•
•
•

精査

酸性地熱流体発生機構に関するシミュレーション技術適用のイメージとその流れ

化学平衡ｼﾐｭﾚｰｼｮﾝ

地質調査、物理探査、
地化学調査
ヒートホール調査
総合解析

第 7-1-3 図

•
•

•

概査

周辺で酸性変質鉱物の種類や分布に基づいて酸性熱水の分布域に関する検討が行われている。ただし、酸性熱水の多くを占める硫酸酸性の熱水の場合、高温下では硫酸の解離度が低く酸性度が高くないことから、典型的な酸性変質鉱物が生成されない。
本業務で八丁原地域の酸性熱水を噴出する生産井と中性熱水を噴出する生産井を対象として変質鉱物を詳細に分析したが、フィードポイント周辺で酸性変質鉱物は確認されなかった。一方、中性熱水を噴出する生産井には普遍的に確認されている沸石や方解石が、酸性
熱水を噴出する生産井では限定的にしか認められなかった。このように、酸性変質鉱物が生成する条件ではなくても、酸性熱水が貯留・流動した際には岩石と水の双方に何らかの地化学的特徴が残されており、関与した流体の温度や性状の違いによってその特徴が異なることが期待される。今後、更に地熱井のコア・カッティングスを対象とした地球化学的アプローチにより、岩石-水反応に起因する元素組成異常の有無を把握し、酸性地熱流体の性状や分布域を推定するために有用な元素を検証するとともに、その地球化学的アプローチの手法を確立することが望まれる。
7-2-2 調査方法
噴出する生産井熱水の性状に関わらず普遍的に分布する鉱物を対象として、その中に含まれる微量成分や同位体比の分析を行うことにより、熱水性状の違いを反映する項目を明らかにする。八丁原ではキャップロック深度より深部では、硬石膏や緑泥石といった変質鉱物が断続的に存在する。硬石膏（CaSO4）は硫酸イオンを含む鉱物の一つであり、熱水中のδ 34S(SO4)は酸性熱水と中性熱水とで値に差があることから、鉱物中の値と比較することによりその流入深度に関する情報が得られる可能性がある。また、Ca と同族の Sr の含有量
や Sr 同 位 体 比 な ど も 貯 留 岩 石 種 の 特 徴 を 反 映 す る 。 一 方 、 緑 泥 石（(Mg,Fe,Al)6(Al,Si)4O10(OH)8）には Mg イオンや Fe イオン、Al イオンなどが含まれており、これらの成分は中性熱水に比べて酸性熱水に多く含まれる成分であることから、鉱物中のこれらの含有量は貯留・流動した熱水の性状を反映している可能性がある。これらの成分を含めて様々な微量成分の分析を行い、流体性状の違いを反映している項目を抽出する。また、複数の坑井で深度方向の各成分の分布を明らかにすることにより、酸性貯留層の分布域を推定する。
7-2-3 酸性地熱流体賦存ポテンシャル評価
マグマ起源流体が関与する酸性地熱流体賦存に関するポテンシャル評価を行うことを最終的な目的として、マグマ起源流体の供給形態（気相、液相等）および酸性熱水の中和反応の進行度に着目した検討を行う。
(1) マグマ起源流体の供給形態（気相、液相、超臨界）に関する検討
多くの地熱流体の Cl の起源としては、Br/Cl-I/Cl などより概ねマグマ起源流体が混入していると考えられる。ただし、それらがすべて酸性熱水となっているわけではなく、マグマ
141

