平成 28 年度地熱資源調査等を目的とした空中電磁気探査法及び空中磁気探査法の手法検討作業
委託業務報告書

平成 29 年 3 月

公益社団法人物理探査学会

序
独立行政法人石油天然ガス・金属鉱物資源機構殿より平成 28 年 11 月に公益社団法人物理探査
学会へ委託賜りました「平成 28 年度地熱資源調査等を目的とした空中電磁気探査法及び空中磁気探査法の手法検討作業」の検討内容を取りまとめましたのでここにご報告申し上げます。検討
作業の実施に当たりましては独立行政法人石油天然ガス・金属鉱物資源機構の関係には一方ならぬご支援を頂きましたとともに，適切なご指導・ご助言を賜りました。検討作業を遂行するため作業に関連する関係各機関，現地検討会や問合せに対して懇切にご説明を頂きました CGG Multiphysics 社の関係各位に多くのご協力を賜りました。ここに記して感謝申し上げます。
平成 29 年 3 月
公益社団法人 物理探査学会
会長 山中浩明

目

次

1. 概要

·························································

1

1.1 業務名·························································

1

1.2 目的·························································

1

1.3 実施期間·························································

1

1.4 実施内容·························································

1

1.5 実施体制·························································

2

1.6 成果物·························································

2·························································

3

2.1 探査原理·························································

3

2.1.1 探査法の概要·························································

3

2.1.2 過渡応答の特性·························································

4

2.1.3 高度の影響·························································

6

2.1.4 可探深度·························································

72.

時間領域空中電磁探査法

2.1.5 周波数領域空中電磁探査法システムとの比較
2.1.6 空中電磁探査法における見掛比抵抗·············································

8·························································

10

2.2 時間領域空中電磁探査法システムの現状把握················································

15·························································

16······················································

20

2.3 HELITEM システム·························································

35

2.3.1 送信機·························································

35

2.3.2 受信機·························································

36

2.3.3 キャリブレーション·························································

36

2.3.4 送信周波数·························································

37

2.3.5 送信電流波形·························································

37

2.3.6 サンプリング周波数·························································

37

2.3.7 位置計測·························································

38

2.3.8 高度計測·························································

38

2.4 探査実施準備·························································

40

2.4.1 ヘリコプター·························································

40

2.4.1.1 使用機種·························································

40

2.4.1.2 ヘリコプターの改造·························································

41

2.4.2 調査計画·························································

41

2.4.2.1 調査地域の選定·························································

41

2.4.2.2 飛行許可申請·························································

42

2.4.2.3 調査時期·························································

43

2.4.2.4 配慮する事項（自主規制ガイド） ·························································

44

2.2.1 ハード面における検討事項
2.2.2 各種時間領域空中電磁探査法システム-i-2.4.2.5 その他の法令・配慮事項·························································

44

2.5 データ取得方法·························································

46

2.5.1 調査仕様·························································

46

2.5.2 測線配置·························································

46

2.5.3 計測飛行·························································

47

2.5.3.1 確認飛行·························································

47

2.5.3.2 計測飛行·························································

47

2.5.3.3 飛行の可否·························································

47

2.5.4 データ取得作業·························································

48

2.5.4.1 データ取得作業内容·························································

48

2.5.4.2 キャリブレーション飛行·························································

48

2.5.4.3 データ取得作業·························································

49

2.6 データ処理·························································

51

2.6.1 1 次電磁場及び機体影響の除去·························································

51

2.6.2 スタッキング·························································

51

2.6.3 ウィンドウ化·························································

53

2.6.4 レべリング補正·························································

56

2.6.5 鉛直磁場変化率の表示·························································

57

2.6.6 他のシステムのデータ処理·························································

58

2.6.6.1 VTEM システム·························································

58

2.6.6.2 SkyTEM システム·························································

58

2.7 実データの品質管理·························································

60

2.7.1 送信電流波形の評価·························································

60

2.7.2 過渡応答データの信頼性評価·························································

62

2.7.3 測線に沿ったデータプロファイルのばらつき ················································

63

2.7.4 測点位置データの評価·························································

67

2.8 データの取得と処理方法の検討·························································

70

2.8.1 周波数領域と時間領域による可探深度の差 ···················································

70

2.8.2 HELITEM システムの検証·························································

72

2.8.3 時間領域測定の精度を向上のための留意点 ···················································

72

2.8.4 飛行制限について·························································

73

2.8.5 データ処理について·························································

74

2.8.6 まとめ·························································

74

2.9 データ解析法の検討·························································

75

2.9.1 データ解析法の検討·························································

75

2.9.2 既往解析法結果の検討·························································

78

2.9.2.1 EMFLOW の適用性について·························································

78

2.9.2.2 1 次元解析法（EM1DTM）·························································

102- ii -

2.9.2.2.1 EM1DTM の概要·························································

102

2.9.2.2.2 EM1DTM の背景理論·························································

103

2.9.2.2.3 EM1DTM の検討·························································

109

2.9.2.2.4 EM1DTM の検討結果·························································

112

2.9.2.2.5 EM1DTM を用いた解析による検討結果のまとめ ····································

127

2.9.3 新規解析法の検討
2.9.3.1·························································

133

非線形最小自乗法を用いた 1 次元解析 ····················································

133

2.9.3.2 3 次元解析に関する検討·························································

137

2.10 解析結果の検討·························································

143

2.10.1 解析結果の検討のまとめ·························································

143

2.10.2 既往解析法結果の検討·························································

145

2.10.2.1 既往探査と JOGMEC (2016) 探査の対応 ·················································

145

2.10.2.2 見掛比抵抗分布の比較·························································

145

2.10.2.3 既往の地表電磁法探査との比較·····························································

147

2.10.2.4 調査井内電気検層との比較···································································

151

2.10.2.5 既往探査結果との比較結果のまとめ·······················································

152

2.10.3 新規解析法結果の検討·························································

153

2.10.3.1

1 次元解析結果の検討·························································

153

2.10.3.2

3 次元解析結果の検討·························································

165

2.11 まとめと提案·························································

202

2.11.1 本章のまとめ·························································

202

2.11.2 地熱探査へ適用するための提言·························································

202·························································

205

3.1 探査原理·························································

205

3.2 探査手法の現状·························································

210

3.3 データ計測システム·························································

216

3.4 データ取得方法·························································

223

3.5 データ処理方法·························································

226

3.6 取得・処理データの検討·························································

235

3.6.1 実データの品質確認·························································

235

3.6.2 データ処理手法向上に関する検討·························································

242

3.7 解析方法の検討·························································

248

3.7.1 既往解析方法·························································

248

3.7.1.1 八幡平地域·························································

251

3.7.1.2 ニセコ地域·························································

256

3.7.2 新規解析方法·························································

261

3.8 解析結果の検討·························································

269

3.8.1 既往解析方法·························································

269

3.

空中磁気探査- iii -

3.8.1.1 八幡平地域·························································

270

3.8.1.2 ニセコ地域·························································

280

3.8.2 新規解析方法·························································

290

3.8.2.1 八幡平地域·························································

290

3.8.2.2 ニセコ地域·························································

299

3.9 解析手法の整理·························································

308

3.9.1 既往解析方法·························································

308

3.9.2 新規解析方法·························································

309

3.10 データ取得・処理・解析への提案·························································

310·························································

317

4.1 まとめ·························································

317

4.2 提言·························································

317

4.

まとめと提言- iv -

1. 概要
1.1 業務名
平成 28 年度地熱資源調査等を目的とした空中電磁気探査法及び空中磁気探査法の手法検討作
業
1.2 目的
賦存する地熱資源を有効に活用するためには， 有望地域の地熱地質に関する基礎的なデータが必要不可欠である． このため， 独立行政法人石油天然ガス・金属鉱物資源機構（以下，JOGMEC）は「地熱資源ポテンシャル調査」 ではヘリコプターを用いた空中重力偏差探査法，
時間領域空中電磁探査法及び空中磁気探査法の 3 種類の空中物理探査を実施している．時間領域
空中電磁探査法および空中磁気探査法は地熱兆候の一つである熱水変質帯の分布とよい対応があり，時間領域空中電磁探査では地熱貯留層を覆う帽岩（キャップロック）の分布を捉えることが期待されている．これらのデータの解析作業では 一定の解析結果が得られているものの，より精度の高い解析手法の吟味が必要でと考えられる．また，解析手法の検討を行う上には，各手法の原理，データ取得・処理方法やデータの品質を確認して可探査深度等の解析結果の適用限界を明確にしなければならないと考えられる．
本検討作業は， 物理探査学会に所属する電磁探査法，磁気探査法及び空中探査法の研究者と技術者により，JOGMEC の有する時間領域空中電磁探査法および空中磁気探査法データについての検討を行い，それぞれの手法において有望な地熱資源地域の抽出に適した精度向上につながる解析手法の検討を行うとともに，課題を抽出して今後の探査実施へ向けての提言を行う．
1.3 検討作業実施期間
平成 28 年 11 月 1 日～平成 29 年 3 月 31 日
現地検討会：平成 28 年 11 月 16 日～17 日（弟子屈地区空中電磁探査法および空中磁気探査法測定現場）
1.4 実施内容(1) 時間領域空中電磁探査法および空中磁気探査法の探査原理(2) 時間領域空中電磁探査法および空中磁気探査法の現状把握(3) 測定データの取得・処理方法と品質に関する確認(4) 実データを用いたデータ処理手法の向上に関する検討(5) 各種解析手法の実データを用いた検討(6) 検討した解析手法による結果と既往調査データとの比較(7) 解析手法の特徴および抽出される課題等の整理(8) 課題から要求されるデータ取得・処理方法への提案(9) 成果報告会等での報告

11.5 実施体制
委託機関

独立行政法人石油天然ガス・金属鉱物資源機構

受託者

公益社団法人物理探査学会

統括管理千葉 昭彦（常務理事）

東京都千代田区東神田一丁目 5 番 6 号
電話 03-6804-7400

FAX 03-5829-8050

e-mail office@segj.org

物理探査学会内に重力探査法，電磁探査法，磁気探査法ならびに空中物理探査の研究者および技術者からなる「空中物理探査研究委員会」で検討作業に取組んだ（図 1-1 参照）．
公益社団法人物理探査学会
会長（代表理事） 山中 浩

空中物理探査研究委員会

統括管理

技術管理

事務・経理

空中電磁探査法分科会

空中磁気探査法分科会

データおよび関連文書

データに関する質問・要望

JOGMEC

調査実施

図 1-1 実施体制図
検討作業実施期間中に下記の 4 回の委員会を開催して，検討作業の進捗状況を確認するとともに検討内容に関する議論を行った．
第 1 回委員会：平成 28 年 11 月 8 日
第 2 回委員会：平成 28 年 12 月 20 日
第 3 回委員会：平成 29 年 2 月 13 日
第 4 回委員会：平成 29 年 3 月 24 日
1.6 成果物
業務報告書（紙媒体）
業務報告書の電子ファイル（CD や DVD などの媒体に格納）

2

2.

空中電磁探査法

2.1 探査原理
2.1.1 探査法の概要
空中電磁探査法の探査原理は，地表で行う電磁探査法の探査原理と変わるところはない．しかしながら，送信と受信を空中で行うために考慮すべき事項（飛行高度や移動する速度など）と，
時間領域で測定を行うか周波数領域で測定を行うかによって考慮すべき事項が付け加わる．
周波数領域電磁探査法では，トランスミッタに一定の周波数の電流を流して 1 次磁場を発生させ，地中に誘起された 2 次磁場をレシーバで測定する．実際には，レシーバに誘起される信号は
1 次磁場によるものが圧倒的に大きいため，1 次磁場成分を打ち消す操作が用いられる．レシーバに誘起された 2 次磁場を，1 次磁場と位相が揃っている成分（同相成分）と位相が 90 度ずれた成分（離相成分）に分離し，それぞれの振幅を 1 次磁場の振幅で規格化した数値を解析対象とする．
（図 2.1-1）
1

トランスミッタによる
一次磁場
-1 0

1

2

3

0

1

2

3

レシーバで観測される
0
二次磁場
0

1

2

3

0

1

2

3

0

1

2

3

0.5

地中の二次磁場

0
-0.5
0.5

-0.5

分解
0.5

同相成分
（In-Phase）

0
-0.5

0.5

離相成分
（Quadrature）

0-0.5

図 2.1-1 周波数領域電磁探査法の測定（Legault，2015 に加筆）
時間領域の電磁探査法では，トランスミッタに電流を流して 1 次磁場を発生させておき，電流を急激に遮断した後の減衰曲線を測定する．トランスミッタに流す電流を急激に遮断すると電磁誘導の法則により，それまでの磁場を維持しようと大地に渦電流が発生し，地下深部へと拡散していく．時間領域空中電磁探査法では，この時できる 2 次磁場を時間の関数として誘導コイルもしくは磁力計で測定することにより地下の比抵抗分布を知ることができる（図 2.1-2）．理論的には送信電流は瞬間的に遮断することが望ましいが，ループに大電流を流すためハーフ・サイン波
や台形状波形等が用いられる．受信側でコイルを用いる場合は磁束密度（あるいは磁場）の時間微分（dB/dt），磁力計では磁束密度（B）の過渡応答を測定することになる．時間領域空中電磁探
査法システムの探査特性は，送信ループと受信点の配置，送信モーメント，送信電流波形，磁束密度を測定するか，あるいはその時間微分を測定するかによって異なる．
以下では，1 次元モデル計算に基づいて時間領域空中電磁探査法システムの探査特性および周波数領域空中電磁探査法システムとの違いについて述べる．

3

送信波形

Off-time
時間

On-time2次磁場の減衰曲線
レシーバに誘起される電位波形
Off-time
On-time時間

図 2.1-2 時間領域電磁探査法の測定（Legault，2015 に加筆）
2.1.2 過渡応答の特性
2.1.2.1 円形ループと磁気ダイポール
空中電磁探査法では送信源として一般に円形ループが用いられるが、モデル計算では磁気ダイ
ポールを仮定することが多い．この仮定が HELITEM の仕様に対して成立するか確認するため，3層モデル（ρ1=100 Ω･m，ρ2=10 Ω･m，ρ3=100 Ω･m，h1=100 m，h2=300 m）について直径 30 m の円形ループと磁気ダイポールによる単位モーメントあたりの垂直磁束密度時間微分 dB/dt を比較した（図 2.1-3）．送信ループの高度は 50 m，受信点はループの中心に対して 26.7 m 上方， 12.9 m
前方に位置する．両者はよく一致しており，円形ループを磁気ダイポールで近似できることを示している．したがって，以下のモデル計算結果は磁気ダイポールを送信源とした．

図 2.1-3

直径 30 m の円形ループと磁気ダイポールによる 3 層モデルに対する垂直磁束密度の時間微分応答．

4

2.1.2.2 過渡応答の感度
比抵抗の異なる半無限均質大地モデルに対する計算結果を図 2.1-4 に示す．比抵抗が低いほど振幅は大きく，かつ減衰が緩やかである．言い換えると，比抵抗が高いほど信号は小さくなり、S/N比が低下する．従って，時間領域空中電磁探査法は低比抵抗体の把握に適しているといえる．
過渡応答の水平成分は垂直成分に比べて小さい．図 2.1-5 の実線は 100 Ω･m の半無限均質モデ
ルに対する垂直および水平成分を示している．図の破線は均質媒質の中に比抵抗 10 Ω･m，層厚200 m の中間層（上面深度 100 m）が存在する場合の応答である．低比抵抗層に対する水平成分の感度は相対的に良いが、振幅値は垂直成分に比べると 1 桁以上小さいことがわかる．

図 2.1-4比抵抗の異なる半無限均質モデルに対する時間微分応答．送信ループの高度は 50 m．

図 2.1-5

時間微分応答の垂直成分と水平成分の比較．実線は 100 Ω･m の均質モデル
破線は 10 Ω･m の中間層を含む 3 層モデルに対する応答．

5

2.1.2.3 送信電流パルス幅の影響
図 2.1-6 は送信ハーフ・サイン波のパルス幅が 4 ms と 2 ms の場合の過渡応答を比較した図である．実線は 100 Ω･m の半無限均質モデルに対する応答，破線は 300 m 以深が 10 Ω･m の 2 層モデルに対する応答である．パルス幅が半分になると，早い時間では振幅が約 2 倍になり，減衰がやや激しくなる．また，下層の影響が出始める時間がやや遅くなる．このことから，パルス幅を小さくすれば，より浅部の情報が得られるが，探査深度は減少することがわかる．

図 2.1-6

送信電流パルス幅が a) 4 ms と b) 2 ms の半正弦波である場合の比較．

実線は 100 Ω･m の半無限均質モデル，破線は下層が 10 Ω･m の 2 層モデルに対する応答．
2.1.3 高度の影響
100 Ω･m の半無限均質モデルに対して送信ループの高度を様々に変えた場合の応答を図 2.1-7に示す．図 2.1-7 b)は高度 50 m における応答を基準にした時の振幅比を示している．高度が高くなると，特に電流遮断後早い時間（Early time）での振幅低下が相対的に大きい．しかし，図 2.1-4に示した比抵抗の影響に比べると高度の影響ははるかに小さい．

図 2.1-7a) 異なる高度における均質モデルに対する時間微分応答b) 高度 50 m における応答を基準とした振幅比．
6

2.1.4 探査深度
時間領域電磁探査法の探査深度の目安として次式の拡散深度 δ が用いられる．

2t

1262

t

2.1.4-(1)

ここで t は時間，σ は導電率，μ は透磁率である．多層構造に対する拡散深度を求める方法は Spies(1989) に説明されている．それによれば，まず深度 z における平均導電率を
av

(z)

1 z
( z ) dz
z 0

2.1.4-(2)により計算し，2.1.4-(1) 式に代入して z における δ を求める．浅部から順次 δ を計算していくと，
δ と等しい深度が存在する．この深度を多層構造の拡散深度としている．
拡散深度は電磁場拡散の一般的な特性を表わすパラメータである．電磁探査法の探査深度は送受信点配置や送信電流波形等によって異なるが，拡散深度にはそれらは考慮されていない．Spies(1989) によれば，2 層モデルの下層の影響が現れる時間を t とすると，t における探査深度は下層
上面深度 d となる．図 2.1-8 は 100

Ω･m の均質モデルと，d が 300, 400, 500 m の 2 層モデル（上層：100 Ω･m，下層：10 Ω･m）に対する dB/dt（左）と B 過渡応答（右）を示している．下層の影響が現れる時間 t における拡散深度 δ と d との関係を実験式

dS2.1.4-(3)で表わすと，dB/dt 応答の S は 0.56, 0.52, 0.51 となり，B 応答については 0.97, 0.88, 0.75 となる．
以上のことから，dB/dt 応答の探査深度は，測定可能な最も遅い時間における拡散深度の約 0.5 倍，
B 応答の場合は 0.9 倍となる．

図 2.1-8

均質モデルと，下層の上面深度が 300，400，500 m の 2 層モデルに対する応答a) 磁束密度の時間微分，b) 磁束密度．

72.1.5 周波数領域空中電磁探査法システムとの比較
周波数領域空中電磁探査法での測定と時間領域空中電磁探査法での測定は，同じ現象を異なる領域で観測することに相当するが，測定方法が異なるために考慮すべき事項も異なってくる．
周波数領域空中電磁探査法システムにおいては，送信コイルにより 1 次磁場を発生し、大地に誘導された 2 次場を受信コイルで測定することにより比抵抗に関する情報を得る．実際の測定では，2 次場よりもはるかに大きい 1 次場が存在するので，1 次場（既知量）を機械的・電気的に相殺して，2 次場を十分に増幅して 1 次場に対する同相（In-phase）および離相成分（Quadrature）比として ppm 単位で測定している（小西, 1998）．代表的なシステムのひとつ RESOLVE では水平コイル配置で 5 周波数（340，1500，6900，31000，140000 Hz），垂直コイル配置の 3300 Hz が用いられている．DIGHEM V では水平コイル配置で 3 周波数（385，5000，56000 Hz），垂直コイル配置の 2 周波数（900，7200 Hz）である．
図 2.1-9 は，周波数領域電磁探査法の測定データを模式的に表したものである．図の横軸は，対象物の導電率（σ），測定に用いる角周波数（ω），透磁率（μ），トランスミッタからの相対的な距
離（r）の積（インダクションナンバー）を取り，縦軸には同相成分と離相成分の相対的な大きさを示している．図より，インダクションナンバーが大きい領域で同相成分と離相成分の違いがより明瞭になっている．高い周波数を用いればインダクションナンバーを大きくできることから，
周波数領域システムの利点として，高周波数を採用することにより浅部をより詳細に把握できることが挙げられる．図 2.1-10 は 100 Ω･m の均質モデルと，d が 50, 100, 200 m の 2 層モデル（上層：100 Ω･m，下層：10 Ω･m）に対する水平コイル配置の周波数応答を示している．周波数が高いほど，特に同相成分において，より浅部の比抵抗変化に対する感度が高いことがわかる．なお，
周波数が約 10 kHz を超えると誘電率（すなわち変位電流）が影響することに注意しなければならない．
図 2.1-11 は，時間領域電磁探査法の測定データを模式的に表したものである．時間領域の測定では一次磁場の遮断後の減衰曲線は，比抵抗が高い場合には速やかに，低い場合には緩やかに減衰する．1 次磁場遮断後の渦電流は時間の経過とともに地下深部へ拡散するので，探査深度を深くするには減衰曲線を記録する時間を長く取る必要がある．どの程度まで長く減衰曲線を記録す
るかは，飛行速度によって規制される．時間の経過とともに信号は小さくなるため，送信モーメ
ントを大きくして減衰曲線全体をかさ上げし，遅い時刻における信号がシステムノイズよりも有意に大きくなるように測定を行う必要がある．
一方，周波数領域においては，周波数が低いほど，また比抵抗が高いほど電磁場の透入深度は大きくなるため，探査深度を深く保つためにはインダクションナンバーが小さい領域で測定を行う必要がある．しかし，インダクションナンバーが小さくなるほど，測定値は小さくなり S/N 比は低下するので，探査深度はどれだけ低周波数で 2 次磁場を分離できるかにかかっている．ちな
みに，時間領域電磁探査法とは異なり，送信モーメントを増大しても 1 次磁場も増大するため探査深度は変わらない．

8

1.0

0.5

0
LOW

HIGH

パラメータ (σμωr2)

図 2.1-9 周波数領域電磁探査法における同相・離相応答の模式図 （Legault，2015 に加筆）

図 2.1-10

100 Ω･m の均質モデルと，下層（10 Ω･m）の上面深度が 50，100，200 m の 2 層モデルに対する周波数応答．a) 同相成分．b) 離相成分．コイル間隔は 8 m，高度は 50 m．

On-timeOff-time

一次磁場

高比抵抗体では
高比抵抗体 急激な減衰
0
二次磁場
×1000

低比抵抗体では
緩やかな減衰

低比抵抗体
On-timeOff-time

図 2.1-11 時間領域電磁探査法における減衰曲線の模式図（Legault，2015 に加筆）

9

2.1.6 空中電磁探査法における見掛比抵抗
見掛比抵抗は，「測定した信号と同じ応答を与える半無限均質大地の比抵抗」と定義される．空中電磁探査法などの有限の大きさの信号源を利用する探査法では，均質大地であってもその比抵
抗と電磁場の応答の関係は複雑であり，見掛比抵抗を測定信号の関数としたような形式で書き下すことが難しい．さらに，空中電磁探査法の測定信号は対地高度の影響も受ける．
そこで，空中電磁探査法ではその実用が始まった当時から現在に至るまで，あらかじめ計算しておいた値（マスターカーブまたはフェーザーダイアグラム）を参照して見掛比抵抗を定義する
場合が多い．
マスターカーブを使って周波数領域空中電磁探査法のデータから見掛比抵抗を決定する場合には，測定された 2 次磁場の同相成分および離相成分の大きさと飛行高度から，図 2.1-12 に示すようなマスターカーブ（Beard，2000）を用いて補間によって半無限均質大地の比抵抗と見掛けの飛行高度を求める．

図 2.1-12 周波数領域空中電磁探査法でのマスターカーブの例（Beard，2000）
時間領域空中電磁探査法の測定データから見掛比抵抗を決定する場合には，送信波形と測定する時間ウィンドウの設定に基づいて，さまざまな均質比抵抗値について 1 次磁場遮断後の経過時間に対応する信号の減衰量を計算しておき，補間によって見掛比抵抗を決定する．図 2.1-13 に，
時間領域空中電磁探査法のマスターカーブの例を示す．同図にはあえて 1970 年代の古い測定シス
テム用に準備されたマスターカーブ（Palacky and West, 1973）を示した．注意が必要なのは，1 次
磁場遮断後の早い時間帯において，マスターカーブが単調な曲線にならず，見掛比抵抗が一意に決まらない状況が起こりうることである．この非一意性を避けるために，遅い時間帯の見掛比抵抗から先に決定し，時間をさかのぼって決定していく方法や，値の空間的な変動が最小になる方を選ぶといった工夫が必要になる．

10

図 2.1-13 時間領域でのマスターカーブの例 （Palacky and West，1973）
空中電磁探査法に限らず地表での電磁探査法探査においてもマスターカーブを用いずに見掛比
抵抗を定義することは可能である．しかしながら，解析的な解はインダクションナンバーが 1 よりも十分小さい（Resistive limit：抵抗性限界），または 1 よりも十分大きい（Inductive limit：導電性限界）といった条件の下で成り立つ表現しか得られない．このため，漸近的な見掛比抵抗の定義は特に空中電磁探査法ではあまり利用されない．
図 2.1-14 に，Resistive limit および Inductive limit での見掛比抵抗・見掛導電率と，均質大地の見掛比抵抗・見掛導電率を比較した図（Fitterman and Labson，2005）を示す．インダクションナンバ
ーが仮定からずれる領域では両者の違いが大きくなってくることが見て取れる．

図 2.1-14 周波数領域電磁探査法データの見掛見掛導電率・見掛比抵抗と真の比抵抗の比較(Fitterman and Labson，2005)(a) Resistive limit での見掛導電率，(b) Inductive limit での見掛比抵抗
時間領域のデータに対する見掛比抵抗は，1 次磁場遮断後の早い時間帯（Early stage）と，十分時間が経過した状態（Late stage）という仮定をおき，漸近的な性質を利用して定義される．Early
stage と Late stage での見掛比抵抗の定義では，中間の時間帯において適切な見掛比抵抗を定義で11

きないという問題がある．図 2.1-15 に，Fitterman and Labson（2005）による時間領域における Early
stage の見掛比抵抗と Late stage の見掛比抵抗の計算例を示す．中間の時間帯においていずれの定義でも正しく比抵抗を近似できない領域があることが確認できる．

図 2.1-15 時間領域データの Early stage での見掛比抵抗 ρES とLate stage での見掛比抵抗 ρLS の比較（Fitterman and Labson，2005）
時間領域電磁探査法においてどのような時間帯でも適用できる見掛比抵抗の定義も Raiche andSpies（1980），Raiche（1983）等で研究されているが，いずれの式でも計算量は漸近的な定義よりもかなり増えるうえ，近似精度を高めることを突き詰めれば最後はマスターカーブを作成することと同じになる．見掛比抵抗を求めるために労力を費やすならば以下に述べる 2 種類の見掛比抵抗の定義のほうがより実用的である．
空中電磁探査法における各種の見掛比抵抗の定義の内，Sengpiel（1988）による周波数領域空中電磁探査法の見掛比抵抗の定義と，Macnae and Lamontagne（1989）による時間領域空中電磁探査法の見掛導電率の定義は，物理的な意味がはっきりしており，後に続く比抵抗構造の解析に利用することができる．Sengpiel（1988）は，観測された 2 次磁場の同相成分と離相成分から複素伝達関数 C(ω)を定義し，その物理的な意味を考察した．Sengpiel の定義した複素伝達関数 C(ω)は，平面電磁誘導の伝達関数（MT 法でいうところのインピーダンス）とのアナロジーに基づいて定義されており，その実部は地中に誘起された同相の電流系の重心の深度を表し，虚部は重心周辺の平均的な導電率を表している．このことから，伝達関数の虚部から定義される見掛比抵抗

2

0

Im C

2

2.1.4-(4)を，実部から求められる centroid depthzh Re C

2.1.4-(5)の位置にプロットすることで，深度方向の比抵抗の変化を表現する方法を提案した．ここに h は対地高度である．
Macnae and Lamontagne（1987）は，時間領域で測定される減衰曲線を「時間とともに遠ざかる
仮想的な信号源が作る信号」という概念を用いて近似することを考案した．この概念は，Nabighian（1979）で考察されている，いわゆるスモークリングの拡散をさらに単純化したものと考えるこ
12とができる．1 次磁場を遮断すると地中には渦電流が誘起され，渦電流は時間とともに深部へ煙の輪のように拡散していく（図 2.1-16）．

図 2.1-16

1 次磁場遮断後の渦電流分布の変化（Nabighian，1979）

Macnae and Lamontagne（1987）は，このスモークリングを地表から遠ざかっていく仮想的な信号源と見做し，各時刻において実測データを最も良く近似する仮想信号源の深度 hi(ti)を決定した．
各時刻において求められる仮想信号源の深度は，物理的には地下の渦電流分布のピークの深度と解釈することができる．スモークリングの拡散する速度は導電率の平方根に比例することから，
仮想信号源の深度方向の拡散速度の逆数を用いて以下のように地下の深度方向の導電率分布 σ(hi)を表現する方法を提案した．

hi

1
0

ti
hi2
2

2.1.4-(6)ここで，μ0 は真空中の透磁率である。
Sengpiel（1988）による周波数領域空中電磁探査法の見掛比抵抗の定義と，Macnae andLamontagne（1987）による時間領域空中電磁探査法の見掛導電率の定義は，他の定義方法と異なり，深度の関数として見掛比抵抗値を定義できるという特徴を持つ．測定された信号を地下の比抵抗分布へ変換する操作は現在ではさらに改良を加えられ，Conductivity Depth Imaging（CDI）と呼ばれている．各種の CDI は，1 次元インバージョンよりもはるかに高速に地下の比抵抗分布を描出できるため，その結果自体をもって解析結果とする場合もあり，1 次元インバージョンの初期値として利用する場合もある．本報告の後半では，CDI の一種である EMFlow（Macnae，
2004）について検討した結果を示す．
最後に，インバージョンを用いて地下の比抵抗構造を得るためには，必ずしもデータを見掛比抵抗に変換する必要はなく，測定信号そのものを解析対象とすることも可能であることを付記しておく．実用化されている空中電磁探査法探査システムの中には，見掛比抵抗を定義しないものも存在する．
13

参考文献
Beard, L. (2000)：Comparison of methods for estimating earth resistivity from airborne electromagnetic
measurements.，Journal of Applied Geophysics, 45, 239 – 259.
Fitterman, D. V. and Labson, V. F. (2005)：Electromagnetic induction methods for environmental problems，in D. K. Butler ed., Near Surface Geophysics, SEG, 301 – 355.
小西尚俊 (1998): 空中電磁探査法, 物理探査ハンドブック, 358-363.
Legault, J. M. (2015)：Airborne electromagnetic systems – state of the art and future directions，CSEG
Recorder, 40, Issue 6, 38 – 49.
Macnae, J. and Lamontagne, Y. (1987)：Imaging quasi-layered conductive structures by simple processingof transient electromagnetic data，Geophysics, 52, 545 – 554.
Macnae, J. (2004)：Improving the accuracy of shallow depth determinations in AEM sounding，Exploration
Geophysics, 35, 203 – 207.
Nabighian, M. N. (1979)：Quasi-static transient response of a conducting half-space – An approximate
representation, Geophysics, 44, 1700 – 1705.
Palacky, B., R. and West, G. F. (1973)：Quantitative interpretation of INPUT AEM measurements，Geophysics, 38, 1145 - 1158.
Raiche, A. (1983)：Comparison of apparent resistivity functions for transient electromagnetics., Geophysics,
48, 787 – 789.
Raiche, A. and Spies, B., R. (1981) ： Coincident loop transient electromagnetic master curves forinterpretation of two-layer earth., Geophysics, 46, 53 – 64.
Sengpiel, K. P. (1980)：Approximate inversion of airborne EM data from a multilayered earth, Geophysical
Prospecting, 36, 446 – 459.
Spies, B., R. (1989)：Depth of investigation in electromagnetic sounding methods，Geophysics, 54, 872 –
888.

14

2.2 空中電磁探査法システムの現状把握
空中電磁探査法システムは空中飛行する飛行体から地下の導電率を求める探査手法であり，石油・天然ガス調査，地熱調査，鉱床探査，地下水調査および水深測量などの分野に利用されている．空中電磁探査法システムは，IAGSA（International Airborne Geophysics Safety Association：国際
空中物理探査安全連盟）に登録された業者などにより様々なタイプのシステムが 2000 年頃より急速に開発されている．これら空中電磁探査法システムの動向は，鉱山技術を紹介する電子ジャーナル The Northern Miner が毎年探査技術の動向を取りまとめている Exploration Trends andDevelopments の中に紹介されている．一般的に，空中電磁探査法システムに用いる飛行体としては，小型固定翼機やヘリコプターを用いるシステムが主流を占めており，近年はヘリコプターを用いたシステム開発が盛んに行われている．これは，固定翼機では飛行中の安全を確保するため低空飛行が困難であるのに対し，ヘリコプターを用いたシステムは，センサーの振り子運動による問題（Davis 他., 2006）はあるが，安全性を確保した低空でのデータ取得が可能で空間分解能を向上させられることに起因している．
ヘリコプターを用いた時間領域空中電磁探査法システムは，大深度用大電流システムと浅部用システムに大別できる．一般的に，探査深度は鉛直方向の分解能とトレードオフの関係にあり，探査深度の増大はフットプリントエリアの増大による空間分解能低下の要因となる．送信に大電流を用いるシステムは，数 100m 以深の基盤岩探査などに適する反面，電流遮断後の早い時間（Early time）ではサチュレーションが発生して浅部構造の把握が困難となる．また，大電流を流すために機材重量が増加して，搭載重量の大きなヘリコプターが必要となり，飛行体を使用する
コストがかさむ傾向が見られる．反対に，大きな電流を用いないシステムは，搭載重量の小さなヘリコプターを利用することが可能となり，浅部構造の把握に適しているが，GPS や高度計の誤差が深度方向の分解能に与える影響が大きくなる．
近年のヘリコプターを用いた主要な空中電磁探査法システムを表 2.2-1 に示した．開発した各社のホームページ（例えば Geotech※1～※4，Efferse and Sørensen および GPX）や文献（例えばMule 他.，2012）で他の空中電磁探査法システムとの比較が論じられているが，比較対象システ
ムの開発年代がそれぞれ異なっており，優劣を判断することは困難である．各空中電磁探査法シ
ステムの研究・開発速度が速いことから，調査を計画する際には，調査目的や規模に合わせて最適な空中電磁探査法システムを検討し選択することが必要となる．Macnoe（2011）は，これらの空中電磁探査法システムを比較する場合に重要となる項目として① 電流ダイポール・モーメント② 送信電流波形③ システム配置④ エラーおよびノイズレベル⑤ 費用および信頼性を挙げている．

15

表 2.2-1 主要な空中電磁探査法システム一覧表

2.2.1 ハード面における検討事項
空中電磁探査法システムに影響するノイズや要素について Macnoe（2007）がとりまとめた一覧
表を表 2.2-2 に示した．さらに，Macnoe（2007）の空中電磁探査法システムに影響するノイズや電流波形等の要素について以下にまとめた。

16

表 2.2-2 空中電磁探査法システムに影響を与えるノイズや要素
ノイズ／要素

影響範囲

軽減方法

効 果

注 記

非線形スパイクノイズ ノイズ削減により，他の 午後の測定では，仕様
日変化，空間変化，の検出・削除，リモート 線形フィルターの効果を を満たすために測定
季節変化
リファレンス処理？
低下させるロスとなる場合あり
周波数変調された信ノッチフィルター，
VLF 信号
高周波ノイズ混入
問題無し
号ではノッチフィル
基本周波数の選択
ターの使用が制限
地磁気中の回転
機械的に大きなバード
乱気流によりセンサ
サスペンション
基本周波数25Hz 以下での効果によると重いセンサーを用い
ーへの打撃ノイズがシステム
測定を妨げる
低周波への影響ることで共鳴を低減
発生センサー内部抵抗 コイル内の銅線を多く
センサー
ノイズを最小とするための増大によるノイ するか，アルミ線に置き
ノイズに重いコイルが必要
ズ増大
換えるセンサーにプリアンプ 補助システム（高度計，姿 スタッキングでは，バ牽引ケーブル影響は小さいを付けたり、デジタルも 勢，GPS）から離してセン イアスや同期の影響
電気ノイズ
しくは光伝送を利用サーを設置は低減されない
システムゲインとアンプや電子機
高高度測定によるゼロレベルに対す
非線形な影響は補正不可
器の不安定性
ドリフト量評価る影響
スイッチ・モーターは
基本周波数を商用周波
送電線
影響は不定
広帯域高調波を発生，数の奇数調波に設定
他の周波数にも影響
デコンボリューショ
線形な電流センサーの 低電流時の値を用いた正電流モニタリンンのために，電流は受電流測定に依存
使用と，受信機と同じ多 規化で一部のシステム出グの不確かさ信信号と同じ正確さ
ビット測定
力は劣化
が必要
ラジオ・マイク 送信塔から数 km 以
非線形な信号のためロー
ロ波送信内で大きく影響
パスフィルター適用不可
ビット数制限にB-field 変換やデコンボリ 必ずしもスタッキン
よるデータ処理
線形ビット数を増やすューションでノイズ発生 グでは改善されないへの影響
帯域幅が広いほど
最低周波数が高くなるほ
帯域幅の問題 時系列データのノ 複数のシステムを使用 どスタッキングでノイズ
イズ大
低減が可能
機内の DAS 等．受
飛行体ノイズ 信機が機体に近い 長い牽引ケーブル
場合に問題受信機における一一次磁場の差し引きと補システム配置剛性システムの採用
次磁場の変化
正に影響する空電（1） ノイズ
地熱調査など地下深部の情報を測定する場合，信号レベルの小さくなる電流遮断後遅い時間（Late time）においてノイズレベルは重要な要因となる．ノイズには様々な原因が考えられ，雷などによる 1 m 秒程度の一過性の空電ノイズ，送電線，電気柵，無線送信機および VLF 潜水艦通信電波などからの人工ノイズ，乱気流のためセンサーが動くことによるマイクロホニックノイズなどが挙げられる．
空電ノイズの一般的な低減方法は，一つ一つの空電ノイズを削除し，残りのデータに対しスタ17

ッキングを行う方法である．空中電磁探査法システムの DAS（データ取得システム：Data
Acquisition System）では，このスタッキング処理まで実施されたデータを記録するシステムや，センサー出力を A/D 変換した直後の生データを記録するシステムなどが利用されている．
取得したデータはスタッキングを重ねるほど，ホワイトノイズが低減される．しかし，ノイズ低減を目的としてスタッキングを行う場合には，空中電磁探査法システムの移動速度が速いために長時間のデータに対してスタックしないことや，異常を捉えたデータが平滑化されないように注意する必要がある．距離 450m に相当する 15 秒間のデータをスタックしていたため，ノイズは小さいように見えるが，地表付近の 150 m 幅の異常による振幅も 3 分の 1 に低減されていた例がある．長時間データのスタッキングはインバージョン解析の残差を減らすことはできるが，探査対象を正確に捉えられないばかりか，解釈を困難にする可能性もある．
また，空中電磁探査法システムでは，システムに関するノイズの検討に加え，パイロットの操縦技術等に依存する飛行高度変化などが測定データへ与える影響についても考慮する必要が考えられる（Hegarty 他., 2016）．
（2） 送信電流時の測定波形
空中電磁探査法システムの送信ループに送られる送信電流には，各システムにおいて様々な波形が用いられており，電流送信時 on-time の測定波形の形状やタイミングを正確に把握すること
は，解析を行う上で重要な要素となる．しかし，解析に用いる電流遮断後の off-time の測定に最適化された高感度受信機の電子回路は電流送信中の on-time の測定では信号が強くてサチュレー
ションしてしまうため，送信波形を正確に求めることは困難である．Davis and Macnoe（2008）は，地上に設置したループ上の測定データを用いたデータ評価を行い，送・受信ループの位置関係や傾斜の数 m の違いが Early time のデータに大きく影響を与えることを示している．Xcite システムを使って高高度で測定した送信波形と地上ループ試験から決定された送信波形を比較した例を図2.2-1 に示した．地上ループ試験の出力波形の方がゼロレベルに早く戻っており，用いるキャリブ
レーション手法によっては Early-time の振幅の評価が異なる結果となることが判る．

図 2.2-1 Xcite システムの高高度測定と地上ループ試験から決定した送信波形の比較（Combrink and Wright，2016）18

その他各種の時間領域空中電磁探査法システムの送信電流波形と受信機での観測波形を図 2.22 に示す．
送信電流波形

観測 dB/dt 波形

システム

基本周波数

図 2.2-2 時間領域空中電磁探査法システムの各種送受信波形の例（Allard，2007 に加筆）
近年の空中電磁探査法システムでは，地下浅部と深部を同時に測定するため，マルチパルス信号等を適用したシステムが開発されている．最新の HELITEM システムでは，図 2.2-3 に示したよ
うに，送信信号の各半サイクルにおいて高モーメントのハーフ正弦波と低モーメントの矩形波を組合せたシステムが開発されており，地表付近より深部までの信号を測定するシステムとなっている（Chen 他, 2015）．また，SkyTEM システムでは，高モーメントと低モーメントの矩形波を順
番，もしくはプログラマブルに送信するシステムが用いられている．これに対し Bagriaski 他.
（2014）は，高低モーメントを順番に送信する場合の連続性に起因する問題点と，マルチパルス
信号を用いた場合のオーバーラップに起因する問題を指摘している．実際の調査では，調査地大地の大まかな導電率を仮定したマルチパルス信号等の適用性検討が望まれ，場合によっては深部用大電流システムと浅部用小電力システムを別々に飛行させることも考慮する必要があると思われる．
0.8
MULTIPULSE

0.6

0.06

Half-sine
0.05

0.4

0.04

0.2
V

V

0.03

0

0.02

–0.2

0.01

1 ms

0

–0.4

1800

1900

1950

2000

2050

Sample number

–0.6
–0.80

1850

500

1000

1500

2000

2500

3000

3500

4000

Sample number

図 2.2-3 HELITEM システムのマルチパルス信号（Chen 他，2015）

19

4500

（3） 電流ダイポール・モーメント
一般的な空中電磁探査法システムでは，送信最大送信出力を示すピーク・ダイポール・モーメ
ントが公表されている．しかし，各空中電磁探査法システムでは，それぞれ異なる送信波形を用いているために，ピーク・ダイポール・モーメントの大小のみから送信信号の有効強度を判断す
ることは困難である．Lui（1998）は，様々な電流波形によって励起されたワイヤーループモデルの電圧応答を解析的に評価し，応答は送信機の電流-時間曲線の下側の面積に比例することを示した．また，Macnoe（2007）は，ピーク・ダイポール・モーメントと Liu’s waveform factor の積により各空中電磁探査法システムの有効モーメントを評価した．Macnoe が示した有効モーメント一
覧表を表 2.2-3 に示した．ピーク・ダイポール・モーメントは，年を追うごとに増大しており，表2.2-3 がまとめられた時代と比較すれば，現システムではピーク・ダイポール・モーメントの大きさが倍以上となっているシステムも見られる．表 2.2-1 に示した主要な空中電磁探査法システムのうち大電流を用いるシステムは，いずれも 1 MA*m2 を超えるシステムとなっている．
表 2.2-3 空中電磁探査法システムの有効モーメント一覧表（2007 年以前のシステム）
Peak Dipole
Moment（MAm2）>0.5

Liu Waveform
Factor（LWF）
1.9

Megatem

>2

0.6

1.2

25 -90

Geotem

0.6 – 1

0.3

0.4 – 0.6

12.5 – 125

4ms pulse, 25% duty cycle

VTEM

0.63

0.8

0.5

25 – 200

10ms pulse, 25Hz

1

0.12 – 0.45

25 – 500

50% duty cycle

0.055

1.5

0.08

25

AeroTEM II

0.04

0.3 – 0.5

0.01 – 0.02

30 – 150

LWF for actual waveform with
100% duty cycle
Triangular, 30-50% duty cycle

Hoistem

0.12

0.5

0.06

25

25% duty cycle

Newtem

0.08

1

0.08

25 – 30

50% duty cycle

Heligeotem

0.23 （0.5?）

0.3

0.07（0.15?）

30 – 904ms pulse, 25% duty cycle

THEM

0.2

0.3

0.06

30

4ms pulse, 25% duty cycle

SystemSpectrem

Effective
Moment（MAm2）>1.0

Base frequency
Range
（Hz）
25 -125

Note
100% duty cycle

High Signal ↑SkyTEM

0.12 – 0.45

Low Signal ↓TempestReptem

2.2.2 各種の時間領域空中電磁探査法システム
2017 年 3 月現在におけるヘリコプターを用いる代表的な時間領域空中電磁探査法システムの概要を以下にまとめる．
（1）HELITEM（CGG 社）
HELITEM は本検討作業の対象となっている CGG 社の時間領域空中電磁探査法システムである．システムの詳細は 2.3～2.5 に詳述し，ここでは本検討作業の現地検討会で CGG 社から紹介20

された開発中のシステムおよび（Hage and Annison, 2016）について紹介する． 開発中のシステム
は 30C および 35C とよばれ，現状のシステムは 35A とよばれる．HELITEM 各システムの仕様を
表 2.2-4，送信ループや受信機等のシステム配置を図 2.2-4 に示す．
表 2.2-4 現状および開発中の HELITEM の仕様比較
仕様
対象深度
送信ループ径30A
500 m 以上
30 m
期待と送信ループの間
対地高度 63 m～

30C
500 m 以上
30 m
送信ループ中央対地高度 35 m～

受信器

3 成分エアコイル

3 成分エアコイル

Muti-PulseTM 測定
基本周波数
標準偏差ノイズ
最大送信出力
パルス幅
電力供給
重量
巡航速度

可
30 Hz
1.0 nT/s
2M Am24.0 ms
ループ内発電機700 kg（送信 2 回巻）
45 ノット

標準30 Hz
0.2 nT/s
560k Am2
～6 ms
機体
560kg
55 ノット

受信器位置

35C
700 m 以上
35 m
送信ループ中央対地高度 35 m～
高ダイナミックレン
ジ
3 成分エアコイル
標準15 Hz，30 Hz
0.06 nT/s
950k Am2～8 ms
機体
55 ノット

9.1m
8m
12.9m
48m

15m
35m

HELITEM 30A

36.7m

34.5m

26.7m

15m

7.5m

HELITEM 30C

17.5m

8.7m

HELITEM 35C

35m

図 2.2-4 現状および開発中の HELITEM システム（Hage and Annison，2016）21

現状の 30A は送信ループの中央に送信電流の電源用の発電機を配置し，ヘリコプターと送信ル
ープの間に 3 成分受信コイルがある．一方，開発中の 30C と 35C は送信ループの電源をヘリコプ
ターから供給することで 3 成分受信コイルを送信ループの中央に配置している．最大送信出力は
30A と同じループ径の 35C で半分以下，ループ径の小さい 30C では 4 分の 1 となったが，システ
ムノイズは激減し，受信コイルが地表に近づき，ダイナミックレンジの高い受信コイルを使ったり，低い基本周波数を用いたりすることで探査深度は 30C で変わらず，35C で深くなっている．
また，30C では重量が 140 kg 軽くなっているのも長所である．
CGG 社はヘリコプターを用いる HELITEM の他に固定翼機を用いる TEMPEST および
GEOTEM という時間領域空中電磁探査法システムを有し，探査の目的により使い分けている．固定翼機を使う場合には同社の有する空中重力偏差法探査システム FALCON の同時測定を行った
例もある．
（2）VTEM（Geotech 社）
VTEM はカナダ Geotech 社の時間領域空中電磁探査法システムで，探査の目的に応じて 2013 年
現在，図 2.2-5 および表 2.2-5 に示す 4 種類のシステムが用意されている（Legault，2015）．

(a) VTEMLITE(b) VTEMPLUS(c) VTEMMAX(d) VTEMFULL WAVEFORM

図 2.2-5 4 種類の VTEM システム（Legault，2015 を加筆）
表 2.2-5 4 種類の VTEM システムの特徴（Legault，2015 から編集）
VTEMLITEVTEMPLUS
VTEMMAXVTEMFULL WAVEFORM
項目
ダイポール
240 k
450 k～600 k
800 k～1.6 M
450 k～1.2M
モーメント（N/A）
18
26
35
26
送信ループ径（m）
測定値
dB/dt，B-fielddB/dt，B-fielddB/dt，B-fielddB/dt，B-field
Z
測定方向成分
z，x，
（±y）
z，x，
（±y）
z，x，
（±y）
厳しい地形用垂直磁場
大モーメント
浅部探査，
特徴
軽量型＋水平磁場測定
深部探査用
地下水調査用※z：鉛直方向，x：水平進行方向，y：水平の進行方向に直交方向224 種類の VTEM システムシステムの中で汎用性の高い VTEMPLUS システムの配置と仕様を図
2.2-6 に示した．このシステムでは，1 次磁場の影響を低減させるために受信コイルを取り囲むよ
うにバッキングコイルを備えているところに特徴がある．

図 2.2-6 汎用型 VTEMPLUS の仕様とシステム配置（Legault，2015）23

深部探査用の VTEMMAX のシステム配置を図 2.2-7 に示す．カナダ Ministry of Northern
Development and Mines のホームページでは VTEM MAX システムは信号に大電流を用いたシングル
パルスを用い，ヘリコプターの 48 m 下方に曳航された送信コイルで励磁された 2 次磁場を送信
ループの中心に配置した z 方向と x 方向，オプションで y 方向のコイルにより dB/dt で測定する．
基本飛行速度は 90 km/h である．送信コイルの基本対地高度は 30 m，送信コイルへはヘリコプタ
ーより給電を行っている．

図 2.2-7 VTEMMAX システム配置（Ministry of Northern Development and Mines ホームページ）
VTEMMAX の送信波形を図 2.2-8 に，データ取得に用いられるゲートタイミングを表 2.2-6 に示した．VTEM は矩形パルスや半正弦波とは異なる特殊な送信波形を用いるところにも特徴がある．

図 2.2-8 VTEMMAX の送信波形（Ministry of Northern Development and Mines ホームページ）24表 2.2-6 VTEMMAX のデータ取得ゲート一覧表（Ministry of Northern Development and Mines ホームページを加筆）（3） SkyTEM（SkyTEM 社）
SkyTEM はデンマーク SkyTEM 社の時間領域空中電磁探査法システムで，地下水探査等の浅部探査に用いられることが多い。ここでは SkyTEM 社のホームページより図 2.2-9 にシステム配置を示した SkyTEM516 について紹介する．
SkyTEM516 システムは，図 2.2-10 に示したような疑似矩形波の大電流パルスと小電流パルスを逐次送信する中深度～深部探査用システムである．システム配置としては，ヘリコプターから
長さ 35 m のケーブルで曳航された送信コイルで励磁された 2 次磁場の減衰を送信コイルの上方の z 方向と x 方向の受信コイルで dB/dt の減衰として測定している．本システムの送信コイルの形状は進行方向の長さ 34.6 m，幅 20.6 m の六角形である．送信コイルの基本対地高度は 30 m であり，送信コイルへは，ヘリコプターと送信コイルを結ぶ牽引ロープの途中に搭載した発電機より給電を行っている．データ取得に用いるゲートタイミングを表 2.2-7 に示した．

25

図 2.2-9 SkyTEM516 システム配置（SkyTEM 社ホームページ）

高モーメント電流波形

低モーメント電流波形

高モーメント低モーメント

図 2.2-10 SkyTEM516 の送信波形（Mineral Resources Tasmania および SkyTEM 社ホームページに加筆）

26

表 2.2-6 SkyTEM304 データ取得ゲート一覧表（Eastern Nebraska Water Resources Assessment ホームページ）（4）XTEM（GPX 社）
XTEM はオーストラリア GPX 社の時間領域空中電磁探査法システムであり，GEMIS Northern
Territory Government のホームページのデータを使って紹介する．XTEM のシステム配置を図 2.211 に示す．

