第章

8

貯留層評価技術

第８章
我孫子研究所

我孫子研究所● 目

次

地圏環境部 上席研究員

木方

建造

我孫子研究所

地圏環境部

上席研究員

海江田秀志

我孫子研究所

流体科学部

上席研究員

江口

譲

兼

材料構造部

主任研究員

山本

武志

我孫子研究所

地圏環境部

主任研究員

伊藤

久敏

我孫子研究所

地盤耐震部

上席研究員

佐々木俊二

我孫子研究所

地圏環境部

主任研究員

末永

弘

我孫子研究所

地圏環境部

上席研究員

鈴木

浩一

我孫子研究所

地圏環境部

上席研究員

新

孝一

我孫子研究所地圏環境部 OB

本島勲

高レベル廃棄物処分研究プロジェクト

高レベル廃棄物処分研究プロジェクト

兼

貯留層評価技術８−１

地化学調査 ………………………………………………………………………………………………………………… 62

８−２

トレーサテスト …………………………………………………………………………………………………………… 67８−３

地圧測定 …………………………………………………………………………………………………………………… 72

８−４

透水性評価 ………………………………………………………………………………………………………………… 74

８−５

シミュレーション ………………………………………………………………………………………………………… 77

８−６

AE 計測 ……………………………………………………………………………………………………………………… 78

８−７

流電・自然電位計測 ……………………………………………………………………………………………………… 80

木方 建造（26 ページに掲載）
海江田秀志（８ページに掲載）

山本 武志（1993 年入所）
HDR の研究では坑内温度分布、注入水および回収水の流量温度等各種データの取得を行ない、それらを基に貯留層モデルの構築および熱水回収シミュレーションを行なった。
その後フライアッシュ（石炭灰）とセメントおよび骨材との間で生じる各種反応の評価、そして地下環境下で長期間使用するコンクリ
ートの耐久性評価の研究に従事している。

鈴木 浩一（38 ページに掲載）
本島

62

勲（32 ページに掲載）

江口
譲（1987 年入所）
これまで高速増殖炉の熱流動現象の評価、空気抵抗が小さい新型送電線の研究、熱流動
解析コードの開発などに携わってきた。HDR
関係では主に貯留層内の地下水流動解析を担当した。現在は、これまで開発してきた熱流動解析コードを一般の乱流問題に汎用的に適用できるように高度化するとともに、洋上風力発電装置の考案などにも着手している。
伊藤 久敏（８ページに掲載）
佐々木俊二（26 ページに掲載）
末永

弘（54 ページに掲載）

新孝一（1983 年入所）
岩盤の破壊の力学や岩盤物性の計測と評価手法の研究に従事してきた。また、従来型の地下利用である揚水発電所調査設計や、将来技術である HDR 開発などにおける岩盤の評価に携わる。特に、岩盤応力の評価をその手法の開発とともに行ってきた。現在では高レベル放射性廃棄物の地下処分に関る岩盤の長期の特性の解明などに取り組んでいる。

８−１

地化学調査
割れ目に充填された熱水鉱物等から構成される。注入8-1-1 目された水は、地下の高温、高圧条件において水−岩石的反応により、主として岩石から各種の化学成分が注入
水圧破砕や循環時に注入水や戻り水、生産水を採取､水に溶出し、その結果として化学的に高濃度になる。

分析する地化学調査により､貯留層内での流体の挙動を地下に圧入された注入水は、主として上述の二つの過評価すると共に､貯留層の規模評価を行うことにより、

程を経て、さらに条件によっては、地表に湧出する際に造成された貯留層の特性を地化学的な観点から評価する。

温度、圧力の低下に伴うスケール 5 の沈殿という過程を経て地表に湧出する。この様に、地表に湧出した流体は
地下での種々の過程に関する情報を含んでいる。

8-1-2 方法・原理

以上のような観点から 1991 年、1992 年の水圧破砕試
水圧破砕および抽熱・循環実験に際して地下に注入さ験、1993、1994、1995 年の循環試験時に地下貯留層内れた水は、大きくは以下の二つの過程を経ることによりでの流体の挙動を理解し、貯留層の規模評価のためのデ