起源流体の供給形態（気相、液相、超臨界）によって熱水が酸性化するか否かに差が生じていると考えられる。マグマ起源流体の上昇形態を決定づける要因を究明し、マグマ起源流体
供給形態の違いと酸性流体発生の関連性について検討する。具体的には、火山周辺において噴気ガスおよび温泉掘削井の微量化学成分・同位体組成の地域分布を把握し、火山性成分の上昇する地点と火口までの距離の関係や酸性流体上昇域の検討のための手法の開発を目指す。
HCl などのマグマ脱ガス成分の分布は低 pH 流体の賦存する地域分布を考えるうえで必要不可欠であり、新規の地熱開発地点の選定には考慮に入れるべきである。この目的のため、火山周辺において噴気ガスおよび温泉掘削井の微量化学成分および同位体組成の地域分布を把握し、火山性成分の上昇する地点と火口までの距離の関係、マグマ流体・マグマ脱ガス
成分各々の上昇域および上昇形態（気相、液相などの差）を決定づける要因を究明し、酸性
流体上昇域の検討を行う。
(2) 中和反応の進行度に関する検討
マグマ起源の酸性熱水は、岩石-水間の中和反応が進行することにより中性熱水へと変化するため、中和反応の進行度から酸性熱水の分布域が推定できる可能性がある。水-岩石反応 の 進 行 に よ り 、 熱 水 の 酸 化 還 元 状 態 や 硫 化 状 態 は 、 流 体 卓 越 型 の MagmaticHydrothermal system から岩石との反応卓越型の Geothermal system へと変化する。この変化は H2/H2O 比（酸化還元状態）や H2/H2S 比（硫化状態）の変化として地表などに現れることが期待される（第 7-2-1 図）。これら両指標の有効性を評価し、噴気などの地表兆候のデータを適用した酸性熱水分布域の推定に係る指標としての適用手法の確立を目指す。
具体的には、火山周辺や地熱地域の噴気などガス組成調査および文献調査を行い、そのデー
タの検討により評価・検討を行う。

142

（Einaudi et al., 2003 に加筆）
第 7-2-1 図

熱水の酸化還元状態と硫化状態

143

8．まとめ
本委託研究は酸性地熱流体の成因や空間的分布を明らかにすることを目的として、2018年度から本年度を最終年度とし実施した。本年度は以下の項目を実施し、全体の成果を取りまとめ、酸性熱水の性状や発生メカニズムを明らかにするための評価方法の提案および酸性熱水を利用するための具体的技術の開発要素を抽出した。
(1) 情報収集
酸性熱水の性状や産状、発生メカニズム等に係る情報収集をすることを目的として、文献の収集および各専門家等との意見交換を実施した。
(2) 化学・同位体性状調査
以下の項目について検討した。
1) Cl/S 比2) ハロゲン元素比
3) 塩素同位体比4) リチウム同位体比5) ホウ素同位体比6) 地質解析
7) 発生メカニズム分類への適用
Cl 濃度と SO4 濃度の関係や Na-K-Cl の関係、δ 18O(H2O)と δD(H2O)の関係、Li/Cl 比とB/Cl 比、Br/Cl 比と I/Cl 比、δ 34S、Cl 濃度や SO4 濃度と比エンタルピーの関係、変質鉱物との対比などは酸性熱水の発生機構や分布を検討する上で有効な手法と判断される。
上述の手法のみでは、火山活動による酸性熱水であるのかその他の要因によるものであるのかを明確に分類できない場合もあるため、さらに適用可能な指標を見出すことが望まれる。
これまで、塩素同位体比（δ37Cl、 36Cl/Cl）、リチウム同位体比（δ7Li）、ホウ素同位体比（δ 11B）などの分析を行っているものの、現時点ではそれぞれ単独の組成でどの地点にも共通するような酸性熱水と中性熱水との差異は認められていない。ただし、それぞれ起源や化学反応に応じた特徴を示すことから、これらを組み合わせることによって酸性熱水の起源に言及できる可能性がある。また、酸性熱水を噴出する坑井のフィードポイント周辺で酸性変質鉱物が確認されていなかった地域で、中性熱水を噴出する坑井では普遍的に分布している鉱物が酸性熱水を噴出する坑井では認められなかった坑井があったため、それらの要因をさらに検討することが望まれる。この他、酸性熱水に限定した手法ではないが、貯留層の分布域を検討するための手法として、岩石と熱水間の 87Sr/ 86Sr や δ 34S、希土類（REE）
パターンなどの比較が行われており、今後、これらの適用性について検討することが望まれる。
144