図 2.2-11 XTEM システム配置（GEMIS Northern Territory Government ホームページ）

27

XTEM システムは，信号に小電流を用いたシングルパルス浅部探査用システムである．システ
ム配置としては，ヘリコプターより 30 m 下方に曳航された送信コイルにより励磁された 2 次磁場の減衰を，
送信ループ中央に配置した z 方向のコイルにより dB/dt の減衰として測定している．
基本飛行速度は 90 km/時である．また，送信コイルの基本対地高度は 35 m であり，送信コイル
へはヘリコプターより給電を行っている．XTEM システム送信波形を図 2.2-12，データ取得に用いられるゲートタイミングを表 2.2-7 に示した．

図 2.2-12 XTEM 送信波形（GPX Survey 社ホームページ）
表 2.2-7 XTEM データ取得ゲート一覧表（GPX Survey 社ホームページ）

28

(5) Xcite （New Resolution Geophysics 社）
Xcite システムは南アフリカ共和国の New Resolution Geophysics 社の小電流を用いたシングル
パルス浅部探査用時間領域空中電磁探査法システムである．Combrink and Wright（2016）に基づ
いて Xcite の図 2.2-13 に示したシステム配置や特徴を紹介する．

受信コイル
ケーブル長 28m

送信コイル

図 2.2-13 Xcite システム配置（Combrink and Wright，2016 に加筆）
Xcite システムのシステム配置としては，ヘリコプターより 28 m 長ケーブルにより曳航された送信コイルにより励磁された 2 次磁場の減衰を，送信コイル中央に配置した z 方向コイルで B フィールドとして測定している．送信コイルの基本対地高度は 30 m，送信コイルへはヘリコプター
より給電を行っている．本システムの特徴は，受信コイルを伸縮性ロープとゴムチューブの様に膨らませた梁により支えることで Late-time のノイズレベルを劇的に小さくした点と，通常のシス
テムではデータ記録前に各種データ処理を行うため処理手順をカスタマイズできないのに対し，Xcite システムでは始めに記録することで記録後に全ての手順を最適な方法に変えることができる点である．Xcite システムの受信機保持サスペンションの改良状況を図 2.2-14 に示し，改良により得られた受信波形の比較を図 2.2-13 に示した．また，一般的な時間領域空中電磁探査法システ
ムとのデータ処理の流れの相違の概略を表 2.2-8 に示した．Xcite システムの送信波形は，通常の高高度測定により得られる波形に合わせ，地上ループ試験により求められた送信波形を合わせて
図 2.2-15 に示した．

29

図 2.2-14 受信機保持サスペンションの改良（Combrink and Wright，2016）（左上：伸縮性ロープのみ，左下：伸縮性ロープ＋PVC 管，右：伸縮性ロープ＋膨らませた梁）

図 2.2-15 Late-time における受信波形比較（Combrink and Wright，2016）（上：伸縮性ロープ，下：伸縮性ロープ＋膨らませた梁）表 2.2-8 従来のデータ処理とストリームデータ処理との相違点概略 （Combrink and Wright，
2016）
ストリームデータ処理の一つの選択；
柔軟性に富んだ保存後データ処理

典型的な従来のデータ処理
アナログ処理と ADC フィルター
スタッキング
低周波カット（および DC オフセット）
B-field の積分計算
各 Time Gate 値の算出
データ保存
フィルター処理（含む，スパイクノイズ除去）
ドリフトとシステム応答の補正
最終的なレベリング処理

アナログ処理と ADC フィルター
データ保存
スパイクノイズ除去
低周波カット（および DC オフセット）
B-field の積分計算
ドリフトとシステム応答の補正
各 Time Gate 値の算出
スタッキングフィルター処理（ローパス処理など）
最終的なレベリング処理

30

（7）P-THEM（PICO Envirotec 社）
P-THEM は日本にも導入されているカナダ PICO Envirotec 社の小電流シングルパルス方式時間
領域空中電磁探査法システムである。図 2.2-16 に P=THEM の外観を示す．

図 2.2-16 P-THEM の外観（PICO Envirotec 社ホームページ）
ヘリコプターから吊り下げた直径 8.6m の送信ループに半正弦波パルス電流を送信して 1 次電磁場を発生させる．P-THEM システムも HeliTHEM 同様に，基本周波数は 25Hz，30Hz，75Hz 及
び 90Hz から選択できる．基本周波数 25 Hz，30 Hz の場合のパルス幅は 4 ms，基本周波数 75Hz，
90Hz のパルス幅は 1.5 ms である．受信機としてヘリコプターと送信ループの間に取り付けたゴ
ンドラと呼ばれるケースに 3 軸インダクションコイルが内蔵されている．送信ループや受信コイ
ルを吊り下げるケーブルにはノイズを軽減するために非磁性体の材質を用いており，吊り下げケーブルの長さは 40 m で，受信コイルの位置は送信ループの 20 ｍ上部に位置する．ゴンドラを取り付けるマストには磁気探査装置が設置されている．図 2.2-17 にループとゴンドラの設置状況を示す．

(a) 送信ループ(b) ゴンドラ
図 2.2-17 P-THEM の送信ループとゴンドラ

31

（7）その他システムの外観
代表的な時間領域空中電磁探査法システム以外のシステムの外観を図 2.2-18 に示した．

NewTEM II

AeroTEMHDGPRTEMOPTIONAL
GammaraySpectrometer

30 metresCesiumMagnetometer X, Y, Z
Receiver1TEM

30 metres
Transmitter

Transmitter
Loop Assembly

30 metres

ETHEM
図 2.2-18 その他の時間領域空中電磁探査法システム（各社のホームページを編集）

32

参考文献
Allard, M.（2007）On the Origin of the HTEM Species, Advances in Airborne Geophysics, Paper 21, 5th
Decennial Mineral Exploration Conferences, 2007．
Bagriaski, A., Prikhodko, A. and Legault, J.（2014）The importance of a single transmitted waveform in
the characterization of discrete conductors, Symposium on the Application of Geophysics toEngineering and Environmental Problems 2014．
Chen. T., Hodges, G. and Miles P.（2015）Multipulse – high resolution and high power in one TDEM
system, Exploration Geophysics, 46, 49–57．
Combrink, M. and Wright, R.（2016）Achieving accurate interpretation results from full-waveformstreamed data AEM surveys, ASEG Extended Abstracts 2016, 25th Geophysical Conference andExhibition．
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Geophysics, 73, F179 – F188．
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Geophysics, 37, 355 – 362．
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Efferse, F. and Sørensen, I.（検索日 2016/Dec/26）SkyTEM Case StudyThe Valen Survey Comparison
with VTEM，http://www.skytem.com/wp-content/uploads/2014/12/WhitepaperTheValenSurvey.pdf．
GEMIS Northern Territory Government（検索日 2017/Jan/11）XTEM Airborne Geophysical Survey
Operations and Logistics Report，http://geoscience.ne.gov.au/gemis/ntgsjspui/bitstream/1/
78305/2/GR207_2011_A_02_XTEM_logistics_report.pdf．
Geotech ※1（検索日 2016/Dec/21）Evaluating Signal to Noise and Depth Investigation of Airborne
Time Domain EM Systems, http://www.geotech.ca/documents/VTEM_SignaltoNoise.pdf．
Geotech ※2（検索日 2016/Dec/21）A VTEM and HeliGEOTEM II Data Comparison,
http://www.geotech.ca/documents/VTEM_HeliGEOTEM_Comparison_RingofFire_Ontario.pdf．
Geotech ※3（検索日 2016/Dec/22）VTEM Case Study – Comparison with SKYTEM: The Greenland
Project, http://www.geotech.ca/papers/vtem-case-study-comparison-with-skytem-the-greenlandproject/．
Geotech ※4（検索日 2016/Dec/22）VTEM – SKYTEM SURVEY COMPARISON OVER VALEN CuNi Deposit, http://www.geotech.ca/papers/vtem-skytem-survey-comparison-valen-cu-ni-deposit/．
GPX Surveys（検索日 2016/Dec/27）Nepean XTEM Case Study,
http://www.gpxsurveys.com.au/files/files//44_GPX_Nepean_CS.pdf．
Hage, T. and Annison, C.（2016）HELITEM – Japan, 現地検討会資料．
Hegarty A., Stanley G., Kashdan, E., and Hodgson, J. and Parnell, A. C.（2016）Repeatability analysis of33

airborne electromagnetic surveys, Mathematics-in-Industry Case Studies 2016．
Lagault, G.（2015）The VTEM Time-Domain AEM System, Geotech Airborne EM Seminar, 2015 年度
第 2 回電気探査研究会資料．
Lui, G.（1998）Effect of transmitter current waveform on airborne TEM, Exploration Geophysics, 29, 35–41．
Macnoe, J.（2011）Airborne EM system comparison, Proceeding of the 10th SEGJ International
Symposium, 1-4．
Macnoe, J.（2007）Airborne electromagnetic systems, ASEG Extended Abstracts 2007, 19th GeophysicalConference, 1-4．
Mineral Resources Tasmania（検索日 2016/Dec/27） Final Report Zeehan SkyTEM Survey,
http://www.mrt.tas.gov.au/mrtdoc/geophysics/airborne/zeehan2009/SK987MI_final_report.pdf．
Ministry of Northern Development and Mines（2015）Report on a Helicopter-Borne Versatile Time
Domain Electromagnetic（VTEM max）and Aeromagnetic Geophysical Survey,
http://www.geologyontario.mndmf.gov.on.ca/mndmfiles/afri/data/imaging/temp/2_56961//2_56961_16_AppendixF2_VTEM_Max_Airorne_EM.pdf．
Mule S., Miller, R., Carey H. and Lockwood R.（2012）Review of three airborne EM systems, ASEG
Extended Abstracts 2012, 22th Geophysical Conference, 1–5．
石油天然ガス・金属鉱物資源機構（2016）Geophysical Survey Report Airborne Magnetic andHeliTEM Survey Hachimantai area Project, 2489．
SkyTEM（検索日 2016/Dec/26）Mapping Groundwater with SkyTEM, http://www.skytem.com/wpcontent/upload/Mapping-Groundwater-with-SkyTEM.pdf．

34

2.3. HELITEM システム
本節では，JOGMEC による地熱資源ポテンシャル調査のための広域空中物理探査において，2014 年度より時間領域空中電磁探査法調査に用いられてきた CGG 社の HELITEM システムについて述べる．このシステムは 2.2 節で紹介した HELITEM システムの 30A にあたるもので，ヘリコプターで曳航する受信コイルおよび送信ループ部の拡大写真を下図に示す．

図 2.3-1 HELITEM 送信ループと受信コイル
2.3.1 送信機
送信ループ（transmitter loop）は，直径約 30 m のほぼ円形であり，剛性の高い炭素繊維強化樹
脂製のハウジング内に導線が並列に入っている．導線の数は，標準仕様では 5 本であるが，調査仕様と対象地域の条件により本数を少なくすることがある．送信ループが発生する双極子モーメ
ント（dipole moment）は，送信ループ面積・実効ターン数・送信電流の積で与えられる．
HELITEM の標準仕様，及び日本での地熱資源ポテンシャル調査の仕様を表 3.1-1 に示す．
表 2.3-1 送信ループの標準および日本における調査仕様
項目

標準

東北・北海道（2015）

九州（2014）

送信機ループ面積 (m )

708

708

708

導線数

5

3

3

実効ターン数2

1

1

送信電流 (peak-to-peak, A)

1415

1538

1100～1200

双極子モーメント (A･m2)

2.00×106

1.09×106

0.88×106235

地熱資源ポテンシャル調査では，急峻な地形でのヘリコプター運航に対応して，HELITEM 機
器の重量を抑えるために，送信ループの導線数を 5 本から 3 本に変更している．これにより機器の総重量は約 700 kg（機内 50 kg，吊下げ 650 kg）となった．標準仕様の導線数 5 本では，総重量は 200 kg 増加し約 900 kg となる．
送信電流の値が，2014 年の九州地方と比べて，2015 年の東北・北海道では約 25 パーセント大
きくなっている．理由の 1 つ目は，2015 年以降ループ中央の発電機からの電圧を安全に上げることができたこと，2 つ目は調査地域の気温である．ただし，送信電流 1100～1200 A，双極子モーメ
ント 0.88×106 A･m2 で実施した九州地方の調査においても，十分な可探深度を得られていた．

導線に電流を流し続けると温度が上昇して電気抵抗が増加し，電流値に影響が出る．HELITEM
システムも，計測飛行中に温度と電流値をモニターしているが，どちらも滑らかで緩やかに変化している．また，モニターした電流値はよりデータの正規化に用いられている．
なお，CGG 社の調査報告書（JOGMEC，2016b）の Appendix D に，「双極子モーメントはパル
ス幅と基本周波数に依存 (The dipole moment depends on the pulse width and base frequency used on
the survey)」との記載があるが，これは一般的な電磁探査に関して述べたもので，HELITEM はこれに該当しない．
2.3.2 受信機
受信機のセンサーは 3 成分 (x, y, z) の誘導コイル (air core inductors) で，磁場の時間変化によって誘起される電流の電圧を測定しており，電圧は磁場の時間変化 dB/dt (単位：nT/s) へと変換される．受信コイルを納めたプラットフォーム・コンテナはヘリコプターより 21.3 m 下方（曳航時）に位置し，網状のケーブルで送信ループと繋がれている（図 2.3-1 および図 2.3-2 参照）．この構造により，飛行時の受信機の回転を抑え，送信ループと受信機の位置関係を安定させている．
送信ループからの 1 次電磁場の除去には，毎回の計測飛行の最初と最後に高対地高度で取得する
キャリブレーションデータを用いており，バッキングコイルは採用されていない．

図 2.3-2 HELITEM 受信コイルコンテナ
2.3.3 キャリブレーション
HELITEM では，毎回の計測飛行の最初（PRE）と最後（POST）に，地表からの影響が及ばな
い高対地高度（2,500 ft）でキャリブレーションを行っている．PRE・POST どちらも，少なくとも 30 秒間のデータを記録している．PRE キャリブレーションデータの取得は必須で、1 次電磁場36の除去にも原則として PRE データを用いるが，計測飛行前後で温度変化などによりドリフトが発生した場合は，POST キャリブレーションデータも用いられる．計測・キャリブレーションを含む離陸から着陸までの飛行スケジュールを 2.5 節の図 2.5-1 に示した．
2.3.4 送信周波数
送信周波数（パルス電流の繰り返し周波数，base frequency）は 25，30，75 及び 90 Hz から選択することができる．調査地域の商用電源周波数に因るノイズを除去できるように，九州地方では 30 Hz，東北・北海道地方では 25 Hz を採用した．
計測飛行時は，図 2.3-3 に示すように，送信パルスを交互に正負反転して発生させている．周
波数 25 Hz 即ち周期 40 msec の場合は，前半の 20 msec で正のパルスを 1 回，後半の 20 msec で負のパルスを 1 回発信している．受信コイルでの観測データも，パルスの符号と同じく 1 周期の前半と後半で正負反転している．1 秒間では，正負合わせて 50 パルスが送信されていることにな
る．

図 2.3-3 正負が反転する送信パルスの例（JOGMEC，2016a）
2.3.5 送信電流波形
送信電流波形は，2｡2 節で述べたように半正弦波パルスである．パルス幅は 2.0 ms と 4.0 ms が標準となっているが，調査地域の環境・条件に合わせて調節できる．地熱資源ポテンシャル調査
では，2014 年の九州地方では 4.0 ms，2015 年･2016 年の東北･北海道地方では 4.082 ms が採用された．なお，実際の電流波形計測値とそれによる過渡応答曲線に関しては，2.7.1 項で厳密な分析･評価を行っている．
2.3.6 サンプリング周波数
送信周波数により 1 周期の時間が決まるが，半周期は送信パルスを 1 回発している”On-time”時
間と，2 次電磁場を観測するパルス遮断後の”Off-time”時間から成る．HELITEM システムではこの半周期分の観測波形を 2048 サンプルで A/D 変換している．周期の長さは選択する送信周波数に依存するので，サンプリング周波数も送信周波数によって異なる．地熱ポテンシャル調査の，送信周波数，パルス幅，Off-time 時間，サンプリング周波数を，地域毎に下表にまとめた．
なお，送信周波数に 90 Hz を選択した場合は，送信パルス幅は 2.0 ms，半周期分のサンプル数
は 2048 ではなく 1024 になるので，サンプリング周波数は 184.3 kHz となる．

37

表 2.3-2 送信周波数，パルス幅，サンプリング周波数の調査仕様
送信周波数
(Hz)

パルス幅
(ms)

Off-time 時間(ms)サンプリング周波数(kHz)

東北・北海道 (50 Hz 地域)

25

4.082015.918102.4

九州 (60Hz 地域)

30

4.00

12.667

122.8

調査地域

2.3.7 位置計測
ヘリポートの基地局，ヘリコプターの垂直尾翼，送信ループ中心部に，それぞれ GPS アンテナが設置されている．地上基地局の GPS 相対測位方式により，高精度の位置情報を確保している．
各 GPS 機器の使用を表 2.3-3 に示す．
調査終了後に行われるディジタル地形モデル（DTM）の作成では，ヘリコプター搭載の GPS で記録した位置情報の z 軸データが，次項で述べる電波高度計の記録と共に用いられる．送信ルー
プの GPS 情報は，計測時の送信機・受信機の位置情報であり，2.9.2.2 で詳述する EM1DTM によるインバージョンへの入力となる．また，ヘリコプターと送信ループの GPS 情報の差異から，「ケ
ーブル・スウィング」と呼ばれる，受信機の周期的な動きを捉えることができる．
表 2.3-3 位置計測用 GPS 仕様
GPS 設置箇所

使用機器

目的

サンプリング周波数

正確度

精度

ヘリコプター
垂直尾翼

機体リアルタイム・ナビ NovAtel OEM4 Card,
ゲーション
機体の既設アンテナ

2.0 Hz1.8m CEP (L1)

6 cm RMS

送信ループ
中心部

送信ループ位置・方位 NovAtel OEM4 Card,
データ測定
Aero Antenna

2.0 Hz1.8m CEP (L1)

6 cm RMS

ヘリポート

地上基地局

NovAtel OEM4 Card,
Aero Antenna

1.0 Hz1.8m CEP (L1)―――

2.3.8 高度計測
高度計測のために，電波高度計と気圧高度計を搭載している．電波高度計は計測飛行時にパイロットに機体の高度情報を提供するほか，ヘリコプター搭載 GPS の z 軸データと合わせて DTMを生成のための入力情報となる．気圧高度計の情報は，GPS の z 軸データにエラー補正が必要となったときのガイドとして用いられる．
表 2.3.-4 高度計測用高度計仕様
高度計種類

使用機器

サンプリン
グ周波数

電波高度計

Honeywell Sperry
RT300 Altimeter System

10.0 Hz

気圧高度計

Motorola MPX4115AP
analog pressure sensor

10.0 Hz

正確度±3% (100 – 500 ft above obstacle)±4% (500 – 2500 ft above obstacle)± 1.5 kPa (0°C to 85°C)±3.0 kPa (-20°C to 0°C, 85°C to 105°C)±4.5 kPa (-40°C to -20°C, 105°C to 125°C)

38

精度
1 ft
0.01 kPa

参考文献
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JOGMEC（2016a）平成 27 年度「地熱資源ポテンシャル調査のための広域空中物理探査」
業務報告書．
JOGMEC（2016b） Geophysical Survey Report Airborne Magnetic and HELITEM Survey, Hachimantai
Area．
Xtrata Zinc Canada（2010）Logistics and Processing Report Airborne Magnetic and HELITEM Survey,
Sturgeon Lake Area, Ontario､

39

2.4 探査実施準備
日本で空中物理探査を実施するにあたっては探査機材を搭載する機体，機体への搭載許可，探査基地，飛行許可等の準備に多くの時間を費やさなければならない．本節では本検討作業の対象となっている時間領域空中電磁探査法システムを全体に，探査実施準備における検討項目についてまとめた．
2.4.1 ヘリコプター
2.4.1.1 使用機種
世界で実施されている空中電磁探査法機材を搭載する航空機（プラットフォーム）は，固定翼機とヘリコプターがある．日本国内で実施されている空中電磁探査法には，ヘリコプターが用いられている．ヘリコプターの探査システムはデータ収録装置を機内に搭載し，電磁波を発信する
発信機や電磁センサー等を機体からロープで吊り下げて飛行する．このため，使用するヘリコプ
ターは探査機材を吊り下げることができて，かつ調査地域を安全に飛行する性能が要求される．
吊り下げる機材の大きさや重量，吊り下げるロープの長さは，使用する探査機材に適したものにする必要がある．ヘリコプターを用いる時間領域空中電磁探査法で最も多く使用されている機種
は，
ユーロコプターAS350 B3 型ヘリコプター（以下 AS350B3）である．
AS350B3 の外観を図 2.4-1，
仕様を表 2.4-1 に示す．同機は小型の汎用機で吊り下げ能力が 1 トン程度あり，運航費用が安いため世界中の運航会社で数多く使われている． 2013 年度から実施されている JOGMEC の地熱ポ
テンシャル調査では，時間領域空中電磁探査法でも空中重力偏差法探査でも AS350B3 が使用されている．探査機材を搭載する機体を保有する探査会社もあるが，日本国内では運航会社から機体をチャーターして探査を実施する必要がある．

図 2.4-1．ユーロコプターAS350 B3 ヘリコプターの外観

40

表 2.4-1．ユーロコプターAS350 B3 仕様

最大離陸重量2,250 kg / 4,960 lb

最大運用重量注 1）2,800 kg / 6,172 lb

有効搭載量1,013 kg / 2,233 lb

標準座席仕様操縦士 1+ 乗客 5

機外吊り下げ能力

1,400 kg / 3,086 lb

エンジン

Turbomeca ARRIEL 2D×1 基

エンジン最大出力

632 kW / 847 shp（離陸出力）

高速巡航速度注 2）

258 km/h / 140kt

最大航続距離注 2）

650 km / 351nm

注 1）機外吊り下げ時
注 2）上記性能は最大離陸 ，標準大気状態，海面上の参考数値
2.4.1.2 ヘリコプターの改造
ヘリコプターに探査機材を搭載すると，ヘリコプターの修理改造とみなされる．改造したヘリ
コプターを運航するためには，国土交通省の修理改造検査を受検して合格する必要がある．申請には書類準備や改造に半年から 1 年の準備が必要である．改造は特定のヘリコプターに施されるため，許可後に使用できるヘリコプターは申請した機体に特定される．このため，探査を実施する場合は，修理改造した機体を現地まで空輸する必要があり，当該機が整備で使用できない場合
は，探査も実施できない．
日本国内で航空機をチャーターして空中物理探査を行う場合，探査を実施する会社から改造に必要な書類を入手して，チャーターする機体を保有する航空会社で修理改造から検査まで行ってもらうことになる．
2.4.2 調査計画
2.4.2.1 調査地域の選定
時間領域空中電磁探査法を含め空中物理探査を実施する際には，調査を実施する範囲を対象とした飛行計画を検討する必要である．航空機には離着陸場が必要であり，調査範囲内もしくは近傍に使用可能な飛行場やヘリポートがあることが望ましい．ヘリコプターの離着陸には固定翼機の滑走路は必要ないため，調査に適した場外離着陸場（ヘリポート）を設置することが多い．時間領域空中電磁探査法のようにヘリコプターから機材を吊り下げて飛行するには，低空飛行による騒音や吊り下げた機材の落下による地表構造物への影響を極力避けるために鉄道，
主要な道路，

41

自衛隊演習地および養鶏場等の障害物や人家密集地などを避けて飛行する計画を作成する.離着陸場を含めた飛行計画により航空法の飛行許可申請を行う．調査地の選定は，航空法の飛行許可申請が受理される地域で行う必要がある．調査対象地域が山間地の場合でも，保護された野生生物が生息している地域を含めないなどの配慮が必要である．
調査地選定には使用するヘリコプターの性能や調査会社・ヘリコプター運航会社の安全規定等も考慮する必要がある．ヘリコプターの全備重量や吊り下げ能力などの運航能力を超えるような飛行条件で調査範囲を設定することは出来ない．調査会社や運航会社が独自に定める規定は，探査機材，運航機材など個別の性能や限界を評価して定めた規定である場合が多く，過去の事故や事象の経験から経験的に安全規定が定められている．これらの規定は調査会社・運航会社によって異なり，両者のいずれかの規定を超えて調査範囲を設定することはできない．
2.4.2.2 飛行許可申請（1）ヘリコプターの離着陸場
調査地域周辺においてヘリポートを選定する．ヘリポートには，探査機材，航空燃料，現場事
務所用ユニットハウス，発電機等を設置するため，これらの機材をヘリコプターの離着陸に支障にならないような場所に設置できるスペースが必要となる．ヘリポートは敷地周辺に障害物がな
く，100 m×100 m 程度の広さの平坦な用地が必要となる．使用するためには土地所有者または土地管理者の許可が必要になるため，事前に使用許可を取得する．
航空法に基づく航空機の離着陸場の分類を図 2.4-2 に示す．これ以外の場所でヘリコプターを離着陸させる場合には，国土交通省国土交通大臣の許可を取ることとなる．これを「場外離着陸場」申請というが，「場外離着陸場」における離着陸の許可を受けようとする者は，事前に当該地の現場調査を行い， 航空法施行規則第 172 条の 2 に基づき，「飛行場外離着陸許可申請書」を国
土交通大臣に提出しなければならない．

図 2.4-2 航空機の離着陸場の分類（国土交通省ホームページ）（2）関係する航空法
場外離着陸場に関するものも含め，ヘリコプターを用いた時間領域空中電磁探査法の現地調査に関係する航空法を表 2.4-2 にまとめた．

42

表 2.4-2 ヘリコプターを用いた時間領域空中電磁探査法の現地調査に関係する航空法条項
番号

項目

条項

①

離着陸
第 79 条の場所②

飛行の第 80 条
禁止区域

③

④

最低
安全高度

同上

第 81 条

第 174 条

条文
航空機（国土交通省令で定める航空機を除く．
）は，陸上にあっては空港等以外の場 所において，水上にあっては国土交通省令で定める場所において，離陸し，又は着陸してはならない．ただし，国土交通大臣の許可を受けた場合は，この限りでない．
航空機は，国土交通省令で定める航空機の飛行に関し危険を生ずる
おそれがある区域の上空を飛行してはならない．但し，国土交通大臣の許可を受けた場合は，この限りでない．
航空機は，離陸又は着陸を行う場合を除いて，地上又は水上の人又は物件の安全及び航空機の安全を考慮して国土交通省令で定める高度以下の高度で飛行してはならない．但し，国土交通大臣の許可を受けた場合は，この限りでない．
法第 81 条の規定による航空機の最低安全高度は，次のとおりとす
る．
一 有視界飛行方式により飛行する航空機にあっつては，飛行中
動力装置のみが停止した場合に 地上又は水上の人又は物件に危険を及ぼすことなく着陸できる高度及び次の高度のうち いずれか高いもの
イ 人又は家屋の密集している地域の上空にあっては，当該航空機を中心として 水平距離六百メートルの範囲内の最も高い障
害物の上端から三百メートルの高度
ロ 人又は家屋のない地域及び広い水面の上空にあっては，地上又は水上の人又は 物件から百五十メートル以上の距離を保つて飛行することのできる高度
ハ イ及びロに規定する地域以外の地域の上空にあつては，地表
面又は水面から 百五十メートル以上の高度
二 計器飛行方式により飛行する航空機にあつては，告示で定める高度②の飛行禁止区域は，人家密集地，コンビナートなどの上空，学校・病院などの公共施設，交通量の多い道路や鉄道線などが該当する．これらの地域では，探査飛行は出来ない．
③の最低安全高度とは，航空法では航空機の最低安全高度が決められており，関係法令を以下に示す．この法令から，調査対象地域の人家非密集地域では 150m 以下で飛行する場合には最低安全高度以下の飛行許可申請が必要となる．
2.4.2.3 調査時期
ヘリコプターを用いる時間領域空中電磁探査法を含む空中物理探査では，飛行に適した天候の安定した時期や，野生動物の繁殖時期をさけた時期に調査を行うようにすべきである．
（1）天候
ヘリコプターは有視界飛行を行うので，飛行高度より雲底が低い場合には飛行できず，強風の場合には離陸や飛行に影響が出るため調査を実施できない．したがって，調査場所の位置や標高

43等の地理的条件から，飛行可能な気象となる日が多くなるような時期に調査を行うことが望まし
い．東北地方以南の標高が高い地域は，6～7 月の梅雨時期は雲に覆われて飛行できる気象状態にならないので，梅雨時期を避けることが望ましい．北海道や日本海側の地域は，冬期間は天候が悪く，ほとんど飛行できないと思われる．
（2）野生生物
時間領域空中電磁探査法ではヘリコプターは低空飛行を行うので，地表で観測されるエンジン
音は大きく，野生動物が驚いて繁殖や生育行動に影響を与えかなえない．調査範囲内に生息する
野生生物の生育に影響のない時期に実施する計画を立てる必要がある．特に，絶滅危惧種や危急種に指定されている猛禽類は，繁殖時期の飛行は避ける必要がある．
2.4.2.4 配慮する事項（自主規制ガイド）（1）一般事項
国土交通省航空局から積荷吊り下げの許可が下りない住宅地域，高圧電線，幹線道路，地方自治体に係る場所，自衛隊の駐屯地，地元関係者の要望により上空を飛べない場所，起伏が激しい地域等の理由により除外される．除外する地域の選定には，地形データの他，送電線やアンテナ
鉄塔等の情報（GIS 等）を盛り込んだ地図データにより測線可否や高度修正の判断を行う．また，調査対象地域に火山の噴煙が確認される場合の調査運航については，エンジン吸気への火山灰混
入は機体エンジントラブルを起こす等事故の元になるため関係者にて協議する．
（2）調査会社・運航会社独自の規制配慮すべき調査会社・運航会社独自の規制には下記のようなものが挙げられる．
① 調査対象地の地形勾配が急峻な場合は，ヘリコプターの上昇率の制限が 1,000 fpm（=feet per
minutes）であることから，計画勾配は飛行速度 45 kt（=knot）で 1,000 fpm の勾配の 50%の上昇率である 500 fpm で収まる勾配が現実的で設定する．
② 標高 1500 m 以上の地域はヘリコプターの運航重量制限から，飛行エリアから除外する．
③ 国道・高速道路等の主要道路や鉄道を横断する飛行測線は設定しない．
（運航航空会社）④ 海域の飛行は行わない．調査地域が海域に隣接し，旋回エリアが海域にかかる場合は，旋回エリアも考慮して調査エリアを設定する．
（調査会社）⑤ その他，安全運航が確保できないと思われる地域の飛行は行わない．
2.4.2.5 その他の法令・配慮事項（1）航空燃料の配置
場外離着陸場でヘリコプター用の燃料を補給する場合，場外離着陸場に航空燃料をタンクロー
リーやドラム缶で保管する必要がある．場外離着陸場で航空燃料を保管する場合は消防法の危険物に関する申請が必要である．

44

（2）地域住民への周知
ヘリコプターは低空で探査装置を吊り下げて飛行するために，探査飛行している状態を住民が見て驚かないように，事前に調査地周辺の住民に周知する必要がある．住民に周知するためには関係する自治体などの公共機関に相談して行う．
参考文献
国土交通省ホームページ：2.2 救急医療空白地域のヘリポート調査・検討，
http://www.mlit.go.jp/common/000129336.pdf．

45

2.5．データ取得方法
本作業の対象としている HELITEM を中心に，時間領域空中電磁探査法の現地におけるデータ取得に関する検討を行った．
2.5.1 調査仕様
空中物理探査では調査地内に設定した測線上を飛行しながらデータを取得する，原則として測線は直線とし，計画時には地理的に平行な直線を地図上に設定する．調査範囲や測線間隔は，調査目的により最適な設定を行う．測線間隔は対地高度と同程度の測線間隔とすることが望ましい
が，地下水調査や土木地質調査のような浅部の精査には測線間隔を狭くする．空中磁気探査法，
空中重力探査法および空中重力偏差法探査では測線間のデータを合理的に編集するために，測線に直交してタイラインとよばれる副測線を設定するが，空中電磁探査法はタイラインを設定する必要はない．本検討作業の対象としている JOGMEC の調査では，時間領域空中電磁探査法と同時に取得した全磁力データを使って空中磁気探査法を実施したので，測線間隔の 10 倍の間隔でタイラインを設定している．また，この調査では時間領域空中電磁探査法の探査結果と既存の地表電磁探査の探査結果との整合性を確認するため，調査範囲内に既存の地表電磁探査の解析断面があればその断面を測線とするデータ取得を行っている．本検討作業では既存の地表電磁探査の解
析断面上の測線で取得されたデータを使って時間領域空中電磁探査法の検討を行っている。
計測飛行対地高度は探査機器の原理や性能，要求するデータの品質などから最適な飛行高度を決定するが，調査地の地形や植生，障害物などを考慮してヘリコプターが安全に運航できる高度とする．測線の方向は調査地域の地質構造や地形を考慮して決定する.
例として，表 2.5-1 に JOGMEC が地熱ポテンシャル評価調査に適用している時間領域空中電磁探査法の調査仕様を示す．
表 2.5-1

JOGMEC 地熱ポテンシャル評価調査に適用される時間領域空中電磁探査法仕様
項目
対地高度

仕様

機体

100ｍ

送信機

50ｍ

受信機

75ｍ

磁気センサー50ｍ

主測線間隔

250ｍもしくは 125m

タイライン間隔

2,500ｍもしくは 1,250m

測線方向

調査地域の地質構造や地形による

2.5.2 測線配置
測線方向は，通常地質構造に直交する方向に設定するが，主測線距離が短い場合や地形が急峻な場合は，ヘリコプターの能力や飛行効率を考慮して測線を設定する．地すべりや深層崩壊などの斜面防災調査では，測線方向は斜面を連続的に測定する方向に測線を設定する．

46

2.5.3 計測飛行
2.5.3.1 確認飛行
機材と人員が調査地域に揃った時点で，計測飛行に先立ち，確認飛行（reconnaissance flight）を行う．飛行地域の詳細地図を用意し，航空会社の担当パイロットと調査会社のパイロット・トレーナーが搭乗して，機材の吊下げ無しで調査地域を飛行し，調査地域内の障害物の有無を確認す
る．日本国内は非密集地でも送電線や索道等が存在する可能性が高い．また，調査地域が広い場
合は場所によって天候が異なるため，気流などの気象条件も確認する．
2.5.3.2 計測飛行
ヘリコプターを用いた空中物理探査は有視界飛行で行うため，飛行できる時間は日の出から日没までである．ヘリコプターは飛行作業の前に始業点検，飛行作業終了後に飛行後点検を行うため，明るい時間帯に行う必要がある．このため，飛行作業はこれら点検時間も考慮して作業時間を決定する．
1 日の作業スケジュールは通常，
調査委時期や天候条件を考慮して概ね 8 時～17 時の間に行う．
飛行作業は 9 時～16 時の間に行い，冬期間や上昇気流で雲が発生する高標高地域は，始業時間を早めることがある．パイロットの疲労管理のため，1 日あたり測線上を飛行できる時間は最大 5
時間に制限されている．ヘリポートと調査地域の往復と，測線間を移動するための旋回飛行に要する時間はこの制限時間に含まれていない．
2.5.3.3 飛行の可否
飛行の可否はパイロットが判断し，パイロットは天候確認を行い以下の基準で飛行可否を判断する．
① 有視界飛行状態（航空法）で飛行できること．
② 飛行に影響を及ぼす風の状況③ 有視界飛行に影響を与える雨，霧，低い雲④ 晴天であるが上昇気流が強い等，擾乱がある状態
これらをパイロットが判断する際，航空法，機体製造会社の運用マニュアル，航空会社が定める運航基準，航空会社が定める作業規定（設定されている場合），調査会社が定める作業規定（設定されている場合）等を参考にしている．
有視界飛行状態とは，航空法二条十三項の国土交通省令で定める視界上不良な気象状態ではな
い下記の状態であると航空法施行規則第五条に定められている．
（1）3000 m 以上の高度で飛行する航空機についての基準① 飛行視程が 8000 m 以上
② 航空機からの垂直距離が上方および下方に 300 m の範囲内に雲がないこと③ 航空機からの水平距離が 1500 m の範囲内に雲がないこと（2）3000 m 未満の高度で飛行する航空機についての基準① 飛行視程が管制区・管制圏内では 5000 m 以上，それ以外では 1500 m 以上
② 航空機からの垂直距離が上方に 150 m，下方に 300 m の範囲内に雲がない

47

③ 航空機からの水平距離が 600 m の範囲内に雲がない（3）管制区・管制圏以外の空域と地表または水面から 300 m 以下の高度で飛行する航空機についての基準① 飛行視程が 1500 m 以上で雲から離れて飛行でき，かつパイロットが地表または水面を引き続き視認できること（4）飛行場で離陸または着陸しようとする航空機についての基準① 地上視程が 5000 m 以上で，雲高が地表または水面から 300 m 以上
2.5.4 データ取得作業
2.5.4.1 データ取得作業内容
測定作業の 1 日のスケジュールは次の通りである．
① システムチェック② キャリブレーション飛行③ 計測飛行④ データ回収及びシステムのチェック
キャリブレーション飛行の実施する探査の仕様により，JOGMEC の地熱ポテンシャル評価調査
では計測飛行の前後に実施している．
2.5.4.2 キャリブレーション飛行
毎回の計測飛行において，測定の前後の離陸直後と着陸直前に地下からの影響を無視できるような高対地高度において，1 次電磁場および機体影響の除去に使用するためのキャリブレーショ
ン飛行を行う．地下からの影響を無視できるような高対地高度は測定測線の導電率によって異な
り，導電率が高い，すなわち低比抵抗の地域ほど高くなる。JOGMEC の地熱資源ポテンシャル調
査では 2,500 ft であれば地下からの影響を無視できるような高対地高度として十分であるとみなしている．図 2.5-1 に JOGMEC の地熱資源ポテンシャル評価調査で実施されているキャリブレー
ションを含めた計測飛行の例を示す．

48

PRE

POST

図 2.5-1 計測飛行スケジュールの例（JOGMEC, 2016 に加筆）
2.5.4.3 データ取得作業
本検討作業の対象となっている JOGMEC の地熱ポテンシャル評価調査における CGG 社の
HELITEM を例に作業内容を説明する．計測機器の概観，構成，送信電流パルス，受信コイル，
サンプリング周波数，位置高度計測などについては，2.2 節および 2.3 節で述べたとおりである．
HELITEM では，交互に正負を反転させて送信パルスを発生させているため，x，y，z 各軸の受信コイルで観測される信号波形も図 2.5-2 に示したように交互に反転した波として記録される．また，観測データにおいても送信パルスと同様に，送信パルス遮断後の信号は非常に小さいことも
わかる．

送信
パルス
x 成分
（進行方向）
観測データ
y 成分（水平直交）
観測データ
z 成分
（鉛直）
観測データ

図 2.5-2 送信パルスと観測データの例（JOGMEC, 2016 に加筆）

49

観測データには 1 次電磁場，
2 次電磁場の中に以下に示すようなノイズが含まれることがあり，
2.6 節で述べるデータ処理で必要に応じて除去・低減処理を行っている．
（1）空電ノイズ
空電とは雷のように大気中で発生する放電現象であり，空電ノイズの特徴はパルスの時間幅が狭く大きい振幅を持つことである．測定データに空電ノイズが含まれている場合，2,000m 以上の測線において定常ノイズを超える振幅が100サンプル中10サンプル以下であれば電磁探査データとして許容している．
（2）VLF ノイズ
VLF（Very Low Frequency）とは 3 k～30 kHz の電波低周波数帯のことで，高周波数帯の電波が透過できない水面下へも透過するため潜水艦との通信に用いられている。ここでいう VLF ノイズとはこの潜水艦との通信に使われる電波のことを指す．特に，2014 年度に実施された九州地方の霧島調査地域の北北東 13 km の位置には海上自衛隊のえびの送信所（JJI）があり， 22.2 kHz の強い VLF 電波が発信されていた．調査地域は送信所からの距離が小さく，この VLF が HELITEMのループに影響することでノイズとなった．ヘリコプターに吊るしたループからパルスを送信せずに，複数の円を描くように飛行して，様々な角度から VLF ノイズのサンプルデータを測定し，その結果を基にノッチフィルタ等のノイズ除去方法を考案した．同じ九州地方のくじゅう地区でもスペクトル解析を行うと VLF ノイズは認められたが，VLF 送信所から離れており，解析に大きな影響は与えなかった．
（3）送電線ノイズ
高圧の送電線から発生する商用電源周波数の磁場がノイズ源となる．送電線ノイズは周期的であるため，が 2.6 節で述べるように送信パルスの周波数を適切に設定することによってスタッキ
ングで除去することができる．なお，送電線ノイズは計測飛行中モニタリングされている．
1 回の計測飛行が終わる毎に，機体内に搭載された HELITEM のデータ記録・処理ハードウェ
ア HeliDAS から取得データは取出され，ヘリポートに待機しているデータ処理担当者が直ちにGPS データの品質，電磁気データのノイズ，測線と飛行航跡の距離などの確認を行って再計測飛行の要否を判断する．さらに，その日に取得した全データがカナダのデータ処理センターに送られて，再度の品質チェックが行われている. 再度の品質チェック結果は，翌日には探査現場へ知らされて，再計測飛行の可否判断に用いられている．
参考文献
JOGMEC （2015）平成 26 年度「地熱ポテンシャル調査のための広域空中物理探査」業務報告書．
JOGMEC （2016）平成 27 年度「地熱ポテンシャル調査のための広域空中物理探査」業務報告書．

50

2.6 データ処理
今回の検討作業の対象の空中電磁探査法システム HELITEM のデータの処理について
JOGMEC（2016）にしたがって検討する．HELITE で取得したデータ処理の流れを図 2.6-1 に示す．各データ処理方法は以下のとおりである．
取得 EM データ
高対地高度キャリブレーションによるEM データ補正
一次電磁場除去
スタッキングウィンドウ化レベリング
最終 EM データ

図 2.6-1
2.6.1

HELITEM データ処理の流れ（JOGMEC，2016）

1 次電磁場及び機体影響の除去

受信コイルで観測されるデータには地下構造に起因する 2 次電磁場に加えて，送信ループからの 1 次電磁場や機体等による 2 次電磁場も含まれる．したがって，地下構造に起因する 2 次電磁場データのみを抽出するためには，1 次電磁場や機体等による影響を観測データから除去する必要がある．送信ループからの 1 次電磁場や機体等による 2 次電磁場のデータは，2.5.4 項で述べたキャリブレーション飛行により計測している．観測データとキャリブレーションデータの取得
時の送信パルスの強さが異なり，観測データからキャリブレーションデータを単純に引いたりせず，観測データ取得時の温度や高度を考慮して補正したキャリブレーションデータを図 2.6-2 に示すように観測データから差し引いている．
飛行中，受信コイルの位置や角度の変化や地形の影響で，観測される 2 次電磁場は影響を受ける．機体，送信ループと受信コイルの位置関係はほとんど変化しないので，受信コイルの位置や角度の変化や地形の影響は受けにくい．また，このことはキャリブレーションを行った地形と異なる地形では，1 次電磁場及び機体等の影響を完全には除去できていないことも意味している．
2.6.2

スタッキング

周期的でないランダムノイズが混入した周期的なデータの位相を合わせて重ねあわせると，信号は強調されるのに対し，ランダムノイズは弱まるため S/N 比が向上する．この信号処理をス
タッキングとよび，物理探査では最も基本的な信号処理技術である．スタッキングにより突発的な空電ノイズや，2.5.4.3 項で述べた VLF 信号も除去可能である．2015 年の調査では，図 2.6-3に示すように，3 秒間分すなわち 90 周期のデータの負のパルス送信時の観測データを正側に反転した 180 組の観測データを重ねあわせて S/N 比を向上させている．
51

図 2.6-2 1 次電磁場及び機体影響の除去（JOGMEC，2016）

図 2.6-3

観測データのスタッキング処理概念模式図（JOGMEC，2016）

図 2.6-4 に送電線から出る商用電源周波数 50Hz の周期的なノイズ除去の概念図を示す．ここでは送信パルス 1 周期分の時間の dB/dt の観測データを例とする．負パルス発信後の観測データを反転して正パルス後の波形にスタッキングすると，ランダムノイズの場合と同様に信号強度が強まり周期的なノイズは低減される．
52

図 2.6-4
2.6.3

送電線ノイズを含む観測データのスタッキング処理概念模式図（JOGMEC，2016）

ウィンドウ化観測された過渡応答データは図 2.6-2 に示したように対数的に減衰していくため，時間の経過とともにデータの変化は逓減する．このような応答信号では，等時間間隔で取得した 1 パルスあたり 2,048 個のデータ･サンプル全てを取り扱うのは非効率である．そのため，表 2.6-1，表 2.62 に示したように，送信パルス遮断後の時間の経過とともに時間幅が広くなっていく 30 のウィ
ンドウを設定し，各ウィンドウの代表値で，これ以降の処理や解析を行っている．この処理をウ
ィンドウ化と呼ぶ．なお，各ウィンドウの代表値はウィンドウ内に含まれるスタッキング後のデータとし，各ウィンドウの中間点時間の値としている．なお，計測時に記録されたストリーム・
データ(生データ)は保存されているので，調査後に各ウィンドウ幅を最適に調整し直してデータを処理することが可能である．
表 2.6-1，表 2.6-2 はそれぞれ商用周波数 50Hz 地域（東北，北海道）と，商用周波数 60Hz 地域（九州）での HELITEM 調査で実際に用いられたウィンドウ設定である．
また，信号を強調するため，磁場変化率 dB/dt から磁束密度 B を時間積分により求めている．
図 2.6-5 は，磁束密度 B の x 成分と z 成分の測線方向の変化，磁場変化率 dB/dt の x 成分と z 成分の測線方向の変化の例を示している．

53

表 2.6-1

電源周波数 50Hz 地域でのウィンドウ設定（JOGMEC，2016）

Window

Start
(ms)

End
(ms)

Midpoint
Width (ms)(ms)

10.0781

0.23440.15630.1563

Ontime20.9863

1.97271.47950.9863

Ontime31.96292.46092.21190.4980Ontime43.85744.02343.94040.1660Ontime54.1602

4.1797

4.16990.0195

Offtime5

0.0781

0.09770.08790.0196

6

4.1797

4.20904.19430.0293

Offtime6

0.09770.12700.11230.02937

4.20904.24804.22850.0391

Offtime70.12700.16600.14650.039084.24804.2871

4.26760.0391

Offtime80.16600.20510.18550.039194.2871

4.33594.31150.0488

Offtime90.20510.25390.22950.0488104.33594.39454.36520.0586

Offtime10

0.25390.31250.28320.058611

4.39454.47274.43360.0781

Offtime11

0.31250.3906

0.35160.078112

4.47274.56054.51660.0879Offtime120.39060.47850.43460.0879134.56054.65824.6094

0.0977

Offtime13

0.47850.5762

0.52730.0977144.6582

4.78524.72170.1270

Offtime14

0.57620.70310.63960.126915

4.7852

4.94144.86330.1563

Offtime15

0.70310.85940.78130.156316

4.94145.12705.03420.1855

Offtime16

0.85941.04490.95210.185517

5.12705.3516

5.23930.2246

Offtime17

1.04491.2695

1.15720.224618

5.35165.62505.48830.2734

Offtime18

1.26951.54301.40630.273519

5.62505.94735.7861

0.3223

Offtime19

1.54301.86521.7041

0.322220

5.9473

6.3477

6.14750.4004

Offtime20

1.86522.26562.06540.400421

6.34776.81646.58200.4688

Offtime21

2.26562.73442.50000.468822

6.81647.3926

7.10450.5762

Offtime22

2.73443.31053.02250.576123

7.39268.08597.73930.6934

Offtime23

3.31054.00393.6572

0.693424

8.08598.92588.50590.8398

Offtime24

4.00394.84384.42380.839925

8.92589.93169.42871.0059Offtime25

4.84385.84965.34671.005826

9.9316 11.1523

10.54201.2207

Offtime26

5.84967.07036.46001.220727

11.1523 12.6270

11.8896

1.4746

Offtime27

7.07038.54497.80761.474628

12.6270 14.3945

13.5107

1.7676

Offtime28

8.544910.3125

9.42871.767629

14.3945 16.5430

15.4688

2.1484

Offtime29

10.3125

12.460911.3867

2.148430

16.5430 20.0000

18.2715

3.4570

Offtime30

12.460915.9180

14.1895

3.4571

Window

54

Start
(ms)

End (ms)

Midpoint
(ms)

Width
(ms)

Time after pulse shut-off表 2.6-2 電源周波数 60Hz 地域でのウィンドウ設定（JOGMEC，2015）

Window

Start(ms)

End (ms)

Midpoint
(ms)

Width
(ms)

1

0.06500.14600.10600.0810Ontime20.97701.96101.46900.9850Ontime31.95302.45002.20100.4960Ontime43.88203.97103.92700.0900Ontime54.18304.19904.19100.0160

Offtime50.13000.14600.13800.01606

4.19904.22404.21100.0240

Offtime60.14600.17100.15900.024074.22404.25604.24000.0330

Offtime70.17100.20300.18700.033084.25604.29704.27700.0410

Offtime80.20300.24400.22400.041094.29704.34604.32100.0490

Offtime90.24400.29300.26900.0490104.34604.40304.37400.0570

Offtime100.29300.35000.32100.057011

4.40304.46804.43500.0650

Offtime110.35000.41500.38200.0650124.46804.54104.50400.0730

Offtime12

0.41500.48800.45200.073013

4.54104.62204.58200.0810

Offtime13

0.48800.57000.52900.081014

4.62204.71204.66700.0900

Offtime14

0.57000.65900.61400.090015

4.71204.81004.76100.0980

Offtime15

0.65900.75700.70800.0980164.81004.93204.87100.1220

Offtime16

0.75700.87900.81800.1220174.93205.11105.02100.1790

Offtime17

0.87901.05800.96800.179018

5.11105.33005.22100.2200

Offtime18

1.05801.27801.16800.2200195.33005.59105.46100.2600

Offtime19

1.27801.53801.40800.260020

5.59105.90805.75000.3170

Offtime20

1.53801.85501.69700.3170215.90806.29906.10400.3910

Offtime21

1.85502.24602.05100.391022

6.29906.77106.53500.4720

Offtime22

2.24602.71802.48200.472023

6.77107.34007.05600.5700

Offtime23

2.71803.28803.00300.5700247.34008.03207.68600.6920

Offtime24

3.28803.97903.63400.692025

8.03208.87008.45100.8380

Offtime25

3.97904.81804.39900.8380268.87009.88809.37901.0170

Offtime26

4.81805.83505.32601.017027

9.888011.1250

10.5060

1.2370

Offtime27

5.83507.07206.45301.237028

11.1250

12.6300

11.8770

1.5060

Offtime28

7.07208.57707.82501.506029

12.6300

14.4530

13.5420

1.8230

Offtime29

8.577010.4000

9.48901.823030

14.4530

16.6670

15.5600

2.2140

Offtime30

10.4000

12.6140

11.5070

2.2140Window

55

Start
(ms)

End (ms)

Midpoint
(ms)

Width
(ms)

Time after pulse shut-off

図 2.6-52.6.4

磁束密度 B と磁束密度の時間変化率 dB/DT の例（JOGMEC，2016）

レベリング補正

各チャンネルの dB/dt データで平面図を作成すると図 2.6-6 (a)の楕円で囲んだ部分のように，測線に沿った直線状の異常が認められる．これは測線間でレベルが合っていないために生じる見掛けの異常である．HELITEM の dB/dt データはタイライン補正を行わないので，画像の局所ノイズを除去する Alpha trimmed メディアンフィルターを使って測線間のレベルを合わせる操作を行っている．減衰曲線が安定するできるだけ遅い時間のウィンドウのデータを使ってレベルを合わせることが望ましいが，減衰曲線に認められるノイズが多い場合には少し早い時間のウィンドウを用いることもある．2015 年の調査では最も遅いウィンドウ 30 で求めたレベリングの補正量を各減衰曲線の全チャンネルに適用されている．図 2.6-6 (b)に示したレベリング後のデータでは，測線に沿った直線状の異常が除去されている．
56

図 2.6-6
2.6.5

レベリング補正による効果の例（JOGMEC，2016）

鉛直磁場変化率の表示

JOGMEC (2016)では，2 次磁場の減衰信号の特徴を効率よく表現する方法として，鉛直磁場変化率の表示方法を工夫している．図 2.6-7 に示すように，立方体の 3 軸それぞれで early time，
middle time，late time を表すこととし，early time の信号強度に対しては青を，middle time の信号に対しては緑を，late time の信号に対しては赤を割り当て，信号が強ければそれぞれの色を濃く，信号が弱ければ黒くなるように配色して表現している．
このような表現の利点としては，例えば early time の信号のみが強い測点は青く，late time の信号のみが強い測点は赤く表示されるなど，測点ごとの減衰曲線の特徴を色調で表現できる点である．この表示によれば，２次磁場が大きく，減衰が長く続く測点（すなわち低比抵抗帯域）は，３原色が全て大きい値となり，全体として白く明るく表示され，２次磁場の信号全体が小さい測点，すなわち高比抵抗帯は暗く表示される．このような工夫により，測定対象地域全体の比抵抗分布の特徴を抽出し，直感的な解釈を容易にしている．