化学的に変化し、戻り水や生産水として地上に湧出するータを取得する目的で流体の採取、分析による地化学調と想定できる（図 8-1-1）。

査を実施した。また、スケール対策の一環としてスケー【地層水や間隙水との混合】：高温岩体の貯留層の母岩

ルモニタリングを 1994、1995 年に実施した。

は、比較的割れ目のない塊状な岩盤であるものの、割れ目や岩石の空隙の中には、地下水がマグマからの供8-1-3

水圧破砕時の地化学調査

給や高温高圧下での岩石との反応により化学的には高濃度になって、熱水（地層水や間隙水など）として地

1991、1992 年にそれぞれ注入井の深度約 1000m およ

下に賦存する。一方、実験に用いる注入水は、河川水

び 700m で水圧破砕により人工貯留層が造成された。水であることが一般的であり、化学的には低濃度である。

圧破砕時の注入水および破砕後の戻り水を採取、分析す

化学的に低濃度である注入水は、地下貯留層内においることにより、貯留層内での水圧破砕時の流体の挙動をて高濃度の熱水と混合することにより、化学成分濃度

以下のように推定した¸。

が一般的には上昇し、地表に湧出する。

¸

戻り水の化学成分濃度の経時変化は、地下の人工貯【水−岩石反応】：地下に注入された水は、高温の岩盤

留層内での二つの現象を示唆している。すなわち非反と接触することにより熱を抽出する。この岩盤との接応性成分であり、地下に普遍的に存在すると考えられ

触面、すなわち割れ目は母岩を構成する造岩鉱物や、る塩素（Cl）を指標にすると、時間とともに Cl 濃度が上昇しているため、地下で注入水と地層水（既存の注入

生産

地下の熱水）が混合していることが想定できる。一方
反応性成分であり、割れ目に熱水鉱物として充填して地層水との混合
Cl,δ18O

いる石膏や硬石膏の構成元素であるカルシウム（Ca）
沈殿
CaSO4, SiO2
CaCO3

および SO4 を指標にすると、時間とともにこれらの成分の濃度が上がっているため、地下では割れ目沿いの熱水鉱物と注入水が反応していることも想定できる

Na, K, Ca
SO4,SiO2

貯留層（図 8-1-2）。

水−岩石反応図8-1-1

地下貯留層内での流体の挙動モデル

５ スケール：熱水中に溶け込んでいる成分が不溶性となって配管などに析出・沈殿・付着したもの。

電中研レビュー No.49 ● 63

下部破砕実験（1991）
1.2
1
0.8
Ｍ 0.6

Na
K
Ca
Cl
SO4
HCO3
CO3

0.4
0.2
0
0

100

200

300
400
積算流量（m3）

0

5

10

20
経過時間（h）

500

600

700

40

60 80

上部破砕実験（1992）
1.4
1.2
1
0.8
Ｍ
0.6

Na
K
Ca
Cl
SO4
HCO3

0.4
0.2
0
0

200

0

25

図8-1-2

¹

400

600
800
積算流量（m3）

1000

100
50
経過時間（h）

200

1200

1400

300 400 500

水圧破砕時の標準化した化学成分の挙動

最終の戻り水の Cl 濃度は下部貯留層で 63ppm、上た天然の割れ目は、上部、下部区間共に伸展方向の割部貯留層では 8.8ppm であり、下部が上部に比べて１れ目が卓越すること６、下部のコアの多くは硬石膏をオーダー高い値を示している。このことから、下部に狭在することから、水圧破砕による亀裂は天然の割れ

おいては Cl 濃度の高い地層水をより多く混合してい目に沿って伸展していると想定できる。

ると想定できる。
º¼

戻り水の Cl 濃度の比較、さらに戻り水流量測定の下部貯留層の戻り水の Ca と SO 4 は両者共に初期結果からは、下部貯留層では注入水がより多く逸散しにその濃度が急激に上昇するという特徴的な挙動ていると想定される。下部貯留層は周辺にその存在がを示しているのに対し、上部のそれにはこの様な推定される破砕帯に繋がっている可能性が高い。