(3) 地表探査
霧島硫黄山周辺で実施した探査結果を踏まえ、以下の項目について解析を行い、地熱貯留層での酸性熱水発生の原因となる火山性（マグマ起源）流体の供給過程を把握するための地表探査手法の検討を行った。
1) 霧島地熱地域の 3 次元比抵抗構造
2) えびの高原硫黄山地域の 3 次元比抵抗構造
3) 比抵抗構造を基にして降雨の影響を除いた自然電位分布4) 地盤変動シミュレーション
霧島硫黄山の結果では、霧島硫黄山の海抜 500 m 付近に存在する低比抵抗域は場所によって 1 Ω•m 以下の極めて低い比抵抗を示しており、これらは、変質鉱物の有無にかかわらず、空隙に pH2 より小さい酸性熱水が存在することを示す可能性がある。また、観測値からインバージョンによって求められる比抵抗値にはファクターの違いを議論できるほどの分解能はない。しかしながら 0.1 Ω•m のオーダーで解析される領域には酸性熱水が存在する可能性が高いと推定され、硫黄山の火口周辺の海抜 500m 付近に存在する 0.1 Ω•m に達するような低比抵抗域は酸性熱水の存在する領域とみなすことが可能である。
自然電位の定量的な解析を試みた結果、酸性熱水をもたらすような噴気活動をしている火山においては、噴気活動が活発であっても自然電位の正異常を示さないことが明らかになった。
地盤変動シミュレーションでは霧島硫黄山における酸性熱水と地盤変動の因果関係についてケーススタディを実施した結果、310℃より高温の火山ガスがガス溜りに供給され、さらに地表に向かって伸びる透水性の高い通路をガスが上昇することによって地盤変動がもたらされていることが推測され、比抵抗構造から硫黄山直下に火山ガスの上昇域が推定されることと調和的な結果を得た。また、地表からの流体の放出量等から湧き出し量を把握できれば、透水係数を推定できる可能性が示された。
よって、霧島硫黄山周辺で実施した地表探査結果から、霧島硫黄山の地下での酸性熱水の存在領域を推定できる可能性が示された。今後は観測例を増やすとともに、地化学調査の結果から推定した概念モデルや熱水流動との関係性を検討すべきである。
(4) シミュレーション解析
1) 酸性流体発生機構
マグマ起源、自然硫黄起源、変質鉱物起源および酸性熱水混合起源について、反応経路モ
デルで検討した。その結果、マグマ起源のモデルにおいて、鬼首および白水越地域とも貯留母岩との反応により pH バッファーが成立し、実際に貯留している酸性流体と同じ pH で安定することが確かめられ、マグマ起源の可能性が示された。黄鉄鉱の過剰な生成により HS
濃度が低くなり過ぎた結果となったが、それ以外の化学組成や変質鉱物については貯留層の地化学的特徴をほぼ再現することができた。
145