図 2.6-7

チャンネル強度合成による 3 次元的表現（JOGMEC，2016）57

2.6.6

他の時間領域空中電磁探査法システムのデータ処理

HELITEM と同様な代表的時間領域空中電磁探査法システムとして，カナダ GEOTECH 支社の
VTEM システムと，デンマーク SkyTEM 社の SkyTEM システムのデータ処理の概要を紹介する．
2.6.6.1

VTEM システムのデータ処理

VTEM データの電磁データ処理には以下の処理が含まれる．
① 半サイクルでのスタッキング（データ取得時に行われる）② システム応答の補正③ 電磁カップリング（他のループとのカップリング）およびドリフトの除去・補正
局所的な空電ノイズは急激かつ強度も高いため，従来のフィルタリング処理ではその除去が困難である．平滑化あるいはスタッキングによってこの強度を軽減させることは可能であるが，軽減した後に残る応答と地下構造による応答とを識別するのが困難になる．VTEM では，この問題を解決するために下記の 3 段階のディジタルフィルタリング処理を手清州売る独自のアルゴリ
ズムを開発して，主な空電ノイズの影響を除去している．その結果，システムノイズも軽減されている．
① 4 ポイント非線形フィルター② 感度 0.0001 の非線形フィルター③ 15 測点の波長に相当するローパスフィルター
S/N 比は線形ローパスフィルターによって改善される．このフィルター（例えば 1 秒の対称線形フィルター）は，応答の形状（極値や位相のずれなど）が変化するのを防ぐため，位相をシフ
トさせずに特定の波長（例えば 1 秒あるいは 15m）以下の応答の変化を抑制する．
1 次電磁場や機体等によって生じる 2 次電磁場による影響は，HELITEM のように時間領域でキャリブレーションデータを差し引くのではなく，VTEM では周波数領域で除去するいわゆるでコンボリューション処理を行っている．
2.6.5.2

SkyTEM システム

SkyTEM で取得されたデータは Aarhus Workbench とよばれる専用ソフトウェアによって処理される．初期段階のデータ処理にはデータのフィルタリングおよびノイズの除去が含まれ，処理後のデータは処理に用いたパラメターと共にデータベース化される．データは以下の 4 段階で処理される．
① 未処理データ（受信された過渡応答，GPS で測定された位置，システムの幾何学的情報，
送信電流値，ローパスフィルター，キャリブレーションのパラメターなど）を特定の構造を持つデータベースにインポートする② 自動処理：各パラメターは調査毎に設定する③ 手動処理：自動処理の結果を検討し，自動で処理できなかったデータを手動で処理する④ 微調整：簡易解析の結果を基に（特異な結果が得られた場合）データを微調整する

58

参考文献
JOGMEC （2015）平成 26 年度「地熱資源ポテンシャル調査のための広域空中物理探査」 業務報
告書．
JOGMEC （2016）平成 27 年度「地熱資源ポテンシャル調査のための広域空中物理探査」 業務報
告書．

59

2.7 実データの品質管理
本検討作業では，2015 年度に八幡平地域において既存の MT/CSAMT の解析断面上を飛行してデータを取得した 6 測線の 12 データセットを使ってデータの品質に関する検討を行った．検討に使用した 6 測線の位置を図 2.7-1 に示す．図 2.7-1 の図上の青線が HELITEM のデータ取得測線，
赤線が実データの検討に用いた測線である．

図 2.7-1 実データの検討作業に用いたデータセットを取得した 6 測線
AP-B, AP-C, AP-D および MH-8, MH-9, MH-10（JOGMEC，2016）
2.7.1 送信電流波形の評価
本検討作業で対象として提供された八幡平地域における時間領域空中電磁探査法のデータに関しては，１次元解析に使用された時間ゲート毎の平均化および測線プロファイルに沿った平滑化処理等の各種処理を施された後のデータであるため，過渡応答曲線におけるデータのばらつきを
オリジナルデータレベルで評価することは困難である．一方で，キャリブレーション用に高高度で取得されたデータに関しては，2048 個のサンプリングデータで過渡応答曲線を観察することが可能である．一つのキャリブレーションデータに含まれる過渡応答は，サンプリング周波数 102.4
kHz（9.765 µs 間隔）でサンプルされた 2048 サンプルのデータで構成されている．
図 2.7-2 にキャリブレーションデータの例を示す．送信電流波形はパルス幅 4.082 ms の半正弦波形となっている．受信信号はそれを微分した波形となり，2.041 ms を中心に点対称となるはずだが，受信されたキャリブレーションデータは対称ではなく，初めのピークは-3.88×106 nT/s なのに対して，終わりのピークは 3.27×106 nT/s である．その比は絶対値で 1.18 となっている．
図 2.7-3 に電流波形の計測値（図 2.7-2 の青色曲線）と理想的な電流波形（半正弦波形）を比較したグラフを示す．流電のはじめは，実際の電流は理想波形よりも小さいが 0.5ms 辺りからピー
クまで両者は一致する．その後，実際の電流の方が理想波形よりも早く減少して行くが，直ぐに両者の間でほぼ平行な減少傾向を呈している．
60

図 2.7-2 キャリブレーション用に取得された過渡応答(dBz/dt）データと送信電流データ．

図 2.7-3 計測電流波形（青色）と理想的な半正弦波形（赤色）の比較．
半正弦波形の振幅は計測電流波形の最大値を採用，パルス幅は 4.082 ms．
図 2.7-4 に実際の電流波形と理想波形の微分値をサンプル値の中心差分により数値的に求めた値を比較して示す．理想波形の微分値と，実際の電流波形の微分値はやや異なってくる．実際の波形のピーク値は，初めのピーク値で 1.26×106 A/s，最後のピーク値は 1.06×106 A/s であり，その比は絶対値で 1.18 となる．すなわち，図 2.7-2 で認識された受信波形の非対称性は，電流波形が理想的な半正弦波形からずれていることに起因しているものと推測される．なお，理想波形の数
値微分値のピーク値は 1.12×106 A/s であり，実際の波形の数値微分値との比は，パルスの初めで1.12,終わりで 0.95 であった．

61

図 2.7-4 計測電流波形の数値微分値（青色）と半正弦波形の数値微分値（赤色）の比較．
数値微分は図 2.7-2 のサンプル値の中心差分値で求めた．
2.7.2 過渡応答データの信頼性評価
図 2.7-2 の送信電流が遮断された後の 5 ms 以後の過渡応答データを拡大して図 2.7-5 に示す．
データ（図中の青色）は小刻みなばらつきを示しながら，全体として時間と共に減衰して行く過渡応答を示している．データのばらつきを評価するために，時間に関する 8 次多項式を当てはめ，多項式の値をトレンド（図中の赤色）と見なした．そして，データからトレンドを差し引き，その差の分布をデータのばらつき（図中の緑色）として評価した．その結果，データのばらつき具
合は，平均値 5.70×10-4 nT/s，標準偏差 0.514 nT/s であった．すなわち，取得データの信頼性は標準偏差に相当する約 0.5 nT/s 程度の範囲と考えられる．

図 2.7-4 キャリブレーション用に取得された過渡応答(dBz/dt）データのばらつきの評価．
5 ms 以降のデータ（青色）と 8 次多項式の当てはめによって求めたトレンド（赤色），およびそれらの差（緑色）．過渡応答のスケールは左側縦軸，差は右側縦軸．
62

2.7.3 測線に沿ったデータプロファイルのばらつき
本作業で対象とするデータの内，図 2.7-1 に示した一番長い測線である測線 AP-D について検討をおこなった．
測線 AP-D の往路に沿って，送信ループの対地高度および送信電流の変動を示したプロファイ
ルを図 2.7-6 および図 2.7-7 に示す．これらのプロファイルにおいて，送信ループの対地高度は平均値 74.5 m，標準偏差 10.6 m，送信電流値は平均値 1453.5 A で標準偏差は 1.3 A であった．対地
高度は 14%程度のばらつきがあり，データ解析においてそのばらつきは無視できないと考えられるが，送信電流値は 0.1%程度なので，変化は無視しても問題ないと考えられる．図 2.7-6 と図 2.7-7を比較すると，図 2.7-7 の方では，高周波数成分が卓越しており，対地高度データに関しては，
元々のサンプリング間隔が大きいのか，あるいはプロファイルに沿って平滑化が施されており，一方で電流値は平滑化処理がされていないのかもしれない．

UTM Easting (m)
図 2.7-6 測線 AP-D に沿った往路計測時における送信ループの対地高度の変動．

UTM Easting
図 2.7-7 測線 AP-D に沿った往路計測時における送信電流値の変動．
次に，測線 AP-D の往路航行において取得後，各種処理を施されたデータのプロファイルを，時間ゲート毎に図 2.7-8 から図 2.7-11 に示す．ゲート番号が増加する毎に，すなわち時間が経過するに従い，値は減衰しており，合理的な特徴を呈している．図 2.7-11 の時間ゲート 25 から 30 のプロファイルでは測線に沿って，データのばらつきがかなり顕著になっており，1nT/s 以下では，
データの信頼性はかなり低いように推測される．
63

図 2.7-12 にこれらのプロファイルを統合し，コンター表示で図化したものを示す．縦軸は，時間ゲートの番号をとり，コンター図の下に行くほど，地下深部の情報が含まれる様子を表現できるように工夫した．送信ループの対地高度が図 2.7-6 に示すように，測線に沿って変動している
ため，図 2.7-12 が必ずしも地下の比抵抗分布のみを反映している訳ではないが，データ全体を概観するには便利な表示であろう．

5↓11
図 2.7-8 測線 AP-D に沿った往路計測による時間ゲート 5 から 11 のデータプロファイル．

図 2.7-9 測線 AP-D に沿った往路計測による時間ゲート 12 から 18 のデータプロファイル．

12
↓ 19
18 ↓
24

図 2.7-10 測線 AP-D に沿った往路計測による時間ゲート 19 から 24 のデータプロファイル．

25
↓
30

図 2.7-11 測線 AP-D に沿った往路計測による時間ゲート 25 から 30 のデータプロファイル．
64

図 2.7-12 測線 AP-D に沿った往路計測による時間ゲート 5 から 28 のデータ(dBz/dt)のカラーコンター図．
さらに，測線 AP-D の往路（90030）計測と復路（90031）計測のデータプロファイルを比較して
図 2.7-13 および図 2.7-14 に示す．図 2.7-13 の時間ゲートの早い時間帯では往路と復路のプロファ
イルで大局的な傾向は同じであるが，測線の西側において，往路計測で認識される起伏が，復路
では緩やかになり目立たなくなっている．これは，送信ループの対地高度の差違が大きな要因と考えられる．測線の西側では往路と復路で対地高度が大きく違い，復路の方が 50 m 近く高く航行している．そのため復路計測では，電磁探査における水平方向も含めた空間的影響範囲が広くなり，測線直下にある異常が空間的な平均化により，緩和されたのではと考えることができる．
一方，図 2.7-14 の時間ゲートの遅い時間帯では，往路の起伏は顕著ではなくなっている．遅い時
間帯では空間的影響範囲が広いため，局所的な異常の影響がさらに緩和されたものと考えられる．
また，細かく往路計測と復路計測を比較すると，プロファイルのピークの位置が，UTM Easting
で往路が 489600 m 付近，一方で復路が 489700 m 付近と 100 m 程度の差がある．これが何に起因するかは不明である．
図 2.7-15 に，100 Ω-m の均質大地を対象に，送信ループの対地高度を 50 m，70 m，100 m の場
合の過渡応答の計算結果を示す．経過時間の早い時間帯では過渡応答に差が見られるが，遅い時間帯ではほぼ同一となっている．これは均質大地においては，遅い時間帯では対地高度の影響があまり及ばないことを示唆する．図 2.7-14 を観察すると，対地高度の差の大きい 488700 m から489800 m で往路と復路のデータ値の差は無視できない．これは，おそく対地高度の差により水平方向の空間影響範囲が大きく異なり，水平方向に不均質な地下構造の影響を受けたのではないかと推測される．

65

図 2.7-13 測線 AP-D に時間ゲート 5 から 11 のデータプロファイルの往路と復路計測の比較．
(a) 往路計測，(b)復路計測，(c)往路および復路における送信ループの対地高度．

←→
図 2.7-14 測線 AP-D に時間ゲート 19 から 24 のデータプロファイルの往路と復路計測の比較．
(a)往路計測，(b)復路計測，(c)往路および復路における送信ループの対地高度．
66

図 2.7-15 100 Ω-m の均質大地上で送信ループの対地高度を 50 m，70 m，100 m とした場
合の過渡応答曲線．通電電流の半正弦波形のパルス幅は 4 ms で電流値は 1450 A とした．
2.7.4 測点位置データの評価
本検討作業の対象として提供された八幡平地域における時間領域空中電磁探査法のデータにはヘリコプターと送信ループに取り付けられた GPS でそれぞれの位置座標を測定するとともに，ヘリコプターに搭載された電波高度計による対地高度を使って地表の標高を求めている．測定デー
タや解析結果のプロットには，測点の位置座標が重要であるので位置座標に関する評価を行った。
ヘリコプターと送信ループに取り付けられた GPS は固定点とのディファレンシャル測定を行っており，GPS から求められる位置座標は結果のプロットには十分な精度をもつとみなされるので、ここでは求められた地表の標高と測線に対する飛行精度について検討した．
（1）地表の標高
ヘリコプターに搭載された GPS と電波高度計の対地高度から地表の標高値には，WGS84 の回転楕円体からの地表高と WGS84 に適したジオイドモデル EGM96 からの地表高が求められており，国内の地図の標高と対比する場合には EGM96 からの地表高を使う必要がある．国土地理院のデ
ジタル標高モデル 10 m DEM から，測線 AP-D 上を飛行した L90030 データセットと L90031 デー
タセットの各データの水平座標から地表の標高を読み取り，EGM96 からの地表高との差異を示した図を図 2.7-16 に示す。この図では各データの水平位置を測線 AP-D 上にプロットしたものを水平距離としている。各データセットにおける EGM96 基準の地表高と国土地理院 10m DEM から読み取った地表高の差異の統計値を表 2.7-1 に示した。いずれの測点も EGM96 基準の地表高の方が高く，平均で約 20m 高くなっている。この地域は森林地帯であることから樹高を表している可能
性がある．

67

地表高の差異
(m)

水平距離

(m)

データセット

最小値

平均値

最大値

L90030

0.88

16.83

38.06

L90031

4.45

22.74

53.52

図 2.7-16 国土地理院の 10m DEM による地標高と HELITEM で測定された
EGM96 基準地表高との差異（2）水平位置の標高
データセット L90030 は南西から北東へ向かい下り斜面に沿って飛行しながら測定を行い，データセット L90031 は北東から南西へ向かい上り斜面に沿って飛行しながら測定を行なっている．
各データセットと予定した測線と水平方向にどの程度の差異があるかを評価した．各データセッ
トの送信ループ位置を測線上へ投影し，投影点と送信ループ位置との関係を図 2.7-17 に示した．
水平方向の差異の差異

送 信 ル ー プ 径

(m)

水平距離

(m)

データセット

最小値

平均値

最大値

L90030

0.00

0.00

0.00

L90031

0.00

2.98

10.11

図 2.7-17 測線 AP-D との水平方向の差異
68データセット L90030 にほとんど差異はなく，測線上を飛行しながら測定を行っているのに対し，データセット L90031 は測線と±10m 範囲の差異で飛行しながら測定している．しかしながら，この程度の差は送信ループ径に比べて小さいので十分な誤差範囲とみなされ，調査上は全く問題ないと考えられる．
参考文献
JOGMEC（2016）平成 27 年度「地熱ポテンシャル調査のための広域空中物理探査」 業務報告書

69

2.8

データの取得と処理方法の検討

2.8.1 周波数領域と時間領域による可探深度の差
以上の各節において，時間領域電磁探査法の探査原理，現在世界でよく使われている時間領域
空中電磁探査システムの概要と送信波形，タイムウィンドウの比較を行い，今回検討の対象となる HELITEM システムの基本性能を述べた．さらに，探査を実施するにあたり必要な準備作業，探査におけるデータの取得法，処理法について述べ，現段階におけるデータの品質の確認を行った．ここでは，それらの中から重要な点を指摘し，今後の検討事項を記す．
電磁探査法にはデータの取得法として下記の 2 種類がある．
➀ 周波数領域測定法（FEM）：特定の周波数の磁場を発生させ，それにより地下に生じる渦電流による誘導磁場を測定する．
② 時間領域測定法（TEM）：一定時間地下に磁場を発生させ，それを突然切断したときに生じる渦電流による誘導磁場を測定する．
周波数領域測定では，送信している磁場（1 次磁場）が存在している中での測定であり，測定値としては渦電流により誘導される 2 次磁場と 1 次磁場との比が用いられる．この値は 1 次磁場と同位相の成分と位相が異なる離相成分とに分けられる．2.1 節で述べられているように，同相
成分は地下の比抵抗が高い場合や周波数が低い場合は小さくなる．また，同相成分と離相成分の比は高周波数や比抵抗が低い場合に大きくなるので，周波数領域での測定は浅部の構造を探査するのに優れている．それに対して，時間領域測定は大きな出力で送信が可能であり，長い時間の2 次磁場記録を測定できるので深部の構造の応答まで測定可能である．しかし，浅部の構造の応答がある送信電流切断直後は，測定磁場値は急激に減衰し，また，送信波形の不安定さの影響を受けやすく正しい応答が得られないことがある．以上の議論により，周波数領域は浅部探査向き，
時間領域は深部探査に適していると考えられる．最近は，図 2.8-1 に示すような大出力の時間領域測定に小出力送信を加えた Multipulse 方式（Chen 他，2015) が浅部探査を可能にするために提案されている．

図 2.8-1 Multipulse 方式．(a)：送信波形，(b)：1 秒間のフーリエスペクトル
1 kHz 以上のパワーが増加している（Chen 他，2015）70

2.2 節で述べられているように，いろいろな空中電磁探査システムが開発されてきた．様々なな送信波形や送信出力が使用されているので，それぞれ特徴がある．各方式を同地域で実施し，性能を比較する試みがある．一例として，周波数領域方式の探査（RESOLVE），時間領域方式のAeroTEM（STEM）と SkyTEM（DTEM）とが比較されている（Bodrosian 他，2015）．表 2.8-1 に各探査方式の仕様，図 2.8-1 に解析された地下比抵抗構造の比較を示す．
表 2.8-1

FEM（RESOLVE）と STEM（AeroTEM）および DTEM（SkyTEM）の測定仕様（Bodrosian 他，2015）

図 2.8-2 同じ調査地域における FEM（RESOLVE）と STEM（AeroTEM）および DTEM（SkyTEM）との探査で得られる地下比抵抗構造の比較（Bodrosian 他 2015）71いずれの方式も，送信波形や送信磁気モーメントが異なる．周波数領域測定の FEM（RESOLVE）
は，送信波形は連続波であるが，モーメントは TEM に比べると約 1/1000 で著しく小さい．図 2.8-2によると，(a)地域では，FEM と STEM の結果は深度 50m～100m 以下で異なる．FEM の探査深度
はその程度と考えられる．(b)地域でも FEM は深度 50m 以下で DTEM の結果と異なり，FEM の可探深度は同程度と考えられる．したがって，可探深度は時間領域測定が優れていることになるが，浅部の高比抵抗構造は，周波数領域の方が感度は優れているようである．
2.8.2 HELITEM システムの検証
2.3節では，JOGMECのプロジェクトに適用されたHELITEMの仕様が述べられている．Mule他（2012）によると，HELITEMシステムは，2005年にFugro Airborne Surveysにより開発され，2011
年にS/Nを向上するために，送信出力の増加，受信プラットフォームの改善が行われた．このシステムは，オーストラリアの電磁探査法テストサイトであるForrestania 地区（Southern Geoscience
Consultants. Forrestania EM Test Range. http://www.sgc.com.au/forrestania-em-test-range,2011）において，地表電磁探査法や他の空中電磁探査法との比較検証が行われている.
2.8.3 時間領域測定の精度を向上のための留意点
Christensen他（2011）は，空中電磁探査法により地下構造を定量的に把握するためには，デー
タの質を向上させることが必要であり，以下の点を検討する必要があると指摘している．
①フィルター：主として受信装置に使われているが，受信コイル自身がローパスフィルターとしてふるまうので，その特性，安定性の検討が必要である．
②送信波形の繰り返し：時間領域電磁探査法では各種送信波形が一定の時間毎に繰り返し送信され，しかも，通常は極性を反転させて送信される．2.7節でも指摘されているが，この問題は今回の測定データでも検討が必要である．
③送信電流の切断：切断に要する時間の変動はearly timeの測定データに影響がある．
④送信システムと受信システムの相対的な時間のずれ：数マイクロ秒程度であるがearly timeの測定データに影響がある．
⑤各ウィンドウでのゲートタイム：各ウィンドウでゲートタイムを変化させるが，特にlatetimeでは，それが長くなるので中心時間の値が正しく表現できないことがある．
⑥対地高度，送信，受信センサーの傾きや相対的位置：これらの要因は最終結果に影響を与えるのでできるだけ正確に測定する必要がある．図2.8-3に測定対地高度の影響を調べた
例を示す．
上記の①～⑤については確認可能と思われるが，⑥については取得されたデータの対地高度について詳細にチェックする必要がある．図2.8-3では理論計算でも対地高度が4 m違うだけで，解析される表層の厚さは15 m異なることが示されている．2.7.3節でも，同じ測線でも往復した時に対地高度が異なるとデータが異なることが指摘されている．

72

対地高度の違いによる減衰曲線の違い

減衰曲線の違いによる解析結果の違い

図2.8.3 センサー対地高度の違いで生じるデータとその解析結果の対比
また，HELITEMの場合，送信ループが大きいので標準的な速度で飛んだ場合に水平に保たれるように吊り方があらかじめ調整されている．速度が標準速度と異なる場合や斜面ではループと地表が平行にならないと考えられるので，この影響も見積もる必要があろう．これは飛行中つねに起こることなので，キャリブレーションやデータのスタッキングの精度にも影響があろう．
②の送信電流の安定性も，キャリブレーショやスタッキングの精度にも影響するので特に重要である．実際の飛行中において，送信電流は温度等により変化するので，そのモニターも重要である．
2.8.4 飛行制限について
航空機を用いた探査であり，地表の構造物を越えて探査するので安全第一で実施することは当然のことである．従って，2.4.2節に記載されているように，法律による基準以外にも航空局による規制や調査会社，ヘリコプター運行会社による自主規制のもとに実施された．このため，交通量が多く道路が発達している地域では，重要な地熱地域であっても飛行できない場合が生じた．
また，ヘリコプターの運航重量制限により標高1500m以上の飛行ができなかったので，そのようなところにある地熱兆候地でも探査できない地域があった．空中探査はどこでも探査できるという点が大きな特徴なので，以上のような問題の地域はできるだけ減らすように努力すべきである．
道路に関しては，できるだけ近くを道路と平行に飛ぶとか，ひっきりなしに通行があるところは難しいとしても，探査機が上空を通過する瞬間だけでも通行を規制するなどの方策が考えられる．
また，飛行高度(標高)の制限については，より強力なヘリコプターが使えないのであれば，探査機の軽量化を図ることも考えられるので，この点の改良が望まれる．
73

2.8.5 データ処理について（1）スタッキング
今回のデータ処理では反転送信を90組用いてスタッキングを行っている．90組は3秒間のデータに相当するので、3秒毎に一つのデータが得られている．ヘリコプターの速度を90km/hとすると25m/sとなり，3秒間で75m移動していることになる．
（2）ウィンドウ化
時間領域電磁探査法では，電流切断後の過渡現象曲線からいくつかのウィンドウにより中心時間の強度を切り出すことが行われている．各ウィンドウの強度の変化から地下構造を直感的に判断できるし，インバージョンソフトもそれらを利用して地下構造を求めている．ただ，2.8.3⑤で指摘したようなlate timeでのウィンドウ化には問題点もある．今日では，データ自体早いサンプリ
ング（HELITEMでは102.4ないし122.8kHz）を行っているので，過渡現象自体の波形を見ることも可能である．過渡現象波形が見られれば，どのようなノイズが含まれているか，隣接のデータと比べて極端な変化をしていないかなどの判定が容易になるので，これも今後データとして表示するとよい．これはすでにレベリング補正に使われているので，その精度を判定するのにも有用である．
2.8.6 まとめ
以上，空中電磁探査法のデータ取得，処理法に関する問題点の指摘を行った．以下に重要な点をまとめて示す．
➀ 周波数領域測定法は浅部の構造に対する分解能が優れているが，深部探査に限界がある．時間
領域測定の方が深部の探査が可能である．
② 時間領域測定の精度を向上させるためには，送信電流の繰り返しや切断時の精度，送信機や受信機の対地高度，傾斜のモニターが重要である．
③ どこでも均質な探査ができるという空中電磁探査法の特性を生かすためには，道路，鉄道等の近傍での調査法を検討するとともに，測定機器の軽量化を図る必要がある．
④ ウィンドウ化の前に過渡現象波形を見て，ノイズの乗り方やデータの安定性をチェックすることが望ましい．
参考文献
Bodrosian P. A., Schamper, C. and Auken, E., et al.（2015）A comparison of helicopter-borne
electromagnetic systems for hydrogeologic studies, Geophysical Prospecting, 1–24．
Chen, T., Hodges, G. and Miles P.（2015）MULTIPULSE – high resolution and high power in one TDEM
system Exploration Geophysics, 2015, 46, 49–57．
Christensen T.V., Auken, E. and Viezzoli, V.（2011）Quantification of modeling errors in airborne TEM
caused by inaccurate system description, Geophysics, 76, F43–F52.
Mule S., Carter, S. and Wolfgram, P.（2012）Advances in Helicopter Airborne Electromagnetics, presented
at 22nd International Geophysical Conference and Exhibition, ASEG．

74

2.9 データ解析法の検討
2.9.1 データ解析法の検討概要
有望な地熱資源地域を抽出するためには，より精度の高い解析手法の吟味が必要である．本報
告では，2016 年度までに「地熱資源ポテンシャル評価調査」で使用されてきた時間領域空中電磁探査法の既往解析方法を，再度，吟味して，第三者がトレースを行うとともに，同じデータを用いて国内で開発された新規解析法により再解析を行い，解析結果の妥当性を評価・検討する．
ここで既往解析法とは，ソフト名では EM Flow と EM1DTM である．
EM Flow は，「平成 25 年度地熱ポテンシャル評価のための空中物理探査」（JOGMEC，2015）のくじゅう・霧島地域の時間領域空中電磁探査法の解析で使用された．この方法はオーストラリ
アで開発され，解析速度が速いことに特徴がある．解析速度が速いことは，空中電磁探査法のよ
うな大量のデータを処理する上で重要である．しかし，この方法では，表層部に初期値である高比抵抗層が残ってしまう課題が生じた．探査結果を使用する立場では，この高比抵抗層が実在するか否かが判別不能であるため，表層の高比抵抗層を図化しない表示が提案された．しかし，表層の比抵抗が定まらない状態で解析された深部の比抵抗構造には疑問がもたれる．そこで「平成27 年度地熱ポテンシャル評価のための空中物理探査」（JOGMEC，2016）では新たな解析方法
EM1DTM が導入された．
EM1DTM は，カナダのブリティッシュ・コロンビア大学で開発された 1 次元解析である． この方法では，表層部，そして深部の比抵抗が不自然なく再現された．しかし，その信憑性をより確かなものとするためには，さらなるクロスチェックが必要であると考えた．

EM Flow による比抵抗断面（初期値部分を表示）

EM Flow による比抵抗断面（初期値部分を非表示）

EM1DTM による比抵抗断面

図 2.9.1-1 簡易 1 次元解析（EM Flow）と 1 次元逆解析（EM1DTM）解析例（JOGMEC，2016 に加筆）
75

そこで新規解析法として，佐々木 他（2016）が開発したソフト（ATEM1D）を用いて，今回，同じデータの再解析を行なった．
ATEM1D は，応用地質株式会社が導入したカナダ Pico Envirotec 社の空中電磁探査法システム
P-THEM 用の 1 次元解析ソフトとして佐々木 他（2016）が開発したものである．P-THEM を用いた調査実施例は平田 他 (2016)，城森 他 (2016) によって報告されており示されており，この中で，ATEM1D の解析結果は多くの実績を有す周波数領域空中電磁探査法システム DIGHEM との解析結果とも良い整合性があったことが示されている．
JOGMEC が保有する時間領域空中電磁探査法の測定データは膨大であるため，本検討業務は，JOGMEC（2015）で EM Flow および EM1DTM との比較を行った八幡平地域の比較測線データ（図2.9.1-2）に限定して，メモリや処理速度等の必要とするコンピュータの能力に合わせた計算時間の検討も含めて行った．この比較測線データは既往の地熱調査で MT／CSAMT の断面解析を行った 6 断面上を往復飛行して取得された表 9.2.1-1 に示す 12 データセットであり，図 2.9.1-2 には解析断面名とデータセット名を解析結果と既往の電気検層結果を比較した調査井 N12-AP-1 と
N13=AP-2 の位置・孔跡とともに表記している．

図 2.9.1-1 簡易 1 次元解析（EM Flow）と 1 次元逆解析（EM1DTM）解析例
76

表 2.9.1-1

時間領域空中電磁探査法データの解析検討に用いた HELIEM のデータセット

始点（m）
番 データ
測点数
号 セット名Easting Northing

終点(m)Easting

飛行 促進Northing 方向 調査名

1

90010

574

48770144255094885484426670

NE

2

90011

626

48858344266894877264425518

SW

3

90020

1,177

48807344250594897834427442

NE

4

90021

1,145

48980344274714880934425082

SW

5

90030

1,641

48833244242794908934427845

NE

6

90031

1,636

49091544278794883494424315

SW

7

90040

1,489

49522744216904927684424783

SE

8

90041

1,598

49276244248244952034421714 NW

9

90050

1,103

49523344223074934714424562

10

90051

1,133

49344344245874952184422344 NW

11

90060

826

49507544230474937504424734

12

90061

783

49372744247664950514423071 NW

SE

SE

解析
断面名
AP-B

安比
地域

AP-C

AP-D

MH-1
松尾
八幡平
地域

MH-2

MH-3

3 次元解析については，実際の地形や比抵抗構造は 3 次元構造であるため，水平多層構造を仮定した 1 次元解析では再現できない比抵抗構造があると考えられる．しかし，現状では空中電磁探査法の多量のデータを十分に活用した 3 次元解析ができない，例えば山や谷地形の影響が 1 次
元解析で解析された比抵抗構造に，どのように現れているのかが明確ではない．したがって，実用的には 1 次元解析も重要であるが，3 次元解析，特に 3 次元逆解析の研究は，将来，空中電磁探査法の解析精度を向上させるために不可欠であり，本研究では，有効感度領域の考えを取り入れて解析領域を限定した，より実用性の高い 3 次元解析の研究も進めたので，合わせて報告する．
参考文献
平田諒次・結城洋一・城森明・佐々木裕・・茂木透・中山英二・プラダンオム（2016）周波数領
域と時間領域の空中送受信型電磁探査の地すべり地への適用,第 134 回物理探査学会学術講演
会講演論文集．
JOGMEC（2015）平成 25 年度「地熱ポテンシャル調査のための広域空中物理探査」業務報告書．
JOGMEC（2016）平成 27 年度「地熱ポテンシャル調査のための広域空中物理探査」業務報告書．
城森明・佐々木裕・結城洋一・平田諒次・茂木透・中山英二・プラダンオム（2016）P-THEM（空中電磁探査）データ処理ソフトウェアの開発と解析比抵抗構造の検証,第 134 回物理探査学会
学術講演会講演論文集．
佐々木裕・城森明・結城洋一・茂木透（2016）時間領域空中電磁法のモデリングとインバージョ
ン,第 134 回物理探査学会学術講演会講演論文集．

77

2.9.22.9.2.1

既往解析法結果の検討
EM FLOW の適用性について（1） EM Flow について
EM FlowはCRCAMET（Cooperative Research Centre for Australian Mineral Exploration
Technologies)で開発された時間領域電磁探査法簡易1次元解析ソフトウェアであり，空中探査を含めた各種の時間領域電磁探査法システムで取得されたデータの解析が可能である．CRCAMETとは，オーストラリアの鉱業部門の5つの研究センターの1つであり，鉱床の物理探査に関わる唯一の研究機関である．EM Flow（プロジェクトP407）の初期開発プロジェクトは1993年4月に提案され，1994年に開始された．プロジェクトP407の研究から得られたソフトウェアの商業化は，1998
年にEncom Technology Pty Ltd（現Pitney Bowes Software）が行った．CSIRO /マッコーリー大学とCRCAMETとの公式合意により，EM Flowソフトウェアの商用バージョンをサポート，プロモート，配布することができるようになり，商業バージョンは1999年2月にリリースされた．
（2）EM Flowのデータ処理
EM Flow データ処理では，バイナリ入力ファイルを使用して処理速度を向上させている．入力
データを信頼性の高い導電率の深さの結果に変換するには，時定数 τ（の範囲全体にわたってデータを変換する．時定数 τ（taus）は EM システムの波形とジオメトリの仕様から推定される．図2.9.2.1-1 にデータ処理フローを示す．

図 2.9.2.1-1

EM Flow データ処理フロー（EM Flow リファレンス・マニュアル）
78

EM Flow は，線形逆解析のデコンボリューション処理を使用して，データを 1 組の非直交基底関数とする．同様のアプローチは Holladay（1981）によって行われた．波形効果を除去し，標準フォーマットデータを生成する変換プロセスでは，誘導性および抵抗性の限界を抽出する能力がある．ジオメトリとデータをパラメータ化することで，シンプルな導電体計算を非常に効率的か
つ迅速に行うことができ，単純な 2D および 3D 導電体と導電層への近似を可能にした．
（3）実データを用いた EM Flow の検討
解析手法の検討に用いた八幡平地域の 6 測線，12 データセットの HELITHEM で取得したでー
たを EM Flow で解析した．解析結果は解析導電率断面 CDI（conductivity-depth image）として表示した．EM Flow は受信された dB/dt の水平方向成分 x，y，鉛直成分 z の各成分をパラメータとして解析できる．z 成分だけを使用することが多いが，今回は 3 つの成分を使って解析を行った．
また，EM Flow では 透入深度（Depth Of Penetration，以下 DOP）を解析で求めることができる．
その場合， EM Flow の解析処理の CDI セクションがプロットする拡散深度を制御する数値 Cut
Off Factor を設定する．例えば，0.45 の Cut Off Factor を使用すると，EM システムの最新の時間
ウィンドウの 0.45 に対応する深度まで CDI がプロットされる． マニュアルでは，HELITEM と同じ CGG 社の固定翼機搭載型時間領域空中電磁探査法システム GEOTEM や QUESTEM の場合，
Cut Off Factor は 0.3 が妥当な深度の推定値を与えるとの記述がある．この数値は，過渡応答の時
間範囲が半周期よりも短く，ゆっくりとした減衰率の応答でシステム波形が非効率的であるため，
1 よりはるかに小さくなる．
そのほか，CDI を調整するために導電率範囲（conductivity range）を指定して描画することができる．CDI のカラーと導電率をグラフィカルにスケーリングする．この機能は，作成された CDIセクションの導電率データ範囲のヒストグラムから任意に CDI ディスプレイのカラールックアッ
プテーブルを異なる範囲で再描画可能である．
導電率範囲の設定処理画面例を図 2.9.2.1-2 に示す．

図 2.9.2.1-2

導電率範囲設定機能画面

表 9.2.1-1 に示したパラメータによる解析結果を図 2.9.2.1-3～図 2.9.2.1-19 に示す．結果図中の最上段のラインは飛行高度を表し，断面図中の白線は DOP を表す．
79

表 2.9.2.1-1

解析パラメータ組み合わせ一覧

導電率表示範囲（mS/m） 比較対象

設定番号

解析 dB/dt 成分

Cut Off Factor

設定 1

x，y，z

1.0

無設定

設定 2

x，y，z

1.0

0.5～1000

設定 3

x，z

1.0

無設定

設定 4

x，z

1.0

0.5～1000

設定 5

z

1.0

無設定

設定 6

z

1.0

0.5～1000

設定 7

z

0.3

無設定

○

設定 8

z

0.26

無設定

○

設定 9

z

0.26

0.5～1000○○○（3）同じデータセットにおける異なる EM Flow パラメータの解析結果の検討
代表的なデータセット 90030 を用いた解析結果の中で，表 2.9.2.1-1 の比較対象とした解析結果について比較検討を行った．比較図を図 2.9.2.1-21 に示す．
検討の結果，x および y 成分を使った解析はノイズが多く正しい結果が反映されていないと見られる．Cut Off Factor の設定では，HELITEM と同じ CGG 社の時間領域空中電磁探査法システム
である GEOTEM，QUESTEM で推奨されている 0.3 は DOP が全域で設定される．さらに，数値を下げた 0.26 で計算した結果は，導電率の鉛直分布パターンは変わらずに DOP が浅くなっている．Cut Off Factor は任意に設定できるので，設定にあたっては既知の地質情報を参考にして設定することが望ましい．検討結果のまとめを表 2.9.2.1-2 に示す．
表 2.9.2.1-2

解析に用いた dB/dt 成分と Cut Off Factor の違いによる解析結果の比較

設定番号

解析
Cut Off Factor
dB/dt 成分

設定 1

x，y，z

1.0

設定 3

x，z

1.0

設定 5

z

1.0

設定 7

z

0.3

設定 8

z

0.26

検討結果
データのノイズの影響が出ているように見える．低導電率（高比抵抗）がうまく計算できていない．
３成分の解析よりもノイズが減るが，低導電率の領域はうまく解析ができていない．
高導電率（低比抵抗），低導電率（高比抵抗）どちらも処理されているようである．低導電率領域は COP が計算されていない．
NO.5 結果から DOP を計算して断面図に表示されている．
DOP の境界は 0.1mS/m あたりに設定されている．比抵抗値では 10000Ωm である．
導電率のパターンは変わらないが，NO.7 の DOP 深度よりも浅く表現されている．CDI がどの深度まで有意であるかは不明である．

80

飛行高度

DOI（白線）

導電率表示範囲

図 2.9.2.1-3

設定 1 の解析導電率断面（データセット 90010～90031）

解析 dB/dt 成分：x，y，z 3 成分／Cut Off Factor：1.0／導電率範囲：無設定

81

飛行高度

DOI（白線）

導電率表示範囲

図 2.9.2.1-4

設定 1 の解析導電率断面（データセット 90040～90061）

解析 dB/dt 成分：x，y，z 3 成分／Cut Off Factor：1.0／導電率表示範囲：無設定
82

飛行高度

DOI（白線）

導電率表示範囲

図 2.9.2.1-5

設定 2 の解析導電率断面（データセット 90010～90031）

解析 dB/dt 成分：x，y，z 3 成分／Cut Off Factor：1.0
導電率表示範囲：0.5～1000 mS/m（1～2000Ω･m）
83

飛行高度

DOI（白線）

導電率表示範囲

図 2.9.2.1-6

設定 2 の解析導電率断面（データセット 90040～90061）

解析 dB/dt 成分：x，y，z 3 成分／Cut Off Factor：1.0
導電率表示範囲：0.5～1000 mS/m（1～2000Ω･m）
84

飛行高度

DOI（白線）

導電率表示範囲

図 2.9.2.1-7

設定 3 の解析導電率断面（データセット 90010～90031）

解析 dB/dt 成分：x，z 2 成分／Cut Off Factor：1.0／導電率範囲：無設定
85

飛行高度

DOI（白線）

導電率表示範囲

図 2.9.2.1-8

設定 3 の解析導電率断面（データセット 90040～90061）

解析 dB/dt 成分：x，z 2 成分／Cut Off Factor：1.0／導電率範囲：無設定
86

飛行高度

DOI（白線）

導電率表示範囲

図 2.9.2.1-9

設定 4 の解析導電率断面（データセット 90010～90031）

解析 dB/dt 成分：x，z 2 成分／Cut Off Factor：1.0
導電率表示範囲：0.5～1000 mS/m（1～2000Ω･m）
87

飛行高度

DOI（白線）

導電率表示範囲

図 2.9.2.1-10

設定 4 の解析導電率断面（データセット 90040～90061）

解析 dB/dt 成分：x，z 2 成分／Cut Off Factor：1.0
導電率表示範囲：0.5～1000 mS/m（1～2000Ω･m）
88

飛行高度

DOI（白線）

導電率表示範囲

図 2.9.2.1-11

設定 5 の解析導電率断面（データセット 90010～90031）

解析 dB/dt 成分：z 1 成分／Cut Off Factor：1.0／導電率範囲：無設定
89

飛行高度

DOI（白線）

導電率表示範囲

図 2.9.2.1-12

設定 5 の解析導電率断面（データセット 90040～90061）

解析 dB/dt 成分：z 1 成分／Cut Off Factor：1.0／導電率範囲：無設定
90

飛行高度

DOI（白線）

導電率表示範囲

図 2.9.2.1-13

設定 6 の解析導電率断面（データセット 90010～90031）

解析 dB/dt 成分：z 1 成分／Cut Off Factor：1.0
導電率表示範囲：0.5～1000 mS/m（1～2000Ω･m）
91

飛行高度

DOI（白線）

導電率表示範囲

図 2.9.2.1-14

設定 6 の解析導電率断面（データセット 90040～90061）

解析 dB/dt 成分：z 1 成分／Cut Off Factor：1.0
導電率表示範囲：0.5～1000 mS/m（1～2000Ω･m）
92

飛行高度

DOI（白線）

導電率表示範囲

図 2.9.2.1-15

設定 7 の解析導電率断面（データセット 90010～90031）

解析 dB/dt 成分：z 1 成分／Cut Off Factor：0.3／導電率範囲：無設定
93

飛行高度

DOI（白線）

導電率表示範囲

図 2.9.2.1-16

設定 7 の解析導電率断面（データセット 90040～90061）

解析 dB/dt 成分：z 1 成分／Cut Off Factor：0.3／導電率範囲：無設定
94

飛行高度

DOI（白線）

導電率表示範囲

図 2.9.2.1-17

設定 8 の解析導電率断面（データセット 90010～90031）

解析 dB/dt 成分：z 1 成分／Cut Off Factor：0.26／導電率範囲：無設定
95

飛行高度

DOI（白線）

導電率表示範囲

図 2.9.2.1-18

設定 8 の解析導電率断面（データセット 90040～90061）

解析 dB/dt 成分：z 1 成分／Cut Off Factor：0.26／導電率範囲：無設定
96

飛行高度

DOI（白線）

導電率表示範囲

図 2.9.2.1-19

設定 9 の解析導電率断面（データセット 90010～90031）

解析 dB/dt 成分：z 1 成分／Cut Off Factor：0.26
導電率表示範囲：0.5～1000 mS/m（1～2000Ω･m）
97

飛行高度

DOI（白線）

導電率表示範囲

図 2.9.2.1-20

設定 9 の解析導電率断面（データセット 90040～90061）

解析 dB/dt 成分：z 1 成分／Cut Off Factor：0.26
導電率表示範囲：0.5～1000 mS/m（1～2000Ω･m）

98

(a) 設定 1

dB/dt 成分：x，y，z 3 成分，Cut Off Factor：1.0(b) 設定 3

図 2.9.2.1-21

dB/dt 成分：x，z 2 成分，Cut Off Factor：1.0(c) 設定 5

dB/dt 成分：z 1 成分，Cut Off Factor：1.0(d) 設定 7

dB/dt 成分：z 1 成分，Cut Off Factor：0.3(e) 設定 8

dB/dt 成分：z 1 成分，Cut Off Factor：0.26

解析に用いた dB/dt 成分と Cut Off Factor の違いによる解析導電率断面の比較（データセット 90030）
99

（4）2015 年度 JOGMEC 解析結果との比較
2015 年度地熱ポテンシャル評価調査（JOGMEC，2016）で 90030 データセットを使って解析された解析比抵抗断面 RDI と本業務で解析した解析導電率断面 CDI のパターンを比較した．比抵抗と導電率は逆数の関係にあるため，高比抵抗が寒色系，低比抵抗が暖色系のカラースケールを用いる解析比抵抗断面との比較が用意になるように，解析導電率断面のカラースケールを導電率が高い値は暖色系，低い値は寒色系に設定した．解析比抵抗断面 RDI と本業務で解析した解析導電率断面の比較図を図 2.9.2.1-22 に示す．解析導電率断面は dB/dt の z 成分，Cut Off Factor0.26，導電率表示範囲無設定を使用した．解析比抵抗断面図は，高比抵抗領域を白に置き換えて表示してあるため，白の領域が青に変われば，双方の図は同じ色合いになる．この比較図から，JOGMEC（2016）では Cut Off Factor0.26 あるいはこれに近い数値で処理を行っていると思われる．

(a) 解析導電率断面（90030 データセット）(b) 解析比抵抗断面（90030 データセット）(c) 解析導電率断面（90031 データセット）(b) 解析比抵抗断面（90031 データセット）
図 2.9.2.1-22

本作業で検討した解析導電率断面と JOGMEC（2016）の解析比抵抗断面の比較

100

参考文献
Holladay, J. S.（1981）YVESFT and CHANNEL: a subroutine package for stable transformation of sparse
frequency domain electromagnetic data to the time domain, Research in applied geophysics, 17:
Geophys. Lab., Dept. of Physics, Univ. of Toronto.
JOGMEC（2016）平成 27 年度「地熱ポテンシャル調査のための広域空中物理探査」業務報告書．

101

2.9.2.2 1 次元解析法（EM1DTM）
2015 年度からは前述の EM Flow に加えて，カナダのブリティッシュ・コロンビア大学（British
Columbia 大学，以下 UBC）で開発された時間領域電磁法（TEM）の 1 次元層構造逆解析ソフト
EM1DTM を使った解析が適用された．この 1 次元解析ソフトの EM1DTM の特徴についてまとめるとともに，JOGMEC の保有するライセンスを利用して選択する逆解析法の種類や入力するパラメータ等の違いによる解析結果への影響について検討を行った．
2.9.2.2.1 EM1DTM の概要
UBC の地球海洋学部にある Geophysical Inversion Facility（以下，GIF）では Anglo American Corp.，
ENI Exploration & Production Div.，Falconbridge Ltd.(Exploration)，INCO Exploration & Technical
Service Inc.，M.I.M Exploration Pty. Ltd.，Newmont Exploration Ltd.，Placer Dome Inc.および
Teck-Cominco Ltd. の 鉱 山 会 社 と カ ナ ダ の 自 然 科 学 ・ 工 学 研 究 委 員 会 （ Natural Science andEngineering Research Council of CANADA）が参加する TIME コンソーシアムの支援を受けて，主として重磁力，電気，電磁気を用いる物理探査の解析ソフトを開発している．GIF で開発された各物理探査手法の解析ソフトは商品化され，UBC-GIF Suite 5 という解析ソフトウェアパックにモジュルールとして組込まれている．UBC-GIF Suite 5 はモジュールごとに Mira Geoscience 等の物
理探査解析ソフトを販売する会社からライセンスを購入することで TIME コンソーシアム以外の機関でもモジュール化された解析ソフトを購入できる．UBC-GIF Suite 5 のライセンスはコンピュ
ータ毎にインストールされて単一の利用者が利用できるスタンドアローン型と，サーバー等にインストールして複数の利用者が同時に利用できるネットワーク型とがある．スタンドアローン型
では同じコンピュータ内で同じ利用者でも，複数の解析作業を同時に行うことはできない．
また，
インストールされた PC においても，USB ポートにドングルが取り付けられているだけでなく，
インターネットを通じてライセンスマネージャー・ソフトウェアに入力したライセンスファイルを確認することで始めて各解析ソフトが使用できる．
EM1DTM は時間領域空中電磁探査法専用の解析ソフトではなく，地表や空中に配置された大きな水平ループから送信された信号に対する受信点における時間の経過に伴う磁場変化の減衰曲線
から受信点下の地下を水平層構造として解析する．EM1DTM も多くの電磁気探査の 1 次元逆解析
ソフトと同様に比抵抗モデルから順計算で求めた計算値を観測値との差（以下，あてはめ誤差）の幾何平均 ϕd を含む次式の目的関数 Φ が最小となるようにモデルを修正し，目的関数 Φ が基準
以下に達するまで反復を繰り返していき，基準以下に達した時の層構造モデルを解析結果として
いる．

Φ

d

2.9.2.2-(1)式m

ϕd はあてはめ誤差に関するノルム項であり，ϕm は比抵抗モデルに関するノルム項である．ϕm の係数となっている β はトレードオフ・パラメータと呼ばれ，トレードオフ・パラメータ β の値が小さいほど比抵抗のコントラストの大きな比抵抗モデルが解析される．EM1DTM はトレードオフ・
パラメータ β の値の決定方法を 4 種類準備しており，利用者が最適な方法を選択できることが，時間領域電磁探査の他の 1 次元解析ソフトと異なる特徴である．4 種類のトレードオフ・パラメ
ータ β の値の決定方法は EM1DTM の背景理論（UBC-GIF, 2016）の中で後述する．
102

2.9.2.2.2 EM1DTM の背景理論(1) 順計算
EM1DTM の順計算では，送信元である閉じた水平ループに流した交替電流によって生じる受信点での誘導磁場を求める．図 2.9.2.2-1 に示すように送信源の水平閉ループをループ沿いの小さな電気ダイポールの集合体とみなし，各電気ダイポールで生じる誘導磁場を積分することで受信点での誘導磁場を求める．
Hy(x,y,z) HxyHz 誘導磁場

送信源：水平閉ループ
小さな電気ダイポールの集合体

受信機

x

O
電気ダイポール

z
z

h

大地

水平多層構造図 2.9.2.2-1

閉ループを構成する電気ダイポールによる誘導磁場

図 2.9.2.2-1 に示すように，水平な電気ダイポールの方向を x 軸，直交する水平方向を y 軸，下方向を z 軸とすると，高さ h にある電気ダイポールに流した角周波 ω の交替電流に対して点（x, y,z）における誘導磁場 H は次式で示す軸成分 Hx，Hy，Hz からなるベクトルとなる．

H x x, y, z,

0Hy x , y , z ,1
4

Hz x , y , z ,

1 y
e
4 r 0

2.9.2.2-(2)式

0

e

z h

z h

P21 ( z h )e
P11

J0 r d

2.9.2.2-(3)式

P21 ( z h )e
P11

J1 r d

2.9.2.2-(4)式

ここで，J0，J1 はそれぞれ 0 次，1 次のベッセル関数である．P21 と P21 は伝播ベクトルの成分である．λは水平面で 2 次元フーリエ変換した際の波数（空間周波数）で，水平方向に無限に広がる水平層構造モデルの場合には，2.9.2.2-(3)式および 2.9.2.2-(4)式の核関数は波数λに対して単調103

減少するので，2.9.2.2-(3)式と 2.9.2.2-(4)式のハンケル変換は対数的に設定した波数λで Anderson（1982）のディジタル・フィルタ，いわゆるリニアフィルタを使って高速に計算できる．
2.9.2.2-(3)式と 2.9.2.2-(4)式の第 1 項は全空間における誘導磁場すなわち 1 次磁場にあたり，第 2
項が水平多層構造による誘導磁場すなわち 2 次磁場にあたる．EM1DTM においては 1 次磁場を直接的に計算し，2 次磁場のみをハンケル変換を使って計算している．
2.9.2.2-(2)式～2.9.2.2-(4)式における誘導磁場は送信ループに流す交替電流の特定の周波数に対して誘導磁場すなわち周波数領域電磁探査法のための順計算である．理想的な図 2.9.2.2-1(a)に示した階段状のステップオフ電流切断後の時間領域電磁探査法における誘導磁場の減衰 f(t)およびその時間変化率 f’(t)は周波数 ω で求めた磁場 H(ω)の虚数部を使って次式で求められる（Newmann
他，1986）
．

f t

2

f't

2

Im H

1

Im H

sin td00

cos td

2.9.2.2-(5)式

2.9.2.2-(6)式

2.9.2.2-(5)式と 2.9.2.2-(6)式のハンケル変換と同様に，対数的に設定した波数λで Anderson（1982）のディジタル・フィルタすなわちリニアフィルタ法を適用することができる．なお，実際にはステップオフ電流切断はできないので，図 2.9.2.2-1(b)に示した線形に時間変化する電流切断，ある
いは HELITEM のような図 2.9.2.2-1(c)に示した半正弦波のような場合は送信波形を想定したコンボリューションで計算しなければならない．
送信電流
I

送信電流
I

時間
t

0

0

(a) 理想的な電流切断
階段状のステップオフ
図 2.9.2.2-2(b) 現実的な電流切断
線形の時間変化

送信電流
I

時間
t

0

時間
t

(c) 半正弦波（HELITEM）
等の電流波形

時間領域電磁探査法にける送信ループへの送信電流波形の例(2) 逆計算
前述のように，EM1DTM では目的関数 Φ が設定した基準値以下になるまで，反復 n 回目のあてはめ誤差が前 n-1 回目の反復時より小さくなるように次式を使って比抵抗モデルを修正しながら反復を繰り返す．

dn

dn 1 Jn 1

m

dn 1 Jn 1

mn mn 1

2.9.2.2-(7)式

mn は n 回目の各比抵抗層の導電率の対数を成分とする比抵抗モデル行列，dn はそのモデルによる順計算結果を成分とする行列である．Jn-1 は n-1 回目に次式で求めた感度成分 Jij で構成される，
いわゆるヤコビアン行列である．

104

di
log j

Jij

2.9.2.2-(8)式

ここで，di は i 番目の計算値，σj は j 番目の比抵抗層の導電率である．
線形問題に対して逆計算法である最小二乗法の収束条件は二乗和であるが，外れ値に対して敏感であるため EM1DTM は次式で示すようなフーバーの損失関数 Md（Huber，1964）を用いている．
NM d (x)( xi )

H

2.9.2.2-(9)式

i 1

ここで

, x c
, x c

x2
2cx c2H ( x)

2.9.2.2-(10)式

したがって，適切な値の c を用いると二乗和と同じ結果を得ることができる．2.9.2.2-(9)式の x として順計算値 d と観測値 dobs との差いわゆるあてはめ誤差に重みをかけたベクトルとすると，
2.9.2.2-(1)式の右辺第 1 項の ϕd は次式で示される．

M d (Wd d d

d

obs

)

2.9.2.2-(11)式

このあてはめ誤差に対する重み Wd は次式を用いている．

Wddiag 1 / s 0 s1 , ...,1 / s 0 s n

2.9.2.2-(12)式s0ŝi は測定値に含まれるノイズであり，ŝi はノイズレベル s0 に対する測定毎の相対値である．
一方，2.9.2.2-(1)式の右辺第 2 項の ϕｍにはフーバーの損失関数 Md ではなく，次式で示される
Lp ノルムに相当する Mm を適用している．
M

M m (x)E( xj )

2.9.2.2-(13)式

j 1

ここで，
E

( x)

x2

2

p/2

2.9.2.2-(14)式

この Mm を用いて右辺第 2 項の比抵抗モデルのノルム ϕｍを次式のように表現する
m

s

s
ref
M m (W s m ms )

z

z
ref
M m (W z m m z )2.9.2.2-(15)式

m は計算に用いる比抵抗モデル，mref とは結果として得られる可能性をもつ参照比抵抗モデルである．右辺第 1 項は最小化項，平坦化項であり，それぞれの重み Ws，Wz は次式で示される．

Ws

diag t1 , ..., t M 1 , t M 1

2.9.2.2-(16)式

105

2

2

t1 t 2

t1 t 2
2

2

t2 t3

t2 t3
....