顕著な挙動が認められない（図 8-1-2）。このことは、下部貯留層造成時には上部に比べて、注入水と石8-1-4

循環試験時の地化学調査

膏や硬石膏との反応が顕著であったことを示唆している。
»

水圧破砕により上部貯留層は東西に、下部貯留層はほぼ南北に伸展しており、ボーリングコアで認められ

64

６ 上部については、図 7-2-2 に示すように東西方向の割れ目が必
ずしも卓越する訳ではないが規模の大きな割れ目は東西方向が卓越する（近藤、1994）。

および K-Cl（図 8-1-4）の関係について考察する。

各循環試験時の溶存成分の経時的な挙動をまとめると1993 および 1994 年度の Na-Cl プロットは共に左端の以下の通りである。
¸

各成分とも循環初期は坑内水（河川水によって置換）

数点（注入水濃度を示す）を除けばほぼ直線で回帰できの影響により低濃度であるがその後急激に上昇する。

る。また右側のプロットは循環初期のもので徐々に左に急激な上昇は高濃度の地層水との混合に起因すると考移行する。すなわちこれらプロットの挙動は右端の端成えられる。

分（地層水）と左端の端成分（注入水）の混合によって¹説明できる。この直線の傾きは一方の端成分である地層混合の指標となる Cl は各年度共に、急激な増加の水の Na:Cl 比を示しており、さらにｙ切片は地下貯留層

後、徐々にその濃度が減少する。
º

における岩石−水反応によって付加された Na 量を示し

地下における水−岩石反応の指標となる Na、K はている。各実験の直線のｙ切片は、1993 年が 225ppm、急激な増加の後、その値をほぼ維持している。
»

1994 年が 218ppm とほぼ同様の値を示す。

Ca は Na や K とは異なった挙動を示す。このことは、Ca の起源となる鉱物が主として割れ目に限定して充K-Cl の関係についても Na-Cl とほぼ同様の結果が得ら