鬼首地域において 1 次元 MINC モデルにより THC シミュレーションを実施した。その結果、HS 濃度も実データに近い値になり、THC シミュレーションにおいても貯留層の地化学的特徴を再現することができた。これにより、マグマ起源の酸性流体の発生から断裂に沿って貯留層まで上昇する地化学的挙動が示された。なお、酸性流体が SO42-を数 10 ppm
しか含まない理由は、硬石膏の沈殿によって濃度低下したこともあるが、その酸性起源水が九州地方の酸性流体（白水越など）よりもマグマ起源の SO2 ガス濃度が低かったためであると推定された。
マグマ起源以外の発生機構の検討を白水越地域で実施したが、いずれもメカニズムとして概念モデルや結果の整合性に欠ける結果となった。
2) 酸性流体分布把握
鬼首および白水越地域において、反応経路モデルにより酸性流体の中性化について検討した。その結果、貯留層における中性流体は、酸性流体が岩石と反応することによって中性化することで説明できることが確かめられた。
酸性流体の中性化という仮説を検討するために、白水越において予察的に 2 次元平面による THC シミュレーションを実施した。その結果、酸性流体と中性流体の坑井とシミュレーション結果が良い一致を示すことが確認された。しかし、2 次元平面解析の限界として混合や対流が再現されにくく、地化学的な特徴を反映するには限界があることが明らかになった。また、変質鉱物の再現に課題があった。より現実的なモデルに改良することにより課題が解決され、酸性流体と中性流体の分布を推定することが可能となることが期待される。
2 次元平面解析により、課題が明らかになるとともに、これまで計算時間の問題などでほとんど実施されていない 3 次元 THC シミュレーションに見通しがついた。今後は、2 次元
断面や 3 次元による THC シミュレーションを実施することにより、酸性流体の 3 次元分布を把握することができると思われる。
2 つの流体を用いたシミュレーション解析では、八丁原およびミラバジェスを例に解析を行った結果、比較的良いマッチング結果が得られ、酸性流体の流動および分布を再現できた。
また、ケーススタディでは仮想生産井および注入井を想定することで、既存生産井からの酸性流体の噴出を抑制する効果が期待される結果が得られた。よって、酸性流体の流動および分布を把握できる可能性が示された。
3) 酸性化予測手法
3 次元 THC シミュレーション手法が現実的になれば、生産・還元による流体性状の変化を予測することが可能となる。特に、酸性還元熱水の還流による生産熱水の酸性化や酸性貯留層や周辺の酸性領域からの酸性流体の移流による酸性化などの予測が可能となることが期待される。
酸性還元熱水の還流による生産熱水の酸性化の事例としては、鬼首地熱発電所 127 号井146

で、酸性貯留層の酸性流体の移流・混合の事例としては、八丁原発電所の H-33（本研究）や Tiwi などで報告されている。なお、Tiwi の酸性流体の起源は、δ34S などの検討からマグマ起源ではなく、酸素に富んだ浅部地下水が断層を流下することによって H2S が酸化したと考えられている（Calibugan et al., 2015）。
4) 手法の検証および一般化
オートクレーブによる実験とシミュレーション結果の比較により、化学平衡シミュレー
ション手法の検証を行った。自然硫黄の反応実験では化学平衡計算結果を再現することが確認された。酸性熱水-岩石反応実験では pH や化学組成の挙動、鉱物組合せを大概再現できたが、反応速度を加味しない化学平衡計算の課題も確認された。
微細な変質鉱物を同定するため、様々な手法を検討・試行した。現時点では TEM-EDS によるナノスケールの X 線回折像と化学分析を組み合わせた手法とその補助的な SEM-EDS
による分析が最も有効と考えられる。二次鉱物の結晶度が悪いことや微細な鉱物の単独分
析が困難であることから同定できない鉱物もある。230℃程度の温度では、数ヶ月実験しな
ければ結晶度の良い鉱物に成長しない可能性がある。しかし、今回の実験条件で数ヶ月反応させた場合、熱水の中性化が進み、酸性変質鉱物同定という実験の目的に合わない。そのため、水/岩石比などの実験条件を変更して酸性状態を長期間維持するための検討が必要である。
今後の課題としては、実験条件の変更、オートクレーブによる反応速度に関する検証（TC
シミュレーション）および実フィールドの新規坑井データの予測・検証が考えられる。さらに次の段階の検証として生産・還元による予測解析の検証が考えられる。
(5) 利用化技術要素抽出
酸性流体が存在する地熱地域での地熱資源利用技術について、開発が見込まれる技術要素を抽出し、今後の研究フェーズに進展させるための提案を行う。利用化技術要素としては、次の要素がある。
⚫