Wz

2

2

tM 2 tM 1

tM 2 tM 1
2
tM 1

2
tM 1
0

2.9.2.2-(17)式
ここで，tj は第 j 番目の比抵抗層の層厚である．αs と αz は最小化項と平坦化項の効果を左右する係数である．
前述のように，EM１DTM では非線形の最小二乗法に 2.9.2.2-(9)式のようなフーバーの損失関数
や 2.9.2.2-(13)式のような Lp ノルムの考え方も取り込んでいるので，反復ごとに次式に示すような線形方程式を解いて δm を求めている．
T

T

J Wd Rd Wd J

n

2

T

i

Wi Ri Wim

T

T

J W d R d W d (d obs

dn 1)

i 1
n

2

T

i

W i R i W i (m iref

mn 1)

i 1

2.9.2.2-(18)式
ここで，Rd は，Rm はそれぞれ次式で示されるような 9.9.2-(10)式の H，9.9.2-(14)式の E の偏微分を成分とする対角行列である．

Rd

diag

'
H

x1 / x1 , ...,'
H

xN / xN ,2.9.2.2-(19)式

Rm

diag

'
E

x1 / x1 , ...,'
E

xN / xN ,2.9.2.2-(20)式

2.9.2.2-(18)式を解いて求めた δm を使って次式のように比抵抗モデルは修正される．

mn

mn 1

m

2.9.2.2-(21)式

ここで，次式が満たされる場合にはνは 1，満たされない場合には 2 が用いられる．
トレードオフ・パラメータ β は逆計算において，あてはめ誤差の最小化と比抵抗モデルをできるだけ複雑にしないという正反対の効果のバランスをとるための係数であり，トレードオフ・パ
ラメータ β が大きいと比抵抗モデルは平滑化されたような比較的簡単な構造となり，逆に小さいと複雑な構造となる．初期の反復段階から小さなトレードオフ・パラメータ β を選択すると，合理的でない構造を解析する結果に陥りかねないので，初期の反復に対しては大きなトレードオ
フ・パラメータ β を適用し反復が進むにつれてトレードオフ・パラメータ β を小さくしていくことが一般的である．EM1DTM はこの辺幅に伴うトレードオフ・パラメータ β の減少方法について
下記の 4 種類の方法を準備している．
106

① 機械的なトレードオフ・パラメータ設定
各測点で異なる測定値に含まれるノイズの違いを考慮せず，機械的に減少させる方法である．
初期値，減少率，最小値を与えることで，各反復におけるトレードオフ・パラメータ β の値は決まる．最小値になっても目的関数が収束条件を満たさない場合は，最小値のままで収束条件を満たすまで反復は繰り返される．適切なトレードオフ・パラメータ β の設定するための試行が必要
である② 目標トレードオフ・パラメータの線形探索
2.9.2.2-(12)式に示した測定値に含まれるノイズ s0 ŝi のノイズレベル s0 と相対値 ŝi が明らかな場
合，n 回目のあてはめ誤差の目標値 ϕdn,tar を次式を使って設定する．
n ,tardmax(mfacn 1
d, chifac N )2.9.2.2-(22)式

ここで，N は各測点での測定データ数であり，chifac はノイズの状況が十分把握できている場合は 1 となる定数である．mfac は 0.1～0.5 の間で利用者が設定する定数である．
n 回目の反復においてトレードオフ・パラメータの対数 logβ に対するあてはめ誤差 ϕd について
n-1 回目のトレードオフ・パラメータ βn-1 から始まって目標値 ϕdn,tar を 2 分割法で探索する．目標値 ϕdn,tar となるトレードオフ・パラメータ β を見つけられない場合には，ϕd の最小値を黄金分割法で探索する．1 回目の反復時の探索を開始するトレードオフ・パラメータ β0 として N/ϕm(m+)を用いる．m+には典型的な導電率モデルであり，具体的には浅部 5 層は 0.02S/m，第 6 層以深は0.01S/m とするとよい．この場合参照導電率モデルには 0.01S/m の半無限媒質がよい．
③トレードオフ・パラメータの GCV 基準探索
各測定値のノイズの相対値 ŝi は明らかであるが，ノイズレベル s0 が決められない場合にはあて
はめ誤差の目標値 ϕdn,tar を決められないので線形探索は適せず，n 回目の反復では次式で示す交差
検証（Generalized Cross-Validation，以下 GCV）を使ってノイズレベル s0 を効率的に求めて測定値に適したトレードオフ・パラメータ β が決められる．
1/ 2

1/ 2

1

T

T

1

n 1T

R d Wd d R d W d JM J W d R d W d d r

GCV

1/ 2

trace I - R d W d J

n 1

M J

T

2

1/ 2 2

Wd R d

2.9.2.2-(23)式

ここで
T

M

T

J Wd Rd J

2T

W i R i Wi

2.9.2.2-(24)式

mn 1

2.9.2.2-(25)式

i
i

2

r

T

i

W i R i W i miref

i

d obs

d

dn 1

2.9.2.2-(26)式である．2.9.2.2-(23)式を最小にするトレードオフ・パラメータ β*に対して，2.9.2.2-(22)式と同じ
ように次式で n 回目の反復のトレードオフ・パラメータ βn を決める．
nmax( * , bfac

n 1)

2.9.2.2-(27)式

bfac には 0.01～0.5 の間の値を設定する．n 回目の反復においてトレードオフ・パラメータの対数 logβ に対する GCV の最小値は n-1 回目のトレードオフ・パラメータ βn-1 から始まって黄金分割
107

法で探索する．1 回目の反復時の探索を開始するトレードオフ・パラメータ β0 は②の線形探索と同じ方法で設定する．
④トレードオフ・パラメータの L 字曲線基準探索
GCV 基準探索と同様に各測定値のノイズの相対値 ŝi は明らかであるが，ノイズレベル s0 が決められない場合に，次式が描く L 字曲線の最大曲率を与えるトレードオフ・パラメータ β*に対して，
2.9.2.2-(23)式と同じように，Hansen（1998）による次式で n 回目の反復のトレードオフ・パラメ
ータ βn を決める．

C

2.9.2.2-(28)式

2 3/ 22

ここで，ζ は線形化したあてはめ誤差のノルムの対数 logϕdlin，η はモデルのノルムの対数 logϕm である．EM1DTM では対数上で等間隔の 3 点に放物線をあてはめ，その放物線の最大値から最適なトレードオフ・パラメータ β*を求める．対数軸上における L 字曲線の最大曲率が負となる場合には，真数軸上で L 字曲線の最大曲率を求める．
(3) 収束条件
EM1DTM では Gill ほか（1981）による下記の収束条件を適用している．
n 1

nmn 1 mn
gn

3

n

1
1

1

2.9.2.2-(29)式

mn

2.9.2.2-(30)式

n2.9.2.2-(31)式

τ は利用者が設定できるパラメータで既定値は 0.01 である．各反復における勾配 gn は次式で与え
られる．

gn

T

T

2 J n W d R d W d d obs d n

2

n

2

T

W i R i W i m iref

mn

2.9.2.2-(32)式

i 1

直接的にこの収束条件が最小値になった場合には 0 に近い ε を用いた次式の収束条件が適用され
る．

gn

2.9.2.2-(33)式(4) 可探深度2015 年度業務の報告書によると，各測点で測定された鉛直磁場の dB/dt がノイズレベル以下になる送信電流切断後の時間 t と EM1DTM で求めた水平多層構造モデルの比抵抗 から，次式で可探深度 δ（Depth of Investigation，以下 DOI）を求めている．
δ=

2.9.2.2-(34)式

ここで，μ0 は真空の透磁率である．
この DOI は SPEIS（1989）に基づく CGG 社の可探深度計算プログラム Sigtime で計算されてお108

り，上述の EM Flow で求められる透入深度 EDOP とは異なる．参照するノイズレベルは，対地高度 2,500 ft で取得されるキャリブレーション測定の最終時間ゲートの dB/dt 測定値の平均を用いている．本検討作業では，新たに EM1DTM を用いて解析した結果の比抵抗を用いた DOI の検討は行わず，2015 年度の解析結果から求められた DOI をそのまま用いた．
2.9.2.2.3 EM1DTM の検討
EM1DTM には，測定データファイル，送信波形ファイル，層構造モデルファイルおよびパラメータファイルの 4 種類のファイルの入力により解析を行う．本検討作業では 2015 年度に
HELITEM の EM1DTM の解析を実施した CGG 社から解析に用いた入力ファイルを入手し，それらの入力ファイルの内容をレビューするとともに，一部を変えた解析を行って別角度におけるEM1DTM を用いた解析方法について検討した．ここでは各入力ファイルの特徴について解説する．
(1) 測定データファイル
測定データファイルは各測点における測定データの測点データセットと全体の第 1 行目の入力
する総データセット数から構成される．測点データセットは各測点の位置パラメータ，送信パラ
メータおよび測定データセットからなる．
位置パラメータは送信ループの地理座標と受信機の送信ループに対する相対座標を入力する．
送信パラメータは，図 2.9.2.2-1 に示した送信源の水平閉ループを分割した小さな電気ダイポールの相対位置座標と送信ループの対地高度，後述する 送信波形を入力したファイル名を入力する．
測定データセットは送信ループへの電流遮断後の時間ゲートの時間における磁場信号とノイズを時間ゲートの数だけ入力する．磁場信号は受信コイルで測定した dB/dt でも積分された B フィールドでもよい．ノイズは 2.9.2.2-(12)式に示した s0ŝi であり磁場信号と同じ単位で入力してもよいし，相対値 ŝi を%単位で入力してもよい．EM1DTM は鉛直磁場 z 成分だけでなく，水平磁場 xもしくは y 成分および複数成分の組合せでも解析が可能であり，成分毎にまとめた測定データセットを入力できるのも EM1DTM の特徴である．
(2) 送信波形ファイル
EM1DTM は送信ループに流す電流波形として矩形パルスだけでなく，本作業で検討を行っている HELITEM のような半正弦波パルス，もしくはカナダ Geotech 社の VTEM のような任意の波形のパルスでも，送信波形を分割したファイルを入力することで解析することが可能である．図2.9.2.2-3

検討を行った送信波形ファイルの半正弦波パルスの例を示す．

(3) 層構造モデルファイル
EM1DTM では予め層厚を与えた水平多層構造モデルの各層の導電率を逆解析によって求める．
層構造モデルファイルには浅部から順に各層の層厚と導電率の初期値を与える．本検討作業では，層構造モデルとして表 2.9.2.2-1 の(a)21 層モデルと(b)46 層モデルを使用した．

109

電流
（A）

時間（ms）
図 2.9.2.2-3

本作業の検討に用いた送信波形ファイルの半正弦波パルス

表 2.9.2.2-1

本検討作業で用いた水平多層構造モデル(a) 21 層モデル
層番号
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21

層厚
(m)
3
6
9
12
15
18
21
24
27
30
33
36
39
42
45
48
51
54
57
60
∞

下面深度
(m)
3
9
18
30
45
63
84
108
135
165
198
234
273
315
360
408
459
513
570
630
∞

(b) 46 層モデル
層番号
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23

層厚
(m)
5
5
5
5
5
5
5
5
5
5
5
5
5
5
5
5
5
5
5
10
10
10
10

110

下面深度
(m)
5
10
15
20
25
30
35
40
45
50
55
60
65
70
75
80
85
90
95
105
115
125
135

層番号
24
25
26
27
28
29
30
31
32
33
34
35
36
37
38
39
40
41
42
43
44
45
46

層厚
(m)
10
10
10
15
15
15
15
15
20
20
20
20
25
25
30
40
50
60
70
80
90
100
∞

下面深度
(m)
145
155
165
180
195
210
225
240
260
280
300
320
345
370
400
440
490
550
620
700
790
890
∞

(4) パラメータファイル
EM1DTM では順計算や逆計算に使用するパラメータを記入した em1dtm.in というパラメータフ
ァイルを用いる．現行の EM1DTM では図 2.9.2.2-4 に示すような画面でパラメータを設定して計算を実行する前に em1dtm.in に保存したり，既存の em1dtm.in を開いてパラメータを変更したりすることができる．入力するパラメータの内容については前述の 2.9.2.2.2 節を参照されたい．
パラメータファイルを保存後に，画面左上の“run”ボタンを押すと，図 2.9.2.2-5 のような DOS
窓画面が表れて解析が始まり，DOS 窓画面で進行状況が確認できる．

図 2.9.2.2-4

EM1DTM のパラメータ入力画面例

111

図 2.9.2.2-5 EM1DTM の解析実行画面例
2.9.2.2.4 EM1DTM の検討結果
ここでは既往の調査で MT/CSAMT の 2 次元解析が行われた AP-D 断面に相当する 90030 および 90031 を主とした検討結果を示す．解析に用いた変数やパラメータの記号は 2.9.2.2.2 に用いたものを使用した．逆計算におけるトレードオフ・パラメータ β の設定方法は表 2.9.2.2-2 のように表すこととする．
表 2.9.2.2-2

逆計算におけるトレードオフ・パラメータ β の設定方法の表記法

表記番号

トレードオフ・パラメータ設定方法

1

機械的設定

2

線形探索による自動決定

3

GCV 基準探索による自動決定4

L 字曲線探索による自動決定(1) 2015 年度解析結果に関する検討2015 年度に解析を行った CGG 社から入手した入力ファイルでは，測定データセットには時間
ゲート毎に測定値 dB/dt が mV 単位で記入されているとともにノイズが同じ単位で入力されている，測定値は 2015 年度報告書の付帯資料で確認できた．しかしながら，ノイズはスタック時のばらつき（Variance）と推定されるが，付帯資料の中には確認できなかった．使用したノイズは絶対値なので，2.9.2.2.2 で述べたように 2 の逆計算法が効果的とされているので，この方法を用いた逆計算を行っている．本検討作業では，入手した測定データファイルを用い，表 2.9.2.2-3 に示す 3 ケースでデータセット 90030 の解析を行って 2015 年度の解析結果と比較した．

112

表 2.9.2.2-3

ケース2015 年度解析結果に関する検討に用いたケース毎の主な計算条件

逆計算法 モデル層数

初期モデル

参照モデル

導電率（S/m） 比抵抗（Ω･m）導電率（S/m） 比抵抗（Ω･m）

1

2

21

0.01

100

0.01

100

2

2

46

0.004

250

0.002

500

3

2

46

0.00052,000

0.00052,000

それぞれのケースの解析断面を 2015 年度解析結果とともに図 2.9.2.2-6 に示す．
図 2.9.2.2-6(a)に示したケース 1 の解析結果は，2015 年度の解析結果に比べて比抵抗のコントラ
ストが小さく，どちらかというと層構造的な結果が得られている．図 2.9.2.2-6(b)に示したケース
2 の解析結果は，水平距離 1500 m 付近と 2100 m 付近の沢周辺に異常な解析結果が認められるものの，それ以外は 2015 年度の解析結果に近い結果が得られている．図 2.9.2.2-6(c)に示したケース
3 の解析結果は，ほぼ 2015 年度と同様な解析結果が得られている．これらの特徴は 2015 年度解析結果との対比を示した図 2.9.2.2-7 で明瞭に現れている．
全ケースで正常な解析となった水平距離 1351 m の測点とケース 2 で異常な解析結果となった
水平距離 1389 m の測点を比較した結果を図 2.9.2.2-8 に示す．全ケースで正常な解析となった図
2.9.2.2-8(a)では，ケース 1 を除くとほぼ同様の解析結果が得られており，ケース 1 の結果も他の解析結果の傾向は類似している．図 2.9.2.2-8(c)に示したようにケース 1 は他のケースより，測定値に近いが，ϕd は 2 倍の値を示している．
図 2.9.2.2-8(b)に示したようにケース 2 で異常な解析結果となった水平距離 1389 m の測点では，
図 2.9.2.2-8(d)に示したように遅い時間ほど計算値が測定値と乖離しており，ϕd，ϕm および β も他のケースとは全く異なる値を示している．しかしながら，40m ほどしか離れていない水平距離1351 m の測点と水平距離 1389 m の測点のおける測定値とノイズに大きな相違は認められない．
このように測定値やノイズに大きな相違がないにも関わらず，異常な解析結果が得られたことは β の自動探索を行う場合には，解析結果を確認しながら最適な計算条件を設定しなければならないことを示唆している．
図 2.9.2.2-6 では測線 AP-D 近傍のボーリング孔 N12-AP-1 と N13-AP-2 付近にはいずれのケースにおいても異常な解析結果が得られていないので，各孔の孔跡に沿って比抵抗を読取り，各孔実施された電気検層結果とともに図 2.9.2.2-9 に示した．両孔とも DOI より浅部では，どのケースにおいても解析された比抵抗は電気検層より少し高くなるものの，大局的な比抵抗変化は捉えられていると考えられる．しかしながら，DOI より深部では両孔とも解析された比抵抗やその変化は電気検層とは整合していない．このことは DOI 以深では HELITEM の感度がないことを示唆していると考えられる．

113

SW
1500

(a) 2015 年度解析結果

NE

1500

標

標

高

1000

高

1000

(m)

(m)
500

500

N12-AP-1 孔

N13-AP-2 孔
0

500

1000

1500

SW

2000

水平距離

2500

3000

3500

4000

(m)

(b) ケース 1 解析結果

1500

NE

1500

標

標

高

1000

高

1000

(m)

(m)
500

500

N12-AP-1 孔

N13-AP-2 孔
0

500

1000

1500

2000

水平距離

2500

3000

3500

4000

(m)

SW

(c) ケース 2 解析結果

1500

NE

1500

標
1000

高

標 高

1000

(m)

(m)
500

500

N12-AP-1 孔

N13-AP-2 孔
0

500

1000

1500

2000

水平距離

2500

3000

3500

4000

(m)

SW
1500

(d) ケース 3 解析結果

NE

1500

標

標

高

1000

高

1000

(m)

(m)
500

500

N12-AP-1 孔

N13-AP-2 孔
0

500

1000

1500

2000

水平距離

2500

3000

3500

5

10

20

40

比抵抗

図 2.9.2.2-6

80

(Ω･m)

2015 年度と同じ逆計算法を用いた解析結果の比較
114

4000

(m)
160

320

640

SW

(a) ケース 1

1500

NE

1500

標

標

高

1000

高

1000

(m)

(m)
500

500

N12-AP-1 孔

N13-AP-2 孔
0

500

1000

1500

2000

2500

3000

水 平 距 離

3500

4000

SW

(b) ケース 2

1500

NE

1500

標

1.5
0.1
0.1

(m)

0.1

高
(m)

1000

500

500

N12-AP-1 孔

N13-AP-2 孔
0

500

1000

1500

高

0.7

標
1000

2000

2500

3000

水 平 距 離

3500

4000

SW
1500

(c) ケース 3

NE

1500

高

標 高
(m)

標
(m)

1000

1000

500

500

N12-AP-1 孔

N13-AP-2 孔
0

500

1000

1500

2000

2500

水 平 距 離0.1

図 2.9.2.2-7

3000

0.25

0.5

3500

0.7

1

1.25

4000

1.5

1.75

2

2015 年度解析結果に対する同じ逆計算法を用いた解析結果の比

115

5

8

比抵抗

(Ω･m)

比抵抗

(Ω･m)

深

深
度

度

(m)

(m)

(b) ケース 2 のみ異常解析(a) 全ケース正常解析

dB/dt

dB/dt

(mV)

(mV)

時間

ケース

ϕd

1

26

2

β

時間

(ms)

ϕm

Φ

(ms)

ケース

ϕd

β

ϕm

Φ

6976.0 0.01583 136.4

1267777.70.01568148.0

131442.0 0.02367

47.1

2

1282.7 5.18E-06 2.8641

1282.73

131443.6 0.02367

47.2

3

13

1534.20.0220946. 92015 年度

131503.9 0.02368

48.6

2015 年度

13

1651.80.0198445.8(d) ケース 2 のみ異常解析での測定値および測定値と計算値(c) 全ケース正常解析での測定値および測定値と計算値
図 2.9.2.2-8

全ケース正常解析された測点とケース 2 のみ異常解析された測点の例

116

比抵抗

比抵抗

(Ω･m)

(Ω･m)

深

深
度

度

(m)

(m)

(a) N12-AP-1
図 2.9.2.2-9(b) N13-AP-2

解析結果と測線近傍のボーリング孔の電気検層との対比（2）機械的なトレードオフ・パラメータ設定による計算条件の検討
トレードオフ・パラメータ β の自動決定では計算条件による EM1DTM の解析結果の相違についての検討が容易では無いので，トレードオフ・パラメータを機械的に設定する逆計算法を用い，表 2.9.2.2-4 に示すような 8 ケースの計算条件を変えた検討を行った．
表 2.9.2.2-4

機械的なトレードオフ・パラメータ設定によるケース毎の主な計算条件

逆計算 モデル
ケース
手法 層数

初期モデル

参照モデル

導電率(S/m) 比抵抗(Ω･m) 導電率(S/m) 比抵抗(Ω･m)

トレードオフ・パラメータ
初期値
最小値

4

1

46

0.04

25

0.04

25

4000

30

5

1

46

0.002

500

0.04

25

4000

30

6

1

46

0.002

500

0.004

250

4000

30

7

1

46

0.002

500

0.0005

2,000

4000

30

8

1

46

0.00052,000

0.0005

2,000

4000

30

9

1

46

0.002

500

0.004

250

4000

3

10

1

46

0.002

500

0.004

250

4000

30

11

1

21

0.1

100

0.1

100

4000

30

117

最初にケース 4 とケース 5，ケース 7 とケース 8 の初期モデルの違いによる解析結果の比較を
図 2.9.2.2-10 に，さらに解析結果の違いを明瞭に示すために 2 つのケースの解析結果の比を図2.9.2.2-11 に示した．初期モデルの比抵抗は違っても，参照モデルの比抵抗が同じケース 4 とケー
ス 5（図 2.9.2.2-11(a)），ケース 6 とケース 7（図 2.9.2.2-11(b)）は全体に渡って比がほぼ 1 であり，解析結果がほぼ等しいことを示している．一方，図 2.9.2.2-11(c)に示した参照モデルの比抵抗は同じで初期モデルの比抵抗が異なるケース 5 とケース 7 の対比では，DOI 以浅では解析結果の比がほぼ 1 であり，DOI 以深では DOI とほぼ平行なコンターとなっている．このことは 2015 年度解析結果の検討と同様に，DOI 以深では時間領域空中電磁探査法の感度がなく参照モデルに依存した結果が得られていることを示している．ところが，図 2.9.2.2-12(a)に示したケース 8 はケース 7と参照モデルの比抵抗が同じにも関わらず，図 2.9.2.2-13(a)に示したようにケース 7 とほぼ同じ解
析結果の得られたケース 6 とは深部で異なる結果が得られており，初期モデルの影響も無視はできないことが示された．図 2.9.2.2-12(a)に示したケース 6 の解析結果を初期モデルの比抵抗が同じ
ケース 5 やケース 7 の解析結果と対比すると図 2.9.2.2-13(a)および図 2.9.2.2-13(b)に示すように
DOI 以浅ではほぼ同じような解析結果が得られたのに対し，DOI 以深では参照モデルの比抵抗に依存する傾向が示された．
図 2.9.2.2-12(b)に示したケース 9 は，
初期モデル，参照モデルはケース 6 と同じでトレードオフ・
パラメータ β の最小値をケース 6 の 10 分の 1 の 3 にしたため，全体的に解析された比抵抗のコントラストが強く，
DOI 以浅では大局的な比抵抗分布は同じようであるが詳細な構造も認められた．
DOI 以深では参照モデルの比抵抗に依存する傾向が示された．図 2.9.2.2-13(b)に示した両者の比も DOI 以浅でも多少の差異が認められ，断面北西部の深部では 1.5 倍以上の差異を示すところもある．DOI 以深では断面中央付近で 0.7 倍以下があるほかは 1.5 倍以上となっているが同じトレードオフ・パラメータの最小値で参照モデルの比抵抗が異なる解析結果の対比のような層構造的ではない．
図 2.9.2.2-12(c)に解析結果を示したケース 10 は，初期モデル，参照モデルおよびトレードオフ・
パラメータ β の最小値も同じでデータのあてはめ誤差のノルムの計算方法を 2.9.2.2-13 式に示したハーバーの損失関数から最小二乗法で用いられる二乗和に変えたものであり，ケース 6 とほぼ同様の解析結果である．図 2.9.2.2-13(b)に示した両者の比も断面全体的にほぼ１である．すなわちこのデータセットのこの計算条件はデータのあてはめ誤差のノルムの計算方法の違いによる差がないことを示している．
図 2.9.2.2-12(d)に解析結果を示したケース 11 は，トレードオフ・パラメータ β の最小値はケー
ス 6 と同じで，初期モデルの層数，層厚，比抵抗および参照モデルの比抵抗が異なる解析結果である．DOI 以浅ではケース 6 と同じような比抵抗分布で，DOI 以深では参照モデルの比抵抗に依存する傾向を示している．図 2.9.2.2-13(c)に示したケース 6 に対する比からも同様の傾向が認めら
れる．

118

SW
1500

(a) ケース 4 解析結果

NE

1500

標

標

高

1000

高

1000

(m)

(m)
500

500

N12-AP-1 孔

N13-AP-2 孔
0

500

1000

1500

SW

2000

2500

3000

水 平 距 離

3500

4000

(b) ケース 5 解析結果

1500

NE

1500

標

標

高

1000

高

1000

(m)

(m)
500

500

N12-AP-1 孔

N13-AP-2 孔
0

500

1000

1500

2000

2500

3000

水 平 距 離

3500

4000

SW

(c) ケース 7 解析結果

1500

NE

1500

標

標

高

1000

高

1000

(m)

(m)
500

500

N12-AP-1 孔

N13-AP-2 孔
0

500

1000

1500

2000

2500

3000

水 平 距 離

3500

4000

SW
1500

(d) ケース 8 解析結果

NE

1500

標

標

高

1000

高

1000

(m)

(m)
500

500

N12-AP-1 孔

N13-AP-2 孔
0

500

1000

1500

2000

2500

3000

水 平 距 離

5

10

20

3500

40

比抵抗

図 2.9.2.2-10

80

(Ω･m)

初期モデルの違いによる解析結果の比較
119

4000

160

320

640

SW

(a) ケース 4 とケース 5

1500

NE

1500

標

標

高

1000

高

1000

(m)

(m)
500

500

N12-AP-1 孔

N13-AP-2 孔
0

500

1000

1500

2000

2500

3000

水 平 距 離

3500

4000

SW

(b) ケース 7 とケース 8

1500

NE

1500

標

標

高

1000

高

1000

(m)

(m)
500

500

N12-AP-1 孔

N13-AP-2 孔
0

500

1000

1500

2000

2500

3000

水 平 距 離

3500

4000

SW
1500

(c) ケース 5 とケース 7

NE

1500

高

標 高
(m)

標
(m)

1000

1000

500

500

N12-AP-1 孔

N13-AP-2 孔
0

500

1000

1500

2000

2500

3000

水 平 距 離

0.1

0.25

0.5

3500

0.7

1

1.25

図 2.9.2.2-11 初期モデルの違いによる解析結果の比

120

4000

1.5

1.75

2

5

8

SW
1500

(a) ケース 6 解析結果

NE

1500

標

標

高

1000

高

1000

(m)

(m)
500

500

N12-AP-1 孔

N13-AP-2 孔
0

500

1000

1500

SW

2000

2500

3000

水 平 距 離

3500

4000

(b) ケース 9 解析結果

1500

NE

1500

標

標

高

1000

高

1000

(m)

(m)
500

500

N12-AP-1 孔

N13-AP-2 孔
0

500

1000

1500

2000

2500

3000

水 平 距 離

3500

4000

SW

(c) ケース 10 解析結果

1500

NE

1500

標

標

高

1000

高

1000

(m)

(m)
500

500

N12-AP-1 孔

N13-AP-2 孔
0

500

1000

1500

2000

2500

3000

水 平 距 離

3500

4000

SW
1500

(d) ケース 11 解析結果

NE

1500

標

標

高

1000

高

1000

(m)

(m)
500

500

N12-AP-1 孔

N13-AP-2 孔
0

500

1000

1500

2000

2500

3000

水 平 距 離

5

10

20

3500

40

比抵抗

図 2.9.2.2-12

設定条件の違いによる解析結果の比較
121

80

(Ω･m)

4000

160

320

640

SW

(a) ケース 7 とケース 6

1500

NE

1500

標

標

高

1000

高

1000

(m)

(m)
500

500

N12-AP-1 孔

N13-AP-2 孔
0

500

1000

1500

2000

2500

3000

水 平 距 離

3500

4000

SW

(b) ケース 5 とケース 6

1500

NE

1500

標

標

高

1000

高

1000

(m)

(m)
500

500

N12-AP-1 孔

N13-AP-2 孔
0

500

1000

1500

2000

2500

3000

水 平 距 離

3500

4000

SW
1500

(c) ケース 9 とケース 6

NE

1500

高

標 高
(m)

標
(m)

1000

1000

500

500

N12-AP-1 孔

N13-AP-2 孔
0

500

1000

1500

2000

2500

3000

水 平 距 離

3500

4000

SW
1500

(d) ケース 10 とケース 8

NE

1500

標

標

高

1000

高

1000

(m)

(m)
500

500

N12-AP-1 孔

N13-AP-2 孔
0

500

1000

1500

2000

2500

0.1

図 2.9.2.2-13

3000

水 平 距 離

0.25

0.5

3500

0.7

1

1.25

設定条件の違いによる解析結果の比
122

4000

1.5

1.75

2

5

8

SW
1500

ケース 11 とケース 8

NE

1500

標

標

高

1000

高

1000

(m)

(m)
500

500

N12-AP-1 孔

N13-AP-2 孔
0

500

1000

1500

2000

2500

水 平 距 離0.1

図 2.9.2.2-14

3000

0.25

0.5

3500

0.7

1

1.25

4000

1.5

1.75

2

5

8

初期モデルの違いによる解析結果の比（3）トレードオフ・パラメータの異なる自動探索方法を用いた検討
EM1DTM にはトレードオフ・パラメータ β の自動探索法は 2015 年度の解析で用いられた線形探索の他に GCV および L 字曲線を用いた探索法が用意されている．
表 2.9.2.2-5 に示したように，
GCV を用いた逆計算手法 3 によるケース 12 とケース 13，L 字曲線を用いた逆計算手法 4 のケー
ス 14 で解析を行った結果を比較する検討を行った．
表 2.9.2.2-5

異なるトレードオフ・パラメータの自動探索によるケース毎の主な計算条件

ケース 逆計算手法 モデル層数

初期モデル
導電率(S/m)
比抵抗(Ω･m)参照モデル
導電率(S/m)
比抵抗(Ω･m)

12

3

46

0.004

250

0.002

500

13

3

21

0.1

100

0.1

100

14

4

46

0.004

250

0.002

500

図 2.9.9.2-15(a)と図 2.9.9.2-15(b)に示すように GCV を用いた β の自動探索法を適用するといずれのケースにおいても最終的な β は機械的に定めた場合や線形探索に比べて非常に小さな値となり，DOI 以浅では比抵抗コントラストが非常に強く，詳細な構造まで解析されている．DOI 以深
ではさらに比抵抗のコントラストは強く，放物線状の細かな構造まで認められるが偽像である可能性も高い．図 2.9.9.2-16(a)と図 2.9.9.2-16(b)に示すように逆計算法以外は同じ条件で解析したケース 6 やケース 11 との対比でも大きな対比が認められる．
ケース 13 では断面の北東部の水平距離 3500～4000m には明らかに他の測点とは整合していな
い結果が現れている測点が多く，図 2.9.2.2-16(c)にもその辺りに大きな差異が認められる．このような周囲と整合性のない解析結果となっている測点はケース 12 にも認められ，β の自動探索の危険性も示唆している．
図 2.9.2.2-15(c)には L 字曲線を用いた逆計算手法 4 による解析した結果を示した．これまで示した解析結果に比べて非常に大雑把な比抵抗分布を示しており，図 2.9.2.2-16(d)に示したケース 6の解析結果との対比でも大きな相違があることを示している．
123

SW
1500

NE

(a) ケース 12 解析結果

1500

標

標

高

1000

高

1000

(m)

(m)
500

500

N12-AP-1 孔

N13-AP-2 孔
0

500

1000

1500

SW

2000

2500

3000

水 平 距 離

3500

4000

(b) ケース 13 解析結果

1500

NE

1500

高

標 高

(m)

標
(m)

1000

1000

500

500

N12-AP-1 孔

N13-AP-2 孔
0

500

1000

1500

2000

2500

3000

水 平 距 離

3500

4000

SW

(c) ケース 14 解析結果

1500

NE

1500

標

標

高

1000

高

1000

(m)

(m)
500

500

N12-AP-1 孔

N13-AP-2 孔
0

500

1000

1500

2000

2500

3000

水 平 距 離

5

10

3500

20

40

比抵抗

図 2.9.2.2-15

逆計算法の違いによる解析結果の比較

124

4000

80

(Ω･m)

160

320

640

SW

(a) ケース 12 とケース 6

1500

1500

NE

標

標

高

1000

高

1000

(m)

(m)
500

500

N12-AP-1 孔

N13-AP-2 孔
0

500

1000

1500

2000

2500

3000

水 平 距 離

3500

4000

SW

(b) ケース 13 とケース 11

1500

1500

NE

標

標

高

1000

高

1000

(m)

(m)
500

500

N12-AP-1 孔

N13-AP-2 孔
0

500

1000

1500

2000

2500

3000

水 平 距 離

3500

4000

SW
1500

(c) ケース 12 とケース 13

NE

1500

高

標 高
(m)

標
(m)

1000

1000

500

500

N12-AP-1 孔

N13-AP-2 孔
0

500

1000

1500

2000

水平距離

2500

3000

3500

4000

(m)

SW
1500

1500

(c) ケース 14 とケース 6

標

標

高

1000

高

1000

(m)

(m)
500

500

N12-AP-1 孔

N13-AP-2 孔
0

500

1000

1500

2000

水平距離

2500

3000
0.1

図 2.9.2.2-16

3500

0.25

0.5

0.7

逆計算法の違いによる解析結果の比
125

4000

(m)
1

1.25

1.5

1.75

2

5

8

ケース 12 やケース 13 で詳細な構造が解析されたので，β 以外は同じ条件で解析したケース 6，
ケース 9 およびケース 11 とともに測線近傍のボーリング N12-AP-１孔および N13-AP-2 孔の測線
上 へ の 孔 跡の 投 影 から読 み 取 っ た解 析 値 を両孔 で 実 施 され た 電 気検層 結 果 と 比較 し て図2.9.2.2-17 に示した．両孔ともいずれの解析法でも，比抵抗変化に感度があると考えられる深度300m 付近の DOI 以浅では電気検層と整合的な解析結果が得られている．β の最小値を機械的に30 としたケース 6 やケース 11 には比抵抗の極小値が 1 深度しかないのに対し，GCV の自動探索を用いることで非常に小さな β で解析されたケース 12 とケース 13 では DOI 付近で極小値が 2 深度に現れており，β の最小値を機械的に 3 としたケース 9 でも比抵抗の極小値が 2 深度になる兆しが認められる．対象深度付近の電気検層でも大局的な比抵抗の極小値が 2 深度に認められるので，その傾向を捉えている可能性もあるが，DOI より少し深い深度であるため，その評価は注意すべきと考えられる．
比抵抗

比抵抗

(Ω･m)

深 度

深 度

(m)

(m)

(Ω･m)

(b) N13-AP-2 孔(a) N12-AP-１孔

図 2.9.2.2-17 トレードオフ・パラメータの機械的な設定と GCV 自動探索による解析結果と既存のボーリング孔の電気検層結果との比較（90030 データセット）（4）異なるデータセットを用いた検討
測線 AP-D には，上記の検討に用いた 90030 データセットの他に，90031 というデータセットがある．90030 は南西から北東に飛行しながら測定を行い，90031 は逆方向の北東から南西へ飛行
126

しながら測定を行っている．90031 データセットを EM1DTM で解析した計算条件を表 2.9.2.2-6に示す．
表 2.9.2.2-6

異なるデータセット（90031）を用いたケース毎の主な計算条件

ケース 逆計算手法 モデル層数

初期モデル
導電率(S/m)
比抵抗(Ω･m)参照モデル
導電率(S/m)
比抵抗(Ω･m)

15

1

46

0.004

250

0.002

500

16

1

21

0.1

100

0.1

100

17

3

21

0.1

100

0.1

100

図 2.9.2.2-18(a)に示したケース 15 は図 2.9.2.2-12(a)に示したケース 6 と，図 2.9.2.2-18(b)に示したケース 16 は図 2.9.2.2-12(d)に示したケース 11 と，図 2.9.2.2-18(c)に示したケース 17 は図
2.9.2.2-15(b)に示したケース 13 とそれぞれ同じ条件で解析を行っており，それぞれ類似した解析結果が得られている．しかしながら，それぞれのケースの組合せの比をとると図 2.9.2.2-19 のようにいずれの組合せにおいても，DOI 以浅でさえ相違が認められる．しかしながら，その相違は
図 2.9.2.2-19 の 3 つの組合せとも共通する傾向があり，解析法というより解析に供したデータセットの測定値の違いを表していると考えられる．また，2015 年度に計算された各データセットの
DOI も測定値や解析値の違いから大きく異なっている．
90031 データセットを使ったケース 15～17 の解析結果から測線近傍のボーリング N12-AP-１孔および N13-AP-2 孔の測線上への孔跡の投影から読み取った解析値を両孔で実施された電気検層
結果と比較して図 2.9.2.2-20 に示した．両孔ともいずれの解析法でも，比抵抗変化に感度があると考えられる深度 300m 付近の DOI 以浅では電気検層と整合的な解析結果が得られている．図2.9.2.2-20(a)に示した N12-AP-１孔では図 2.9.2.2-17(a)に示した 90030 データセットを同様な傾向が認められる．図 2.9.2.2-20(b)に示した N13-AP-2 孔では DOI 以浅において図 2.9.2.2-17(b)に示した 90030 データセットの結果より電気検層の曲線に近づいている傾向がある．が非常に小さなケース 17 において，90030 データセットを用いたケース 13 と同様に DOI 深度付近で電気検層と同じような 2 箇所の深度で比抵抗の極小値が認められるが，これだけでは精度の評価までには至らないと考えられる．
2.9.2.2.5 EM1DTM を用いた解析による検討結果のまとめ
八幡平地区の測線 AP-D 上で取得された 2 つのデータセット 90030 および 90031 を使って，
EM1DTM で設定可能な計算条件を変えながら，いろいろな角度から検討を行った．ほとんどの計
算条件やデータセットにおいて，可探深度 DOI 以浅では大局的に類似する比抵抗分布が解析されていることが確認できた．しかしながら，収束と判断された時のトレードオフ・パラメータ β の値によって，相違が生まれていることとみなされたので，90030 データセットの 1641 測点における収束判断時の β をデータに対するあてはめ誤差ノルム ϕd，モデル誤差ノルム ϕm および 1 測点の解析に要する平均計算時間 T とともに表 2.9.2.2-7 に示した．

127

SW
1500

NE

(a) ケース 15 解析結果

1500

標

標

高

1000

高

1000

(m)

(m)
500

500

N12-AP-1 孔

N13-AP-2 孔
0

500

1000

1500

SW

2000

2500

3000

水 平 距 離

3500

4000

(b) ケース 16 解析結果

1500

NE

1500

標

標

高

1000

高

1000

(m)

(m)
500

500

N12-AP-1 孔

N13-AP-2 孔
0

500

1000

1500

2000

2500

3000

水 平 距 離

3500

4000

SW

(c) ケース 17 解析結果

1500

NE

1500

高

標 高
(m)

標
(m)

1000

1000

500

500

N12-AP-1 孔

N13-AP-2 孔
0

500

1000

1500

2000

2500

3000

水 平 距 離

5

10

3500

20

40

比抵抗

図 2.9.2.2-18

4000

80

160

320

(Ω･m)

同じ測線のデータセットの違い（90031）による解析結果の比較

128

640

SW

(a) ケース 15 とケース 8

1500

NE

1500

標

標

高

1000

高

1000

(m)

(m)
500

500

N12-AP-1 孔

N13-AP-2 孔
0

500

1000

1500

2000

2500

3000

水 平 距 離

3500

4000

SW

(b) ケース 16 とケース 11

1500

NE

1500

標

標

高

1000

高

1000

(m)

(m)
500

500

N12-AP-1 孔

N13-AP-2 孔
0

500

1000

1500

2000

2500

3000

水 平 距 離

3500

4000

SW
1500

(c) ケース 16 とケース 15

NE

1500

標

標

高

1000

高

1000

(m)

(m)
500

500

N12-AP-1 孔

N13-AP-2 孔
0

500

1000

1500

2000

2500

3000

水 平 距 離

3500

4000

SW
1500

(d) ケース 17 とケース 13

NE

1500

標

標
1000

高

高

1000

0.7

(m)
0.7

1.5

(m)
500

500

N12-AP-1 孔

N13-AP-2 孔
0

500

1000

1500

2000

2500

水 平 距 離30000.1

図 2.9.2.2-19

0.25

3500

0.5

0.7

4000

1

1.25

1.5

1.75

同じ測線のデータセットの違い（90031）による解析結果の比

129

2

5

8

比抵抗

比抵抗

(Ω･m)

深

深
度

度

(m)

(m)

(b) N13-AP-2 孔(a) N12-AP-１孔

図 2.9.2.2-20(Ω･m)90031 データセットの解析結果と既存のボーリング孔の電気検層結果との比較

当然ながら，機械的にトレードオフ・パラメータ β の最小値を設定した逆計算法 1 では全て最小値で収束しているが，CSV による自動探索を用いた逆計算法 3 では β の平均値が逆計算法 1 の場合と同程度でありながら最小値と最大値の差が大きくバラツキが大きいことを示している．線
形自動探索の逆計算法 2 や L 字曲線自動探索の逆計算法 4 では β の平均値が逆計算法 1 や 3 に比べて 2 桁ほど大きく，平滑化されたような構造が解析されている原因であると考えられる．また，
β の自動探索を適用した場合にはいずれの手法においても合理的ではない解析結果が生じる測点があり，膨大な測点数の解析が必要な時間領域空中電磁探査法では β の機械的な設定を採用することが無難であると考えられる．ただし，膨大な測点数の解析を行う前に，合理的な解析結果が得られるような地域ごとのトレードオフ・パラメータ β の最小値を選択する検討が必要であると考えられる．

130

表 2.9.2.2-7

ケースごとの収束判断時のトレードオフ・パラメータとノルム

逆 トレードオフ・パラメータ
β
ケー 計
ス 算
最小値 平均値 最大値
法

データあてはめ誤差ノルム
ϕd
最小値

平均値

最大値

モデル誤差ノルム
ϕm
最小値

平均値

最大値

1

2

1.55E+03 2.38E+04 1.38E+05 2.57E+01 2.60E+01 2.60E+01 9.07E-04 3.02E-02 1.35E-01

22

3.14E-12 1.73E+03 5.72E+04 1.24E+01 1.62E+02 5.20E+03 3.00E-03 1.19E+01 2.39E+02

32

3.00E+01 3.00E+01 3.00E+01 1.04E-01 7.91E-01 2.13E+00 4.93E-02 1.36E-01 2.74E-01

41

3.00E+01 3.00E+01 3.00E+01 4.12E-02 9.18E-01 2.41E+00 9.73E-03 5.24E-02 1.58E-01

51

3.00E+01 3.00E+01 3.00E+01 4.12E-02 9.18E-01 2.40E+00 9.75E-03 5.24E-02 1.58E-01

61

3.00E+01 3.00E+01 3.00E+01 5.18E-02 8.16E-01 2.33E+00 2.75E-03 6.41E-02 1.93E-01

71

3.00E+01 3.00E+01 3.00E+01 1.04E-01 7.91E-01 2.13E+00 4.93E-02 1.36E-01 2.74E-01

81

3.00E+01 3.00E+01 3.00E+01 1.04E-01 7.91E-01 2.13E+00 4.93E-02 1.36E-01 2.74E-01

91

3.00E+00 3.00E+00 3.00E+00 4.47E-03 5.96E-01 1.87E+00 1.16E-02 8.85E-02 2.27E-01

101

3.00E+01 3.00E+01 3.00E+01 5.18E-02 8.16E-01 2.32E+00 2.75E-03 6.41E-02 1.93E-01

111

3.00E+01 3.00E+01 3.00E+01 4.17E-02 8.58E-01 2.39E+00 2.73E-03 5.12E-02 1.72E-01

123

1.64E-05 6.10E+01 5.00E+03 8.87E-05 6.49E-01 2.00E+01 1.33E-03 6.28E-01 2.60E+00

133

1.24E-05 3.76E+01 5.26E+03 1.39E-04 5.05E-01 2.75E+00 2.04E-03 5.91E-01 3.27E+00

14

4 3.07E+00 1.50E+05 3.17E+05

4.66E-01 8.09E+02 3.64E+03 2.35E-05 7.65E-03 1.55E-01

空中電磁探査法で取得される膨大な測点数の解析を行うにあたっては，解析に費やす計算時間も問題となる．測点数 1641 点のデータセットの解析に費やした計算時間をケースごとに比較して
表 2.9.2.2-8 に示した。計算時間はモデルの層数や逆計算方法によって異なる．層数が多いと計算時間を要し，β の最小値を機械的に 30 に設定した場合，46 層モデルは約 8 秒/点，21 層モデルは
約 3 秒/点の計算時間を要す．β の最小値を 3 に小さくした場合は約 10 秒/点である．線形自動探索の場合は機械的な設定とあまり変わらず，CSV 自動探索の場合は機械的な設定より長め，L 字
曲線探索の場合は機械的な設定より短めの計算時間となる傾向がある．これらの解析に用いた計算機は CPU が Intel Core-i7®3637QM@2.40GHz でメモリ 8GHz のノート PC である．この計算時間の点からも，機械的な設定を採用することが無難であると考えられる．

131

表 2.9.2.2-8

ケースごとの計算時間の比較

参照モデル
比抵抗
比抵抗（Ω･m）
（Ω･m）
初期モデル

ケース

逆計
算法

設定
最小 β

モデル

1

2

－

21

100

2

2

－

46

3

2

－

4

1

5

全測点
計算時間

平均計算時間（s/点）

100

1:19:39

2.9

500

250

3:24:55

7.5

46

2,000

2,000

2:13:38

4.9

30

46

25

25

3:41:37

8.1

1

30

46

500

25

3:40:19

8.1

6

1

30

46

500

250

3:28:55

7.6

7

1

30

46

500

2,000

3:27:15

7.6

8

1

30

46

2,000

2,000

3:27:34

7.6

9

1

3

46

500

250

4:39:26

10.2

10

1

30

46

500

250

3:29:13

7.6

11

1

30

21

100

100

1:43:03

3.8

12

3

－

46

500

250

7:00:02

15.4

13

3

－

21

100

100

3:11:15

7.0

14

4

－

46

500

250

1:36:01

3.5

層数

参考文献
Anderson, W. J.（1982）Fast Hankel transforms using related and lagged convolutions, ACM Transactios on
Mathematical software, 8, 344–368．
Gill, P. E., Murray, W. and Wright, M. H.（1981）Practical optimization, Academic Press, London．
Hansen, P. C.（1998）Rank-deficient and discrete ill-posed problems: numerical aspects of linear inversion,
SIAM, Philadelphia．
Huber, P. J.（1964）Robust Estimation of a Location Parameter, Annals of Statistics, 53, 1, 73–101.
doi:10.1214/aoms/1177703732. JSTOR 2238020．
Spies, B.R.,（1989）Depth of investigation in electromagnetic sounding methods: Geophysics, 54, 872-888．
UBC-GIF（2006）Background for program “EM1DTM”, 1-17．

132

2.9.3 新規解析法の検討
2.9.3.1 非線形最小自乗法を用いた 1 次元解析
新規に導入した時間領域空中電磁探査法 1 次元解析ソフトウェア ATEM1D では，大地が水平多層構造であるという仮定の基に，半正弦波の電流を送信ループに流した時に生じる鉛直方向の磁場（磁束密度）の過渡応答から，測定データと理論値が整合するような最適モデル（比抵抗構造）を求めている．
（1） 1 次元フォワード計算
まず 1 次元解析に必要なフォワード計算（順解析）について述べる．地表から高さ h にある垂直磁気ダイポールを信号源とすると，水平多層構造に対する磁場垂直成分の周波数応答は次式で与えられる．

H z ( z ,r , )

m
4

0

e

( z h)

rTE e ( z h )2

J 0 ( r) d

2.9.3-(1)

ここで m は磁気モーメント，座標原点は地表にあり z 軸は下向きが正，r はダイポールからの水
平距離である．rTE は各層の比抵抗，層厚および角周波数によって決まる TE モードの反射係数であり，Ward and Hohmann (1988)に示される漸化式から求められる．なお，時間領域空中電磁探査法で用いられる円形ループは磁気ダイポールとみなすことができる（1.1.1 参照）．
周波数応答はフーリエ変換により時間領域へ変換できる．すなわち，直流電流を瞬間的に遮断した時の磁束密度の過渡応答およびその時間微分応答はそれぞれ