填した硬石膏や方解石であること、さらにスケールのれた。実験時の直線のｙ切片は 1993 年が 18.3ppm、形成に関与することに関係していると想定される。

1994 年が 19.2ppm であった。
なお、1995 年度は、Cl 濃度が低く、明瞭な相関が認

これら成分のうち、ここでは水−岩石反応により付加された Na および K を評価する目的で Na-Cl（図 8-1-3）

500

められないため、検討から除外した。

OGACHI/93-97/Na-Cl

Na concentration（ppm）

450
400
350
300
250

注入水（1993年）
生産水（1993年）
生産水（1994年）
生産水（1995年）
生産水（1997年）

200
150
100
50
0
0

50

100

150

200

250

300

Cl concentration （ppm）

図8-1-3

Na-Clクロスプロット

OGACHI/93-97/K-Cl
35

K concentration（ppm）

30
25
20
注入水（1993年）
生産水（1993年）
生産水（1994年）
生産水（1995年）
生産水（1997年）

15
10
5
0
0

50

100
150
200
Cl concentration（ppm）

図8-1-4250

300

K-Clクロスプロット

電中研レビュー No.49 ● 65

２．スケールモニタリング結果

8-1-5

雄勝地点の地表配管の方解石スケール付着状況を理解

スケールモニタリング

するため生産水の pH、Ca、全 CO2、Na、SO4、Cl の挙動について検討した（図 8-1-5）。

在来地熱の流体と比較して、高温岩体発電の生産熱水中の全溶存成分量は小さいため、スケールの付着の可能

坑口温度は生産流量が 25m 3 前後で 100 ℃に到達し、性は小さいと考えられていた。しかしながら、1994 年

沸騰による CO 2 ロスにより、生産水の pH が上昇する。

の循環試験中に地表配管内にスケールの付着が認められ、Ca は河川水の値である 0.2mM から最大 2mM まで上昇

これが炭酸カルシウム（CaCO3）と判明した。ここでは、し、その後 100m 3 で減少し始め、1000m 3 前後で注入水

雄勝地点におけるスケールの付着状況を明らかにするたの値に戻る。
全 CO2 は生産開始後 8m3 までの間に 0 から 14mM まで

めのモニタリング結果について報告する。

急激に上昇する。10m3 から 20m3 の間に 6mM まで減少
し 70m3 までは一定の値を保ち、その後 1000m3 前後にか

１．炭酸塩スケールの概要
炭酸カルシウムのスケールは以下に示す¸の反応によけて約 4mM まで減少する。この全 CO2 の２回目の減少り形成され、これは水中での方解石の溶解と逆の反応では Ca の減少とその時間が一致している。Ca が河川水のある。また熱水の圧力低下により生じる沸騰に伴う CO2値に戻った後も、全 CO2 は約 4.2m Ｍの一定した量が付ロスにより熱水中の pH が増加する（¹式）。

加されている。
以上から、方解石スケールの沈殿は生産流量で 100 か¸

Ca2 ＋＋ 2HCO3-＝ CaCO3 ＋ CO2（aq）＋ H2O

ら 1000m3、経過時間で 100 から 500 時間の間に生じ、その後地下から Ca の供給がなくなったと想定された。

¹＋

HCO3-＋ H ＝ CO（aq）＋
H2O
2

この結果を受け、1995 年はスケールの付着について検討するため、熱水の沸騰（フラッシュ）前後で Ca の

元々方解石の飽和に近い状態の熱水にとって、沸騰した場合、CO2 の分圧の減少に伴い pH が増加し、これはモニタリングを実施した（図 8-1-6）。

過飽和な状態をもたらし、炭酸塩カルシウムの沈殿を促

¸

進させる。

（坑井体積）で急激に増加し、約 20m3 で 2.5mM の値

16

地化学モニタリングの結果から、Ca は生産流量 4m3

Ogachi Circulation／1994

10
pH

14

9.5

12

9

10

8.5

T-CO2

8

8

SO4

6

7.5

4

7

2

6.5

0
1

10

100

1000

10000

6
100000生産流量（m3）

図8-1-566

生産水の化学成分挙動（1994年循環）

CapH（mM : ミリモル）Na

ClOgachi Circulation／1995／Scale

9

1.5
6
Ca（フラッシュ後）

1

Ca（フラッシュ前）

0

3

坑口圧

0.5

0

1000

2000

3000

4000

5000

坑口圧（Kgf/cm2）

Ca（mM : ミリモル）

2

0
6000

生産流量（m3）

図8-1-6

生産水のスケールモニタリング（1995年循環）を示した後徐々に減少する。
¹

炭酸カルシウムスケールの沈殿が生じたと想定できる。

フラッシュ前後の Ca モニタリングの結果から、生º1000m3 以前はフラッシュ前後の Ca 濃度の関係は一産流量が 1000 から 2500m 3 の間はフラッシュ前の Ca様でない。この期間は坑口圧が低く、坑井内でフラッ濃度がフラッシュ後のそれに比べて高く、その後はほシュしていたことが観測されており、坑井内でスケー