酸性流体発生メカニズムを検証するための技術（塩酸および硫酸酸性流体の発生メ
カニズムの検証など）⚫

貯留層付近の酸性熱水の分布状態について、探査データや一部坑井のデータから把握・推定するための技術⚫

生産・還元による流体の酸性化を予測する技術

1) シミュレーション① 酸性熱水の成因に関する解析手法
酸性流体の成因に関する解析手法として、反応経路モデル（化学平衡シミュレーション）
および THC モデル（化学反応・流体流動シミュレーション）による数値シミュレーション
147

解析がある。酸性流体発生機構のシミュレーション解析を行うにあたり、どのような概念モ
デルでシミュレーションするかが重要である。
概念モデルに基づき、反応経路シミュレーションあるいは THC シミュレーションを実施
し、酸性流体発生機構を検討することができる。噴気データが得られれば、そのデータをマッチングデータとして利用し、より現実的なシミュレーションを行うことが可能となるが、本研究では坑井噴気データがなくても酸性起源流体の化学組成を推定することができる手法を示した。本研究の範囲では地化学的な挙動に関して大きな違いはない結果であった。今後も解析ケースを増やし、パラメトリック・スタディを行うことが必要である。
マグマ以外の起源として、自然硫黄の溶解、酸性変質鉱物などの鉱物の溶解（明礬石, 黄鉄鉱など）、酸性流体の混合、H2S ガスの酸化などの場合も地熱系概念モデルから反応経路をモデル化し、そのメカニズムを推定することで起源を検討することができる（白水越地域の自然硫黄起源に関する解析）。
② 酸性熱水の分布・流動に関する解析手法
酸性流体分布把握の検討の前に、酸性流体の中性化について、化学平衡シミュレーションで検討した。その結果、鬼首、白水越地域で、酸性流体が貯留母岩と反応して、pH が階段状に上昇し、中性に向かうことが推定された。
酸性流体分布把握に関して地熱系概念モデルを作成することは重要な作業である。そのモデルにしたがって、酸性流体を含む１つの地熱系を解析範囲とした貯留層モデル（TH モデル）を作成し、最初に自然状態シミュレーションを行う。次に、自然状態を再現した貯留層モデルを使って、化学反応を加味した THC シミュレーションを行う。
白水越地域では 2 次元平面モデルを作成し、酸性流体の分布に関する予察的な解析を実施した。THC シミュレーションの前に貯留層（TH）シミュレーションを行い、自然状態を計算しておく。今回の予察シミュレーションにおいて、酸性流体分布を概略把握できることが確認された。
THC シミュレーションにより、3 次元で自然状態の酸性流体分布が把握されれば、生産・還元シミュレーションにより擾乱された状態について、貯留層シミュレーションの温度、圧力変化だけでなく、将来の流体性状変化の予測が可能になる。
③ 開発段階における適用
地熱開発のフローのうち、酸性流体のシミュレーションに関係のあるものについて述べる。
概査、精査段階では、地表調査が中心であり、調査井掘削や噴気試験は限られている。酸性流体に関しては、この段階では噴気データがない場合もあるが、その場合でも坑井データがあれば、酸性変質鉱物の分布などから酸性流体の可能性を検討することができる。酸性流体の可能性があれば、酸性流体発生機構のプロセスを反応経路モデル（化学平衡シミュレー
148ション）によって推定することが可能である。酸性起源流体を直接採取・分析することはほ
とんどの場合できないため、温度・圧力条件での平衡鉱物を推定し、化学平衡シミュレーシ
ョンによって出発点となる化学組成の推定を試みることになる。
計画・評価段階では、多くの坑井が掘削され、酸性流体を噴出する坑井が得られていれば、様々な検討が可能となる。反応経路モデルでは、実データとの比較によって酸性流体発生機
構の地化学的挙動を明らかにすることができる。また、THC シミュレーションによってカ
イネティックな解析が可能となる。酸性流体分布については、THC シミュレーション（自然状態）によって把握し、3 次元的な分布を推定することが可能となる。多くの噴気データがあれば、酸性・中性流体の分布の精度が向上すると思われる。
発電所建設段階では、生産井と還元井の掘削前に、評価段階で構築された酸性地熱概念モ
デルを修正し、3 次元 THC シミュレーション解析し、酸性流体分布域の推定を行うことになる。開発範囲の検討や開発後の流体の性状変化（中性流体の酸性化や酸性流体の中性化）を予測することや腐食対策の検討（ケーシングパイプや地上配管などの材質検討）に資することができ、適切な腐食対策や化学処理技術によって、酸性流体の利用範囲を拡大することが期待される。
2) 地化学① 酸性熱水の分布に関する解析手法
酸性熱水を噴出する坑井で複数のフィードポイントが確認されている場合、掘削途中の仮噴出試験や坑内サンプリングによって各フィードポイントの熱水性状が明らかにされている場合もあるが、多くの場合は複数のフィードポイントの内のいずれの深度から酸性熱水が供給されているか明確でない場合が多い。そのような場合には、フィードポイント周辺
で酸性変質鉱物の種類や分布に基づいて酸性熱水の分布域に関する検討が行われている。
ただし、酸性熱水の多くを占める硫酸酸性の熱水の場合、高温下では硫酸の解離度が低く酸性度が高くないことから、典型的な酸性変質鉱物が生成されない。
酸性変質鉱物が生成する条件ではなくても、酸性熱水が貯留・流動した際には岩石と水の双方に何らかの地化学的特徴が残されており、関与した流体の温度や性状の違いによってその特徴が異なることが期待される。今後、更に地熱井のコア・カッティングスを対象とした微量元素や同位体比の分析による地球化学的アプローチにより、岩石-水反応に起因する元素組成異常の有無を把握し、酸性地熱流体の性状や分布域を推定するために有用な元素を検証するとともに、その地球化学的アプローチの手法を確立することが望まれる。
② 酸性地熱流体賦存ポテンシャル評価
・マグマ起源流体の供給形態（気相、液相、超臨界）に関する検討
多くの地熱流体の Cl の起源としては、Br/Cl-I/Cl 等より概ねマグマ起源流体が混入していると考えられる。マグマ起源流体の上昇形態を決定づける要因を究明し、マグマ起源流体
149