B(t )

2 0

B(t )
t

2 0

Im H ( )cos( t )d2.9.3-(2)Im H ( ) sin( t ) d

2.9.3-(3)00と表わされる．
ここで

Im H ( ) は角周波数 における磁場の虚部を表わす．2.9.3-(2)0 は透磁率，と 2.9.3-(3)式は，それぞれステップ応答とインパルス応答を表わし，磁力計と誘導コイルを用いて受信する場合に対応する．式中のコサイン関数およびサイン関数を含む無限積分はリニア・フ
ィルタ法（Anderson, 1975）を用いて計算する．フーリエ変換を FFT で行うこともできるが，そのためには広帯域の周波数を等間隔でサンプリングしなければならない．これに対してリニア・フィルタ法では，対数スケールで等間隔にサンプリングするので極めて効率的な計算ができる．
上記のステップ応答とインパルス応答は理想的な応答である．実際には，大電流を流して送信
モーメントを増大するのに適した様々な電流波形が用いられる．したがって，個々の送受信シス
テムによる大地からの応答は，上記の理想的な応答と電流波形の時間微分 I (t ) / t とのコンボルーションで与えられる（Raiche, 1998）．
（2） 1 次元解析の方法
1 次元解析では水平多層構造の層厚を固定して各層の比抵抗のみを求める．各層の比抵抗を列ベクトル m で表わし，1 次元モデルの理論応答を F(m) ，測定データを d で表すと，測定データに最も良く当てはまるモデルは残差自乗和

133

2

W d F(m )d

2.9.3-(4)を最小化する m で与えられる．ここで W は個々のデータに対する信頼性に応じて決まる重み対角行列である．
d を最小化する m は無数に存在しうるので，地質的に解釈が可能なモデルを見出すため，比抵抗は滑らかに変化するという制約条件を加える．この場合，最小化すべき目的関数は

W d F (m )

2

Cm

2

2

2

m mr

2

2.9.3-(5)となる．ここで C は比抵抗構造の滑らかさを表わすための 1 次微分係数行列， m r は初期モデル（または参照モデル）を表わす． はデータへの当てはめと比抵抗構造の滑らかさとのバランスを調整し，は初期モデルへの近さを調整するトレード・オフ係数である．

モデル関数 F(m) はモデルパラメータ m に関して非線形であるから，初期モデルを与えてモデルを反復修正することにより， を最小化するモデルを見出すことができる．反復 k 回目の修正
量は次式の最小自乗解で与えられる．

W d

WA
C
I

Cm ( k )m(m r

2.9.3-(6)

(k )

m )

ここで m は m (k ) の修正量，A は m ( k ) における偏微分係数（感度）行列を表し， d は残差dd F (m (k ) )2.9.3-(7)である．2.9.3-(6)式を修正グラム・シュミット法で解き，モデルを次式により修正する．

m ( k 1)m (k )

m

2.9.3-(8)このような反復修正を残差自乗和が十分小さくなるまで続けることにより，測定データに合致した水平多層モデルを得ることができる．
（3） 新規 1 次元解析法の適用例と解析条件
新規に導入した時間領域空中電磁探査 1 次元解析ソフトウェア ATEM1D を使って，層厚が等差数列で増加する 21 層の層区分(層境界深度：9, 18, 30, 45, 63, 84, 108, 135, 165, 198, 234, 273, 315,
360, 408, 459, 513, 570, 630 m)を仮定して，各層の比抵抗値を求めた．比抵抗値の初期値は 100m と し た ． 解 析 に 用 い た 過 渡 応 答 デ ー タ は EMFlow 解 析 用 の デ ー タ「2489_JOGMEC_Hachimantai_MTLines.csv」を使用した．このデータ内容を表 2.9.3-1 に示す．このデータには多くの情報が記載されているが，実際に解析で使用したデータは，表 2.9.3-1 の中のField1 Line; 測線番号，Field12 Latitude_Tx; 送信源の緯度，Field13 Longitude_Tx; 経度，Field17
Tx_Height; 送 信 源 対 地 高 度 ， Field20 Z_Tx_WGS84; 送 信 源 の GPS 標 高 ， Field205 ～ 234
EMZ_dB[0-29]; Z 成分の dB/dt の各ゲートの平均値，Field236 Tx_Current; 送信電流値である．

134

表 2.9.3-1 データ内容[2489_JOGMEC_Hachimantai_MTLines.csv]***20:回転楕円体からの高さ，標高と異なる。
*21:ジオイド面からの高さ，標高に相当する。

135

信号である半正弦波の幅は，4.0820 ms であり，電流遮断後 0.0781 ms （ゲート 5） 後から過渡応答のデータとなるが，測定データの値が 0.5 nT/s 以下であるものは除去した．データの品質，
あるいは大地の比抵抗によって，使用できるゲート数は限定され，実際に使用したゲート数は 23～26 ゲートであった．また，送信電流値は送信ループのサイズから磁気モーメントを計算してス
ケールファクタとして使用した．実際の値は平成 27 年度報告書に記載の 0.88×106 Am2 を用いた．
送信ループの対地高度は主に 50～100 m であったが，測線 MH-8 の前半の対地高度は 200 m 程度であった（図 2.9.3-1）．

AP-B

AP-C

AP-D

図 2.9.3-1

MH-8

MH-9

MH-10

送信ループの対地高度

比抵抗断面は，1 次元解析によって求まった水平多層構造の比抵抗構造から描いた．1 例として，
測線 AP-B 往復路の断面図を図 2.9.3-2 に示す．可探深度（Depth of Investigation，以下 DOI）については図中に実線で記した．

図 2.9.3-2

比抵抗断面図（測線 AP-B）．矢印は飛行方向を示す．

136

解析を行う測点は，10 Hz(0.1 s 間隔)でサンプリングされていたデータを 2 Hz(0.5 s 間隔)に間引きして使用した．解析の測点数と解析時間は表 2.9.3-2 に示した．
解析に用いたパソコンの仕様を以下に示す．
・CPU：Intel(R)Core(TM)i7-4770 CPU@3.40GHz（core 数 4 つ，実行スレッド 8 つ）

・実装メモリ：32.0GB・OS：Windows8.1
表 2.9.3-2 各測線の測点数と解析時間

測線

測線長(m)

測点数

計算時間（分）

1 点あたりの解析時間（分）

AP-B

1440

240（往復）

121

0.50

AP-C

2930

465（往復）

234

0.50

AP-D

4390

655（往復）

393

0.60

MH-8

3850

618（往復）

315

0.51

MH-9

2780

448（往復）

291

0.65

MH-10

2090

322（往復）

158

0.49

合計

17480

2748

1512

0.55

実際の解析では，パソコンを 3 台使用して，1 台に 4 つのコアが入っているため，12 台に相当
するパソコンで約 2 時間程度で全測線の往復の解析を終了した．解析の反復計算は 10 回を指定したが，5 回程度で十分な収束性を示した．
2.9.3.2 3 次元解析に関する検討（1）積分方程式による 3 次元フォワード計算
積分方程式法（例えば，Raiche，1974，Hohmann，1975，Weidelt，1975，Xiong，1992）では，3 次元導電率モデル（σ）はバックグラウンド部分（ ）と異常体部分（∆σ）とに分けられ，次式で表される．
σ( ) =( ) + ∆σ( )2.9.3-(9)ここでバックグラウンドは水平多層構造であるため，その導電率は深度の関数となる．
積分方程式法の利点は，3 次元モデル全体を分割する必要がないことにある．すなわち，適切なバックグラウンドを選択した後に，異常体を含んだ対象領域だけを分割すれば良い．例えば有限要素法や有限差分法では大規模な領域を分割し，かつ適切な境界条件を適用する必要がある．
空中電磁探査法におけるバックグラウンドの電磁場（，）は，磁気ソースによる水平多層構

造（バックグラウンドモデル）の電磁応答（周波数領域）として次のように定義される．
∇×∇×

∇×∇×

( )+

( )

( )+

( )

( )=−

( )=−

∇×

( )

( )

2.9.3-(10)2.9.3-(11)ただし は磁気双極子の単位体積あたりのモーメントである．これらバックグラウンドの電磁場は準解析的に計算することができる（Zhdanov, 2009）．散乱場（電場）は，次式のように全電場とバックグラウンドの電場との差によって定義される．
( )= ( )−( )2.9.3-(12)137散乱場（電場；周波数領域）は次の積分方程式で表すことができる．
ここで( ′) = ∫( , ) ∙ ∆σ( )[

( )+

( )]

2.9.3-(13)( , )は電場に関するバックグラウンドモデルのグリーン関数（周波数領域）である．

上記積分は対象領域（導電率がバックグラウンドの導電率と異なる領域）で計算される．モーメ
ント法により，2.9.3-(13)式は次のように線型方程式となる．
ここで

=( −

∙∆ )

∙

∙∆ ∙

2.9.3-(14)は散乱電場に関する基底関数の係数（ベクトル）， は単位行列， はバックグラウンドモ

デルのグリーン関数を体積積分したもの，∆ は異常部の導電率（対角行列）である．Hursán andZhdanov (2002)は，2.9.3-(14)式で示される大規模かつ密な行列が Toeplitz 構造をなすことを示している．この構造を持つ線型方程式は反復法によって解くことができ，さらに 2 次元 FFT コンボリューションの適用により，行列－ベクトルの積計算に要する計算コストを低減することができる．
反復法としては，常に収束することが確かめられている最小残差法（complex generalized minimum
residual method; CGMRES）が用いられる．
散乱磁場（周波数領域）は，次式を用いて計算することができる．
ここで( ′) = ∫( , ) ∙ ∆σ( )[

( )+

( )]

2.9.3-(15)( , )は磁場に関するバックグラウンドモデルのグリーン関数（周波数領域）である．

全磁場はバックグラウンドと散乱磁場との和によって求められる．

時間領域の電磁場はフーリエ余弦変換によって求められる．時間領域の磁場（磁束）の場合，
この変換は次式で表される．
( , )=−∫( , )][

cos()

2.9.3-(16)

ここで は角周波数である．実際の変換にはディジタルフィルターが用いられる．
（2） 3 次元解析の方法
空中電磁法データの 3 次元インバージョン解析については Ellis（1995, 1998）によって議論されており，また正則化インバージョンの理論については Zhdanov（2002）がその詳細について述べている．ここでは一般的なインバージョン理論について述べる．
一般にインバージョンでは，次式で表されるチホノフ汎関数
パラメター（電磁法の場合は導電率 ）を求める．
( )=‖( ( ) − )‖ +ここで は非線形な順計算の演算子， は観測データのベクトル，

は

−

→

( )を最小化するようなモデル
2.9.3-(17)の長さを持つ導電率のベクトル， はの長さを持つ先験的な導電率のベクトル，の長さを持つおよびはそれ

ぞれデータおよびモデル（導電率 ）に対する重み付け行列，そして‖⋯ ‖はユークリッドのノルムを表している．重み付け行列を 2.9.3-(17)式に適用することによって，重み付けられたデータおよびモデル空間で汎関数を最小化する．
ここでデータに対する重み付け行列
= , =

で表され，

×

は，

+

2.9.3-(18)は推定される各データ点の誤差のベクトル（単位は%，通常 10%程度）
，
138

は観

測データのノイズレベルのベクトル（単位はデータと同じ，データ処理時に決定される）である．
この重み付けによって，インバージョン中に計算データがノイズレベル以下の観測データに収束するのを防ぐことができる．
また，モデルに対する重み付け行列=

は，感度行列 を用いて次式で表される．

( ∗ )/

2.9.3-(19)ここで，*は複素共役転置行列を示し，この重み付けによって解析領域全体の感度を均一化することができる．
2.9.3-(17)式の第 1 項は観測データと計算データとの残差に関する汎関数（misfit functional）であり，第 2 項はモデルの安定化に関する汎関数（stabilizing functional）である．2.9.3-(17)式では，この安定化に関する汎関数の一例として minimum norm stabilizer を記している．安定化汎関数は想定されるモデルによって選択され，必ずしもモデルを平滑化するような汎関数を用いる必要はない．正則化パラメター は残差汎関数と安定化汎関数とのバランス（重み付け）を与えるもの
で，このパラメターによってインバージョンは’data-driven’あるいは’model-driven’となる．
2.9.3-(17)式を解く手法の一つとして Gauss-Newton 法があり，繰り返し計算によって残差ベクト
ルを最小化する．この過程は次式で表される．
=

+

=

+

∗

∗

2.9.3-(20)

ここで はステップ幅， は規格化された感度行列 の一般逆行列（

×），そして は長さを持つ観測データと計算データの残差ベクトルである．また，添え字 はイタレーション数を示している．Gauss-Newton 法によって 2 次曲線に近い収束が得られるため，イタレーション数を最小化することができるが，各イタレーションにおける感度行列の一般逆行列の計算には比較的高い計算コストを要する．したがって，特に大規模インバージョンの場合には，この手法は現実的ではない．
2.9.3-(17)式の現実的な解法としては共役勾配法が挙げられる．この手法における最小化の過程は以下のように表される．
ここで

=

+

=

+

2.9.3-(21)はイタレーション数 における感度行列 の共軛転置行列である．Gauss-Newton 法と比較して解の収束を得るために必要なイタレーション数は増加するが，この手法では一般逆行列を計算する必要がない．また，共役勾配を考慮することによって収束を速めることができる．再重み付け正則化共役勾配法（re-weighted regularized conjugate gradient method; Zhdanov，2002）では，重み付けによってデータおよびモデルを対数空間に変換し，これらのダイナミックレンジを狭くすることでインバージョンを安定化している．インバージョンは残差があらかじめ定めた打切り
誤差以下となるか，あるいはあらかじめ定めた最大繰り返し数に達した際に終了する．
（3）有効感度領域（Moving sensitivity domain）
インバージョンの各イタレーションにおいて，感度そのもの，および感度の転置行列と残差行
列との積の計算が必要となる．2.9.3-(21)式の場合，行列 のサイズは×となる．比較的小規模の空中電磁探査の場合，通常インバージョンの未知数は 250,000 程度，またデータ数は 20,000程度となり，感度行列の格納に必要な容量はイタレーションあたりおよそ 80 GB となる．近年の計算機容量の飛躍的な向上はあるものの，この計算コストは未だ非現実的である．
139

各データ点は 3 次元モデル全体の非常に限られた領域のみに影響される．図 2.9.3-3 は直方体領
域（全領域の一部）からの応答が全領域からの応答に占める割合を直方体の大きさの関数として示したものである．ここでは一例として，CGG 社の HELITEM システム（飛行高度：30 m，受信点：送信源の 13 m 後方および 26 m 上方，送信波形：4 ms 半正弦波，モデル：100 Ω･m 半無限均質）についてゲート毎に割合を示している．予想される通り，後期（Late time）のゲートではより広い領域を考慮する必要があるが，実際のモデル全体と比較するとはるかに小さな領域となる．
さらに，この図では全磁場を表示しているが，積分方程式法をモデリングに用いる実際のインバージョンでは異常磁場をデータとして用いるため（全磁場はバックグラウンドと異常磁場との和），感度が十分にある領域はこの図の x 軸よりも小さくなる．HELITEM データのインバージョンの場合は通常 800 m 程度である（バックグラウンドの比抵抗により変動する）．ある特定のデータ
点への 3 次元モデルからの寄与は，この領域のみを考えれば良く，これを有効感度領域（Moving
sensitivity domain）と定義する．

図 2.9.3-3

直方体領域（水平方向は正方形）による全磁場応答（x 軸：正方形の一辺の長さ，y 軸：直方体領域の応答がモデル全体の応答に占める割合）
実際のインバージョンでは，この有効感度領域を考慮することで，感度行列は疎行列となり（有効感度領域を考慮しない場合は密行列となる），計算コストを大幅に減少させることができる．感度行列の各列中で，この有効感度領域外に対応するものは全て 0 となる．
積分方程式法の場合は，この感度行列はグリーン関数およびバックグラウンド場から計算されるが，この計算も有効感度領域内のみ行えば良い．
（4）3 次元解析の適用例と解析条件
ここでは一例として，八幡平地域で測定された HELITEM データの 3 次元解析について記す．
解析の対象は既往調査の MT/CSAMT の 2 次元解析断面 MH-8，MH-9，および MH-103 上で測定されたデータである．
140

TechnoImaging 社 3 次元解析ソフトウェア EMVision®では，4,950 m x 2,350 m x 528 m の解析領域を設定し，これを水平方向 30 m x 50 m，深度方向には 18 層 (層厚：3～70 m)のセルに分割して，各セルの比抵抗値を求めた．なお，解析の際には測線方向が x 軸と平行になるように座標系を回転している．初期モデルは準 3 次元解析（チクノフ汎関数 2.9.3-(17)の第 1 項は 1 次元解析，
第 2 項の導電率は 3 次元）から求まる 3 次元モデルである．解析に用いた過渡応答データは 1 次
元解析の場合と同様に EMFlow 解析用のデータセット 2489_JOGMEC_Hachimantai_MTLines.csv
を使用した．実際に解析で使用したデータは，表 2.9.3-1 の中の Field1 Line; 測線番号，Field14
Easting_Tx; 送信源の偏東距離，Field15 Northing_Tx; 送信源の偏北距離，Field17 Tx_Height; 送信
源対地高度，Field20 Z_Tx_WGS84; 送信源の GPS 標高，Field175～204 EMZ_Bf[0-29]; Z 成分の B（送信電流遮断後の過渡応答，ゲート 5～29），Field236 Tx_Current; 送信電流値である．
3 次元解析結果の 1 例として，解析断面 MH-9 往復路の断面図を図 2.9.3-4 に示す

図 2.9.3-4

3 次元解析比抵抗断面図（既往 MT/CSAMT 解析断面 MH-9 相当）
矢印は飛行方向を示す．

解析を行う測点は，10 Hz（0.1 s 間隔）でサンプリングされていたデータをおおよそ 1.1 Hz（0.9s 間隔）に間引きして使用した．解析には PC-Cluster を用い，5 ノード（合計 10 プロセッサー，4スレッド）を用いた場合の計算時間は約 36 分（反復回数：40）であった．

141

参考文献
Anderson, W. L.（1975）Improved digital filter for evaluating Fourier and Hankel transform integrals, Nat.
Tech. Inf. Serv. Rep. PB-242-800．
Ellis, R. G. （ 1995 ） Joint 3D EM inversion: International Symposium on Three-Dimensional
Electromagnetics, Expanded Abstracts, 307-323．
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平田諒次・結城洋一・城森明・佐々木裕・・茂木透・中山英二・プラダンオム（2016）周波数領
域と時間領域の空中送受信型電磁探査の地すべり地への適用,第 134 回物理探査学会学術講演
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Hohmann, G. W. （ 1975 ） Three-dimensional induced polarization and electromagnetic modeling,
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Hursan, G., and Zhdanov, M. S.（2002）Contraction integral equation method in three-dimensional
electromagnetic modeling, Radio Science, 37．
城森明・佐々木裕・結城洋一・平田諒次・茂木透・中山英二・プラダンオム（2016）P-THEM（空中電磁探査）データ処理ソフトウェアの開発と解析比抵抗構造の検証,第 134 回物理探査学会
学術講演会講演論文集．
Raiche, A. P.（1974）An integral equation approach to three-dimensional modelling, Geophysical Journal of
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佐々木裕・城森明・結城洋一・茂木透（2016）時間領域空中電磁法のモデリングとインバージョ
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Zhdanov, M. S.（2002）Geophysical Inverse Theory and Regularization Problems, Elsevier．
Zhdanov, M. S.（2009）Geophysical Electromagnetic Theory and Methods, Elsevier．

142

2.10 解析結果の検討
2.10.1 解析結果の検討のまとめ
本節では，前節までに検討した既往解析法と新規解析法の利点と問題点について述べる．
既往の解析法として，Conductivity Depth Imaging（CDI）手法の一種である EM Flow（Macnae，
2004）と，1 次元インバージョン手法である EM1DTM（Oldenburg and Jones，2011）を取り上げて検討を行った．
CDI は，観測されたデータから深度の関数として比抵抗分布を求める手法である．CDI の一種である EM Flow は，Macnae and Lamontagne（1987）に述べられている手法を拡張した方法である．
その特性を理解し，解析上のパラメータを適切に設定しなければ，初期値のまま残る領域が目立
つようになるという問題点が確認された．
また，CDI はイメージング手法であり，求められた構造の良し悪しを測る手段は備えていない．
実測データとのフィッティングは別途フォワードモデリングを行って確認する必要があり，CDIで得られた構造の分解能を定量的に評価する手法がないことは記憶されるべきであろう．
CDI の利点の最たるものは，計算速度の速さである．Sattel（2005）は各種の空中電磁法データ
解析法を同じデータに適用し，計算速度を比較している．それによれば，最も高速な EMFlow は最も低速な Occam’s インバージョンに比べ 200 倍高速である．特性を理解した上で適切に利用す
れば，広域を効率よく探査できるという空中電磁法の利点とともに，広域探査の能率向上に資すると期待できる．
インバージョンによって比抵抗構造を求める EM1DTM について検討を行った結果，同手法により既往の電磁法探査結果と整合する結果が得られることが確認された．しかしながら，
EM1DTM は解を安定に求めるために設定するパラメータを変えると最終解も変わるため，EM
Flow 同様に特性を理解して利用する必要があることが確認された．EM1DTM の解析結果を MT法探査結果と比較した場合に，EM1DTM によって得られた比抵抗分布は，側方に滑らかな構造として解析されやすい傾向が見られた．
新規の開発手法として，ATEM1D と 3 次元解析を取り上げて検討を行った．同じデータに対して ATEM1D と EM1DTM を適用した結果，ほぼ同じ構造が得られることを確認した．3 次元解析の結果は，前 2 者とは全く異なる解析法であるので，整合的ではあるが異なる比抵抗構造が解析された．
インバージョン手法は，CDI 手法と異なり，データへのフィットと先験的条件（モデルの滑らかさ等）へのあてはまりの両方を最良にするようにモデルを構築する手法である．両者のトレードオフの取り方や，どのような先験的条件を課すかによって解は変わりうることに留意する必要がある．インバージョン手法は CDI よりも計算量がはるかに多くなるが，計算機能力の進歩により，実用的な時間内に結果が得られるようになっている．解のあてはまりの良否と構造分解能について定量的な評価ができることはインバージョン手法の利点である．
以下に続く 2 つの節では，既往解析手法の検討と新規解析手法の検討の詳細について述べる．

143

参考文献
Macnae, J. (2004)：Improving the accuracy of shallow depth determinations in AEM sounding，Exploration
Geophysics, 35, 203 – 207.
Macnae, J. and Lamontagne, Y. (1987)：Imaging quasi-layered conductive structures by simple processingof transient electromagnetic data，Geophysics, 52, 545 – 554.
Sattel, D.（2005）：Inverting airborne electromagnetic (AEM) data with Zohdy’s method，Geophysics, 70(4),G77 – G85.
Oldenburg, D. W., and Jones, F. H. M., (2011)：EM1DTM (Inversion for Applied Geophysics): Universityof British Columbia Geophysical Inversion Facility. Available at www.eos.ubc.ca/ubcgif/iag/

144

2.10.2 既往解析法結果の検討
JOGMEC（2016）では，過去に実施された地表実施した電磁法探査の解析断面上や周波数領域
空中電磁探査法の調査範囲において再度空中電磁法探査のデータを取得し，EM1DTM を用いて解析を行った結果を既往の電磁法探査解析結果と比較している。本節では JOGMEC（2016）に記載されている，既往の探査解析結果と EM1DTM による解析結果についてレビューする。
2.10.2.1 既往探査と JOGMEC(2016)探査の対応
JOGMEC（2016）で実施された空中電磁法探査と既往探査の対応を表 2.10.2-1 に示す．既往探
査はほとんどが NEDO によって実施された地熱開発促進調査である．既往探査には 20 年以上前に実施されたものも含まれており，解析結果の数値データの入手が困難なものがほとんどである．
また，既往探査は周波数領域の空中電磁法と地表での MT/CSMT 法であるため，JOGMEC（2016）の解析結果とは探査深度や分解能の面で単純な比較が難しい。このため，定性的な比較によらざるを得なかった。
下記の既往探査実施地域のうち，既往データが最も多く集められている八幡平地域の探査結果についてレビューを行った。
表 2.10.2-1 JOGMEC（2016）での空中電磁探査と既往探査の対応
地域

対象エリア
八幡平地域北部および南部

八幡平地域

安比岳北西部
松尾八幡平周辺

ニセコ地域

ニセコ火山群周辺

武佐岳地域

武佐岳周辺

備考
全国地熱資源総合調査（第 3 次）新資源調査手法検討（空中電磁・空中磁気調査）（NEDO, 1992）
既往探査は周波数領域空中電磁法
地熱開発促進調査 C-5 安比地域 (NEDO, 2004)
既往探査は MT/CSMT 法
地熱開発促進調査開発可能量調査 八幡平地域(NEDO, 2010)
既往探査は MT/CSMT 法
昭和 61 年度全国地熱資源総合調査（第 2 次）火山性熱水対流系地域タイプ①（ニセコ地域）（NEDO,
1987）
既往探査は MT/CSMT 法
地熱開発促進調査 B-5 武佐岳地域 (NEDO, 2001)
既往探査は MT/CSMT 法

2.10.2.2 見掛比抵抗分布の比較
図 2.10.2-1 に，JOGMEC（2016）から抜粋した既往空中電磁法探査結果との比較図を示す．既往空中電磁探査は，周波数領域での見掛比抵抗分布であり，JOGMEC（2016）での新規取得デー
タからは，EM1DTM による 1 次元解析が得られている．このため，両者を直接比較することはできない．そこで JOGMEC（2016）では，既往探査の見掛比抵抗分布のうち，50 Ω･m 以下の低比抵抗帯に着目して比較を行っている．すなわち，既往探査で用いられたそれぞれの周波数で 50 Ω･m に対応する表皮深度を計算し，新規に実施した探査の 1 次元解析結果から，表皮深度に近い解析深度の比抵抗を取り出して平面図を作成して両者を比較している．
145

図 2.10.2-1 では，既往探査データのうち 50 Ω･m での表皮深度が約 100 m になる 935 Hz の見掛
比抵抗の平面分布と，新規解析結果から深度 100 m における比抵抗を抽出して作成した平面図を示してある．見掛比抵抗は，表層からある深度までの比抵抗分布を平均したものと考えられるため，これら両者の値自体を比較することには意味はないものの，低比抵抗帯の分布が整合しているかといった比較は可能である．
JOGMEC（2016）では，航路設定上の制限（人口密集地や重要インフラから一定の距離内のエリアは飛行できない）のため一部の領域でデータが取得されていない．データが取得できていな
いエリアには地熱発電所の周辺域が含まれている．既往探査と新規実施エリアが重なっている領域では，低比抵抗帯の分布の形状は整合的である。既往探査で低比抵抗帯が分布している領域は，
後生掛温泉南方の川沿い，畚岳・秋田焼山南麓の沢沿い・柴倉岳南部及び呱子森～菰ノ森などであるが，新規実施探査結果でもこれらの領域に低比抵抗帯が分布しており，周辺の高比抵抗帯との境界の形状とよく似た，より分解能の高いものとなっている．

呱子森

柴倉岳

呱子森

柴倉岳
菰ノ森

菰ノ森

後生掛温泉

後生掛温泉

畚岳

畚岳

図 2.10.2-1 時間領域空中電磁法探査結果と既往周波数領域空中電磁法探査結果の比較（JOGMEC，2016）146

2.10.2.3 既往の地表電磁法探査との比較
JOGMEC（2016）では，既往の地表電磁探査の測線上を飛行して時間領域電磁法探査のデータを取得し，既往解析結果との比較を行っている．
安比地域では，既往の MT/CSMT 法解析結果との比較が行われている。JOGEMEC（2016）では，複数の地域での既往探査の結果と EM1DTM での解析結果を比較するにあたり，凡例の色を合わせることができていないことが，両者の比較を難しくしている．また，既往探査と EM1DTMの探査深度が異なるため，既往探査で捉えられている構造を HELITEM システムで描出可能かど
うか判断しづらくなっている．そこで，既往探査の比抵抗断面に EM1DTM の DoI（可探深度の目安）を重ね，両者の凡例の色ができるだけ近くなるようにした図を作成した．
図 2.10.2-2 から図 2.10.2-4 に，既往電磁法探査結果と JOGMEC（2016）による空中電磁法探査
結果の比抵抗断面図を示す。いずれの図も，図 a)が既往探査の解析結果，図 b)は JOGMEC（2016）に掲載されている解析結果図，
図 c)は図 b)をできる限り図 a)の凡例に合わせて描画した図である．
図 a),b),c)中に黒線で示されているのは EM1DTM の DoI であり，EM1DTM の解析では DoI よりも深い部分の構造の信頼性はかなり低いとされている．
図 2.10.2-2 に示した AP-B 測線の解析では，既往の MT 法解析結果（図 a））と AEM 解析結果
（図 b）
）はほぼ整合している．MT 法による比抵抗断面で抽出されている比抵抗不連続線は AEM
ではそれほど明瞭ではない。距離程 1km 深度 200m 付近の低比抵抗帯は図 b)では閉じているようにみえるのに対し，図 a)では終点側へ延びているように見えるがこれは測線の端に現れた構造であるためどちらが正しいかは判定できない。図 b)と図 c)を比較すると，JOGMEC（2016）での解析結果は，低比抵抗帯の分布形状は整合するものの，比抵抗の値としては MT 法探査結果に比べて高めの値になっている傾向が見て取れる．
図 2.10.2-3 に示した AP-C 測線では，MT 法による比抵抗断面図 a)では，3 つの低比抵抗帯として解析されており，比抵抗不連続線として抽出されている．一方，AEM による比抵抗断面図 b)
では 1 つの低比抵抗層のように解析されている。図 a)で明瞭に認められる智恵ノ沢直下の低比抵抗帯は図 b)では捉えられていない．図から明瞭には判別できないものの，この智恵ノ沢直下の低比抵抗帯は大部分が EM1DTM の DoI よりも深い領域に位置していることから，HELITEM システ
ムの可探深度よりも深い部分に位置しているようである．図 b)と図 c)を比較すると，分布形状は整合しており，比抵抗値は MT 探査より高く解析されているようである．
図 2.10.2-3 に示した AP-D 測線でも他の２測線と同様の傾向が見られる．MT 探査結果と AEM
探査結果は整合しているが，MT 法の結果では低比抵抗帯が複数のブロックとして解析されているのに対し，AEM では連続した低比抵抗層として解析されている．やや深部にある低比抵抗帯はMT では捉えられているが AEM では捉えられていない．AEM から求めた比抵抗は，MT 法で求めた比抵抗より高めの値になっているようである．

147

既往探査結果

JOGMEC(2016)
探査結果

JOGMEC(2016)
探査結果（凡例調整）

図 2.10.2-2 既往 MT/CSMT 解析結果と JOGMEC（2016）の解析結果の比較（安比地域 AP-B 測線）

148

既往探査結果

JOGMEC(2016)
探査結果

JOGMEC(2016)
探査結果（凡例調整）

図 2.10.2-3 既往 MT/CSMT 解析結果と JOGMEC（2016）の解析結果の比較（安比地域 AP-C 測線）

149

既往探査結果

JOGMEC(2016)
探査結果

JOGMEC(2016)
探査結果（凡例調整）

図 2.10.2-4

既往 MT/CSMT 解析結果と JOGMEC（2016）の解析結果の比較（安比地域 AP-D 測

線）

150

2.10.2.4 調査井内電気検層との比較
前節で述べた AP-C 測線と AP-D 測線の近傍には調査井 N12-AP-1 と N13-AP-2 が掘削され，電気検層が実施されている．両坑井は測線直上には掘削されておらず，N12-AP-1 は AP-D 測線の東
南 300m，N13-AP-2 は AP-D 測線の東南約 500m に位置している．
JOGMEC（2016）では，AP-D 測線の EM1DTM の解析結果とこれら両坑井の電気検層結果を比較している．電気検層の深度分解能と空中電磁法の深度方向の分解能は全く違うため， AEM の解析結果が検層データを平均したようになっているかどうかに着目する必要がある．JOGMEC（2016）に記載されている比較図を図 2.10.2-5 に示す．EM1DTM の解析結果は検層の見掛比抵抗を滑らかにした形状を示しており，概ね整合しているといえる．しかしながら，EM1DTM の解析
結果は，全体的に検層の見掛比抵抗より高めの値にシフトしているように見える．
地表電磁探査の解析結果は，どのようなインバージョンによって得られた比抵抗分布であるか
詳細が不明であり，1 次元解析と 2 次元解析の違いもあるため，MT 法探査結果と AEM 探査結果のどちらが正しいという議論はできない．坑井の電気検層の見掛比抵抗には解析方法の違いによる比抵抗値の差が入り込む余地は無いが，両坑井が測線から数百メートルオフセットした位置に掘削されていることから，比抵抗値のシフトが解析によるものか，測線直下と坑井掘削位置での地質の違いによるものかを明確に判定することは難しい．

図 2.10.2-5 調査坑井の検層データと EM1DTM による解析結果の比較（JOGMEC, 2016）151

2.10.2.5 既往探査結果との比較結果のまとめ
既往の空中電磁探査による見掛比抵抗分布と，HELITEM システムによる解析比抵抗の分布は整合した結果が得られていることが確認された．
既往の地表電磁探査結果（MT／CSMT 法）と，
HELITEM システムで取得したデータを EM1DTMによって解析した結果は，整合するものであることが確認された．
探査手法とインバージョン手法の違いがあるために，
空中電磁法探査結果のほうが側方に滑らかな比抵抗構造となっており，MT／CSMT 法の解析結果から抽出された構造線は空中電磁法では明瞭には認め難い．
当然のことながら可探深度は MT／CSMT 法のほうが深く，MT 法は，空中電磁法では検知できていない構造を捉えている．
JOGMEC（2016）の解析比抵抗値は，既往探査の解析比抵抗値よりも高めの値になっているようである．
JOGMEC（2016）の解析比抵抗値は，調査井の電気検層の結果を滑らかにした値になっているものの，高めの値へシフトしたような特徴が認められた．
といった違いが認められた．

参考文献
JOGMEC（2016）「平成 27 年度地熱ポテンシャル調査のための広域空中物理探査」業務報告書
NEDO（2004）平成 15 年度地熱開発促進調査 C-5

安比地域資源評価（第 4 年次）

NEDO（1987）昭和 61 年度全国地熱資源総合調査（第 2 次）火山性熱水対流系地域タイプ①（ニセコ地域）地質調査成果図集
NEDO（1992）全国地熱資源総合調査（第 3 次）新資源調査手法検討（空中電磁・空中磁気調査）
報告書
NEDO（2001）地熱開発促進調査報告書 No.B-5

武佐岳地域

NEDO（2004）地熱開発促進調査報告書 No.C-5

安比地域

NEDO（2010）地熱開発促進調査開発可能量調査 松尾八幡平地域

1522.10.3 新規解析法結果の検討
時間領域空中電磁探査法法の新規解析法として導入した 1 次元解析ソフトウェア ATEM1D（佐々木 他，2016）を HELITEM データに適用して検討した結果を以下にまとめた．
2.10.3.1 1 次元解析結果の検討（1）比抵抗断面の図化
比抵抗断面は，1 次元解析によって求まった水平多層構造の比抵抗構造から描いた．はじめに，各 測 点 の 測線 で の 水平距 離 ， 各 層の 中 心 深度と 比 抵 抗 を求 め た ．使用 し た 座 標系 は 北緯39.969444°，東経 140.895278°（UTM-X=491056.978m,UTM-Y=4424371.06m）を原点とした ECEF
直交座標である．断面図は測線 AP-B, AP-C, AP-D は 36°，測線 MH-8, MH-9, MH-10 は 129°回転
して Y 軸に投影した座標値で描いた．また，各測点の位置座標から地形標高を地形図（国土地理院

基盤地図情報 5 m メッシュ）から求めて，各層の中心深度を標高に変換して断面図をコンターリングで描いた．比抵抗の色区分に関しては，5～640 Ω･m を対数グラフ上で等間隔となるよ
うに低比抵抗を暖色系，高比抵抗を寒色系として表示した．
（2） 解析結果
測定データ「2489_JOGMEC_Hachimantai_MTLines.csv」には，各測線の往復測定のデータが存在し（図 2.9.1-2，表 2.9.1-1），解析は 1 測線に付き，往路と復路の 2 断面得ることができた．
図 2.10.3.1-1～6 に比抵抗断面図を示す．各断面図は，往路と復路の解析断面を上段と下段に分けて示した．往路と復路から解析した断面は，測定データや解析の品質を判断するのに重要であると考える．もし，それらの品質が高ければ，再現性が成立して両断面は類似する．
以下，両断面の再現性を中心に各断面の比抵抗分布状況について表 2.10.3.1-1，表 2.10.3.1-2 にまとめた．その結果，深部（深度 200～300m 以深）の比抵抗分布には再現性が低い部分があるが，全体的な比抵抗分布と表層部の比抵抗分布の再現性は良好であった．
（3） 既往解析法結果および既存調査結果との比較① 既往解析法結果との比較
図 2.10.3.1-7～12 に既往解析法結果と新規解析法結果を比較した比抵抗断面図を示す．各図は上から既往解析法結果（EM Flow，EM1DTM ソフトでの解析結果），最下部に新規解析法結果（ATEM1D ソフトでの解析結果）を示す．
EM Flow の比抵抗断面図では表層部に白抜きされた部分が存在する．これは比抵抗値が不定な領域であり，比抵抗値の値は「-9999.99」で埋められていた．その下部は初期値（2000 Ω･m）がそのまま残る部分（青色）があった．また，深部にも初期値がそのまま残る部分があった．EM Flowの比抵抗断面図では，このような状況が，そのまま図化されているために断面図としては不自然に感じられる．しかし，低比抵抗の分布は，新規解析の比抵抗構造と良い整合性を示した．一方，
EM1DTM の解析結果は，他の 2 断面と比較すると，全体的に平滑化されているような状況にあるが，大局的には同様な比抵抗分布を示した．その差は，測定値と解析値のフィッテングや平滑化の違いなどに起因すると考えられ，解析時の各種変数の設定値に依存すると考えられる．

153

図 2.10.3.1-1 新規解析法 ATM1D による解析比抵抗断面（AP-B 測線）

図 2.10.3.1-2 新規解析法 ATM1D による解析比抵抗断面（AP-C 測線）
154図 2.10.3.1-3 新規解析法 ATM1D による解析比抵抗断面（AP-D 測線）

図 2.10.3.1-4 新規解析法 ATM1D による解析比抵抗断面（MH-8 測線）

155図 2.10.3.1-5 新規解析法 ATM1D による解析比抵抗断面（MH-9 測線）

図 2.10.3.1-6 新規解析法 ATM1D による解析比抵抗断面（MH-10 測線）
156表 10.3.1-1 往復データの解析から求まった比抵抗分布状況の再現性（AP-B～D 測線）
測線

AP-B

AP-C

AP-D

比抵抗分布状況
総合全体
浅部（< 200m）
深部(> 200m)
表層に高比抵抗，その下 表層の高比抵抗層の層厚 断面図中央より左側の低 深部の比抵抗分布には再に低比抵抗，さらに，そ は断面図の中央付近で薄 比抵抗層，その下部の高 現 性 が 低 い 部 分 が あ るの下部で比抵抗が上昇す くなり，断面図の左側で 比抵抗層の比抵抗分布の が，全体的な比抵抗分布
る 3 層構造の比抵抗分布 厚くなる．その層厚の変 再現性は低い．
と表層部の比抵抗分布は
状況は再現する．
化状況は再現する．
再現する．
表層に高比抵抗が分布し 表層の高比抵抗層は断面 可探深度以深，そして断 深部の比抵抗分布には再て，その下は比抵抗が低 図の左側では厚く，地形 面 図 左 端 ， 水 平 距 離 現 性 が 低 い 部 分 が あ る
下する．さらに，その下 的に窪む部分では薄くな -1000m 付近の高比抵抗， が，全体的な比抵抗分布部では比抵抗が上昇する る，そして断面図の中央 -250～0m 付近の高い比抵 と表層部の比抵抗分布は
3 層構造の比抵抗分布状 付近に低比抵抗が分布す 抗の分布状況に再現性は 再現する．
低い．
況，そして断面図中央に る状況は再現する．
低比抵抗が分布する状況は再現する．
表層に高比抵抗が分布し 表層の高比抵抗層は断面 断 面 図 左 側 ， 水 平 距 離 深部の比抵抗分布には再て，その下は比抵抗が低 図の両側では厚く，断面 -1500～-500m 付近の高比 現性が低い部分が高比抵下する．さらに，その下 図の中央，水平距離-1000 抵抗の分布状況に再現性 抗部分に認められるが，部では比抵抗が上昇する ～750m 付近では薄くな は低い．しかし，可探深 全体的な比抵抗分布と表3 層構造の比抵抗分布状 る，そして断面図の中央 度以深でも，断面図中央 層部の比抵抗分布は再現
況，そして，断面図中央 付近，水平距離 0～1000m 付 近 ， 水 平 距 離 -250 ～ する．また，断面図中央には，著しく低い低比抵 付近には著くい低い低比 1000m 付近の低比抵抗の の著しい低比抵抗層とそ抗層が分布する状況は再 抵抗が分布する状況は再 分布状況は再現する．
の下部では可探深度以深
現する．
現する．
でも再現する．

表 10.3.1-2 往復データの解析から求まった比抵抗分布状況の再現性（MH-8～10 測線）
比抵抗分布状況
総合全体
浅部（< 200m）
深部(> 200m)
表 層 ， 特 に 水 平 距 離 断面図の水平距離 2500m 可探深度以深，特に，断 全体的な比抵抗分布と表2500m 付近の山体が高比 付近の山体が高比抵抗で 面図中央より右側，水平 層部の比抵抗分布は再現
抵抗，その下の比抵抗境 あり，平坦部では表層の 距離 3000～4000m 付近の する．可探深度以深の比
界は断面図中央に傾斜， 高比抵抗層は薄くなる． 低比抵抗層の比抵抗分布 抵抗分布には再現性が低
そ の 下 で は 比 抵 抗 が 低 その下の低比抵抗層は比 状況は再現しない．
い部分がある．上側断面
下，さらに，その下部で 抵抗値が少し異なるが，の水平距離 3500m 以降でMH-8は比抵抗が上昇する 3 層 そ の 分 布 状 況 は 再 現 すは，対地高度が 200m を超構造の比抵抗分布状況は る．
えた測定であった．この再現する．
地区では低比抵抗の値に違いはあるが，低比抵抗
層が水平に分布する傾向は再現する．
表層に高比抵抗，その下 表層の高比抵抗層は断面 可探深度付近，あるいは 比抵抗分布に再現性が低では比抵抗が低下，その 図の左側の山体部では厚 以深では断面図中央付近 い部分が可探深度付近，
下部では比抵抗が上昇す く，地形的に窪む部分で 右側の水平距離 3500m 付 あるいは，それ以深の一MH-9る 3 層構造の比抵抗分布 は薄くなる傾向が再現す 近の低比抵抗の分布状況 部に認められが，全体的状況は再現する．
る．
は再現しない．
な比抵抗分布と表層部の比抵抗分布は再現する．
表層に高比抵抗，その下 表層の高比抵抗層は断面 断面図中央より右側の可 比抵抗分布に再現性が低では比抵抗が低下，さら 図の右側では厚く，左側 探深度付近，およびその い部分が可探深度付近，に，その下部では比抵抗 では薄くなる傾向は再現 深部の高比抵抗の分布状 およびその深部の高比抵が上昇する 3 層構造の比 する．そして低比抵抗層 況は再現性が低い．
抗に認められが，全体的MH-10
抵 抗 分 布 状 況 は 再 現 す の分布は，その層厚が異な比抵抗分布と表層部のる．
なるが，層状に断面図の比抵抗分布は再現する．
左右に分かれ分布する状況が再現する．
測線157

図 2.10.3.1-7 既往解析手法と新規解析法 ATM1D による解析比抵抗断面の比較（AP-B 測線）

158図 2.10.3.1-8 既往解析手法と新規解析法 ATM1D による解析比抵抗断面の比較（AP-C 測線）

図 2.10.3.1-9 既往解析手法と新規解析法 ATM1D による解析比抵抗断面の比較（AP-D 測線）
159図 2.10.3.1-10 既往解析手法と新規解析法 ATM1D による解析比抵抗断面の比較（MH-8 測線）

図 2.10.3.1-11 既往解析手法と新規解析法 ATM1D による解析比抵抗断面の比較（MH-9 測線）
160図 2.10.3.1-12 既往解析手法と新規解析法 ATM1D による解析比抵抗断面の比較（MH-10 測線）② 既存電磁探査法結果との比較
空中電磁探査法の結果を地上電磁探査法の結果と比較することを試みた．
MT 法探査及び CSMT
法探査による 2 次元解析比抵抗断面（NEDO, 2004），（NEDO, 2010）の数値データが入手できな
いとのことから，「平成 18 年度 地熱開発促進調査（調査 C-2 八幡平地域）」の電磁探査法（CSAMT探査，TDEM 探査）結果と比較した．この電磁探査法の結果は数値データが公開されており，
CSAMT 探査と TDEM 探査のジョイント 1 次元解析が行われていた．
TDEM 探査は地上に敷設された送信源からの電磁波の過渡応答から解析する方法であり，突然に電磁場を遮断した時に大地が発生する 2 次磁場から大地の比抵抗構造を解析する手法は，今回の時間領域空中電磁探査法と類似する．また，MT 探査の比抵抗解析時に問題とされているスタ
ティックシフト（「大地の極浅部の局所的な比抵抗異常」あるいは「急峻地形の境界」で見掛比抵抗曲線が平行移動する状況であり解析時に比抵抗構造が歪む）は，それを生じない TDEM 探査の測定データとのジョイント解析の時に補正されている．このような状況から，今回の空中電磁探査法の結果と比較するには最適と考えた．
空中電磁探査法とジョイント解析の比較は，両者の測線が重なる空中電磁探査法の測線 MH-8とジョイント解析の測線 A で行った（図 2.10.3.1-13）．

161

図 2.10.3.1-13 既往解析手法と新規解析法 ATM1D による解析比抵抗断面と既往 CSAMT/TDEM ジョイント解析との比較（MH-8 測線）

162その結果，空中電磁探査法の比抵抗断面は地上電磁探査法のそれと比較して，全体的にコントラスト（比抵抗変化）が少ない。しかし，両者の探査結果は表層から高，低，高比抵抗の 3 層構造を示すこと，そして，低比抵抗層が水平層で連続性良く分布する状況が整合した．
地上電磁探査法の比抵抗断面のコントラストが明瞭であった理由は，地上での測定は，地表から 50～100 m 離れた空中での測定に比べて，大地の比抵抗構造に対する感度が高いためであると類推できる．これは探査手法が異なることにも起因するが，空中電磁探査法でも低空飛行で測定を行った方が 2 次磁場の電磁応答が強く，大地の比抵抗構造がより明瞭になることと同じと考えられる．
③

電気検層結果との比較
測線 AP-D の両側に調査井 N12-AP-1, N13-AP-2 が存在する（図 2.9.1-2 参照）．掘削距離は

N12-AP-1 は 2000m（鉛直深度 1758.91m）であり, N13-AP-2 は 1887m（鉛直深度 1654.11m）であった．これらの調査井では，電気検層が行われており，電極間隔 1m のノルマル（normal）法の結果と新規解析法（ATEM1D）で得られた可探深度（深度 300～400m）までの比抵抗値を断面図上に投影して比較した（図 2.10.3.1-14）．その結果，ATEM1D で求まった比抵抗値は電気検層のそれよりも大きいが，浅部で比抵抗値が高く，深部に行くに従い比抵抗値が低下する状況が類似した．
電気検層の比抵抗値は，孔内水の影響により大地の真の比抵抗より小さくなることが十分に考えられる．今回，そのような状況にあった可能性もあり，空中電磁探査法の結果は，可探深度までは大地の比抵抗分布を反映した結果であると考えられる．

図 2.10.3.1-14 ATM1D による解析結果と調査井での電気検層結果との比較
163

参考文献
杉本智彦（2004）カシミ－ル 3D，大日本印刷（株）出版．
NEDO（2004）地熱開発促進調査報告書 No.C-5 安比地域．
NEDO（2007）地熱開発促進調査報告書（第 1 次）No.C-2-8 八幡平地域．
NEDO（2010）地熱開発促進調査開発可能量調査．
佐々木裕・城森明・結城洋一・茂木透（2016）時間領域空中電磁法のモデリングとインバージョ
ン,第 134 回物理探査学会学術講演会講演論文集．
JOGMEC（2016）「平成 27 年度地熱ポテンシャル調査のための広域空中物理探査」業務報告書．

164

10.3.2 3 次元解析結果の検討
新規解析法として使用した 3 次元解析ソフトは TechnoImaging 社 EMVision®である．この理論的背景およびアルゴリズムは前節で述べた通りである．
（１） 解析結果
測定データ「2489_JOGMEC_Hachimantai_MTLines.csv」を用い，以下の 3 次元解析を行った．なお，
解析には B（磁束）データを使用した．また，磁束データの Z および X 成分を使用し，Y 成分に関してはノイズレベルが高いと判断されたため，解析には使用していない．
〇 北西ブロック（測線 AP-B，AP-C，AP-D を含む）
a.

飛行方向：北東→南西のデータ
i. Z 成分のみ
ii. Z および X 成分

b. 飛行方向：南西→北東のデータ
i. Z 成分のみ
ii. Z および X 成分
〇 南東ブロック（測線 MH-8，MH-9，MH-10 を含む）
c.

飛行方向：北西→南東のデータ
i. Z 成分のみ
ii. Z および X 成分d.