3

ぼ同じであることが読み取れ、1000 から 2500m の間、８−２

ルが沈殿している可能性が考えられる。

トレーサテストとその経時変化について解説する。

8-2-1 は じ め に
8-2-2
高温岩体発電の実用化に向けて解明すべき課題の１つ

トレーサテストによる貯留層評価の原理として、人工的に造成された貯留層の特性、特に規模評価があげられる。注入井から生産井に至る流体の通過す

流体の空間的、時間的な挙動を調べる目的で、トレーる空隙の総体積、さらに流体が接する岩体の表面積は、

サを用いた調査が実施されている。例えば、降水、貯水、貯留層からの抽熱量や貯留層の余寿命を予想するうえで

かんがい水の浸透、伏流水の挙動、地下水の経路、地下

重要な指標である。人工貯留層の体積を評価する目的で、での滞留時間さらに流量を求める目的でトレーサによる循環時にトレーサ７テストを実施した。

調査が実施されている。また、反応炉などの容器の中で

ここでは、各循環試験時に実施したトレーサテストの結果について述べると共に、上下部２層の貯留層を介しの流体の挙動を評価するためにもトレーサが利用されている。

て得られたトレーサ応答カーブを数値解析により個々の人工貯留層内での流体の流れの評価には、Danckwerts

貯留層に対応する応答カーブに分離し、それぞれの応答（1953）¹が考案した、反応炉などの容器の中での流れをカーブの統計学的な解析から得られた貯留層の規模特性評価する方法としての滞留時間分布（Residence Time
Distribution : 以下 RTD と呼ぶ）という概念を参考にし

７ トレーサ：流体の流動経路を明らかにするために、その流体中に投入する物質。

た。この RTD カーブ（図 8-2-1）を用いて、以下のよう

電中研レビュー No.49 ● 67ィードポイント８に初めて到達するまでの時間もしくは積
Pulse Input

算流量で、貯留層内での最短パスに関する情報が得られる。

応答カーブ
濃
W 1/2
度

8-2-3

トレーサテストの実施概要

雄勝地点における循環実験時のトレーサテストに用い0

Tb or Vb

Vm

V（積算流量）るトレーサ物質は、)可溶性物質で、流体の流動に追随

T（時間）Tb：ブレークスルー時間

する、*岩石や鉱物に吸着しない、+熱に反応しない、

Vb：ブレークスルー体積
Vm：モード体積,取扱が容易である、-環境に対して安全である、.値

W1/2：1/2モード値幅段が安価である、/低濃度でも分析が可能である、ことなどを考慮して、ナトリウムフルオレセイン（NaFl）

図8-2-1

トレーサ応答カーブによる貯留層特性評価法

およびヨウ化カリウム（KI）を選択した。
トレーサは各循環実験時に、注入圧力、流量および生な方法で貯留層の各種特性を評価したº»。

産流量がほぼ安定した時点で、注入井にパルスインプッ［モード体積： Vm］

トとして投入した（表 8-2-1）。トレーサ投入後、生産

RTD カーブが最大値を示す際の積算流量値。貯留層

水を採取、分析した。現地において採取された水試料のを介した流れの中で、モード体積は入り口から出口に向

分析は、実験室において実施した。分析項目および分析

かって流体が最も優勢に流れる比較的透水性の高い場の方法は以下の様である。
NaFl ：分光蛍光光度計（励起波長： 491nm、吸光波総体積としてとらえることができる。

長： 513nm）を用いた吸光光度分析法［1/2 モード値幅（半値幅）：Ｗ 1/2］I（ヨウ素）：イオンクロマトグラフィー法

RTD カーブのピークすなわちモード値の半分の高さにおけるカーブの幅。主な流路を通る流体の分散を計測するパラメーターとして用いる。この値自身は不確かで

8-2-4

トレーサテスト結果

あり、物理的な固有の意味合いを持たないものの、違うシステムの相対的な分散や同じシステムの分散の経時変

各循環実験時の貯留層体積を評価する目的で、表 8-2-

化を評価する手法として利用できる。

1 に示した実験時にトレーサテストを実施した。各回の［ブレークスルー時間（体積）： Tb（Vb）］
８ フィードポイント：孔井内への流体の流入が認められる位置。
坑井内での水みち箇所に相当し、地熱井では貯留層とのつながりを意味する。