供給形態の違いと酸性流体発生の関連性について検討する。具体的には、火山周辺において噴気ガスおよび温泉掘削井の微量化学成分・同位体組成の地域分布を把握し、火山性成分の上昇する地点と火口までの距離の関係や酸性流体上昇域の検討のための手法の開発を目指す。
・中和反応の進行度に関する検討
マグマ起源の酸性熱水は、岩石-水間の中和反応が進行することにより中性熱水へと変化するため、中和反応の進行度から酸性熱水の分布域が推定できる可能性がある。水-岩石反応 の 進 行 に よ り 、 熱 水 の 酸 化 還 元 状 態 や 硫 化 状 態 は 、 流 体 卓 越 型 の MagmaticHydrothermal system から岩石との反応卓越型の Geothermal system へと変化する。この変化は H2/H2O 比（酸化還元状態）や H2/H2S 比（硫化状態）の変化として地表などに現れることが期待される。これら両指標の有効性を評価し、噴気などの地表兆候のデータを適用した酸性熱水分布域の推定に係る指標としての適用手法の確立を目指す。具体的には、火山周辺や地熱地域の噴気などガス組成調査および文献調査を行い、そのデータの検討により評価・検討を行う。

以

150

上

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8章

Calibugan A. A., Villaseñor L. B., and Molling, P. (2015) Applicati ons of Sulfur Isotopes in
Characterizing the Acid Fluids at the Tiwi Geothermal Field, Philippines. Proc. World
Geothermal Congress 2015, Melbourne, Australia, 19-25 April 2015.
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