飛行方向：南東 →北西のデータ
i. Z 成分のみ
ii. Z および X 成分

〇 広域ブロック
上記 2 ブロックを含む広域データ（図 10.3.2- 31 を参照）
i. Z 成分のみ
ii. Z および X 成分165

① 北西ブロック解析結果
3 次元解析に用いたパラメターは以下の通りである．なお，3 次元解析では測線が X 軸とおおよそ平行となるように座標系を回転している．
・ 解析領域：5,700 m×3,050 m ×530 m
・ モデル分割（セルサイズ）
水平方向：30 m (in-line) ×50 m
鉛直方向：3 m 〜70 m（計 18 セル，セルサイズは対数軸上でおおよそ等間隔となるように増加）・ データ：送信電流遮断後の 26 チャンネル
図 10.3.2- 1〜3 はそれぞれ測線 AP-B，AP-C，AP-Dで測定された Bz および Bx を示している．図の左側には飛行方向が北東→南西，右側には飛行方向が南西→北東のデータが示されている．

図 10.3.2- 1 観測データ（測線 AP-B）

166

図 10.3. 2- 2 観測データ（測線 AP-C）

図 10.3.2- 3 観測データ（測線 AP-D）

167

これらの図で示されている通り，飛行方向によって観測されたデータ（Z および X 成分ともに）には差異が見られるため，解析の結果得られる比抵抗構造にも違いが見られると予想される．しかし，実際の地下比抵抗構造は一つであるので，当然観測データは飛行方向に依存せず同様である必要があ
る．飛行方向の違いによって観測データに違いが生ずる原因の一つとして風などの影響による送信ループの傾斜（水平と仮定されている）があり，これを測定してデータ処理に利用することが望まれる．
特に X（および Y）成分は Z 成分と比較して振幅が小さいので，送信ループが傾斜した場合，Z 成分（1 次場）が混入することによって，大きく歪められることになる．理論的には水平成分の磁場を用いることによってモデルの（特に水平方向の）分解能が向上するので，この意味でも適切なデータ処理方法の確立が望まれる．
図 10.3.2- 4〜15 は 3 次元解析の結果得られた 3 次元比抵抗モデルの各測線下の断面図を示している．
上述の通り，飛行方向の違いによってデータが異なるため，解析の結果得られた比抵抗モデルにも違いが生じている．

168

図 10.3.2- 4 比抵抗断面図（測線 AP-B；飛行方向：北東 南西；Z 成分のみ）

図 10.3.2- 5 比抵抗断面図（測線 AP-B；飛行方向：南西 北東；Z 成分のみ）

169

図 10.3.2- 6 比抵抗断面図（測線 AP-B；飛行方向：北東 南西；Z および X 成分）

図 10.3.2- 7 比抵抗断面図（測線 AP-B；飛行方向：南西 北東；Z および X 成分）

170

図 10.3.2- 8 比抵抗断面図（測線 AP-C；飛行方向：北東 南西；Z 成分のみ）

図 10.3.2- 9 比抵抗断面図（測線 AP-C；飛行方向：南西 北東；Z 成分のみ）

171

図 10.3.2- 10 比抵抗断面図（測線 AP-C；飛行方向：北東 南西；Z および X 成分）

図 10.3.2- 11 比抵抗断面図（測線 AP-C；飛行方向：南西 北東；Z および X 成分）

172図 10.3.2- 12 比抵抗断面図（測線 AP-D；飛行方向：北東 南西；Z 成分のみ）

図 10.3.2- 13 比抵抗断面図（測線 AP-D；飛行方向：南西 北東；Z 成分のみ）

173

図 10.3.2- 14 比抵抗断面図（測線 AP-D；飛行方向：北東 南西；Z および X 成分）

図 10.3.2- 15 比抵抗断面図（測線 AP-D；飛行方向：南西 北東；Z および X 成分）

174

② 南東ブロック解析結果
3 次元解析に用いたパラメターは以下の通りである．なお，3 次元解析では測線が X 軸とおおよそ平行となるように座標系を回転している．
・ 解析領域：5,250 m ×2,600 m ×530 m
・ モデル分割（セルサイズ）
水平方向：30 m (in-line) ×50 m
鉛直方向：3 m 〜70 m（計 18 セル，セルサイズは対数軸上でおおよそ等間隔となるように増加）・ データ：送信電流遮断後の 26 チャンネル
図 10.3.2- 16〜18 はそれぞれ測線 MH-8，MH-9，MH-10 で測定された Bz および Bx を示している．
図の左側には飛行方向が北西→南東，右側には飛行方向が南東→北西のデータが示されている．

図 10.3.2- 16 観測データ（測線 MH-8）

175

図 10.3.2- 17 観測データ（測線 MH-9）

図 10.3.2- 18 観測データ（測線 MH-10）
北西ブロックの場合と同様に，飛行方向によって観測されたデータ（Z および X 成分ともに）には差異が見られる．図 10.3.2- 19〜30 は 3 次元解析の結果得られた 3 次元比抵抗モデルの各測線下の断面図を示している．

176

図 10.3.2- 19 比抵抗断面図（測線 MH-8；飛行方向：北西 南東；Z 成分のみ）

図 10.3.2- 20 比抵抗断面図（測線 MH-8；飛行方向：南東 北西；Z 成分のみ）

177

図 10.3.2- 21 比抵抗断面図（測線 MH-8；飛行方向：北西 南東；Z および X 成分）

図 10.3.2- 22 比抵抗断面図（測線 MH-8；飛行方向：南東 北西；Z および X 成分）

178

図 10.3.2- 23 比抵抗断面図（測線 MH-9；飛行方向：北西 南東；Z 成分のみ）

図 10.3.2- 24 比抵抗断面図（測線 MH-9；飛行方向：南東 北西；Z 成分のみ）

179

図 10.3.2- 25 比抵抗断面図（測線 MH-9；飛行方向：北西 南東；Z および X 成分）

図 10.3.2- 26 比抵抗断面図（測線 MH-9；飛行方向：南東 北西；Z および X 成分）

180

図 10.3.2- 27 比抵抗断面図（測線 MH-10；飛行方向：北西 南東；Z 成分のみ）

図 10.3.2- 28 比抵抗断面図（測線 MH-10；飛行方向：南東 北西；Z 成分のみ）

181

図 10.3.2- 29 比抵抗断面図（測線 MH-10；飛行方向：北西 南東；Z および X 成分）

図 10.3.2- 30 比抵抗断面図（測線 MH-10；飛行方向：南東 北西；Z および X 成分）

182

③ 広域ブロック解析結果
比較として，広域データ（黄色点のみ）を用いて 3 次元解析を行った．図 10.3.2- 31 は用いたデー
タの範囲を示している．

AP-C

AP-D

AP-B

MH-8

MH-9 MH-10

図 10.3.2- 31 広域 HELITEM データ（黄色点）
3 次元解析に用いたパラメターは以下の通りである．なお，3 次元解析では測線が X 軸とおおよそ平行となるように座標系を回転している．
・ 解析領域：9,570 m×6,210 m ×530 m
・ モデル分割（セルサイズ）
水平方向：30 m (in-line) ×30 m
鉛直方向：3 m 〜70 m（計 18 セル，セルサイズは対数軸上でおおよそ等間隔となるように増加）・ データ：送信電流遮断後の 26 チャンネル（Z 成分のみ，Z および X 成分）
図 10.3.2- 32〜43 は 3 次元解析の結果得られた 3 次元比抵抗モデルの各測線下の断面図を示している．Z 成分のみを用いた場合と Z および X 成分を用いた場合に得られた比抵抗モデルは大局的には似たものとなっているが，解析上は X 成分を用いた場合の方が水平方向の分解能が高い（縦型の構造をより良く検出できる）傾向があることが分かっている．

183

図 10.3.2- 32 比抵抗断面図（測線 AP-B；Z 成分のみ）

図 10.3.2- 33 比抵抗断面図（測線 AP-B；Z および X 成分）

184

図 10.3.2- 34 比抵抗断面図（測線 AP-C；Z 成分のみ）

図 10.3.2- 35 比抵抗断面図（測線 AP-C；Z および X 成分）

185

図 10.3.2- 36 比抵抗断面図（測線 AP-D；Z 成分のみ）

図 10.3.2- 37 比抵抗断面図（測線 AP-D；Z および X 成分）

186

図 10.3.2- 38 比抵抗断面図（測線 MH-8；Z 成分のみ）

図 10.3.2- 39 比抵抗断面図（測線 MH-8；Z および X 成分）

187

図 10.3.2- 40 比抵抗断面図（測線 MH-9；Z 成分のみ）

図 10.3.2- 41 比抵抗断面図（測線 MH-9；Z および X 成分）

188

図 10.3.2- 42 比抵抗断面図（測線 MH-10；Z 成分のみ）

図 10.3.2- 43 比抵抗断面図（測線 MH-10；Z および X 成分）

189

以上の解析結果をまとめ，そして検討すると以下のようになる．
3 次元解析に使用したデータは Bx （水平磁束）， Bz（鉛直磁束）データである．「北西ブロック」と「南東ブロック」の解析では往路と復路の 2 種のデータについて比抵抗構造を求めた．また，「広域ブロック」では広域データにより比抵抗構造を求めた．
その結果，「北西ブロック」と「南東ブロック」の解析では往路と復路の 2 種の比抵抗断面に違いがあった．また，Bz のみの場合と Bx と Bz を使用した場合にも比抵抗断面に違いがあった．

これらの原因として，観測データは飛行方向に依存せず同様である必要があるが，実際には異なっていることにより比抵抗断面が異なった可能性があると類推した．
観測データに違いを生じる原因としては，以下の項目が挙げられる．
ⅰ）送信ループ，受信センサの傾斜（データなし．データが存在すれば解析で考慮することができる．）
ⅱ）送信ループ，受信センサの位置関係の違い（データが存在する．解析で考慮される．）
ⅲ）飛行高度（データが存在する．解析で考慮される．）
ⅳ）磁束データの低周波数項（データが存在する．しかしその具体的方法は未知である．）
ⅳ）については，測定はコイルにより行われているため測定データは磁束（B）の時間微分値（dB/dt）で得られると考えられる．よって，磁束データ（B）は測定データ（dB/dt）の時間積分により求められたと考えられる。しかし，時間積分した場合，積分定数に相当する直流項，実際には低周波数項を推定あるいは別途測定する必要がある．その推定誤差が観測データに違いを生じさせる可能性が大きい．この部分のデータ処理は生データからの検討を行わなければ判別できない．
したがって，上記，ⅰ）とⅳ）が「北西ブロック」と「南東ブロック」の解析では往路と復路の2 種の比抵抗断面に違いを生じさせた要因であったと考えられる．また，他の原因として，3 次元解
析では周囲のデータも考慮されるため，データ密度が重要となる．そこで，「広域ブロック」の解析
では，より多くの周囲の測定データを使用して解析した．その結果，Bz のみの場合と Bx と Bz を使用した場合の比抵抗断面は整合した．したがって，「広域ブロック」の解析結果を本研究の 3 次元解
析の結果と判断して，以降の 1 次元解析および既存調査結果との比較では，広域ブロックの 3 次

元解析結果と比較検討した。

190

（２）1 次元解析結果および既存調査結果との比較① 1 次元解析結果（ATEM1D）との比較
1 次元解析と 3 次元解析を比較した比抵抗断面図を図 10.3.2- 44〜49 に示す．
3 次元解析の結果図は Z 成分の磁束データ(Bz)を使用して広域ブロックの解析を行った比抵抗断面図である．一方，1 次元解析は Z 成分の時間微分の磁束データ(dBz/dt)を使用して解析を行った比抵抗断面図である．このように両者の解析に使用されたデータの性状が異なる．また，3 次元解析は地形，あるいは，ある領域の複数の測定データが考慮されて比抵抗構造が解析されているのに対して，
1 次元解析では，地形は考慮されず各点の測定データから大地が水平多層構造と仮定した場合の比抵抗構造を解析して，それらを並べてコンターリングを行い疑似断面図としている．
本研究では，両者の断面図が等しいか否かを議論するのが目的ではなく，比較的，解析が簡便な 1次元解析が，地形などの歪みをどれほど含むのか，また，1 次元解析の比抵抗断面図を利用する際，その留意点を 3 次元解析の比抵抗断面図を含めて検討するための一資料とした．
その結果，1 次元解析と 3 次元解析の比抵抗断面図を見ると，3 次元解析の比抵抗断面図は 1 次元解析のそれらと比較して，全体的に平滑化された状況に見える．この原因の一つは，3 次元解析は 1
次元解析よりも解析モデルやデータ密度が粗いためであるとも考えられる．しかし，大きく見て低比
抵抗，高比抵抗の位置に関しては整合する．また，1 次元解析の地形の影響を見るために，測線 MH8, MH-9（図 10.3.2- 47,48）の山体下部の比抵抗を比較すると，3 次元解析の方が比抵抗が高く現れている．この原因が地形による 1 次元解析の比抵抗構造の歪みであるのか，使用した測定データの違いによるのかは定かではない．しかし，その付近に高比抵抗が分布する解釈は 1 次元解析からも読み取れる．
以上のような状況から，1 次元解析の結果が地形などにより，比較的大きな歪みを生じていないようであり，1 次元解析の結果から断面図を作成することに意味があると考える．

② 既存電磁探査結果との比較
空中電磁探査の 3 次元解析の結果を地上電磁探査の結果と比較するために，1 次元解析の図 10.3.113 の一部を 3 次元解析の結果に入れ替えた（図 10.3.2- 50）．
その結果，空中電磁探査の 3 次元解析の比抵抗断面は地上電磁探査のそれと比較して，全体的にコントラスト（比抵抗変化）が少ない．しかし，両者の探査結果は，3 次元解析の比抵抗断面の水平距
離 2000〜3250m 付近では，主に表層から高，低，高比抵抗の 3 層構造を示す状況が整合した．3 次元
解析の比抵抗断面図の水平距離 3250m付近より測線末端部では低比抵抗層が現れていない．ここで地上電磁探査は 1 次元解析であることに留意する必要があるが，この原因の一つとして，この測線（MH-8）の末端部では測線周辺の測点が少なくなる，すなわち測定データが少ないことが挙げられる（図 10.3.2- 31 参照）．

191

3 次元解析 (広域ブロック，Z 成分のみ，解析ソフト EMVision®)

1 次元解析（矢印は飛行方向，解析ソフト ATEM1D）

図 10.3.2-44 3 次元解析と 1 次元解析の比較比抵抗断面図（測線 AP-B）

192

3 次元解析 (広域ブロック，Z 成分のみ，解析ソフト EMVision®)

1 次元解析（矢印は飛行方向，解析ソフト ATEM1D）

図 10.3.2-45 3 次元解析と 1 次元解析の比較比抵抗断面図（測線 AP-C）

193

3 次元解析 (広域ブロック，Z 成分のみ，解析ソフト EMVision®)

1 次元解析（矢印は飛行方向，解析ソフト ATEM1D）

図 10.3.2-46 3 次元解析と 1 次元解析の比較比抵抗断面図（測線 AP-D）

194

3 次元解析 (広域ブロック，Z 成分のみ，解析ソフト EMVision®)

1 次元解析（矢印は飛行方向，解析ソフト ATEM1D）

図 10.3.2-47 3 次元解析と 1 次元解析の比較比抵抗断面図（測線 MH-8）

195

3 次元解析 (広域ブロック，Z 成分のみ，解析ソフト EMVision®)

1 次元解析（矢印は飛行方向，解析ソフト ATEM1D）

図 10.3.2-48 3 次元解析と 1 次元解析の比較比抵抗断面図（測線 MH-9）

196

3 次元解析 (広域ブロック，Z 成分のみ，解析ソフト EMVision®)

1 次元解析（矢印は飛行方向，解析ソフト ATEM1D）

図 10.3.2-49 3 次元解析と 1 次元解析の比較比抵抗断面図（測線 MH-10）

197

図 2.10.3.2- 50 1 次元解析，3 次元解析，地上探査の比抵抗断面比較（測線Ａと測線 MH-8）

198

③ 電気検層結果との比較
調査域には調査井（N12-AP-1 および N13-AP-2）が存在する（図 10.3.2- 51）．

AP-C

AP-D

AP-B

MH-8

MH-9 MH-10

図 10.3.2- 51 調査井位置図
それぞれの調査井の軌跡上にあるセルの比抵抗値（広域データを 3 次元解析して得られた値；Z お
よび X 成分，および Z 成分のみ）を抽出して，電気検層の結果と比較した．図 10.3.2- 52，53 はそれ
ぞれ調査井 N12-AP-1，N13-AP-2 での電気検層結果との比較を示している．3 次元解析の結果は電気検層の結果と同様の傾向をもつことがわかる．

199

図 10.3.2- 44 電気検層（N12-AP-1）と 3 次元解析結果（広域ブロック）の比較

200

図 10.3.2- 53 電気検層（N13-AP-2）と 3 次元解析結果（広域ブロック）の比較

201

2.11 まとめと提案
2.11.1 本章のまとめ
本章では，前半の 2.1 節から 2.8 節では時間領域空中電磁探査法の原理，測定システム，探査方法，取得されたデータの解析法の記載，検討が行われた．得られたデータから地下比抵抗構造を得るインバージョン法については，2.9 節において検討された．八幡平地域で得られたテスト
データに対して，検討されたインバージョン法を適用し，得られた比抵抗構造を地表電磁探査の結果や坑井内電気検層の比較した結果が 2.10 節で記載された．
前半部分のそれぞれの段階での重要な点や問題点は，2.8 節に記載されているので，ここでは2.9，2.10 節について述べる．ここでは，層構造を仮定した 1 次元インバージョン法として，
EMFlow，
EM1DTM，ATEM1D を対象としてそれぞれの特徴を示し，実際，同じデータセットに対してインバージョンを行った結果が比較された．EM1DTM に対しては構造の平滑化を左右するトレードオ
フパラメータの決め方による結果の違いも検討された．結果として，どの方法も大局的には同じような比抵抗構造が得られたが，下記のような特徴が認められた．
① EMFlow は地表や深部でやや極端に変化する構造を与えること，特に地表付近は正確には求
まらない，データのエラーが考慮できないといった性質がある② EM1DTM はトレードオフパラメータの与え方によって比抵抗構造が異なることがあるが，深部まで滑らかな構造を与える特徴をもつこと③ ATEM1D は，適度に構造の比抵抗コントラストが得られる特徴を持つこと
また，CSMT 探査との結果と比較すると，地表の高比抵抗層がやや薄くなること，しかし，その分布は詳しく表現されていること，その下の低比抵抗構造の比抵抗値は大きくなっているという結果が得られた．電気検層結果との比較では，表層の高比抵抗層はやや大きめに求まっているが，その下の低比抵抗層の比抵抗値はほぼ一致している．以上のように，この地域では 1 次元イ
ンバージョン結果でも妥当な比抵抗構造が求められている．
今回，この八幡平地域の 3 測線のデータを用いて 3 次元インバージョンも試された．その結果によると，1 次元インバージョンの結果ではほぼ均一に低比抵抗層が広がっているような構造が得られていたが，3 次元インバージョン結果ではその層の中にも比抵抗値の変化が見られることが示された．
特に，山体下部では 1 次元では低比抵抗層が広がっているように解析されているが，3 次元では高比抵抗域になっていることが多く，1 次元では地形の影響により構造が正しく得られていない可能性がある．
以上をまとめると，1 次元インバージョンでは，EMFlow により速やかに比抵抗値が得られた
が，それはデータの質が考慮されていないので，時間はかかるが EM1DTM や ATEM1D を使うことが望ましい．地形の険しい所ではその影響が 1 次元インバージョンでは考慮できないので，3次元インバージョンが望ましい．
2.11.2 地熱探査へ適用するための提言
地熱貯留層は，一般に地下深部の熱源，その上に発達する地表から流下する水と深部からの流体が混合してできる地熱貯留層およびその上部に形成される不透水性のキャップロック層からなる．大霧地熱地域の比抵抗構造を基にした MT 法で得られた標準的な比抵抗構造を図 2.11-1 に示す．貯留層は深度 1000 m 以深に存在し，低比抵抗を示す Clay Cap（キャップロック層）は地表
202

付近から深度 500 m 位までに分布し，貯留層の真上では Clay Cap が浅くなっている．今回検討した時間領域空中電磁探査法の可探深度は 300 m 程度であるが，キャップロック層の上部であれば検出できることを示している．従って，時間領域空中電磁探査法で低比抵抗構造が得られたとこ
ろで，断層や変質帯の分布と比較して，キャップロックの分布の可能性を考えることができる．

図 2.11-1 標準的地熱地域の比抵抗構造（Uchida，2005）
一方，数百メートルまでの浅部の構造が詳細に得られる特徴を利用して，もっと深部の構造が得られる地表電磁探査法や MT 法との協調により，浅部から深部までの構造を求める方法が考えられる．図 2.11-2 は，HELITEM のデータと地表電磁法のデータを合わせて 3 次元インバージョンを行い，深部の鉱床探査を行った例である（Yang and Oldenburg，2013）．HELITEM だけでは深部の構造をとらえられていないが，地表電磁法と組み合わせることにより，深部の構造も詳細に表すことができることがわかる．

図 2.11-2 HELITEM と地表電磁法それぞれを解析した比抵抗構造とジョイント解析した比抵抗構造（Yang and Oldenberg，2013）203このように，空中電磁探査法は地熱調査の中で位置づけられると考えられるが，本章で検討されたように，データの取得，処理，解析等にはいろいろな問題が明らかになった．それを基に，地熱開発ためのデータとして使いたいと思う人のために，与えられるデータでどこまで質をチェックできるか，エラーのあるデータを検出するか，そのうえでどのような仕様でインバージョンを行ったらよいのか，といった空中電磁探査法解析指針を作成する必要がある．
参考文献
Uchida, T.（2005）Three-Dimensional Magnetotelluric Investigation in Geothermal Fields in Japan andIndonesia, Proceedings World Geothermal Congress 2005, 24-29．
Yang, D. and D. W. Oldenberg （2013）3D conductivity models of Lalor Lake VMS deposit from groundloop and airborne EM data sets, 23rd International Geophysical Conference and Exhibition, ASEG．

204

3. 空中磁気探査
3.1 探査原理
ここでは，まず中塚（2016a）をもとに磁気探査の歴史について述べる．
日本における物理探査は，1919 年に京都帝国大学の山田賀一が磁鉄鉱床の磁気探査を行ったのが最初とされる（物理探鑛技術協會，1948）．磁場の空間分布の調査（磁気測量）については，地質調査所（現 産総研）の前身である農商務省勧農局地質課に所属した Schütt が，1880 年に関東山地から箱根にかけての調査を行ったのが日本で最初と考えられ，それ以後，1882 年創立初期の農商務省地質調査所や 1887 年以後の東京帝国大学で磁気測量を実施しており，地質構造との対応が考察されるようになる．物理探査の視点で京都帝国大学で磁気測定を始めたのは，磁鉄鉱床探査の試験であった．この時代の磁気探査は，鉄鉱床探査以外にはあまり用いられなかった．磁力計の感度が今日ほど高くなかったためでもあるが，地表での磁気探査では，鉄製の人工構造物や磁性をもった岩塊による局所的なノイズ磁場の影響が大きく，地下構造を反映した磁気異常を正確に捉えることが困難なためでもあったであろう．
空中での磁場測定は，1910 年に Edelmann が鉛直磁力計を気球に乗せて測定したとされている（安達，1971）が，探鉱を目的としたものでは，1936 年に Logachev が Kursk の鉄鉱床で測定を行ったのが最初とみられる（陶山，1968）．この測定の感度はよくなかったが，新たに開発されたフラックスゲート磁力計にサーボ機構を取りつけて，直交 2 方向の磁場が零になるように制御し，第 3 のフラックスゲートで全磁力を測定する空中磁力計の開発がすすめられ，全磁力測定を 1 nT
程度の高感度で行う空中磁力計が開発されるに及んで，1946 年頃から空中磁気探査が実用化された．さらに，1956 年にはプロトン磁力計が開発されて，動揺が避けられない空中での精度の高い測定が行えるようになり，空中磁気探査が広く普及することとなった．その後も，電子技術の発展と相まって，新しい光ポンピング磁力計も開発され，空中磁気探査の飛躍的発展へと進んだ．
空中探査では，磁場の精密測定と並んでその測定位置の正確な計測が重要であるが，往時の空中磁気探査では，時々刻々の空中での正確な位置を求めることが大きな課題であり，様々な手法
で位置精度の向上に努力が払われた．しかし，GPS システムの登場とその実用環境が充実した
1990 年代以来，ディファレンシャル GPS 処理などの位置計測技術の進展が極めて大きく，今日では（GPS を含む）GNSS システムの空中探査への利用が常態化し，安定かつ精度の高い位置計
測（高度を含む）に貢献している．

図 3.1-1 空中磁気探査のイメージ（中塚，2016b）
205

《探査理論の基礎》
磁気探査は重力探査と並んで，静的なポテンシャル場の理論を基礎にし，他の種々の物理探査手法がダイナミックな物理現象を基礎にする中で，独特な方法論を用いる手法である．
「静的」とは，「時間変化しない」という意味であるが，現実の磁場・重力測定に時間変化がない訳ではなく，
時間変化しない成分を有用な情報と扱う．重力測定では潮汐(力)補正・地球潮汐効果の取扱いや移動測定時のエトベス補正，磁気探査では地磁気日変化補正・永年変化の取扱いや電磁誘導現象との分別などが必要となる．従って，地域探査で通常必要となる移動観測が，時間変化成分ではなく場所変化成分を連続的に測定する状況にあることが重要である．
そのように取得された連続的測定データは，計測システムに由来するランダムノイズを除いてポテンシャル場の理論体系に則ったデータとなる．
しかし，場の理論は無限に広い空間を扱うが，実データがカバーできる範囲は有限範囲であり，探査の対象ソースも水平距離・深度に有限範囲を考えざるを得ず，現実的にはデータに含まれる傾向面の除去やエッジ効果の混入の考慮が必要となる．
磁気探査・重力探査で静的な場を対象とすることは，いわゆる直流分を計測することを意味する．地球の表面付近での計測においては，優勢な地球磁場・重力場が存在し，探査対象となる地
下構造の影響は，多くの場合，その優勢な場の強度に比して 10 万分の 1 ～100 万分の 1 以下のレベルの議論が必要である．例えば，磁気探査の全磁力測定では 5 万～10 万 nT の強度の全磁力を0.1 nT の桁まで計測できる技術の確立によって実用性が確証された．近年では，本来的にベクトル量である磁場を 3 成分とも測定する試みもあるが，測定系の向きの精密制御を必要としない全磁力測定に比して，測定精度が 2～3 桁低い状況であり，ベクトル測定の優位性を示せる状況には未だ至ってないと見られる．
《磁気異常のソース》
磁気異常は，人工的な構造物等の影響を除けば，地下の岩石の分布状況すなわち地質構造によってつくられている．岩石の磁性は，それに含まれる強磁性鉱物の種類と量によって異なり，磁性鉱物の形状や磁区構造にも関係する．岩石の磁性には，永久磁石の性質をもつ残留磁化と，印加磁場に反応して生じる誘導磁化（帯磁率で示される）があり，その両者とも，堆積岩よりも火成岩が，火成岩の中では珪長質岩よりも苦鉄質岩が高い傾向にある．その帯磁率の図 3.1-2 の横軸は対数軸になっており，磁性の強さは一万倍もの変化を示す．重力探査の基礎になる岩石の密度がせいぜい 2 倍しか変化しないのと対照的である．このことは，磁性の強い岩石を対象とした調査が極めて効果的に行える半面，磁性の弱い岩石の調査は困難であることを意味する．
一方，岩石の磁性はその環境・状態変化によって変化する．一般に強い磁性を持つ火山岩地帯の中で，熱水変質等によって磁性鉱物の酸化・溶脱が進んだところでは， 磁性が著しく低下する
状況が見られ，地下 10 km 位を越えた深部や火山活動で高温になった所では，磁性鉱物のキュリ
ー温度を越えて強磁性を失い，周りとのコントラストを生じる．また，火山活動が収束して冷却すると徐々に再帯磁がおこる．このように，磁気異常は様々な地質現象と結びついて成り立っており，そのデータから種々の地下構造・変動現象を解析できる可能性を有している．

206

図 3.1-2 岩石・鉱物の帯磁率（中塚，2016b）

図 3.1-3 熱磁化曲線の例と Nishitani and Kono (1983) によるチタノマグヘマイトのキュリー点（℃）

キュリー点とは，個々の岩石・鉱物が強磁性を失う温度であり，図 3.1-3 に熱磁化曲線の例とチタノマグヘマイトのキュリー点の研究データ（Nishitani and Kono, 1983）を示している．熱磁化曲線の例では，岩石が加熱されたとき，キュリー点に至る以前から磁化強度の減少が始まって，
キュリー点で急激に強磁性を失い，その温度が 550℃であったことが読み取れる．また，チタノ
マグヘマイト系の固溶体系列の中でキュリー点が大きく変動し，極端な場合には常温で既にキュリー点を越える場合もあることを示す結果となっている．

207

《ポテンシャル場の基礎》
距離 r だけ離れた位置にある二つの点磁荷 c, c’の間に働くクーロン力 F（引力）は，
F ＝ - k (c c’／r2 )で与えられる．ここに，k は，CGS 電磁単位系では 1，MKSA 有理化単位系では（1／4πμ0）なる定数であり，μ0 は真空中の透磁率 (4π×10－7 H/m) である．
また，磁場 H とは，その中に点磁荷 c' を置いたとき その点磁荷に
F ＝ c’H
なる力が作用するような場を意味し，上の 2 式を比較すると，点磁荷 c によってつくられる磁場
Hc が，磁気ポテンシャル Uc ＝ k (c／r) を用いて，
Hc ＝ -∇Ucで表されることがわかる．しかし，自然界には独立の磁荷は存在せず，一般に磁気モーメントの分布を考察する必要がある．磁気モーメント m（その方向の単位ベクトルを p とする）の場合を考えると，磁気ポテンシャル Um とそれが作る磁場 Hm は，MKSA 有理化単位を用いて，
Hm ＝ -∇Um
Um ＝ - (1／4π) m [ p･∇(1／r)] ＝ (1／4π) m ( p･r)／r3となる．
一般に，磁性ソースは 3 次元空間内に体積分布するので，その全体の磁気ポテンシャル UM とそれが作る磁場 HM は，磁化 M（＝単位堆積あたりの磁気モーメント）の分布を用いて，HM ＝ -∇UM
UM ＝ - 1 4

M p・

1 r dVであり，HM が地球磁場に比べて十分小さいとき 全磁力異常 A は，地球磁場方向の単位ベクトルを e として，
A ＝ -(e･∇) UM ＝ 1 4

M e・

p・

1 r dVとなる．これは磁場の値であり，慣例に従ってそれに等価な磁束密度の値 T (nT 単位) で表現し
（T＝μ0 A），M の単位を A/m にすると，
T ＝ 100

M e・p・

1 r dVである．この式は，全磁力異常がソースの磁化ベクトルに ソースと観測点の位置関係を示すジオ
メトリ係数を掛けて足し合わせる操作で計算されることを示している．
以上により，任意の形状の磁気ソースがつくる磁気異常は計算できるので，古くは，特徴的形状の磁気異常パターンを計算しておき，その特徴量を鍵に，実測の磁気異常と対比することにより地下の磁化構造の推定が行なわれた．また，この理論式は，地下の磁化強度の分布と空中での観測磁気異常とを結ぶ数学関係を示しているので，地下構造に対する適切なモデル化が行なえれば，そのモデルパラメータを未知数として観測磁気異常からそれを逆解析として求めることができる．
なお，ポテンシャル場には，その特徴の一つに「等価ソースの問題＝解のユニーク性の欠如」という問題を内包している．よく知られている例では，厚さ一定の無限平板構造があると，重力208

では(理論)異常値のオフセットとして認識されるが磁気探査では何の変化も示さない．一様に磁化した球体が地中に埋まっているとき，中心位置と全磁気モーメントが同じなら，その直径に関わりなく完全に同じ磁気異常が生じる．また，一様帯磁した 2 次元傾斜ダイクモデルでは，磁化方向とダイクの傾斜角は等価となり，上空の磁気測定のみから両方は決定できない．（但し，そのような探査能力の問題は，他の探査手法でも，理論的には容易に定式化できないまでも，測定点分布から求めるパラメータに対する感度分布を求めるなどの形で検討されるものである．）
従って，実際に利用する解析モデルが，この等価ソースの問題に対してどのような特性をもつことになるかを見極めた上で，解析結果を評価することが重要である．

209

3.2 探査手法の現状
空中磁気探査の一般的な計測作業は，磁場計測と位置計測に分けられ，その両者とも空中での測定と地上固定点での定点磁力計測定・定点 GNSS 受信測定を行う．但し，地上固定点での測定の方は，近隣の地に地磁気観測所のような連続観測施設があってその連続観測データが利用できる場合や，国土地理院による電子基準点での GNSS 連続観測データの提供サービスを受ける場合
は，それらデータの取得をもって代用できる．
今日では，空中磁場計測は，Cs タイプの光ポンピング磁力計で 0.01 nT 以下の分解能でサンプ
リング周波数が 10 Hz 程度の測定を行うのが一般的である．このサンプリング周波数は，飛行速度が 100 ノット（毎時 185 km）のとき 約 5 m 間隔の測定に対応するが，電磁探査を兼ねたヘリ
コプター探査の場合の速度は，曳航する装置の安定性などの制約があり，その半分程度の速度で運用される場合が多い．地上定点での地磁気日変化観測では，主に予備機準備の負担軽減のために空中測定と同じ磁力計を用いる例も多いが，分解能・サンプリング周波数とも少し劣るシステ
ムでも十分機能できる．これは，とくに日本では直流電車の運行やその他の人間活動に起因するノイズが高く（その種のノイズは空中と地上定点の間で異なる），これが精度限界を決定する状況にあるためである．その場合，地上磁力計の分解能は 0.1 nT で十分である．また，地球磁場変化がとくに荒れてはいない状況では，サンプリング間隔は 10～20 秒が確保されれば問題はないであろう．
（地磁気観測所などの標準データの一つである「毎分値」でも十分役に立つ場合が多いが，変化が激しくなった時の対応に不安が残る．）なお，磁気嵐のような大きな変動が発生した場合には，空中と地上定点の間で異なる変動成分が含まれる可能性が高く，探査作業自体を一時休止すべきである．
一方，空中位置計測は GNSS の受信装置を用いて，リアルタイム測位データとともに，飛行後ディファレンシャル測位が正しく機能できる形のデータを取得する．リアルタイム測位データは0.1 秒間隔，ディファレンシャル処理用データは 0.5～1 秒間隔くらいが，実用的に過不足の少ない選択であろう．地上定点での位置計測の目的は，ディファレンシャル処理のための参照データを取得することにあり，定点磁力計と同様に測定間隔が少し長くても精度劣化は少ないと見込まれ，コストパフォーマンスの面からは電子基準点データの活用も有用である．
ほかに，取得データに疑問が生じた場合などに参考とできるよう，気圧高度計・電波高度計(またはレーザ高度計)・対地ビデオ映像などの記録を取得できることが望ましい．
《データ処理の流れ》
一定地域をカバーする空中磁気探査のデータからは，一般に解析作業の基礎となる空中磁気図（磁気異常図）が作成される．このデータ処理の過程では，機上および地上定点での測定データを読み込み，各測線の始点・終点情報を与えて測線ごとデータの切出しを行った後，多様なデー
タ検査・補正処理などを段階的に進める．そのデータ処理フローの例を図 3.2-1 に示す．これは，磁力計用スティンガーを装備したヘリコプターによる山岳地における探査のデータ処理の例であり，スティンガーセンサーに対する機体磁気補償の処理機能を含んでいる．
それとともに，図 3.2-1 のデータ処理フロー図は，山岳地における高分解能空中磁気探査に特有の，高度リダクション・拡張交点コントロールに関する処理の部分を含んでおり，以下，それらについて解説する．
210

図 3.2-1 山岳地のヘリコプター磁気探査におけるデータ処理フローの例（中塚，2016b）．

《高度リダクション処理》
山岳地における高分解能空中磁気探査では，高分解能性能を発揮するために対地高度を低く設定して飛行作業を行う．定量解析に適した磁気異常分布を得るためには，その磁気異常場を正しく把握できるような設定（飛行高度と測線間隔）で調査を行う必要があり，飛行高度が低い時は同時に測線間隔も狭く設定すべきである．一つの目安は，対地高度の 2 倍以下の測線間隔が目安とされるが，それはマッピングの目的の場合であり，定量解析の基礎にする場合は対地高度と同等の測線間隔が望ましい．とは言え，測線間隔の設定は直接 測定作業費の多寡（＝必要予算）に影響するので，目的によっては，得られる磁気異常分布に主測線方向に対応して解析分解能の異方性を許容しつつ，不十分な測線間隔で調査を行うことも止むを得ない．
山岳地の調査では，調査対象の解析分解能の低下を防ぐため，ヘリコプターを用いて対地高度をほぼ一定に設定して，地形に沿った測定飛行を行なうことが多い．しかし，実飛行においては，
211

地形の起伏に完全に追随することは不可能であり，もしそれができたとしても隣り合う測線は異なった微地形に追随するので，隣り合う測線で実飛行高度が滑らかな面をなすことは期待できな
い．一方，低飛行高度の高分解能探査において，観測面が平面もしくは滑らかな曲面でない場合
は，容易に想像できるように，測定高度の変動に応じた見かけの磁気異常をもたらすことになる．
その弊害を完全に除去することは，標高(対海水準)一定の平面調査をすることとなり，均一な地下情報取得の狙いと両立できないが，観測高度面をなるべく滑らかなものにすることで，その弊害を軽減することは可能である．
その仮想的な滑らかな観測高度面を前もって設計し，それに沿って調査飛行を行うことは可能性があるが，実飛行時に生じた僅かな誤差を理由に再飛行を繰返すことにつながりかねず，実用的でない．全般的には地形の起伏に沿いつつも，細かく見れば相応の飛行高度の乱れが存在するという現実的な飛行測定データから，ポテンシャル場の特性を活用して，実飛行高度を平滑化して決めた「リダクション高度面」での磁気異常分布を求めることは難しくなく，実用的である．
但し，それは元データの解析分解能・解像度を向上できるものではない．
その処理の概略（Nakatsuka and Okuma, 2006a）は以下の通りである．仮想の等価ソース E(s) によって実観測位置 p での磁気異常 F(p) は，s と p の位置関係で決まる調和関数 W(p, s) を用いて，

F p ＝ W ( p, s) E ( s ) dssと表わされるので，実観測データ F を用いて逆問題を解く形で（実際には共役勾配法(CG 法)により）E(s) を求める．E(s) が求まれば，上式の p をリダクション先高度面の位置 p’に置きなおしたものを用いて，「高度リダクション処理」の結果が計算できる．
この処理によって得られるデータ F(p’) は，当然，リダクション先高度面（p’）での観測値に相当するものであり，その後の数値的な定量解析において高度の基準が明確にされる．同様な処理を「レベリング調整」などと呼ばれる補正処理で，観測高度面の凹凸による影響の除去を試みる場合もあるようだが，その場合，補正処理された結果がどの高度・観測面での磁気異常値を示すのかが曖昧になり，定量解析の際に，結果をどう解釈すべきかの検討が必要になる可能性もあるであろう．
《拡張交点コントロール処理》
従来より空中磁気探査では，調査測線として主測線と交差測線と称する 2 組の測線群を配して調査を行い，計測データのクロスチェックとして，主測線と交差測線の交点において両磁力値の比較を行って取得データの誤差を評価し，得られる磁気異常図の精度向上が図られてきた．その理由は主に，GPS 以前の位置計測システムの計測精度が大きく劣っていたことによる．GNSS シ
ステムの進歩により，その問題は大きく改善されたが，今日でもそのクロスチェック機能は計測データの品質管理の意味で有意義と思われる．
通常の交点コントロール処理は，標高(対海水準)一定の平面調査を想定して開発されてきた技法であり，平面航跡図上での測線どうしの交点で両測線は，高度を含めて同じ位置の測定を行なっていること（すなわち，地磁気日変化等が正しく補正されていれば，等しい磁気値を示すこと）
を前提としている．しかしながら，山岳地の高分解能探査で対地高度一定をめざした飛行測線による調査では，ヘリコプターといえども予定の対地高度を厳密に守って飛行できるわけではなく，
212

地形が急峻であるほど飛行方向による対地飛行高度の誤差は大きくならざるを得ない．つまり飛行高度が飛行方向によって異なり，主測線と交差測線とは 3 次元空間内で立体交差の状況になり得る．その場合には，両測線で等しい磁気値を示すという前提が成立せず，有効な比較ができな
いことになる．
しかし，先の「高度リダクション処理」の項では，異なる高度でのデータへ換算が行なえることを述べた．その考えに基づけば，交点数値誤差の決定と高度リダクション計算の処理を一体化することにより，その中で交点数値誤差を推定することが期待できる．Nakatsuka and Okuma(2006b) は，そのようなデータ処理を「拡張交点コントロール」と呼び，各測線ないしはその平
面航跡図上の交点ごとに設定した未知の交点数値誤差を求める手順を開発した．今日の GNSS 測
位データの信頼性向上から，旧来のように位置データの誤差として扱う方法は採用しておらず，時期を隔てて行なわれた繰返し空中磁気探査から，磁気異常変化を抽出する手法（Nakatsuka et al.,2009; Hashimoto et al., 2011）への利用を主眼としているが，単一調査データに対しても，交点数
値誤差がデータの品質把握の一つに指標にはなる可能性があろう．
その処理の概略（Nakatsuka and Okuma, 2006b）は以下の通りである．先の「高度リダクション処理」の項の基本式を，コンピュータ上での実処理内容に即して（積分を数値積分に）書き換え
ると，観測 F が等価ソース S と幾何係数マトリクス A から，

F

A

S

Fx

Aix S iiとなり，高度リダクション処理では，これを S について解く．拡張交点コントロールでは，これに 交点誤差パラメータ E とその観測値への寄与係数 B が加わり，

F

S
E

A B

Fx

Aix S ii

B jx E jj

を S および E について用いて解く．誤差パラメータ E 全体の直流分は不定になるので，その総和が 0（∑j Ej ＝0）の制約を与えてもよいが，不定問題のノルム最小解を求めているので，必須ではない．実際に同じ CG 解法により S と E の両方を求める．但し，ここでは詳細を省いているが，このノルム最小化解析では，次元の異なるソースパラメータ S と誤差パラメータ E とを同等に扱っており，単位のとり方によって求まる解が異なる結果となって不都合なので，係数マトリクス( A | B ) の値が概ね同等となるようスケーリング（A → A/α，S → S’ = αS）[Si’ = αSi ] を
行なって，

F

A/

B

S'
E

Fx

Aix /
i

S i'

B jx E jjの形で処理を行う．
なお，この拡張交点コントロールの技法は，まだそれほど多くの応用事例を蓄積していない現状にあり，両測線データがともに十分密な測定データとなっていることを前提に処理手順が検討されたものである．密な主測線と疎な交差測線を扱う場合の実用的な検討は未だ不足していると213

想定され，今後のノウハウの蓄積も待たれる状況であろう．
《適切なカラー図化表現の利用》
データ処理の結果は，残差磁気異常図をはじめ，各種の物理量を 2 次元分布として表示する場
合が多くなり，その様子を鮮やかに見せるため，カラー(段彩)図の利用が広く用いられるようになっている．世の中にも「可視化」を要求する流れがあり，わかりやすい図化表現として利用すべき技術であろうが，近年の状況は，結果図をカラフルに華やかに見せることのみに重きをおき，物理量の量的な特性を表現することをないがしろにした表示法がむやみに蔓延している．
現に，例えば，JOGMEC によって実施された「ニセコ地域」の空中磁気および HELITEM 調査についての CGG による納品報告書に示されている図は，図 3.2-2 のようなもの（カラースケール
部分を拡大表示した）となっている．これはカラー段彩の設定にあたり，各段採色が占める面積が均等になるように（等頻度分布になるように）設定されていると見られる．しかし，作図される各種物理量は，その量の線形的な値（ものによっては対数的な値）が定量的な意味を持っており，等頻度分布になるように色分けするような物理的意義は認められないであろう．この図は，
あたかも『それを見る者が，物理現象を全く理解せず絵がカラフルであることのみを歓ぶ』と考えて，そのカラースケールが選ばれていると見るのは，穿った見方であろうか．

図 3.2-3 等間隔の段彩間隔のカラー
図 3.2-2 不規則な段彩間隔のカラースケールを用いスケールを用いて図化したニて図化したニセコ地域磁気異常分布の例．

セコ地域磁気異常分布の例．

（CGG (2016b)）カラースケール部分を拡大コ
ピーしてある．各段彩色が等頻度になるように設定されているらしい．

214

その図では，黄色～黄緑の色の部分はかなり細かな異常値変化まで色の変化で示しているが，赤色や青色が卓越するところでは，異常値に何がしかの変化があることは読み取れても，その変化が数 100 nT に及ぶ状況にある部分とその他との分別は困難である．
同じデータを，筆者らが日頃からよく用いているカラー表示で図化したものが，図 3.2-3 である．この例では，線画コンター表示によってアノマリ振幅を表現している面があるが，カラース
ケールの段彩間隔は均等に 100 nT 毎になっており，カラー段彩の-1000 nT から+1000 nT の全範
囲を均等にカバーしている．カラーの使用範囲が 赤～緑 で青色を段彩に使用していない点は，流儀あるいは好みの問題と言えるが，中間色の色相を大きく変えない方が 1 変数の量の程度を示すには適切であるという考えに基づいている．
いずれにしても，カラー表現する対象が，値の大小で示す 1 変数の物理量であるなら，カラーの弁別域の変化と物理量の値の変化に不規則な対応関係を持たせることは，その物理量に対する状況把握にとって弊害が大きいことを認識すべきである．
このことは，作業を発注する側が作業者を正しく指導する立場に立つ必要もあろう．

215

3.3 データ計測システム(1) 調査ヘリコプター
JOGMEC による HELITEM を用いた時間領域空中電磁探査では，調査ヘリコプターとしてユー
ロコプター式 AS350B3 型機（JA023N，中日本航空（株）所有；図 3.3-1）が用いられている．データ計測は，本測定システムの搭載に対して国土交通省航空局による耐空証明検査に合格した機体でなければ実施できない．AS350B3 型機は，小型でコストパフォーマンスが高い機体であるため，内外で様々な空中物理探査に利用されている．しかしながら，吊り下げ可能重量が約 1,000kgであるため，その範囲の中で観測システムを構築する必要がある．
当該の機体にはナビゲーション装置が搭載されていることから，測定飛行時はヘリコプターの操縦士は計画測線からの偏差・飛行の精度を確認しながら飛行することができる．また，ヘリコ
プター機体等からのノイズは 5Hz 以上であり，観測の対象とする磁気の周波数はそれよりも低い帯域であることから，フィルタによって除去している．

図 3.3-1

調査用ヘリコプターと HELITEM システム（平成 28 年 11 月 17 日撮影）

使用するヘリコプターは AS350B3 型機（JA023N，中日本航空（株）所有）．本機材を搭載するには国土交通省航空局による耐空証明検査に合格する必要がある．奥摩周ヘリポート（北海道弟子屈町）で撮影．

216

(2) 空中磁気測定システム
空中磁気測定システムの仕様を，表 3.3-1 に示す．
空中磁気探査の測定システムは，時間領域電磁探査装置（HELITEM システム：CGG 社所有）に搭載され，電磁データと同時に磁気データが取得される（図 3.3-2 および図 3.3-3 参照）．
空中磁気測定では，Scintrex 社 CS-2 型／CS-3 型 セシウム磁力計が用いられる（図 3.3-2）．
CS-2 型と CS-3 型の違いは，後者が調査地の位置する南北半球の切り替えを自動で行える機能を有することである．当該磁力計により地磁気全磁力が 10Hz で測定される．
位置標定のために，機体および送信ループ（図 3.3-4）とも NovAtel 社 OEM4 カード型 GPS 受信機が用いられるが，L1 周波数のみ測定で測定周波数は 2Hz である．したがって，飛行速度が時速 90km の場合，飛行位置の測定間隔は 12.5m となる．
そのほか，機体の高度測定のため，Honeywell 社 Sperry RT300 型電波高度計と Motorola 社
MPX4115AP 型アナログ気圧計センサー（機体内装備）が使用される．このうち電波高度計はヘ
リコプター機体下部に装備され，機体高度，ひいてはバード（送受信ループ，EM 受信機）高度の維持管理に使用される（図 3.3-5）．また，ビデオカメラも，ヘリコプター機体下部に装備され対地映像が撮影されるが，その取付け角度は，飛行時に機体後方斜め下に位置するバードの姿勢も含めて撮影できるように設定されている（図 3.3-5）．
表 3.3-1

空中磁気測定用関連機材の仕様

データ収録装置
CGG HELIDAS
空中磁力計
Scintrex 社 CS-2 型／CS-3 型

セシウム磁力計

測定範囲：15,000 ～ 100,000 nT
動作可能温度： -40°C ～ 50°C
確度：±0.002 nT
測定精度：0.001 nT
測定周波数：10.0 Hz
GPS 受信機（ヘリコプター）
NovAtel 社 OEM4 カード型受信機
アンテナ：ヘリコプターの垂直尾翼に既設の航空機用を使用動作可能温度： -40°C ～ 85°C
即時測位確度： 1.8m 平均誤差半径 (L1 周波数);
即時測位精度： 6 cm RMS
測定周波数：2.0 Hz
GPS 受信機（バード）
NovAtel 社 OEM4 受信機
アンテナ：発電機に設置した航空機用を使用動作可能温度： -40°C ～ 85°C
217

即時測位確度： 1.8m 平均誤差半径 (L1 周波数);
即時測位精度： 6 cm RMS
測定周波数：2.0 Hz
電波高度計
Honeywell Sperry RT300 型電波高度計
アンテナ：機体下部のスキッドに装備
動作可能高度： 0 ～ 2500ft（762m）
動作可能温度： -55°C ～ 70°C
確度：
± 3% （対物 100 – 500ft）（30.48～152.4m）± 4% （対物 500 – 2500ft）（152.4～762m）
測定精度： 1 ft（0.3048m）
測定周波数： 10.0 Hz
気圧高度計
Motorola MPX4115AP 型アナログ気圧計センサー（機体内装備）
動作可能圧力： 55 kPa to 108 kPa
動作可能温度： -40°C ～ 125°C
確度：± 1.5 kPa (0°C to 85°C)± 3.0 kPa (-20°C to 0°C, 85°C to 105°C)± 4.5 kPa (-40°C to -20°C, 105°C to 125°C)
測定精度： 0.01 kPa
測定周波数： 10.0 Hz
温度計
アナログセンサー（ビデオカメラ箱内に装備）動作可能温度： -40°C to + 75°C
確度： ± 1.5°C
測定精度： 0.03°C
測定周波数： 10.0 Hz
ビデオカメラPanasonic WVCP464 型カメラ（AXIS 241S ビデオサーバー付属）
装備箇所：機体下部のスキッド

218

図 3.3-2 機上磁力計
黄色球状の容器内にセンサーが，白の円柱状容器内にプリアンプが収納されている．
送信ループに取り付けられる．

HeliDAS Console

図 3.3-3 機上データ収録装置
機体後部のラックに装着．データ記録システムは，Fugro Airborne Survey 社製の HeliDAS（上から3 番目のユニット）を使用．磁気測定用周波数カウンタは HeliDAS 内部に収納されている．

219

GPS アンテナ

図 3.3-4 送信ループ上の GNSS アンテナ
発電機と電源部のユニット上面に設置．向かって右側が機首側．

電波高度計
ビデオカメラ

反対側と一対の送受信
図 3.3-5 電波高度計とビデオカメラ

機体下部に取り付けられている．電波高度計は一対の送受信アンテナからなる．ビデオカメラは
機体後方側に傾けられている．

220

(3) 地上磁気測定
地上地磁気日変化観測点での測定システムを，表 3.3-2 に示す．
地上地磁気測定では CGG 社 CF1 型磁力計（図 3.3-6）がバックアップの意味もあり 2 組使用されている．各組は Geometrics 社 822 型セシウム磁力計と Marconi 社 GPS card およびアンテナから構成されており（図 3.3-7），1Hz の測定周波数で地磁気が GPS 時刻と同期され測定される．機体の位置標定を目的として，後処理ディファレンシャル用データの測定のため NovAtel 社 OEM4
カード型受信機が基地局として使用される．こちらの方の測定周波数は，1Hz である．
表 3.3-2

地上地磁気日変化測定関連装置の仕様

地上用磁力計CGG 社 CF1
Geometrics 社 822 型セシウム磁力計
Marconi 社 GPS card およびアンテナを装備
気圧高度と外気温度も測定
測定可能地磁気範囲： 15,000 ～ 100,000 nT（ナノテスラ）
測定可能気圧範囲： 55kPa ～ 108 kPa
測定可能温度範囲： -40°C ～ 75°C
測定周波数： 1.0 Hz
GPS 受信機
NovAtel 社 OEM4 カード型受信機
アンテナ：航空機用
即時測位確度： 1.8m 平均誤差半径 (L1 周波数);
測定周波数：1.0 Hz
地上用磁力計（予備）CGG 社 CF1
Geometrics 社 822 型セシウム磁力計
測定可能地磁気範囲： 15,000 ～ 100,000 nT（ナノテスラ）
測定周波数： 1.0 Hz

221図 3.3-6 地上磁力計のセンサー
非磁性の木材からなる三脚にセンサーを設置，脚部の白い円柱状のものはプリアンプ．

GPS アンテナ

CF-1

図 3.3-7 地上磁力計本体と GNSS アンテナ
GNSS アンテナは架台の上面に設置．磁力計（CF-1）とペアをなす．2 組を設置．電源は 24V．

222

3.4 データ取得方法(1) 磁気嵐の確認
磁気探査では地磁気の空間分布を調査するが，地磁気は時間変化もするため時間変化補正（日変化補正）が必要になる．この際，上空の電離層や磁気圏に流れる電流に起因する磁気嵐が発生すると，急激で大きな磁気変動を伴うので，磁気探査には好ましくない．そこで，通常は磁気嵐の発生中は磁気探査を実施しないことになる．このため，磁気探査の際は調査地域内に地上地磁気観測点を設け，地磁気の時間変化を連続観測する．本来は調査期間中 24 時間の連続観測が望ま
しいが，調査飛行時のみ観測を行う場合もある．その際は，独自にあるいは地磁気観測所が提供するリアルタイムの地磁気の時間変化をモニターすることが望ましい．
さて，今回検証する八幡平地域は，2014 年 9 月 15 日，17 日および 2015 年 6 月 3 日～7 月 10日の間に計測されている．一方，ニセコ地域は，2015 年 9 月 22 日～9 月 24 日，9 月 30 日および10 月 5 日～10 月 7 日の間に計測された．図 3.4-1 は，両地域の測定日と磁気嵐リスト（柿岡観測所，女満別観測所で確認）を示したものである．磁気嵐リスト中のマゼンタ色で囲った部分が測定期間に該当する磁気嵐である．表中の開始時：分と終了日時は，世界時間で表示されているため，日本時間にして（+9:00）確認した．その結果，八幡平地域では計 4 日間，ニセコ地域では計
1 日間が磁気嵐発生時に該当する．既往報告書中には，調査期間を通して全般的に静穏であり，1.0nT/分以上の変動が見られないことから磁気嵐の影響はないとされている．なお，報告書に記載されている基準は，「10nT/分を超える場合，調査中断」である．
以上から，地磁気日変化の生データが納品されていないため詳細は不明だが，磁気嵐発生日に調査日が重なっているものの，調査飛行時は基準値以内であったため調査が行えたものと推察される．

図 3.4-1

磁気嵐リスト（柿岡観測所および女満別観測所）

223

(2) 測線配置
測線配置は，対象とする主たる地質構造に対して直交方向の測線配置が望ましい．ただし，地形の急峻の程度等に伴う飛行の難易性により，必ずしもそうならない場合もある．特に今回のHELITEM 調査の場合は小型ヘリで重量物を吊下げるため，その影響は大きいと察せられる．
八幡平地域は，主測線間隔 250m（東西方向），タイライン間隔 2,500m（南北方向）に計画測線が配置されている（図 3.4-2）．一方，ニセコ地域は，主測線間隔 250m（西北西‐東南東方向），
タイライン間隔 2,500m（北北東‐南南西方向）に計画測線が配置されている（図 3.4-3）．

図 3.4-2

飛行計画図（八幡平地域） 〔主測線測：90/270（deg），交差測線：0/180（deg）〕

図 3.4-3

飛行計画図（ニセコ地域） 〔主測線：103/283（deg），交差測線：11/191（deg）〕

224

(3) 空中磁気測定
空中磁気データは空中電磁探査装置（HELITEM）による電磁気測定の際のオフ・タイム時に測定される．地磁気の強度（全磁力）の測定は電磁探査用の送信ループ（直径 30m）の内側に設置された Scintrex 社 CS-3 型セシウム磁力計のセンサーにより 10Hz の測定周波数で行われる（図3.3-2，図 3.4-4）．この際の測定位置は，機体の垂直尾翼と送信コイルの発電機および電源装置ユニットに設置された GNSS 受信機（NovAtel 社 OEM4 カード型 GNSS 受信機）のアンテナにより受信された GNSS 電波によって決められる．また，地上に設置された GNSS 基地局（NovAtel 社
OEM4 カード型 GNSS 受信機）で GNSS データを取得し，NovAtel Waypoint を使用して後処理によるディファレンシャル処理が行われる．
電磁および地磁気測定が行われた時間と GNSS 測位時間との同期は，磁力計センサーと GNSS
アンテナの位置関係およびデータ収録に要する時間（Lag（遅延）時間）を考慮して決められる．
ちなみに，Lag 時間は既往の報告書（フグロジャパン，2016）によれば，八幡平地域およびニセコ地域ともに 2.7 秒であった．
また，CGG 社によれば，ヘリコプター機体等からのノイズは 5Hz 以上であり，観測の対象とする磁気の周波数はそれよりも低い帯域とされている．

図 3.4-4 HELITEM 探査装置機材配置図（CGG（2016a）に加筆修正）

225

3.5 データ処理方法
ここでは，空中磁気測線データの処理方法と空中磁気格子点データの作成方法について述べ，既往報告書に記載された解析内容から，各処理の段階における過不足事項を確認する．
まず，空中磁気測線データの処理方法を図 3.5-1 に示す．空中磁気測線データの処理方法は，測線生データからスパイクノイズ除去，ローパス・フィルタ適用済み全磁力値の計算，Lag 補正，日変化補正，IGRF 残差計算の順に実施されている．

図 3.5-1

空中磁気測線データの処理方法

226

(1) スパイクノイズ除去およびローパス・フィルタ
空中磁気の測線生データ（10Hz）からスパイクノイズが除去される（図 3.5-1）．具体的には，
空中磁気データの 4 階偏差を計算して，この値が 1km 連続した範囲で 1.6nT を超える場合スパイクノイズと判定され削除される．次に基準値が 5Hz のローパス・フィルタを適用し，ローパス・フィルタ適用済全磁力データを作成する．
(2) Lag 補正および日変化補正
スパイクノイズ除去後の空中磁気データに対し，Lag（遅延）補正を行い，Lag 補正済全磁力データを作成する．Lag 補正とは，磁力計の位置およびデータ記録タイミングに起因する遅延の補正であり，既述のように Lag 補正時間は八幡平地域およびニセコ地域はともに 2.7 秒であった（JOGMEC，2016）．
次に，この Lag 補正済全磁力データに対して，日変化補正を行い，日変化補正済全磁力データを作成する．ここで，日変化補正用全磁力データは以下のように作成される．
まず，地磁気日変化生データ（1Hz）は，ノイズを除去するためにフィルタ幅 50 秒の中央値フィルタを適用後，同じくフィルタ幅 50 秒のハニング・フィルタが適用される．次に，地磁気変動が許容範囲（10nT/分）以内に収まっているかを判定し，否の場合は調査が中止される．許容範囲にある場合は，日変化の基準値からの残差が差し引かれると共に，10Hz に補間計算され日変化補正用全磁力データが作成され，日変化補正に使用される．なお，日変化補正の基準値は，通常調
査期間中の地磁気静穏日の夜間値を採用することが多いが，CGG 社では調査初日の平均値を採用している．具体的な値については，既往報告書での記載がなく，また地磁気日変化の生データが納品されていないので，詳細は不明である．
(3) IGRF 残差計算
日変化補正済全磁力データに対し，IGRF2015 モデル（Generation 12 モデル）
（Thébault et al, 2015）
を使用して IGRF 残差計算を行っている．日変化補正済全磁力値から IGRF 値を差引くことで，
IGRF 残差の全磁力値（日変化補正済 IGRF 残差全磁力異常データ）が計算される．なお，IGRF 残差計算は，測定点毎に IGRF 値を計算している．ちなみに，八幡平地域における IGRF 値の平均値
は 48,575nT，ニセコ地域における IGRF 値の平均値は 50,300nT である．
(4) 基準磁場（IGRF）計算
既往の報告書（JOGMEC，2016）に記載されている基準磁場（IGRF）計算の結果の一部に誤りと思われる箇所があったので，これについて記す．
八幡平地域の納品物の付属データ中には，基準磁場計算のキャプチャー画像が保管されていた．
計算結果の画像を図 3.5-2 に示す．

227

図 3.5-2

付属データ中の基準磁場（IGRF）計算結果

計算結果画面の根拠を検索した結果，『NOAA』の計算サイトを使用しているようである．
出典の URL を，以下に示す．
【https://www.ngdc.noaa.gov/geomag-web/#igrfwmm】
計 算 結 果 画 面 の 入 力 値 を 見 て み る と ， Longitude に 『 128.82193285766 ° 』， Latitude に『39.9235282322°』と入力されている．しかし，128°付近は朝鮮半島付近の海上であり，誤入力であると判断できる．
八幡平地域のエリアの中心座標を Longitude『140.8°』，Latitude『39.9°』として基準磁場を計算し，極磁力変換処理結果を見直した（基準磁場計算の検証のため）．
基準磁場計算結果と極磁気変換処理結果を，各々図 3.5-3 と図 3.5-4 とに示す．図 3.5-4 にある
ように，このスケールでの磁気図では差異はわかりづらいが，具体的に値を比較すると約 20nTも値が変わる箇所があることが分かった．絶対値を問題にする定量解析に利用する際は，注意が必要である．

228

図 3.5-3

計算地点座標を見直した基準磁場（IGRF）計算結果

図 3.5-4極磁力異常図※左 図：既往報告書付属の格子点データ※中央図：Oasis Montaj で極磁力変換を再現したデータ※右 図：Oasis Montaj で修正パラメータを用いた極磁力変換結果
計算条件の記載が報告書等に無い場合，再解析時の条件確認やデータチェックが難しい．そのため，基準磁場の計算に用いるパタメータ等は報告書への記載が望ましい．

229

次に，測線データから格子点データへの処理方法を図 3.5-5 に示す．
(5) 交点コントロール（レベリング，タイライン補正）
以上のように，補正処理された IGRF 残差全磁力の測線データは，交点コントロール（レベリ
ングあるいはタイライン補正とも）を行い，交点コントロール済全磁力データが作成される（図3.5-5）．既往の和文報告書（JOGMEC，2016）中には，空中磁気探査でタイライン補正（レべリング，交点コントロール）に関する記述は存在しないが，既往の英文報告書（CGG, 2016a, 2016b）
中には一般的な記述がなされている．
※重力探査の解析ではタイライン補正を実施したと明記されている．
(6) 測線間の補間
次に，交点コントロール済全磁力データに補間法が適用され，格子点データが作成される．
補間方法については，検討委員会の質疑応答で確認したところ，標準では『Akima-bi-directional』（Akima, 1970, 1972）を，オプションで Minimum curvature を使用するとの回答を得ている．補間計算の際，格子点間隔は，測線間隔の 5 分の 1 を標準としていることから，今回の測線間隔 250m
に対する格子点間隔は，50m 間隔に設定している．
(7) マイクロレベリング
既往の和文報告書（JOGMEC，2016）の解析フローには，マイクロレベリングの適用に関する項目の記載が無い．しかし，検討委員会の質疑応答で，適用を確認している．

図 3.5-5

空中磁気測線データから格子点データへの処理方法

230

(8) カラースケール
付属データ中には，色区分を定義するファイル（テキスト形式等の数値と色調の関係）が存在しないが，印刷用のカラースケールの画像が Windows メタファイル形式で収納されている．また，既往報告書（JOGMEC，2016）の色区分の間隔は，差や比率に規則性が見られない．
考えられる色区分の例を下記に示す．
①

Linear Scale（等差区分）：色区分境界の値が同じ間隔②

Logarithmic Scale（等比区分）：色区分境界の値が同じ比率③

Equal Area Scale（等頻度区分）：各色区分内のデータ数が一定数

既往報告書の着色方法を検証するため，既往解析結果の格子点データから③等頻度区分のカラースケールを作成した．これは，解析値の頻度分布から，各色区分内のデータ数が同じになるよ
うに配色したものである．
新たに作成したカラースケールによる画像と報告書の画像（図 3.5-6）を比較すると，概ね同じ印象となる事から，報告書画像は③と同様の等頻度区分を使用している可能性が高い．

図 3.5-6

ニセコ地域の IGRF 残差全磁力異常図（左：等頻度区分で再現，右：既往解析結果）

等頻度の区分は一見するとメリハリがあるものの，色の違いが物性の違いの程度とは関係無い
ため，地下構造の解釈には注意が必要である．
そこで，以後の検討に用いるため，上記①区分（等差区分）のカラースケールを作成した．これは，格子点データの数値を集計し，最大・最小の両極値を除いた 99%の範囲で表示区分を行ったものである．
八幡平地域およびニセコ地域のデータ頻度分布を，各々図 3.5-7 と図 3.5-8 とに示す．

231

図 3.5-7

八幡平地域データ頻度分布

図 3.5-8

ニセコ地域データ頻度分布232磁力値（nT）（以上）（未満）-1597.2 ～ -681.2-681.2 ～ -637.0-637.0 ～ -592.9-592.9 ～ -548.7-548.7 ～ -504.6-504.6 ～ -460.4-460.4 ～ -416.2-416.2 ～ -372.1-372.1 ～ -327.9-327.9 ～ -283.8-283.8 ～ -239.6-239.6 ～ -195.5-195.5 ～ -151.3-151.3 ～ -107.2-107.2 ～ -63.0-63.0 ～ -18.9-18.9 ～
25.3
25.3
～
69.5
69.5
～ 113.6
113.6 ～ 157.8
157.8 ～ 201.9
201.9 ～ 246.1
246.1 ～ 290.2
290.2 ～ 334.4
334.4 ～ 378.5
378.5 ～ 422.7
422.7 ～ 466.9
466.9 ～ 511.0
511.0 ～ 555.2
555.2 ～ 599.3
599.3 ～ 643.5
643.5 ～ 687.6
687.6 ～ 731.8
731.8 ～ 775.9
775.9 ～ 820.1
820.1 ～ 864.3
864.3 ～ 908.4
908.4 ～ 952.6
952.6 ～ 2814.5

図 3.5-9

色調
R
G
B
0
0 255
0
85 2550 127 255
0 170 255
0 219 255
0 241 255
0 255 255
0 255 237
0 255 182
0 255 118
0 255 54
0 255 410 255 1248 255 0
90 255 0
106 255 0
145 255 0
182 255 0
218 255 0
255 255 0
255 233 0
255 212 0
255 191 0
255 177 0
255 163 0
255 145 0
255 134 0
255 120 0
255 990
255 64
0
255 32
0
255 7
0
255
0 12
255
0 30
255
0 85
255
0 182
255 11 218
255 121 255
255 159 255

1
2
3
4
5
6
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

磁力値（nT）（以上）（未満）-1546.5 ～ -956.2-956.2 ～ -887.3-887.3 ～ -818.5-818.5 ～ -749.6-749.6 ～ -680.8-680.8 ～ -611.9-611.9 ～ -543.1-543.1 ～ -474.2-474.2 ～ -405.3-405.3 ～ -336.5-336.5 ～ -267.6-267.6 ～ -198.8-198.8 ～ -129.9-129.9 ～ -61.0-61.0 ～
7.8
7.8
～
76.7
76.7
～ 145.5
145.5 ～ 214.4
214.4 ～ 283.2
283.2 ～ 352.1
352.1 ～ 421.0
421.0 ～ 489.8
489.8 ～ 558.7
558.7 ～ 627.5
627.5 ～ 696.4
696.4 ～ 765.2
765.2 ～ 834.1
834.1 ～ 903.0
903.0 ～ 971.8
971.8 ～ 1040.7
1040.7 ～ 1109.5
1109.5 ～ 1178.4
1178.4 ～ 1247.3
1247.3 ～ 1316.1
1316.1 ～ 1385.0
1385.0 ～ 1453.8
1453.8 ～ 1522.7
1522.7 ～ 1591.5
1591.5 ～ 3987.0

色調
R
G
B
0
0 255
0
85 2550 127 255
0 170 255
0 219 255
0 241 255
0 255 255
0 255 237
0 255 182
0 255 118
0 255 54
0 255 410 255 1248 255 0
90 255 0
106 255 0
145 255 0
182 255 0
218 255 0
255 255 0
255 233 0
255 212 0
255 191 0
255 177 0
255 163 0
255 145 0
255 134 0
255 120 0
255 990
255 64
0
255 32
0
255 7
0
255
0 12
255
0 30
255
0 85
255
0 182
255 11 218
255 121 255
255 159 255

1
2
3
4
5
6
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

等差区分による境界値（左：八幡平地域，右：ニセコ地域）

上記をもとに，実際に使用した色区分を図 3.5-9 に示す．
また，図 3.5-10 にニセコ地域について，等頻度区分と等差区分とでカラー段彩図の表示の違いを示した．図で明らかなように，一見等頻度区分の方が磁気値の大小によらず各分布域の中での特徴を把握しやすいが，絶対値を反映していないため解釈を過つ場合もある．等差区分の方が少し不鮮明な印象を受けるが，磁気値の絶対値の分布の特徴を見るには適している．等差区分のカ
ラー段彩図に磁気値そのものによる陰影をつける方法がよりよい結果をもたらすと推察される．

233

図 3.5-10 ニセコ地域の磁気図における等頻度区分と等差区分との表示の違い（上：等頻度区分，下：等差区分）234

3.6 取得・処理データの検討
3.6.1 実データの品質確認
ここでは，昨年度（平成 27 年度）に JOGMEC によって実施された「八幡平地域」および「ニセコ地域」の空中磁気および HELITEM 調査のうち空中磁気探査の取得データについて，その内容の詳細を検討する．以下では，簡単のため両地域の空中磁気探査データを，単に「八幡平」および「ニセコ」と記載する．
当該調査の実施にあたった CGG による基本納品データ（Line Data Archive）は，基本的な補正処理を終えた後の全測線データ（0.1 秒間隔で，GPS 位置測定・全磁力測定・電磁探査関係 30 チ
ャンネルの 3 成分とそれらの時間変化ほか の 合わせて 544 項目）が収容された，巨大サイズのファイルとなっている．それの CSV 形式のファイルの容量は，例えば「八幡平」の場合 2.7 GB に及び，とくに高性能ではない PC を用いてそのデータを読み込もうとすると，使用可能 RAM の制
約から極端な長時間がかかり実用的な作業が行えない．
ここでは，空中磁気データに限った軽量なデータをハンドリングするため，基本納品データから必要データを下の表 3.6.1-1 のように切り出す変換ソフトを作成し，産総研の空中磁気探査デー
タ処理システムで用いているファイル形式の一つ（DPAM 形式）に変換を行った．
表 3.6.1-1

CGG の基本納品データ[CSV]（左列）からデータ処理用にサブセットデータの切出しを行って作成した空中磁気データの内容（右列）CGG Line Data Archive (CSV)

reduced to GSJ/AIST DPAM style file

項番

Name

Description

Name

Description

1

Line

Line Number

0 Ln

Line Number

5

Fiducial

Fiducial Number

1 Fid

Fiducial Number

3

Date

Local Date [yyyymmdd]

2 Adt

Local Date [yyyymmdd]

4

Time

Local Time [hh:mm:ss.ss]

3 Atm

Local Time [hhmmss.ss]

12

Tx_LatTransmitter Latitude

4 LatT

Cs sensor Latitude (Tx_Lat)

13

Tx_Long

Transmitter Longitude

5 LonT

Cs sensor Longitude (Tx_Long)

20

Tx_AltTransmitter GPS Altitude

6 AltT

Cs sensor GPS Altitude (Tx_Alt)

7 Tmag= Rmi + TF (Recover Intensity)

24

Rmi

Residual Magnetic Intensity

8 Rmi

Residual Magnetic Intensity

11

H_NorthHelicopter Northing (UTM 54)

9 Nofs= H_North - Tx_North

15

Tx_North Transmitter Northing (UTM 54)

10

H_EastHelicopter Easting (UTM 54)

10 Eofs= H_East - Tx_East

14

Tx_EastTransmitter Easting (UTM 54)

18

H_Alt

Helicopter GPS Altitude

11 Alt_ofs= H_Alt - Tx_Alt~544

EMdata

X,Y,Z comp., Ch.0-29, etc.
12 Utcsec= Local Time in sec. - 9H

1 Rec.／0.1 sec.

Rec. Length = ~3690 B

1 Rec.／0.1 sec.

235

Rec. Length = 116 B

切り出したデータの内容について，不測のスパイク的もしくは周期的なノイズ成分の混入や，データの不規則なオフセット発生などの異常がないことを確認する．そのような確認は，品質管理 “Quality Control and In-Field Processing” の一環として調査会社でそれぞれの手法を駆使して実施されている筈であるが，これは，引き続く各種データ処理の内容によっては，ノイズ成分がノイズとして認識されず見掛け上は現実の磁気異常との弁別が容易でなくなる可能性を避けるために重要である．
ここでは，産総研の高分解能空中磁気探査システム（Nakatsuka, 2009）で常套的に用いている方法を適用した結果のいくつかを記す．
(A) 磁力データのアナログ化表示によるデータ内容の検証
磁力値データは，数値の羅列として表示しても，その全体像を把握することは極めて困難である．何らかの判定基準を論理化してプログラムとして備え，それによって一定レベルのデータ品質を確保しようとする考えは有効と考えられ，例えば，CGG Report の p.18 “Residual Magnetic
Intensity” の節には，“fourth difference” (4 階差分) を用いたスパイクノイズの除去について記述がある．しかし，とくに火山地域の高分解能空中探査においては，磁気異常振幅が数 1000 nT に至ることが珍しくなく，現実にはノイズの判定に対しても 3 桁オーダーのダイナミックレンジの考慮を要求されることになる．
例えば，一般に磁気異常が穏やかな区域では振幅 10 nT のノイズは当然許容されないが，磁気異常が大きく，例えば 1 秒あたり 1000 nT の変動が観測される状況では，10 Hz サンプリングのデータでは，サンプルごとに 100 nT 程度の磁力値変動が生じるので，磁力センサーの位置が十分滑らかである（つまりガタガタ揺れる状況ではない）という保証がない状況では，10nT の磁場変動は正当な測定を意味する可能性がある．但し，そのような状況下では，数 1000 nT という優勢な磁気異常に重畳している点から考えて，センサーの揺れによる 10 nT のノイズが解析結果に及ぼす影響は揺れの大きさに相当するソース距離の変動に帰せられることになり，実用上の影響は殆どないといえる．
そのような判断基準を念頭に置きながらであれば，データの品質を判断するためにある程度画一化したグラフ表示（アナログ化）は，有効に活用できる．
図 3.6.1-1 は，「八幡平」の測線データの磁力値をすべてグラフ化したものの一部である．この例では，
A4 縦用紙の横幅 180 mm 弱に 2100 個のデータ（10 Hz サンプリングなので 3.5 分に相当）を割り当て，縦軸は 10 mm 余を磁力値の 25 nT の変動に割り当てた Fine グラフと，7 mm 弱を磁力値の 1000 nT の変動を 25 nT ごとのレベルとして割り当てた Coarse グラフが書かれている．実際のグラフは，滑らかな曲線を構成せず，連続する階段関数の表現としてあり，データの変わり目が読み取れる．いずれのグラフも実データ値を フルスケールを意味する 25 nT／1000 nT で除した後の剰余分を表現しており，また，Fine グラフは，グラフの上辺・下辺をまたがって値が揺らいだときに，頻繁な上下辺への切替わりでグラフが汚されるのを防ぐため，10％のオーバレン
ジ機能を持たせてある．
この地域のように磁気異常振幅が大きく変化が急峻であると，図中に散見されるように，Fine
グラフが振動的なパターンを示すが，対応する Coarse グラフが対応して変化しており妥当な磁場変化を捉えていることが読み取れる．
236

10 cm

図 3.6.1-1 測線の磁力値データをアナログ化した図化グラフ（「八幡平」の例のごく一部）．
右側の青円内は左寄りの小青円内部分を拡大表示したものである．
このようにして，磁力計測の取得データの検討を行なった結果は，全般的にノイズの混入が疑われる状況は殆どなく，良好なデータの取得が確認できる．産総研のスティンガー式探査の例では，磁気傾度の高い区域でかつ気流が不安定になる条件の場合に，若干のノイズ的変動が検出され，センサーの動揺の影響と見られる例があった．それに比して，「八幡平」
・「ニセコ」のデータ
では，磁気傾度の高い区域であるにもかかわらず，変化パターンが滑らかに過ぎる傾向にも見えたが，(1) センサーの設置位置が機体から 50 m 以上離れていること，(2) センサーが設置されている EM Transmitter がサイズ・重量とも大きく 大きな慣性モーメントのために短周期の動揺を起こしにくいこと が動揺ノイズの抑制に寄与しているのであろう．
なお，上記のデータチェックから，測線に沿った磁気異常の傾度が，「八幡平」の高いところで
0.1 秒あたり 10 nT（距離に換算して 5 nT／ｍ程度）を越えることが読み取れ，「ニセコ」ではさらにその 2 倍程度の最大磁気傾度が存在する．
(B) GPS 位置測定データの検証
GPS 受信機による位置測定データについては，磁力データと同様な時系列データ図化の方法によるノイズ分の評価も行ない得るが，GPS システムの信頼度はとくに高まっており，安定なデータが取得できるのがごく一般的である．空中探査で一般的な 1～2 Hz サンプリングのデータによる水平位置については，各データを調査区域の平面図上にプロットして航跡の表示を行い，計画
測線位置との対比を行なえば良いであろう．

237

図 3.6.1-2「ニセコ」探査測線航跡図．海岸線・河川と 5 分ごとの緯経線を記入してあり，左辺・下辺の数値は UTM54 系座標値を示す．

図 3.6.1-2 は，「ニセコ」の全測線の航跡を 1 枚の図に描いたものである．2～3 の測線では，何らかの要因があって一部で計画測線を少し外れて飛行したと見られるが，全般的には調査エリア
を概ね均等にカバーしており，とくに問題は認識されない．
GPS システムの信頼性の向上を基礎に，測線の水平位置の確認は容易に行えるようになったが，山岳地域を対象とする探査では，実飛行測線の対地高度の妥当な配置と，主測線と交差測線の交点における両測線の高度差の問題が課題となる．この点について次の項目で検討する．
(C) 飛行高度の確認等
空中磁気探査の測定データから各種解析により妥当な結果を導くためには，測定飛行の高度について，次の 2 点が重要である．
(1) 調査結果は，磁気異常分布の平面図として表現され，それをもとに各種解析作業に進むのが一般的である．しかし，高分解能探査では地形の起伏に応じた飛行のため，ときには飛行高度面に大きな起伏を生ずる場合がある．その起伏に起因する見掛け上の磁気異常変化（ソースの岩体と測定位置の距離の変動による）が顕著にならぬためには，飛行高度の起伏が大きくならないように実飛行を行うことが必要である．また，その起伏がとくに大きくなければ，ポテンシャル場の連続性の理論に基づいた「高度リダクション」の適用が考えられる．
(2) 調査においては，主測線と交差測線の 2 群の平行測線群を配置して，測線の交点における両者の関係から計測誤差を補正する方法がとられる．この方法は，元来，飛行標高一定の平面
238

探査で開発された技法で，平面航跡図の各交点で両測線の飛行高度が一致していること（等
しい磁気異常値になるべきこと）を，前提にしている．従って，そのような交点コントロー
ル解析を考えるには，両測線の高度差を正しく考慮する必要がある．
そこで，まず，実データの高度値が水平位置（緯度・経度）に対してどのような変動パターンを示すかを図化した．「八幡平」の結果を 図 3.6.1-3 に，「ニセコ」の結果を 図 3.6.1-4 に示す．

5 km

図 3.6.1-3「八幡平」の全測線データの高度値補間結果パターン．
細い破線は測線位置を示す．（黒い矩形範囲は後述）
239

図 3.6.1.4 「ニセコ」地域の高度差のある測線が交差したときに交点周辺に生じる高度補間結果
パターン
図 3.6.1-4

5 km「ニセコ」の全測線データの高度値補間結果パターン．
細い破線は測線位置を示す．

これらの図は，測線沿いに分布する飛行高度のデータを，そのまま Smith and Wessel (1990) の方法 [continuous curvature splines in tension] で補間計算したもので，測線の交点で両測線に高度差があると，その周りに異常な変動パターンが現れる．その様子を，簡単な例で示したものが 図
3.6.1-5 であり，順に 120 m, 130 m, 120 m, 100 m の一定高度の 4 本の主測線に 高度 150 m の交差
測線がやや斜交した場合のもの（コンター間隔 5 m）である．

図 3.6.1-5

高度差のある測線が交差したときに交点周辺に生じる高度補間
結果パターン．
（コンター間隔 5 m）

240

図 3.6.1-3 および 図 3.6.1-4 では，そのような主測線と交差測線の高度不一致を主因とする変動パターンが現れていることが明らかであり，その差が顕著な部分を図中に青矢印で指摘した．
また，「八幡平」の結果では，青楕円で示したように，主測線どうしのつなぎ目に相当する位置で，同様の変動が見られている．なお，これらの図のコンター間隔は 50 m となっており，その図で目立って見えるのは高度差が 50 m を十分超える程度のものである．
このような，高度差のあるデータに対して適切な処理をしないと，得られる磁気異常分布図にもノイズ分が混入することになる．例えば，高度データを使用しないで，単純に磁力値をそのまま補間する方法をとった例を下に示す．磁気異常の変動が見えるように拡大図を示すため，「八幡平」中南部（図 3.6.1-3 中で黒い矩形で示した範囲）を例にとる．
図 3.6.1-6 の 3 葉は，いずれも，その範囲の全磁力残差を同じカラースケールで図化したものであるが，(A)は 交差測線を含む全測線，(B)は全主測線データのみを用いて，Smith and Wessel (1990)の方法で単純補間計算したもの，(C)は CGG による（高度なレベリング補正を行なった後の）グ
リッドデータを図化してある．

5 km

5 km

(A) 全測線データ
から図化(B) 交差測線除外
データから図化

5 km(C) CGG 報告書
データを図化

図 3.6.1-6 「八幡平」中南部域（図 3.6.1-3 に黒い矩形で示した範囲）の全磁力残差．(A)では交差測線（その位置は青い矢印）を含む全測線データを用いて単純補間，(B)は交差測線データを除いたデータを単純補間したものであり，(C)は CGG による高度なレベリング補正後のグリッドデータを図化したものである．
これらの図葉には，各測線の航跡は描いてないが，(A)では図の乱れ具合から交差測線位置をある程度予想できる状況にある．しかし，そのノイズ的なパターンを除くと，当然のことながら，基本的に(B)と同等の変化を示している．さらに，(B)の図は CGG 作成のグリッドデータ(C)と酷似し，ほぼ同一と呼べるレベルである．このことは，少なくともこの地域の磁気データについて
は，交差測線データの存在が有効に活用される状況ではなかったと推察される．
241

（ここで，ハンドリングした基本納品データ（Line Data Archive）の全磁力残差は，実測に対して，スパイクノ
イズ等の除去のほかには，定点観測による日変化補正と IGRF モデルを用いた残差計算のみが適用されたものと考えている．しかし，そうではなくて主測線については，交点解析に基づく各種レベリング補正が適用された後のデータになっているとすれば，(B)と(C)がほぼ同一になっているのが当然であるのかも知れない．
）

ここでは，主測線と交差測線とが，その交点においてほぼ同一高度を占めるという条件を満足しておらず，両測線のデータを有効活用するには，両測線を構成する各測点データの高度値を処理体系に取り入れた「高度リダクション」の処理の検討が必要である．
3.6.2 データ処理手法向上に関する検討
前節では，JOGMEC による平成 27 年度の空中磁気および HELITEM 調査で取得されたデータについて，磁気探査の磁力データと GPS 位置計測データの品質を確認し，飛行測線の高度を含めた実航跡の分布状況を検討した．
その結果によると，CGG による基本納品データ（Line Data Archive）に含まれる全磁力残差および GPS 位置計測データに不具合はなく，必要な精度が確保できていると見られる．しかし，交差測線と主測線との（平面航跡図における）交点において，両測線の飛行高度に明らかな差が存在する．山岳地の低空飛行において，両測線の高度が合致するように測線飛行を行なうことは大きな困難を伴い，完全な合致を期待することは現実的でないが，前節の検討でその高度差が 100 m
前後またはそれ以上の部分が目立つ状況にあることがわかった．
「空中磁気および HELITEM 調査」では，HELITEM 調査のトランスミッター曳航と同時に全磁力測定を並行して行うシステムであり，HELITEM 調査のためにとくに低い飛行高度が要請さ
れ，平地であれば対地 35 m のトランスミッター高度（＝磁力センサ高度）で調査を実施できる．
山岳地である現実の調査地域では，各報告書でその高度の平均値が，「八幡平」で 72 m，「ニセコ」
で 64 m であったことがわかっている．その状況の中で，交差測線と主測線との交点における高度差が 100 m 程度以上も存在することは，両測線に対する地表付近ソースの影響が数倍を越えて異なる可能性が高いことを意味する．すなわち，従来手法としてのレベリング補正では，正しい
交点補正が行ない得ないであろう．
ここでは，『高度変化に富む空中磁気観測データに対する高度リダクション処理』（Nakatsuka andOkuma, 2006a）の方法を適用してみる．この方法は，ポテンシャル場がソースのない空間で調和的である（harmonic＝ラプラス方程式を満たす）ことを基礎にしており，3 次元的な位置関係を正しく取り扱った処理を行うことができる．
図 3.6.2-1 の八幡平地域磁気異常分布図のうち，その南部に限定した「葛根田地区」について処理した結果を示す．より広い区域（例えば「八幡平」全域）について処理することも可能であるが，その全域の結果を図示したときに注目すべき範囲が小さくなりすぎて，結果を表示する上で適切ではないためである．
図 3.6.2-1 に黒い矩形で示した範囲には，58 測線（東西方向の 51 主測線と南北方向の 7 交差測
線 [うち 2 交差測線は 1 の予定測線を分割飛行したものに相当]）のデータが存在し，それらデー
タを切り出して，処理を行った．

242

5 km

図 3.6.2-1「八幡平」の CGG グリッドデータによる全磁力残差図と高度リダクション処理を試行した葛根田地区 [黒矩形枠領域]．

この全 58 測線のデータを用いて，高度リダクションを行った結果が 図 3.6.2-2 である．図の右下寄りに小さく示してある「リダクション先高度」とは，全測線の各測点の高度データを用いて平滑化した高度データを作成したもので，半径 500 m を取込み範囲として距離に応じた重み付けを行なっている．高度リダクション処理では，このリダクション先高度面から一定距離下方の面上に，仮想の磁力値観測データ（ソース）を与え，それの個々の実測点への上方接続が実測デー
タを示すようにソースのパラメータを求める逆問題を解き，一旦解が求まれば，任意の高度位置の磁気異常が計算できる．また同時に，計測に際してランダムに生ずる可能性のある計測ノイズについては，逆解析の過程でソースへ反映できないノイズ項となるので，処理結果はランダムノ
イズが抑制されたものとなる．
実観測高度は平滑化高度に対して最大 118 m だけ下回っていたので，上方接続処理で実測デー
タを表現できるようにするため，仮想ソース面はリダクション先高度より 120 m 下方に 50 m メッシュで設定した．得られたソースパラメータを用いて，平滑化高度面である「リダクション先高度」での磁気異常分布を計算したものが 本体図（左上部）である．
243

リダクション先高度

全測線
図 3.6.2-2

5 km

葛根田地区の全測線データを使用して処理した高度リダクションの結果図．
青い矢印の先には，交差測線に沿って短波長ノイズが見えており，高度リダクション処理自体が正しく機能していない状況が読み取れる．

得られた結果は，全般に妥当な処理結果を示しているが，青矢印で示したように，一部の交差
測線沿いに短波長のノイズが残存する状況となった．この問題は少しあとで検討することとして主測線のみのデータを用いた同様の処理結果をも見ておく．
図 3.6.2-3 が，全 51 主測線のデータのみを用いて 先と全く同様の処理を行った結果である．交差測線を含んだデータの結果（図 3.6.2-2）と相違して，短波長ノイズが生じておらず，少なくとも見かけ上は，交差測線を含めた処理結果よりも良好な結果といえる．
また，この結果図は，主測線データを高度リダクションによらず そのまま補間処理して得た磁気異常分布図（図 3.6.2-4）と比較すると，
1) 基本的に優勢な磁気異常の分布は，微妙な高度の変化に比して変動幅（振幅）が大きいので，差異は認められず，
2) 強振幅の異常が少なく短波長成分の磁気異常が相対的に卓越する部分で，測線高度分布の不規則なゆらぎの効果と見られる変動（谷筋や高度変化の急なところ）が緩和されたことが読み取れる．
従って，この地域の場合には，高度リダクションの効果は数値的に大きなものではなく，磁気異常分布図を見ながら地下構造を読み解くような利用法には，いずれの図を用いても大きな誤差は生まないであろう．しかし，探査データは一般に，その後の定量解析の数値データとして用いられるので，高度リダクション処理を行っていないデータを用いる場合には，磁気異常値のよって立つ測定高度が，図 3.6.2-4 右下寄りのように相当な凹凸の存在する曲面となっていることに注意を払う必要がある．
244

リダクション先高度

主測線のみ

5 km

葛根田地区の主測線データのみを使用して処理した高度リダクションの図 3.6.2-3

結果図．交差測線に沿った短波長ノイズが消失した．

測定高度

高度リダクシ
ョン処理前（主測線のみ）図 3.6.2-45 km

葛根田地区の主測線データのみを使用し，高度リダクション処理によらず
グリッドデータ補間により作成した磁気異常分布とその測定高度．
245

さて次に，交差測線データを含むデータを高度リダクション処理が，思わしい結果を導かなかった点について検討する．
理論的には，高度の異なるデータを統一的に処理して両者のデータを有効に利用した解析ができる筈であるが，そのためには，観測データが場を正しく表現できる程度に密な測定が行われている必要がある．「八幡平」・「ニセコ」の調査における空中磁力値計測の密度（分解能）は，測線に沿っては 10 Hz サンプリングで 距離に換算すると 2～3 m 毎のデータとなっていて，数 10m 以上の飛行高度に対して 十分に高分解能と言えるが，測線に交差する方向は測線間隔の 250 m
毎にしかデータが存在しない．そのように，コストパフォーマンスの面から，データ密度の大きな異方性がやむを得ない事情にある．空中探査では，そのような状況の理解の上に最大限の地下情報を得るべく努力が行われる．
一般に，空中磁気探査の計画設計にあたっては，主要なソース構造からの飛行高度 h に対して測線間隔は 2h 程度以下にするのが良いとされる（Reid, 1980）が，それはマッピングが目的の場
合であって，取得データの定量解析まで行おうとする場合には，測線間隔を h 程度もしくはそれ以下に設定することが望まれる．
主測線データと交差測線データとが互いに一貫性のある結果を導かない問題は，先の 3.2 節で述べた「拡張交点コントロール」の処理による妥当な補正が期待されるものである．しかし，この技法は，3.2 節で述べてあるように，探査データの高度リダクション処理の技法を応用したものである．先に見たように高度リダクション処理がうまく機能しない状況のデータでは，それら技法がよって立つ「アノマリ場の実特性を正しく捉えるに足る計測（データ密度）が満たされている」という条件をクリアできていないと考えられる．
実際に，図 3.6.2-2 で示したデータを用いて「拡張交点コントロール処理」を試行したが，CG法による漸近解法の処理が妥当な収束状況に至らず，得られる誤差パラメータの値として，最大値で 600 nT 超という非現実的な値にとどまった．さらに，同類の拡張交点コントロールで主測線群と交差測線群との間に磁気異常変化が生じていたと考える解析法（火山等の経時的な磁気異常変化を見積る方式）を適用しても，なお最大で 200 nT 程度の誤差(変化分)パラメータを示し，正常な処理結果を示すとは言えない状況であった．
よって，この区域の探査データは，たぶん飛行高度と主測線間隔の関係の問題で，交差測線データを含んだ形での高度リダクション処理が正しく機能できず，従って拡張交点コントロールも成功しないレベルの探査データであったと考えられる．
重力探査・磁気探査のポテンシャル場を扱う手法では，分解能に大きな異方性があっても，解析結果に同様の異方性を許容することによって，測線方向の高分解能特性を生かした有効な探査が行われている．想定される地下構造の主要なトレンドに対してなるべく直交する方向に主測線を配置するのは，このためである．
先の交差測線データを測線間隔の粗い主測線データと一緒に扱うと見掛けノイズを生ずる問題
は，主測線に直交する方向に短波長変動が存在する状況では，やむを得ないものであり，測線間隔を変えずに問題を避けるためには，測線飛行高度をより高く設定するしかない．しかし，この「空中磁気および HELITEM 調査」では，HELITEM トランスミッターと磁力計センサーが一体となっており，言わば HELITEM 調査のついでに空中磁気探査を行っている状況である．有効なHELITEM 調査を行うためには，飛行高度を大きく上げることは難しいであろう．そうであれば，
246

磁力測定および GPS 位置測定自体は十分精度ある計測が行えていると考えられるので，このような地質状況の対象地域では，交差測線のデータを活用したデータ処理の部分は重視せず，解析結果の分解能の異方性を許容した範囲で，測線方向の高分解能特性を生かした解析を進め，必要に応じて補足的な空中磁気に関する調査を行うことは有用であろう．

247

3.7 解析方法の検討
3.7.1 既往解析方法
既往報告書には，具体的な解析内容や条件，ソフトウェアに関する記録がほとんど記載されていない．一方で，付属データ中には，各種解析結果が格子点データとして保存されているため，報告書に記載の無い解析も実施されているようである．
このことから，本節の検討対象を，(1)極磁気変換，(2)擬似深度フィルタ解析，(3)鉛直一次微分解析，(4)鉛直二次微分解析，(5)水平勾配とし，順に記載する．なお，報告書に解析方法の解説がほとんど無いことから“解析方法”の具体的な検討は出来ない．そのため，本節では記載情報の把握を主体とする．
既往報告書と付属データから想定されるデータ処理のフローを下記に示す．

図 3.7-1

既往報告書と付属データから想定されるデータ処理のフロー248既往報告書の付属データに含まれる格子点データ，画像データから関係ファイルを下表に示す．
表 3.7-1

八幡平地域の付属データ（関係ファイル抜粋）
既往

格子点データ：Geosoft 形式（*.grd），

カラースケール：

画像データ：（*.tif）

Windows メタファイル（*.emf）
2489_JOGMEC_HM_TMI

2489_JOGMEC_HM_TMI

報告書

内容・特記事項

記載
〇

全磁力

〇

極磁気変換結果〇

擬似深度フィルタ解析結果_cbar_vert_units_nT
2489_JOGMEC_HM_TMI(1) 2489_JOGMEC_HM_TMI_RTP_RTP_cbar_vert_units_nT
2489_JOGMEC_HM_TMI_RTP_Slice_222m_cbar_vert_units_nT
2489_JOGMEC_HM_TMI_RTP_Slice_222m
2489_JOGMEC_HM_TMI(2) 2489_JOGMEC_HM_TMI_RTP_Slice_352m_RTP_Slice_352m_cbar_vert_units_nT
2489_JOGMEC_HM_TMI_RTP_Slice_1648m
2489_JOGMEC_HM_TMI_RTP_Slice_1648m_cbar_vert_units_nT
ファイル名より極磁気変換
2489_JOGMEC_HM_TMI－(3) 2489_JOGMEC_HM_TMI_RTP_1VD_RTP_1VD_cbar_vert_units_nT_per_mと想定．
ファイル名より極磁気変換

2489_JOGMEC_HM_TMI_RTP_2VD(4) 2489_JOGMEC_HM_TMI_RTP_2VD_cbar_vert_units_10_power_-3_nT_per_m

後の鉛直一次微分解析結果－

後の鉛直二次微分解析結果と想定．

_squared

ファイル名より極磁気変換
2489_JOGMEC_HM_TMI_RTP(5) 2489_JOGMEC_HM_TMI_RTP_AmpHGA－_AmpHGA_cbar_vert_units_degrees

表 3.7-2

カラースケール：

画像データ：（.tif）

Windows メタファイル（*.emf）(1) RMI_niseko_RTP

定．

ニセコ地域の付属データ（関係ファイル抜粋）

格子点データ：ER Mapper 形式（*.ers），

RMI_niseko

後の水平勾配解析結果と想

既往報告書

内容・特記事項記載

RMI_niseko_colourbar〇

全磁力

RMI_niseko_RTP_colourbar〇

極磁気変換結果〇

擬似深度フィルタ解析結果

RMI_niseko_RTP_Slice_117m

RMI_niseko_RTP_Slice_117m_colourbar(2) RMI_niseko_RTP_Slice_217m

RMI_niseko_RTP_Slice_217m_colourbar

RMI_niseko_RTP_Slice_2473m

RMI_niseko_RTP_Slice_2473m_colourbar
ファイル名より極磁気変換(3) RMI_niseko_RTP_1VD

RMI_niseko_RTP_1VD_colourbar

249－
後の鉛直一次微分解析結果

と想定．
ファイル名より極磁気変換(4) RMI_niseko_RTP_2VD

RMI_niseko_RTP_2VD_colourbar－

後の鉛直二次微分解析結果と想定．
ファイル名より極磁気変換(5) RMI_niseko_RTP_HD

RMI_niseko_RTP_HD_colourbar－

後の水平勾配解析結果と想定．

250

3.7.1.1 八幡平地域(1)極磁気変換
既往報告書には，使用した解析ソフトウェアの記載は無いが，同一パラメータでの変換結果がOasis Montaj での追跡結果（後述）と類似することから，Oasis Montaj（もしくは同様のアルゴリズム）を使用している可能性が高い．

図 3.7-2

既往報告書の極磁力異常図（八幡平地域）

251

(2)擬似深度フィルタ解析
既往報告書の擬似深度フィルタ解析は，極磁気変換全磁力残差のパワースペクトル解析により，短波長成分，中波長成分，長波長成分を抽出して擬似深度平面を作成している．報告書中に記載されているパワースペクトル解析深度は，1,648m，352m，222m である．
使用した解析ソフトウェアの記載は報告書中に無いが，ヒアリングの結果では CGG 社自社開発のものを使用している．

図 3.7-3

既往報告書のパワースペクトル解析結果（八幡平地域）

次に，このパワースペクトル解析結果をもとに，短波長深度，中波長深度，長波長深度のそれ
ぞれにおいて擬似深度平面が作成され，報告書に記載されている．しかし，擬似深度平面の解析
方法について，具体的な記載は無い．

252

(3)鉛直一次微分解析
鉛直一次微分の解析は，既往報告書に記載が無い．付属データ中に解析結果の格子点データフ
ァイルが確認でき，ファイルネームから極磁気変換処理後のデータ（RTP）を入力データとして変換していると想定した．

19.951
1.037
0.638
0.396
0.238
0.120
0.022
-0.065-0.149-0.245-0.362-0.518-0.749-1.116-1.806-15.388nT
図 3.7-4

既往データの鉛直一次微分解析結果（八幡平地域）

253

(4)鉛直二次微分解析
鉛直二次微分の解析についても，鉛直一次微分解析と同様に，既往報告書に記載が無かった．
付属データ中に解析結果の格子点データファイルが確認でき，ファイルネームから極磁気変換処理後のデータ（RTP）を入力データとして変換していると想定した．

227.991
11.482
7.285
4.748
3.074
1.794
0.753
-0.136-1.030-2.058-3.366-5.085-7.653-11.830-20.452-252.495

nT/m2

図 3.7-5

既往データの鉛直二次微分解析結果（八幡平地域）

254

(5)水平勾配
水平勾配の解析について，既往報告書に記載は無いが，付属データ中に解析結果の格子点デー
タファイルが確認でき，ファイルネームから極磁気変換処理後のデータ（RTP）を入力データとして変換していると想定した．
下図に，既往の水平勾配解析結果図を示す．

15.245
1.847
1.405
1.123
0.921
0.768
0.648
0.550
0.467
0.394
0.331
0.272
0.219
0.165
0.105
0.001

nT/m
図 3.7-6

既往データの水平勾配解析結果（八幡平地域）

255

3.7.1.2 ニセコ地域(1)極磁気変換
既往報告書には，使用した解析ソフトウェアの記載は無いが，八幡平地域で実施した検討で，同一パラメータでの変換結果が Oasis Montaj での追跡結果（後述）と類似することから，ニセコ
地域についても Oasis Montaj（もしくは同様のアルゴリズム）を使用している可能性が高い．

図 3.7-7

既往報告書の極磁力異常図（ニセコ地域）

256

(2)擬似深度フィルタ解析
既往報告書の擬似深度フィルタ解析は，極磁気変換全磁力残差のパワースペクトル解析により，短波長成分，中波長成分，長波長成分を抽出して擬似深度平面を作成している．報告書中に記載されているパワースペクトル解析深度は，2,473m，217m，117m である．
ニセコ地域についても，使用した解析ソフトウェアの記載は報告書中に無いが，ヒアリングの結果では CGG 社自社開発のものを使用している．

図 3.7-8

既往報告書のパワースペクトル解析結果（ニセコ地域）

次に，このパワースペクトル解析結果をもとに，短波長深度，中波長深度，長波長深度のそれ
ぞれにおいて擬似深度平面が作成され，報告書に記載されている．しかし，擬似深度平面の解析
方法について，具体的な記載は無い．

257

(3)鉛直一次微分解析
鉛直一次微分の解析は，既往報告書に記載が無い．付属データ中に解析結果の格子点データフ
ァイルが確認でき，ファイルネームから極磁気変換処理後のデータ（RTP）を入力データとし変換していると想定した．

32.36
3.87
2.24
1.48
1.02
0.71
0.47
0.26
0.07
-0.11
-0.30
-0.52
-0.79
-1.14
-1.63
-2.36
-3.61
-18.26nT
図 3.7-9

既往データの鉛直一次微分解析結果（ニセコ地域）

258

(4)鉛直二次微分解析
鉛直二次微分の解析についても，鉛直一次微分解析と同様に，既往報告書に記載が無かった．
付属データ中に解析結果の格子点データファイルが確認でき，ファイルネームから極磁気変換処理後のデータ（RTP）を入力データとして変換していると想定した．

0.398
0.042
0.025
0.017
0.012
0.008
0.006
0.003
0.001
-0.001-0.003-0.006-0.009-0.013-0.018-0.027-0.043-0.455nT/m²

図 3.7-10 既往データの鉛直二次微分解析結果（ニセコ地域）

259

(5)水平勾配
水平勾配の解析について，既往報告書中に記載は無いが，付属データ中に解析結果の格子点データファイルが確認でき，ファイルネームから極磁気変換処理後のデータ（RTP）を入力データとして変換していると想定した．
下図に，既往の水平勾配解析結果図を示す．

21.28
5.26
3.75
2.96
2.39
1.98
1.67
1.42
1.21
1.04
0.89
0.76
0.64
0.53
0.43
0.33
0.22
0.00

nT/m
図 3.7-11 既往データの水平勾配解析結果（ニセコ地域）

260

3.7.2 新規解析方法
地表もしくは地下の仮想的な境界面以深の磁化分布が磁気異常のソースとなっているモデルを考え，観測磁気異常からその磁化強度の分布を逆解析の手法で求めることを，磁化強度マッピン
グという．磁化の方向については，現在の地球磁場方向に一致すると仮定する場合が多く，見掛
帯磁率（磁化率）マッピングとも呼ばれる（大熊・中塚，2016）．
Okuma et al.（1994a）は，磁気的構造モデルが四角柱モデルの集合体（図 3.7.2-1）として与えられた場合に，全磁力異常から直接モデルの磁化分布を求める解析法を提示した．通常のモデル
は，上面に起伏があり下面は一定深度にとるが，事前情報として別な設定も可能である．この場
合，磁気異常とモデルの磁化分布が線形関係にあるので，連立 1 次方程式を解くことに他ならな
いが，未知数の個数が大きく，これを最急降下法を使った反復改良計算によって解いた．
Okuma et al.（1994a）では当該手法を伊豆大島周辺の精密な空中磁気異常データに適用したところ，伊豆大島のカルデラ形成期および後カルデラ期の広域的な応力場に規制された割れ目やそれらからの噴出物が高磁化強度域としてマッピングされた．一方，島の東海岸沿いの一部の古い火山体や西海岸は，主として低磁化強度域となっており，相対的に弱磁性の火山岩の分布，火山岩の熱水変質，マグマ溜りによる熱消磁等の可能性が示唆された．さらに，Okuma et al. (1994b) は
米国イエローストーン国立公園の空中磁気データに当該手法適用し，特に園内の低磁化強度域が熱水変質地域と良く一致し，火山地域の変質帯の検出に有効であることを示した（図 3.7.2-2）．
一方，解析法については，Nakatsuka（1995）が共役勾配法（CG 法）を用いることによって解の収束を早めるとともに，未知数の個数が観測データ数を上回る場合にも，解自体のノルムが最小という形の有意な結果が得られることを示し，解析範囲の外側にも仮想的にソースを置くことでソース範囲の打ち切りによる影響を軽減できることを明らかにした．
ここでは，北海道有珠火山を例に，磁化強度マッピングに関する具体的な解析手続について大熊ほか（2010）をもとに説明する．まず，日変化補正済の IGRF 残差全磁力の測線データ（ランダム測定点データ）に，観測面の下方に等価異常を仮定する手法(Nakatsuka and Okuma, 2006a)を適用し，適当な観測高度面での全磁力異常分布（格子点データ）を求めた（高度リダクション）．
さらに，全磁力異常分布から地形モデル（上面：地形，下面：一定深度）（図 3.7.2-1）の磁化強度分布を Nakatsuka (1995) の方法により求めた．また，得られた磁化強度分布から磁化方向の回転を行って極磁力異常図を作成している．
具体的には，以下のような処理を行った．
(1) ランダム測定点データの高度値データを平滑化した滑らかな曲面（高度値格子点データ，図3.7.2-3）を求める．
(2) この曲面に対するランダム点の相対的な高度の最低値は-61.8m となったので，この曲面を100m 下方へ移動した曲面を等価異常を設定する高度（等価アノマリ曲面と呼ぶ）とし，もとの平滑化した滑らかな曲面から若干の距離αだけ上方の曲面を磁気異常分布を求める高度（リダク
ション面と呼ぶ）とする．なお，等価アノマリ曲面は全ランダム点よりも低い高度で，次の項目の処理が効果的に行えるよう低すぎぬ高度に設定する必要がある．一方，リダクション面は，地下構造による異常が減衰しないようになるべく低く，しかし下方接続に相当する操作の短波長ノ261

イズ増幅の副作用が現われぬ程度に高い高度に設定する必要がある．また，地表面より高い高度に設定することも物理的に必要である．以上の事項を考慮し，ここでは，高度値を平滑化した滑らかな曲面（対地高度 150m）をリダクション面（α=0m）とし，この面上での磁力値を求めることにした．
(3) ランダム測定点データから，共役勾配法（CG 法）を用いた逆解析（一般化された上方接続の処理に対する逆問題を解く）の手法により，等価アノマリ曲面での磁気異常分布（等価異常格子点データ）を求める．その際，ソースの影響は（水平方向へ）距離が離れるにしたがって急速に寄与が小さくなるので，有限範囲で計算を打ち切る．なおこの処理は，既知の測定点データ数よりも未知数の格子点データ数の方が多い不定問題になる場合が多いが，Nakatsuka (1995) が示したように，CG 法によれば，ノルム最小の妥当な解に到達できる．
(4) 得られた等価アノマリ曲面上での異常分布から，リダクション面での磁気異常分布（上方接続操作に相当する）を求める．この処理を行った結果が，IGRF 残差全磁力異常図（図 3.7.2-4）
である．したがって，本空中磁気異常図は，図 3.7.2-3 に示す滑らかな仮想的飛行高度面（リダクション面）で観測したときに期待される磁気異常分布を示している．
(5) 次に，全磁力異常（図 3.7.2-3）から地形モデル（上面：地形，下面：海水準下 500 m）の磁化強度分布（図 3.7.2-5）を Nakatsuka (1995) の方法により求めた．さらに，その磁化方向と外部
磁場方向の回転に相当する演算を行って，極磁力異常分布（図 3.7.2-6）を計算した．なお，磁化分布を求める際は，磁化は外部磁場方向（伏角：57 度，偏角：-9 度）を向き，その大きさは鉛直方向に一様で水平方向にのみ変化するものと仮定した．
得られた磁化強度分布図（図 3.7.2-5）および極磁力異常図（図 3.7.2-6）を参照すると，有珠山
本体では顕著な高磁化強度域（高磁気異常域）となっており，外輪山を構成する玄武岩質の外輪
山溶岩が高磁性を示すことと調和的である．一方，西山西麓の有珠 2000 年噴火地域からその北西方地域では顕著な低磁化強度域（低磁気異常域）となっており，その後の調査により当該地域では逆帯磁の火山岩類が採取されている．また，潜在ドームの東丸山（低磁気異常域）でも低磁化強度域が分布するが，付近に分布する逆帯磁の滝上溶結凝灰岩との関係が示唆された（Okuma etal., 2014）．これらの磁化強度分布図（図 3.7.2-5）と極磁力異常図（図 3.7.2-6）の特徴はほぼ同様であるが，極磁力異常は地表からある距離を保った高度上での磁気値となるため，距離による減衰や高度差による影響も混在してしまうため分解能が劣ることに注する必要がある．

262

図 3.7.2-1

地下構造モデル上面が地表，下面が一定深度の地形モデルを磁気構造モデルと仮定．

263

図 3.7.2-2

米国イエローストーン国立公園の磁化強度分布図

Okuma et al. (1994b) に加筆修正．Sour Creek 地域．コンター間隔：0.25A/m．

264

図 3.7.2-3

有珠火山の平滑化した観測高度面

Okuma et al. (2014) に加筆修正．有珠火山 2000 年噴火の直後（2000 年 6 月）に行った高分解能空中磁気探査の際の観測高度を平滑化したもの．コンター間隔：10m．青の実線は航跡を示す．地形陰影を重ねた．

265

図 3.7.2-4

有珠火山の IGRF 残差全磁力異常図

Okuma et al. (2014) に加筆修正．平滑化した観測高度面（図 3.7.2-3）上での値を等価異常による方法(Nakatsuka and Okuma, 2006a)で求めたもの．破線のコンターは負値を示す．コンター間隔：
10m．地形陰影を重ねた．

266

図 3.7.2-5

有珠火山の磁化強度分布図

Okuma et al. (2001) に加筆修正．有珠火山の IGRF 残差全磁力異常図（図 3.7.2-3）から地形モデル（上面：地形，下面：海水準下 500m）を仮定して Nakatsuka (1995) の方法により求めたもの．コ
ンター間隔：0.25A/m．地形陰影を重ねた．

267

図 3.7.2-6

有珠火山の極磁力異常図

Okuma et al. (2014) に加筆修正．
磁化強度分布図（図 3.7.2-5）から平滑化した観測高度面（図 3.7.2-3）
上での値を計算した．破線のコンターは負値を示す．コンター間隔：25nT．地形陰影を重ねた．

268

3.8 解析結果の検討
3.8.1 既往解析方法
既往報告書には，具体的な解析内容や条件，ソフトウェアに関する記録はほとんど記載されていない．しかし，付属データに解析結果の格子点データが収納されているため，数値比較が可能
である．
そこで，本検討では，メジャーな市販のソフト：『Oasis Montaj』（MAGMAP エクステンションを使用）を用いて，(1)極磁気変換，(2)擬似深度フィルタ解析，(3)鉛直一次微分解析，(4)鉛直二次微分解析，(5)水平勾配，(6)Analytic Signal について解析を追跡した．そして，既往の格子点データとの比較で検証した．

図 3.8.1-1

Oasis Montaj（MAGMAP）の計算手順

以下に，使用 PC のスペックと解析に用いたソフトウェアのバージョンを示す．

P

C：DELL PRECISION M6800

O

S：Windows 7 Professional

メモリ：16.0GB
種

類：64 ビットオペレーティングシステム

解析ソフト：Geosoft Oasis Montaj version 5.1.8
エクステンション：MAGMAP※『MAGMAP』は，2 次元 FFT フィルタをベースにしたアプリケーションであり，平面の格子点データに適用するものである．

269

3.8.1.1 八幡平地域(1)極磁気変換
八幡平地域は，既往報告書の付属データ中に基準磁場の計算パラメータ（計算サイトのキャプ
チャー）が残されていたことから，その値で極磁力異常図の再現を試みた．再現に用いたパラメ
ータは，『伏角：56.7°，偏角：-9.1°，全磁力：51868 nT』である．
次に，既往格子点データの極磁力異常図と，上記のパラメータをもとに Oasis Montaj を用いて
極磁気変換を行った結果を対比した．
ここで，Oasis Montaj で極磁気変換を行うために必要となるその他の計算設定は，標準的な値を用いた．計算結果を下図に示す．この図の色区分は，解析値の微細な違いを視覚的に表現した
いため，あえて等頻度区分によるカラースケールを採用した．
左側が既往の極磁力異常図，右側が Oasis Montaj によって再現した極磁力異常図である．両者の比較結果から，大局的な構造は概ね一致している．また，格子点データの同一行・同一列の差を比べると，平均値で 1.037nT の違いであり，ほぼ同じ結果である．

nT-371.770nT

図 3.8.1-2-371.770nT

既往の極磁力異常図と Oasis Montaj による極磁力異常図（八幡平地域）

270

＜参考＞
極磁気変換にあたり，八幡平地域の基準磁場を計算した．基準磁場は，既往データに準じて
NOAA の計算サイトで計算した．八幡平地域の基準磁場計算点は，「39.9°N,140.8°E」とした．
下記に，基準磁場の計算結果を示す．

図 3.8.1-3

八幡平地域の磁場計算結果

計算結果は，伏角が 54.3°，偏角が-8.5°，全磁力が 48,590nT であった．

271

(2)擬似深度フィルタ解析
既往報告書中の擬似深度フィルタ解析は，インハウスのソフトウェアで実施されていることが，ヒアリングで確認されている．Oasis Montaj でも同様の解析を実施し，①報告書中に示されたパワースペクトル解析結果と②Oasis Montaj によるパワースペクトル解析結果を比較し，傾向を確認した．既往データ中の画像と解析結果との重ね合せ図（③）を下図に示す．

図 3.8.1-4

既往データ中のパワースペクトル解析結果（画像）…①（八幡平地域）

図 3.8.1-5

Oasis Montaj によるパワースペクトル解析結果…②（八幡平地域）

272

図 3.8.1-6

既往のパワースペクトル解析結果と Oasis Montaj によるパワースペクトル解析結果の重ね合せ図…③（八幡平地域）
既往のパワースペクトル解析と Oasis Montaj によるパワースペクトル解析の重ね合せ図から，報告書記載図の，短波長，中波長，長波長と同じ傾向の傾斜部分が見られる．
ただし，より短波長側では解析結果が乖離すること，既往のパワースペクトル解析データがOasis Montaj によるパワースペクトル解析データよりも振幅が滑らかであり，解析手法（ソフトウェア）の違いは明確である．
報告書では，このパワースペクトル解析結果をもとに，長波長深度，中波長深度，短波長深度のそれぞれにおいて擬似深度平面が作成されている．しかし，擬似深度平面の解析方法について，報告書には詳細な記載が無い．
本検討では，既往データの RTP 平面図に対し，パワースペクトルの擬似深度（1,648m，352m，222m）を用いて，Oasis Montaj の上方接続を行った．これと既往の疑似深度平面図の比較を次ページに示す．
なお，上方接続においてはパワースペクトルに示された擬似深度の他に，それから平均飛行高度 72m を差し引いた値とその半分の値も試している．

273

274

図 3.8.1-7

既往の擬似深度平面図と上方接続平面図との比較図（八幡平地域）

ところで，既往報告書に記載された解析結果の平面図は，各擬似深度平面で異なる色区分を使用していたため，上図では，同一のカラースケールを用いた．このスケールは，格子点データ全体の 99%（頻度）のデータ（両極値は，外れ値として除外）の最大値と最小値から等値間隔の 39
階調として表示したものである．
統一表示の利点として，①カラフルな色区分に惑わされない，物理的量の違いに基づく解釈が可能になることの他，②納品データの品質チェック（単純な誤りや入力ミス）に有利な場合も考えられる．
例えば，八幡平地域の報告書記載図を例にみると，疑似深度平面の着色が深度毎に異なるので，連続的な変化を確認しにくい．

275

(3)鉛直一次微分解析
鉛直一次微分解析についても「どのようなソフトで」あるいは，「どのような手順で」といった記載は，既往報告書中に無い．本検討では，Oasis Montaj を用いた解析結果と既往解析結果の格子点データとを対比した．
鉛直一次微分解析図を下図に示す．図の左側が既往解析結果で，図の右側が Oasis Montaj による解析結果である．両者は，同一の色区分で表示しており，解析値のマイナス側を濃い黒で，解析値のプラス側を白色で表示している．
両者を対比した結果，図の大局的な構造は概ね一致している．また，数値データで比較すると両者の差は，平均で-4.095E-10nT となり，ほぼ同じ結果である．

nT

nT

図 3.8.1-8

既往の鉛直一次微分解析図と Oasis Montaj による鉛直一次微分解析図（八幡平地域）

276

(4)鉛直二次微分解析
鉛直二次微分解析についても「どのようなソフトで」あるいは，「どのような手順で」といった記載は，報告書中にない．本検討では，Oasis Montaj を用いた解析結果と既往解析結果の格子点データとを対比した．
鉛直二次微分解析図を下図に示す．図の左側が既往解析結果で，図の右側が Oasis Montaj による解析結果である．両者は，同一の色区分で表示しており，解析値のマイナス側を濃い黒で，解析値のプラス側を白色で表示している．
両者を対比した結果，図の大局的な構造は概ね一致している．また，数値データで比較すると両者の差は，平均で 2.794E-5nT/m2 となり，ほぼ同じ結果である．

0.017
0.010
0.006
0.004
0.002
0.001
0.000
-0.001-0.002-0.003-0.005-0.007-0.011-0.018nT/m2
図 3.8.1-9

既往の鉛直二次微分解析図と Oasis Montaj による鉛直二次微分解析図（八幡平地域）

277

(5)水平勾配
水平勾配についても微分解析と同様に，「どのようなソフトで」あるいは，「どのような手順で」といった記載は，既往報告書中にない．しかし，付属データ中の格子点データのファイル名から，
RTP データに対して水平勾配のフィルタ処理を適用していると想定した．
本検討でも RTP の格子点データに対し，Oasis Montaj で水平勾配を求めた．下図に解析結果を示す．解析結果の左側の図が既往の格子点データ，右側が Oasis Montaj による解析結果を示したものである．
両者を対比した結果，大局的な構造は，他の解析と同様に概ね一致している．また，数値デー
タで比較すると両者の差は，平均で-0.009nT/m となり，ほぼ同じ結果である．

nT/m
図 3.8.1-10

既往の水平勾配解析図と Oasis Montaj による水平勾配解析図（八幡平地域）

278

(6)Analytic Signal
Analytic Signal については，既往報告書の記載，および付属データ中に解析ファイルが確認できなかったため，比較データが無い．そのため Oasis Montaj での計算結果のみを示す．
なお，Oasis Montaj における Analytic Signal 計算は以下の仕様である．

図 3.8.1-11 Analytic Signal の計算方法（Oasis Montaj のマニュアルより引用）
本検討における，Analytic Signal の計算結果を以下に示す．

図 3.8.1-12

Oasis Montaj による Analytic Signal 解析結果（八幡平地域）

279

3.8.1.2 ニセコ地域(1)極磁気変換
ニセコ地域は，先述の八幡平地域のように，既往報告書の付属データ中に基準磁場の計算パラメータが無かった．そこで，極磁力変換に必要な入力パラメータ（伏角，偏角，全磁力）を計算した．計算点は，ニセコ地域を計測する際に使用したヘリポート『ニセコ蘭越初田』とした（北緯 42.857°，東経 140.383°）．基準磁場の計算結果は，『伏角：57.7°，偏角：-9.5°，全磁力：50,346nT』である．
次に，既往の格子点データの極磁力異常図と上記のパラメータをもとに Oasis Montaj を用いた
極磁気変換結果を対比した．
ここで，Oasis Montaj で極磁気変換を行うために必要となるその他の計算設定は，標準的な値を用いた．計算結果を下図に示す．この図の色区分は，解析値の微細な違いを視覚的に表現した
いため，あえて等頻度区分によるカラースケールを採用した．
左側が既往の極磁力異常図，右側が Oasis Montaj によって再現した極磁力異常図である．両者の比較結果から，大局的な構造は概ね一致している．また，格子点データの同一行・同一列の差を比べると，平均値で-1.668nT の違いであり，ほぼ同じ結果である．
nT

図 3.8.1-13

既往の極磁力異常図と Oasis Montaj による磁力異常図（ニセコ地域）

280

＜参考＞
極磁気変換にあたり，ニセコ地域の基準磁場を計算した．基準磁場は，既往データ（八幡平）に準じて NOAA の計算サイトで計算した．ニセコ地域の基準磁場計算点は，「42.857°N,140.383°
E」とした．下記に，基準磁場の計算結果を示す．

図 3.8.1-14

ニセコ地域の磁場計算結果

計算結果は，伏角が 57.7°，偏角が-9.5°，全磁力が 50,346nT であった．

281

(2)擬似深度フィルタ解析
既往報告書中の擬似深度フィルタ解析は，インハウスのソフトウェアで実施されていることが，ヒアリングで確認されている．Oasis Montaj でも同様の解析を実施し，①報告書中に示されたパワースペクトル解析結果と②Oasis Montaj によるパワースペクトル解析結果とを比較し，傾向を確認した．既往データ中の画像と解析結果との重ね合せ図（③）を下図に示す．

図 3.8.1-15

既往データ中のパワースペクトル解析結果（画像）…①（ニセコ地域）

図 3.8.1-16

Oasis Montaj によるパワースペクトル解析結果…②（ニセコ地域）

282

図 3.8.1-17

既往のパワースペクトル解析結果と Oasis Montaj によるパワースペクトル解析結果の重ね合せ図…③（ニセコ地域）

既往のパワースペクトル解析と Oasis Montaj によるパワースペクトル解析結果の重ね合せ図から，報告書記載図の，中波長，長波長と同じ傾向の傾斜部分が見られる．短波長部分では乖離するもののシフトすると同様の勾配が確認できる．
より短波長側では解析結果が乖離すること，既往のパワースペクトル解析データが Oasis Montaj
によるパワースペクトル解析データよりも振幅が滑らかであり，解析手法（ソフトウェア）の違いは明確である．
報告書では，このパワースペクトル解析結果をもとに，長波長深度，中波長深度，短波長深度のそれぞれにおいて擬似深度平面が作成されている．しかし，擬似深度平面の解析方法について，報告書には詳細な記載が無い．
本検討では，既往データの RTP 平面図に対し，パワースペクトルの擬似深度（2,473m，217m，117m）を用いて，Oasis Montaj の上方接続を行った．これと既往の疑似深度平面図の比較を次ページに示す．
なお，上方接続においてはパワースペクトルに示された擬似深度の他に，それから平均飛行高度 64m を差し引いた値とその半分の値も試している．

283

284

図 3.8.1-18

既往の擬似深度平面図と上方接続平面図との比較図（ニセコ地域）

ところで，既往報告書に記載された解析結果の平面図は，各擬似深度平面で異なる色区分を使用していたため，上図では，同一のカラースケールを用いた．このスケールは，格子点データ全体の 99%（頻度）のデータ（両極値は，外れ値として除外）の最大値と最小値から等値間隔の 39
階調として表示したものである．
統一表示の利点として，①カラフルな色区分に惑わされない，物理的量の違いに基づく解釈が可能になることの他，②納品データの品質チェック（単純な誤りや入力ミス）に有利な場合も考えられる．
例えば，ニセコ地域の報告書記載図を例にみると，疑似深度平面の着色が深度毎に異なるので，連続的な変化を確認しにくい．

285

(3)鉛直一次微分解析
鉛直一次微分解析についても「どのようなソフトで」あるいは，「どのような手順で」といった記載は，既往報告書中にない．本検討では，Oasis Montaj を用いた解析結果と既往解析結果の格子点データとを対比した．
鉛直一次微分解析図を下図に示す．図の左側が既往解析結果で，図の右側が Oasis Montaj による解析結果である．両者は，同一の色区分で表示しており，解析値のマイナス側を濃い黒で，解析値のプラス側を白色で表示している．
両者を対比した結果，図の大局的な構造は概ね一致しているが左側の既往解析結果よりも右のOasis Montaj によって解析した結果のほうがシャープな印象がある（既往解析結果のほうが平滑化されたような印象）．
数値データで比較すると両者の差は，平均で 0.0053nT となり，ほぼ同じ結果である．

nT
図 3.8.1-19

既往の鉛直一次微分解析図と Oasis Montaj による鉛直一次微分解析図（ニセコ地域）

286

(4)鉛直二次微分解析
鉛直二次微分解析についても「どのようなソフトで」あるいは，「どのような手順で」といった記載は，報告書中にない．本検討では，Oasis Montaj を用いた解析結果と既往解析結果の格子点データとを対比した．
鉛直二次微分解析図を下図に示す．図の左側が既往解析結果で，図の右側が Oasis Montaj による解析結果である．両者は，同一の色区分で表示しており，解析値のマイナス側を濃い黒で，解析値のプラス側を白色で表示している．
解析結果図を比較すると，大局的な構造は概ね一致しているが，左側の既往解析結果よりもOasis Montaj の解析結果のほうが細かいシャープな印象があり，連続的（エリアとして密集，連続戦場構造）な構造は確認し難い．
数値データで比較すると両者の差は，平均で 0.000103nT/m2 となり，ほぼ同じ結果である．

nT/m2
図 3.8.1-20

既往の鉛直二次微分解析図と Oasis Montaj による鉛直二次微分解析図（ニセコ地域）

287

(5)水平勾配
水平勾配についても微分解析と同様に，「どのようなソフトで」あるいは，「どのような手順で」といった記載は，既往報告書中にない．しかし，付属データ中の格子点データのファイル名から，
RTP データに対して水平勾配のフィルタ処理を適用していると想定した．
本検討でも RTP の格子点データに対し，Oasis Montaj で水平勾配を求めた．下図に解析結果を示す．解析結果の左側の図が既往の格子点データ，右側が Oasis Montaj による解析結果を示したものである．
両者を対比した結果，大局的な構造は，概ね一致している．しかし，詳細にみると左の既往解析結果よりも Oasis Montaj の解析結果のほうがシャープな印象がある．この傾向は，鉛直一次微分の解析結果と同様である．
数値的に比較すると両者の差は，平均で-0.142nT/m となり，ほぼ同じ結果である．

nT/m
図 3.8.1-21

既往の水平勾配解析図と Oasis Montaj による水平勾配解析図（ニセコ地域）

288

(6)Analytic Signal
Analytic Signal については，既往報告書中への記載，および付属データ中に解析ファイルが確認できなかったため，比較データが無い．Oasis Montaj での計算結果のみを示す．
なお，Oasis Montaj における Analytic Signal 計算は以下の仕様である．

図 3.8.1-22

Analytic Signal の計算方法（Oasis Montaj のマニュアルより引用）

本検討における，Analytic Signal の計算結果を以下に示す．

図 3.8.1-23

Oasis Montaj による Analytic Signal 解析結果（ニセコ地域）

289

3.8.2 新規解析方法
ここでは，3.7.2 で説明を行った磁化強度マッピングについて，八幡平地域とニセコ地域に適用を行ったので，その結果について述べる．なお，ここでは「3.6 取得・処理データの検討」にあるように，今回対象とする両地域の空中磁気データは，対地高度に比べ測線間隔が広い空中電磁探査仕様で取得されており，この場合交差測線データを含むとデータの高度リダクション処理が適切に機能しないことが確認されたため，主測線データのみを処理の対象としている．
3.8.2.1 八幡平地域(1) ランダム測定点データの高度値に着目して，それらデータを平滑化した滑らかな曲面（高度値格子点データ，図 3.8.2-1）（平均対地高度 92m）を求める．この際，半径 500m を取り込み半径として距離に応じた重み付けを行っている．
(2) この曲面に対するランダム点の相対的な高度の最低値はマイナス 138.0m となったので，この曲面を 150m 下方へ移動した曲面が等価異常を設定する高度（等価アノマリ曲面）とし，もとの平滑化した滑らかな曲面から若干の距離αだけ上方の曲面を磁気異常分布を求める高度（リダクション面）とする．この際，通常の手続きに従い飛行高度値を平滑化した滑らかな曲面を計算したところ，地表面よりも低い高度になる箇所があることがわかった．そこで，以上を考慮し，ここでは飛行高度値を平滑化した滑らかな曲面からα=50m 上空の曲面（平均対地高度 142m）をリ
ダクション面とし，この面上での磁力値を求めることにした．
(3) ランダム測定点データから，共役勾配法（CG 法）を用いた逆解析の手法により，等価アノマ
リ曲面での磁気異常分布（等価異常格子点データ）を求める．
(4) 得られた等価アノマリ曲面上での異常分布から，リダクション面での磁気異常分布を求めた．
この処理を行った結果が，本 IGRF 残差全磁力異常図（図 3.8.2-2）である．仮想的飛行高度面（リダクション面）がより高々度となった際の影響を評価するために，飛行高度が滑らかな観測面から 350m 上空となった場合と海水準高度が 1,800m 一定の場合の磁気図を，各々図 3.8.2-3 と図
3.8.2-4 とに示す．これらを参照すると，リダクション面が高くなることによって磁気異常の振幅が急速に減衰し，350m 高くなっただけでも図 3.8.2-2 に認められた詳細な磁気異常が不明瞭となる．さらに，海水準高度が 1,800m 一定の場合は大局的な特徴しか認められなくなる．
(5) 次に，全磁力異常データ（図 3.8.2-2）から地形モデル（上面：地形，下面：海水準）（図 3.8.2-1）の磁化強度インバージョン（Nakatsuka, 1995）を行って磁化分布を求めた（図 3.8.2-5）．さらにその磁化方向と外部磁場方向の回転に相当する演算を行って，極磁力異常分布（図 3.8.2-6）を計算した．なお，磁化分布を求める際は，磁化は外部磁場方向（伏角：54.3゜，偏角：-8.5゜）を向き，その大きさは鉛直方向に一様で水平方向にのみ変化するものと仮定した．
得られた磁化強度分布図（図 3.8.2-5）と地質図（図 3.8.2-7）とを参照すると，当該地域は第四紀火山地域であるため，概ね正の磁化強度域が分布するが，柴倉岳地域北西方，東八幡平地域北290

東部，焼岳南部地域の倉沢山付近などにおいては負の磁化強度域が卓越して分布することがわかる．この特徴の概要は，例えば Okuma (1998) による海水準高度 1,800m 一定の磁気データを使用
した同様な解析結果と対応するが，観測磁気データが低高度で測定されているため，より詳細な分布が解析されている．これらの低磁化強度域と，岩石磁気測定により逆帯磁とされた岩石が採取された地域（例えば秋田焼山南部および倉沢山付近）とが対応することが確認されている（Okuma, 1998）．

291

図 3.8.2-1

八幡平地域の平滑化した観測面

観測点高度を平滑化した．磁気異常のリダクション面はこの平滑化面を 50m 上空に平行移動した面を基準とする．破線は航跡を示す．コンター間隔：25m．地形陰影を重ねた．

292

図 3.8.2-2

八幡平地域の IGRF 残差全磁力異常図（リダクション面高度）

滑らかな観測面（図 3.8.2-1）を 50m 上空に平行移動した面（リダクション面高度）上での IGRF
残差磁気異常．主測線データのみを用いて計算した．コンター間隔：50nT．地形陰影を重ねた．

293

図 3.8.2-3

八幡平地域の IGRF 残差全磁力異常図（リダクション面高度の 300m 上空）

滑らかな観測面（図 3.8.2-1）を 350m 上空に平行移動した面上での IGRF 残差磁気異常．主測線
データのみを用いて計算した．コンター間隔：50nT．地形陰影を重ねた．

294

図 3.8.2-4

八幡平地域の IGRF 残差全磁力異常図（1,800mASL 一定高度）

海水準一定高度（1,800mASL）上での IGRF 残差磁気異常．主測線データのみを用いて計算した．
コンター間隔：50nT．地形陰影を重ねた．

295

図 3.8.2-5

八幡平地域の磁化強度分布図

地形モデル（上面：地形，下面：海水準）を仮定した磁化強度マッピング（Nakatsuka, 1995）による磁化強度の水平分布を示す．コンター間隔：25×10-2A/m．地形陰影を重ねた．

296

図 3.8.2-6

八幡平地域の極磁力異常図

滑らかな観測面（図 3.8.2-1）を 50m 上空に平行移動した面（リダクション面）上での極磁力異常．
コンター間隔：50nT．地形陰影を重ねた．

297

図 3.8.2-7

八幡平地域の地質図「5 万分の 1 仙岩地域中央部地熱地質図」（須藤，1992）に加筆修正．地形陰影を重ねた．

298

3.8.2.2 ニセコ地域(1) ランダム測定点データの高度値に着目して，それらデータを平滑化した滑らかな曲面（高度値格子点データ，図 3.8.2-8）（平均対地高度 76.2m）を求める．この際，半径 500m を取り込み半径として距離に応じた重み付けを行っている．
(2) この曲面に対するランダム点の相対的な高度の最低値はマイナス 92.6m となったので，この曲面を 120m 下方へ移動した等価アノマリ曲面が等価異常を設定する高度とする．通常の手続きに従い飛行高度値を平滑化した滑らかな曲面を計算したところ，地表面よりも低い高度になる箇所があることがわかった．そこで，以上を考慮し，ここでは飛行高度値を平滑化した滑らかな曲面からα=60m 上空をリダクション面（平均対地高度 136.2m）とし，この面上での磁力値を求めることにした．
(3) ランダム測定点データから，共役勾配法（CG 法）を用いた逆解析の手法により，等価アノマ
リ曲面での磁気異常分布を求めた．
(4) 得られた等価アノマリ曲面上での異常分布から，リダクション面での磁気異常分布を求めた．
この処理を行った結果が，本空中磁気図（高度値格子点データ，図 3.8.2-9）である．
ここで，リダクション面がより高高度となった際の影響を評価するために，飛行高度が滑らかな観測面から 360m 上空となった場合と海水準高度が 1,800m 一定の場合を，各々図 3.8.2-10 と図
3.8.2-11 に示す．これらを参照すると，八幡平地域と同様にリダクション面が高くなることによって磁気異常の振幅が急速に減衰し，360m 高くなっただけでも図 3.8.2-9 に認められた詳細な磁気異常が不明瞭となる．さらに，海水準高度が 1,800m 一定の場合は大局的な特徴しか認められ
なくなる．
(5) 次に，全磁力異常データ（図 3.8.2-9）から地形モデル（上面：地形，下面：海水準下 1,000m）（図 3.8.2-1）の磁化強度インバージョン（Nakatsuka, 1995）を行って磁化分布を求めた（図 3.8.2-12）．
さらにその磁化方向と外部磁場方向の回転に相当する演算を行って，極磁力異常分布（図 3.8.2-13）を計算した．なお，磁化分布を求める際は，磁化は外部磁場方向（伏角：57.6゜，偏角：-9.5゜）を向き，その大きさは鉛直方向に一様で水平方向にのみ変化するものと仮定した．
当該地域の地質図（図 3.8.2-14）によれば，当該地域は第四紀の火山噴出物に広く被われるが，それらは西側の雷電火山群グループと東側のワイスホルン火山群グループとに分かれる．その活動時期は概ね，西から東に向かって新しくなるとされ，雷電山で 1.6～1.0Ma，目国内岳で 1.1～
0.65Ma，岩内岳で 0.75～0.5Ma，ワイスホルンで 1.5～1.0Ma，ニセコアンヌプリで 0.7～0.1Ma，シャクナゲ岳が 0.9～0.2Ma，白樺山が 0.7～0.3Ma，チセヌプリが 0.3～0.02Ma，ニトヌプリが 0.025～0.02Ma，イワオヌプリが 0.03～0.01Ma と推定されている（NEDO，1987）．
磁化強度分布図（図 3.8.2-12）を参照すると，岩内岳火山噴出物の分布域が高磁化強度域となる．目国内岳，前目国内岳，白樺山，シャクナゲ岳南方等の山頂付近の地形凸部に対応して高磁化強度が分布するが，それらを除くと全体的には低磁化強度域となり，付近には変質帯（NEDO，
299

1987）が分布する．一方，ワイスホルン地域では，ワイスホルン噴出物の分布域がその東側と比べて相対的に低磁化強度域となるが，南方斜面下の凹地や北方斜面の谷筋などの地形凹地に対応して高磁化強度も分布する．これらの地域に分布する溶岩を主とする火山岩類は正帯磁か，あるいは逆帯磁であるものの磁化率が高く Q 比が低い可能性がある．
また，雷電岳，目国内岳の南方斜面中腹部では，局所的に尾根筋に沿って低磁化強度を示す地
域が複数箇所認められる．磁気異常が正しいとすれば，局所的な変質帯か逆帯磁の貫入岩体が分布している可能性がある．新見温泉付近は白樺山火山噴出物分布域に対応して局所的な高磁化強度域が分布するが，前述のように周囲は低磁化強度域となる．ニセコアンヌプリ地域ではニセコ
アンヌプリ噴出物の分布域で高磁化強度域となるが，山頂部やイワオヌプリなどの地域が調査できていないためその全体像は不明である．

300

図 3.8.2-8

ニセコ地域の平滑化した観測面

観測点高度を平滑化した．磁気異常のリダクション面はこの平滑化面を 60m 上空に平行移動した面を基準とする．青色の実線は航跡を示す．コンタ
ー間隔：25m．地形陰影を重ねた．
301

図 3.8.2-9

ニセコ地域の IGRF 残差全磁力異常図（リダクション面高度）

滑らかな観測面（図 3.8.2-8）を 60m 上空に平行移動した面（リダクション面高度）上での IGRF 残差磁気異常．主測線データのみを用いて計算した．
コンター間隔：50nT．地形陰影を重ねた．
302

図 3.8.2-10

ニセコ地域の IGRF 残差全磁力異常図（リダクション面高度の 300m 上空）

滑らかな観測面（図 3.8.2-8）を 360m 上空に平行移動した面上での IGRF 残差磁気異常．主測線データのみを用いて計算した．コンター間隔：50nT．
地形陰影を重ねた．
303

図 3.8.2-11

ニセコ地域の IGRF 残差全磁力異常図（1,800mASL 一定高度）

海水準一定高度（1,800mASL）上での IGRF 残差磁気異常．主測線データのみを用いて計算した．コンター間隔：50nT．地形陰影を重ねた．

304

図 3.8.2-12

ニセコ地域の磁化強度分布図

地形モデル（上面：地形，下面：海水準下 1,000m）を仮定した磁化強度マッピング（Nakatsuka, 1995）による磁化強度の水平分布を示す．コンター
間隔：25×10-2A/m．地形陰影を重ねた．
305

図 3.8.2-13

ニセコ地域の極磁力異常図

滑らかな観測面（図 3.8.2-8）を 60m 上空に平行移動した面（リダクション面）上での極磁力異常．コンター間隔：50nT．地形陰影を重ねた．

306

図 3.8.2-14

ニセコ地域の地質図

ニセコ地域火山地質図（NEDO，1987）に加筆修正．地形陰影を重ねた．

307

3.9 解析手法の整理
3.9.1 既往解析方法
3.8.1 では，空中磁気データの既往の解析法（定性的解析方法）として，空中物理探査データの処理や解析に広く使われている Oasis Montaj を用いて，(1) 極磁気変換，(2) 擬似深度フィルタ解
析，(3) 鉛直一次微分解析，(4) 鉛直二次微分解析，(5) 水平勾配，(6) Analytic Signal が既往の適応結果を踏まえ検討された．
ここで，納品された磁気値格子点データは高度リダクションを行っていないため，高度については未定義の状況にある．しかしながら，Oasis Montaj では処理の際，フーリエ変換を用いるため，ある平面上での値と仮定して処理を行っている．
比較検討の結果，(1) 極磁気変換，(3) 鉛直一次微分解析，(4) 鉛直二次微分解析，(5) 水平勾配については，既往の結果と同じ結果が得られた．
(2) 擬似深度フィルタ解析については，そもそも磁気異常のパワースペクトルの形状が異なっていることが判明した．当該の解析は CGG 社独自の方法で行われており，既往の報告書には詳しく説明されていない手続があると思われる．いずれにしても，本来であれば平面に磁気値をリ
ダクションしてから，当該の解析手法を適用すべきである．
(6) Analytic Signal については，既往の報告書中では実施されておらず，今回新たに実施した．
以上の結果から，(2) 擬似深度フィルタ解析を除いて，Oasis Montaj を用いて解析手続について追跡できた．これらの手法を使用した解析指針としては，水平勾配から地下構造の方向性が，鉛直微分や Analytic Signal から岩体の水平境界が推定できる．
ここでは，八幡平地域とニセコ地域の地下構造解釈への適用として Analytic Signal の結果について述べる．Analytic Signal（Roest et al., 1992）の振幅 |A(x,y)| は，3.9.-1 式に示すように，磁気異常（M）の x, y, z の 3 方向の微分値の二乗和の平方根である．

| A( x, y ) |

M/ x

2

M/ y

2

M/ z

2

(3.9-1)

磁気異常源の構造境界を垂直面と仮定した場合，磁化の方向によらず構造境界上に Analytic
Signal の極大値が分布することが知られている．しかし，経験的には，異常岩体に対して測線間隔が十分細かくかつ異常岩体の深度も浅い場合を除いては，異常岩体の境界を取り囲むように
Analytic Signal の極大値が分布することは少なく，むしろ極大値自身が大凡の異常岩体の水平位置を表すことが多い．事実，八幡平地域では，地表付近の火山岩が主たる磁気異常源であるため，これらの分布域で値が高くなる（図 3.8-12）．
八幡平地域で Analytic Signal が高いのは，北西部の柴倉岳付近，東八幡平，秋田焼山南斜面，
諸桧岳付近，三石山～犬倉岳付近，乳頭山～笊森山付近である．
一方，ニセコ地域で高いのは，岩内岳火山噴出物分布域，目国内岳火山噴出物分布域，白樺山，
シャクナゲ岳両火山噴出物分布域，ニセコアンヌプリ火山噴出物分布域である．注目すべきは
3.8.2 で述べた雷電山と目国内岳南山腹で認められた顕著な低磁気異常に対応して Analytic Signalも高く解析されることである．これから，これら地域では高磁性の逆帯磁の岩体の分布が推定さ
れる．

308

3.9.2 新規解析方法
3.8.2 では，空中磁気データの新規の解析法として，磁化強度マッピングを適用した結果を紹介した．この結果，八幡平地域では，更新世中期～後期の火山噴出物に対応して高磁化強度域が，倉沢山付近などの更新世前期の火山噴出物分布域では負の磁化強度域が卓越して分布することがわかった．これらの低磁化強度域と，逆帯磁の岩石の分布域との対応は一般的に良く，低飛行高度のため，既往の高高度のデータから解析された結果（Okuma et al., 1998）より分解能が良く解析されており，より露頭から採取された岩石の岩石磁気測定結果と比較検討が容易となった．
一方，ニセコ地域では，概ね火山岩分布域と高磁化強度域とが対応する．具体的には，岩内岳
火山噴出物とニセコアンヌプリ火山噴出物の分布域が高磁化強度域となる．目国内岳，前目国内
岳，白樺山，シャクナゲ岳南方等の山頂付近の地形凸部にも対応して高磁化強度が分布するが，それらを除くと山腹も含めて全体的には低磁化強度域となり，付近には変質帯（NEDO，1987）が分布する．一方，ワイスホルン地域では，ワイスホルン噴出物の分布域がその東側と比べて顕著に低磁化強度域となるが，一部北方斜面の谷筋などの地形凹地に対応して高磁化強度も分布する．また，雷電岳，目国内岳の南方斜面中腹部では，局所的に尾根筋に沿って低磁化強度を示す
地域が複数箇所認められ，局所的な変質帯か逆帯磁の貫入岩体の分布が推定される．ここで，前述のように Analytical Signal の値が顕著であることは，後者の解釈を支持している．
新見温泉の下流側の白樺山火山噴出物分布域に対応して局所的な高磁化強度域が分布するが，前述のように周囲は低磁化強度域となる．
以上のように，磁化強度マッピング法は地下の磁化分布を推定するのに適した手法で，貫入岩体や変質帯の調査に有効である．一方，今回の解析対象範囲（八幡平地域およびニセコ地域）では，主要な変質帯が分布する噴気活動を伴う火口周辺地域はほとんど調査飛行が行えていないた
め，新鮮な変質帯地域と磁化強度分布との関係性は詳しく検討できなかった．
さて，以上のように，本稿では何れも定性的な新旧の磁気データの解析法について検討を加えた．プロファイルデータを用いた 1 次元定量解析法も存在するが，今回の火山地域のように地下構造の 3 次元性が高い地域では適切な解析は困難である．このため，自ずと 3 次元解析が必要となり既に様々な手法が開発されている．これについては，「3.10 データ取得・処理・解析への提言」で触れることにする．

309

3.10 データ取得・処理・解析への提言［ノイズ処理と地磁気生データの必要性］
今回，CGG 社の HELITEM 時間領域空中電磁探査装置を使用した空中電磁・磁気探査により取得した空中磁気データについて，測定方法からデータ処理・解析法について検討を行った．手続的には，基本的に既往の報告書（和文および英文）と現地検討会（平成 28 年 11 月 16 日～17 日）に係わる CCG 社への質疑応答の資料との比較検討を行っている．
まず，空中磁気探査の場合，機体，場合によっては測定装置に起因する磁気ノイズの軽減・除去が最重要となるため，測定データの品質について検討を行った．しかし，既に処理済みのデー
タしか納品されておらず，いわゆる生データがないため，CGG 社が示す処理手続に沿った処理が行われたかの確認はできなかった．また，CGG 社の処理手続そのものについても既往の和文報告書だけでは詳細が不明な項目もあったが，英文報告書に加えて現地検討会に係わる質疑応答などから，大凡の処理手順については確認できた．把握できた手続で実際処理が行われていれば問題ないが，確認のしようがないので，今後同様な業務を発注する場合は測定に係わる各種生データ（空中磁気，地磁気日変化，GNSS 機上および基地局生データ，対地撮影映像データ等）の納品は必須と考えられる．特に，測定された磁気異常が人工構造物に対応するか等地物との対応を判断するために，対地撮影映像データも重要であるため，納品が必要である．
［高度リダクション］
次にデータ処理および解析において，報告書では磁気データが測定された高度に関して特段の配慮を行っていないことが判明した．一方，産業技術総合研究所では測定された高度を考慮して，平滑化された観測面上での値を高度リダクション処理して求めて，表示あるいは以降の解析に供している．納品された既往の処理結果と高度リダクション処理を施した結果とを比較したところ，
幸い図面上では大きな差異は認められなかったが，どの高度でのデータであるかが定義されているか否かは，より詳細な解析や定量解析においては非常に重要となる．
また，主測線データに加えて交差測線データを加えた高度リダクション処理を行ったところ，
本来は主測線と交差測線との交点において周囲とスムーズにデータが連続するよう処理されるべ
きところが，高度リダクション処理がうまく機能しなかった．さらに，拡張交点コントロール手法を適用しても同様であった．これは，今回の調査の飛行測線の仕様が電磁探査向けであったため，飛行高度（センサー高度：～70m）に比べて測線間隔が 250m と広すぎて，測線方向に比べ直交方向にデータ密度が粗すぎて空間的に偏りが強い測点配置のためと考えられる．本来，空中磁気探査の場合は，飛行高度の 2 倍以内の測線間隔が望ましいため，今回の飛行高度であれば測線間隔は 100m 以下にすることが必要である．
［データカバレッジの問題］
今回の調査では，直径 30m の送信ループを含んだ約 750kg にもおよぶ重量物の測定装置を吊り下げて調査飛行することから，いわゆる調査飛行の難地域が想定以上に生じて広い調査未実施地域が残された．本来吊り下げ物を伴う飛行は航空法による様々な制限があり，鉄道，主要道路，
主要構造物等の上空の飛行はできない上，諸事情により特段の配慮で飛行が回避される地域もある．また，機体のパワーに比べて重量物かつ大口径の送信ループを吊り下げるため，調査地の標310

高や地形の急峻さによって飛行の難易度が高まり，さらに調査未実施地域が拡大したものと察せられる．残念ながら，手法と法律上の問題もあり，このような事態は当該調査システムでは本質的に回避できない．
［スティンガー方式空中磁気探査］
一方，空中磁気探査単独では，バード方式に加えてスティンガー方式の空中磁気探査装置も存在する．図 3.10-1 に産業技術総合研究所の空中磁気探査装置を装備した調査ヘリコプターを示す．

図 3.10-1 空中磁気探査調査ヘリコプター（中日本航空（株）所有）（大熊ほか，2015）
AS350B3 型機．機体下部にスティンガーを固定し，その内部に Cs 磁力計センサーおよびプリアンプ等を収納する．撮影場所：神奈川県伊勢原市子易場外ヘリポート．
スティンガー方式の空中磁気探査装置では，機体に直接スティンガーと称する磁力計センサーを収納した突起物を固定するもので，機体改造に相当するので国土交通省航空局の修理改造検査に合格する必要がある．このための手続きと費用および時間が相当量かかるが，一度合格すれば原子力施設など特別な事情を除けば地上の状況によらず調査飛行可能である．産総研ではスティンガー方式の空中磁気探査により，国内で 6 箇所（設楽火山，富士火山（以上 2 火山の調査機はSA315 ラマ）
，苫小牧沿岸域，駿河湾北沿岸域，相模湾北部沿岸域および相模湾東部沿岸域）の調査実績があり，沿岸域の地質・活断層調査や火山の内部構造の調査に用いられてきた．現在，調査ヘリコプターとして AS350B3 型機を使用しているが，富士山の山頂でも調査飛行可能な飛行能力を有しているため，国内ではどこでも調査可能である．
以上のように，スティンガー方式の空中磁気探査によれば，つり下げ方式の調査に比べ調査飛行が行えない地域は格段に減少すると考えられる．また，調査飛行可能範囲は，CGG 社のHeliFALCON による空中重力偏差法探査と同一の範囲のカバーが可能である．したがって，つり下げ方式の空中物理探査が困難な場合，測定データが磁気データに限定されるものの，調査飛行可能なスティンガー方式の空中磁気探査の実施が推奨される．

311

［3 次元解析］「3.9 解析手法の整理」で述べたように，火山地域の地下構造は本来 3 次元性に富んだ構造であるため，中途半端な 1 次元解析を行うと解釈を誤る可能性もあるので，3 次元解析が望ましい．
磁気異常の 3 次元解析には様々な手法が開発されており，磁化強度の振幅を求めるものから，磁化ベクトルを求めるものまである．本来磁化はベクトル量なので解析により磁化ベクトルを求めることが望ましいが，本質的に解に唯一性がないポテンシャルデータの磁気異常から，未知数の多い磁化ベクトルを求めることは解の任意性が高まる点に留意する必要がある．これらの件についての議論は別の機会に譲るとして，ここでは 3 次元解析について若干の紹介を行う．
大熊・中塚（2016b）は今回の八幡平地域に含まれる秋田焼山地域で，固定翼を用いて海抜 1,800m
一定高度で取得された磁気異常データの 3 次元イメージング解析を行った．この結果は，従来の解析（Okuma, 1998）では先見情報を基に試行錯誤的に時間をかけて解析した結果と同等以上であり，先見情報を用いず短時間で実施できたものである（図 3.10-2）．当該の手法を高分解能空中磁気データに適用できればより詳細な構造解析が可能となったと思われるが，今回は秋田焼山の中央部以北で調査が実施されず残念である．
全磁力異常から 3 次元磁化ベクトル分布を求める手法としては，Kubota and Uchiyama (2005),
Ellis et al. (2012) 等があり，後者は Geosoft の Voxel インバージョンの MVI (Magnetic Vector
Inversion) オプションとして利用されている．ここでは，今回 TechnoImaging 社の遠藤 仁氏から
東八幡平地域をテストフィールドとして，同社の 3 次元構造解析プログラム EMVision（Zhdanov,2015）を用いて 3 次元磁化ベクトルのインバージョン結果（図 3.10-3）の提供を受けたので紹介する．図面を参照すると，3 成分に加え磁化強度の絶対値も合成されており，興味深い．解析結
果の z 断面にあるように，正の高 z 成分の周囲にこれを取り囲む負の z 成分が解析されており，
これに意味があるのか等今後検討を要する．
以上のように 3 次元解析手法については様々なものがあり，今後より適切な解析を行うため手法間の比較検討が必要と思われる．

312

図 3.10-2

3 次元イメージング解析から求めた秋田焼山火山の磁化構造（大熊・中塚，2016b）(a) 標高 250m の水平断面における秋田焼山火山の磁化強度分布．地形の陰影を重ねた．コンター
間隔：0.1A/m．紫色の点は地熱調査井の位置を示す．(b) 南北断面図（A-B）．コンター間隔：0.1A/m ．
既往の解析結果（Okuma, 1998）を重ねた．縦横比 2：1． (c) 東西断面図（C-D） (b) 参照．

313

図 3.10-3

3 次元磁化ベクトルインバージョンの解析例－東八幡平地域（TechnoImaging 遠藤氏提供）

上段左：解析範囲，右上段：観測全磁力値（上）と合成全磁力値（下）．下段：解析結果の海水準における深度断面

314

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316

4.

まとめと提言4.1 まとめ

今回実施した地熱資源調査等を目的とした時間領域空中電磁探査法および空中磁気探査法の手法検討作業は，JOGMEC が実施した「地熱資源ポテンシャル評価調査」におけるこれらのデー
タの解析作業で一定の解析結果が得られているものの，有望な地熱資源地域を抽出するにはより精度の高い解析手法の吟味が必要であるという目的で実施された．本検討作業は，有望な地熱資源地域の抽出に適した時間領域空中電磁探査法および空中磁気探査法データの解析において，精度向上につながる解析手法の検討を行った．
時間領域空中電磁探査法の本格的利用は本邦初の試みであり，人口密度や交通が発達している
ことや，地熱有望地域が急峻な山岳地域に分布するなど，空中電磁探査法にとっては問題となる可能性がある地域での探査を行うことになった．実際に探査を行ったところ，人口密集地や主要
道路，鉄道，重要施設周辺で探査ができず，また，1500 m 以上の標高のところでも探査ができなかった．前者は，今後飛行方法の工夫である程度解決できる可能性もあるが，後者は探査装置の軽量化など機材そのものの改良が必要であろう．
空中物理探査法は，歴史的には未開発地域に資源調査の概査に位置づけられてきたので，空中という不安定なところで送受信を行うこともあって，それほど精度を要求されずに来た面がある．
しかしながら，近年は陸上部における精密探査法という位置づけで地下構造をいかに正確に表現
するかという点に技術的課題が集中するようになってきた．すでに 3 次元インバージョン法も実用的に使われるレベルあり，均一の間隔で短時間に多くの測点でデータ取得が可能なこともあって，今後は理想的な 3 次元構造探査法として発展していくであろう．しかし，精度を向上させる
ためには，本検討作業で指摘したように．データの取得法，処理法，解析法に問題点もあり，それらを解決していく必要があろう．
今回の探査は JOGMEC からフグロジャパン社に委託されており，現地で取得する生データは得られず，JOGMEC に納品されたある程度加工されたデータを基にした検討となったが，時間領域
空中電磁探査法については，2.7 節，2.8 節などで具体的な問題点の指摘が行われた．また，時間領域空中電磁探査法の解析法についても 2.9，2.10，2.11 節で既存の方法や新しい方法について検討が行われ，地表での電磁探査法結果との比較や坑井内電気検層との比較により時間領域空中電磁探査法の探査結果の検証が行われた．同様に，空中磁気探査法に対しても，3.10 節で問題点が記されている．検討を行った空中磁気探査法は時間領域空中電磁探査法の付随的探査として行われている面があるので，空中磁気探査法としては理想的ではないところもあった．
今回，時間領域電磁探査法や空中磁気探査法の専門家が取得されたデータに直接触れて，処理や解析を実際行うことによって，そのデータの性質や問題点を把握できたことは，今後のこのデータの信頼性や限界を見極めたうえで，地熱探査法の一つとして位置づけられていくためには，重要な作業であったと思われる．その知見をもとに次節で今後の提言を述べる，
4.2 提言（1）複数の探査手法の利用
時間領域空中電磁探査法については，2.11 節で述べたように，地熱貯留層の上部に広がる低比抵抗を示すキャップロック層の分布を調べる探査法として位置づけられる．ただ，地層が低比抵317抗になる原因はいくつもあるので，その層がキャップロックであることを裏付ける，変質帯の分布や断裂系の分布を確かめることも必要である．また，そういう場所は磁化強度も減少している
ので，空中磁気探査法のデータを参照することも必要であろう．また，地下の密度もちいさくなっていることがあるから空中重力偏差法探査結果を参照することも必要である．空中物理探査法
は，短時間で広い範囲が探査可能であるから，複数の探査手法を実施して，それぞれの特徴を生かした地熱に関係した構造を調べることが重要である．
（2）深部探査法との協調
地熱貯留層は一般的には深さ 1～3 km に分布している．したがって，可探深度が数 100 m 程度の時間領域空中電磁探査法では探査できないが，もっと深部が探査できる MT 法や地表電磁探査
法とジョイントインバージョンすることにより，これらの探査が不足する表層付近の構造の情報を補えるので，より精密な構造探査が可能となる．空中磁気探査法は広域のデータが得られれば深部の構造を推定することも可能であるが，そのためにはデータの精度を向上させる必要もある．
（3）探査法の標準化
時間領域空中電磁探査法にはいろいろなシステムがあり，それぞれ特徴を持っている（2.2 節）．
データの取得法，処理法は各探査システムに依存するために，探査会社は解析に供するデータか
らエラーを含むデータは省くか，注意を払うことが必要である．エラーを含むデータで解析を進めれば，結果的に間違った地下構造が得られる可能性がある．探査会社から，データの質の情報も含めたデータが提供されれば（2.8 節で指摘したように．送信電流切断後の過渡現象を示す曲
線が提供されることが望ましい），それ以降の解析，インバージョンはある標準的な手法を提案し，それを多くの場所で実施することが可能になる．これにより，解析法がマニュアル化されて，多くの地域で同質の解析が行われれば，情報交換可能なデータが蓄積されて，問題点の発見も容易になり，将来の改良に寄与することもできるであろう．また，マニュアル化することにより，電磁探査法の専門ではない人にも使うことができるようになるであろう．このようにして，この探査データが，広く開発に生かされることが必要と考えられる．
日本国内の AIST によって実施される空中磁気探査法は標準化されているが，現段階では空中電磁探査法システムを利用した空中磁気探査法は必ずしも標準化された方法と同質に取り扱うことはできない．空中磁気探査法についても，国内で標準化された方法に準じるマニュアル化が行われることが望ましい．

318