トレーサが投入されてから、応答カーブが立ち上がるまでの時間（積算流量）。トレーサ物質が投入されてからフ

表8-2-168

トレーサ投入の諸元

トレーサ物質

重量

投入方法

投入時期
（実験開始後）

22日間
循環実験

KI

20kg

パルス
インプット

1994

５ヶ月循環実験
（その１）

NaFI

150g

1994

５ヶ月循環実験
（その２）

NaFI

1995

１ヶ月
循環実験

1997

10日間
循環実験

年度

実験名

1993

トレーサテスト時
注力圧力
（Mpa）

注力流量
（l/min）

生産流量（l/min）

11日目

19

1200

39

パルス
インプット

60日目

16

750

60

400g

パルス
インプット

135日目

16

750

63

NaFI
KI

500g
40kg

パルス
インプット

12日目

6.5

500

125

NaFI
KI

500g
40kg

パルス
インプット

2日目

13

500

75

トレーサテストによって得られた応答カーブを図 8-2-2間より推定される各フィードポイントにおけるトレーサに示す。

要素の最初の到達時間をブレークスルー時間と認識した。

トレーサテストを行った循環実験は、全て上下２層の上部貯留層の 1994 年１回目、２回目および 1995 年の各ブ

貯留層を介して実施しており、このためトレーサの応答

レークスルー時間は 94、100、170 分、下部貯留層のそれ

カーブはこれら２層の貯留層の特性を表していると考えは各々 517、816、124 分と読み取れる。同様に応答カーブ

られる。実際に、1994 年のトレーサテストの応答カーの濃度立ち上がり時間から推定できる、各フィードポイ

ブは二つのモードを有し、これは上・下部貯留層に対応

ントに最初のトレーサ要素が到達するまでに流れた流体

するものと容易に推察できる。このため、以降に実施すの総量（ブレークスルー体積）は、上部貯留層で 0.8、0.9、

る上・下部貯留層の特性評価を行うために、得られたト2.1m3、下部貯留層で 26.4、43.7、14.0m3 と読み取れる。

レーサ応答カーブを福田ほか（1992） ¼ を参考にして、ブレークスルー時間、体積ともに上部貯留層に比べて数値解析により各貯留層に対応する応答カーブへの分離

下部貯留層が総じて大きな値を示す。これらの値の経時を試みた（図 8-2-3）。

変化については、上部貯留層ではわずかながら増加の傾向にあるが、下部貯留層では 1995 年度に急激に減少する。

8-2-5

貯留層の特性評価
２）モード体積

ここでは各トレーサテストによって得られた応答カー

上部貯留層の 1994 年１回目、２回目、1995 年のモーブ（図 8-2-2）、さらに数値解析によって分離した上・下部

ド体積はそれぞれ 8.4、11.7、6.6m3、下部貯留層のそれ貯留層に対応する応答カーブ（図 8-2-3）を用いて、テスはそれぞれ 289、236、117m3 と読み取れる。下部貯留層

ト実施時の貯留層の各特性について評価する（表 8-2-2）。

のモード体積が上部貯留層のそれに比べておよそ 20 倍
大きな値を示す。これらの経時変化は上部貯留層ではほ１）ブレークスルー時間

ぼ同じ値を示すが、若干増加の傾向を示す。これに対し

トレーサ投入から各応答カーブの濃度の立ち上がり時

OGACHI/94 1st/NaFl

NaFl（ppb）

12

NaFl（ppb）

10
8
6
Na Fl

35

300

30

250

25

200

20

150

4

100

2

50

0

200

400

600
800
1000
Flow Volume（m3）

1200

1400

15

NaFl
Iodide

10
5

0

0

40

OGACHI/95/NaFl, KI

350

Iodide（ppm）

14

下部貯留層では減少の傾向が認められ、特に 1995 年に

0

1600

200

400

600

800

1000

1200

1400

0
1600

Flow Volume （m3）

OGACHI/94 2nd/NaFl
90

OGACHI/97/NaFl, KI

6

70

20
NaFl

NaFl
Iodide

60

4

50
40
30

10

2

Iodide（ppm）

30
NaFl（ppb）

NaFl（ppb）

80

20
10
0

0
0

200

図8-2-2

400

600
800
1000
Flow Volume（m3）

1200

1400

1600

0

200

400

600

800

1000

1200

1400

0
1600

Flow Volume （m3）

トレーサーテストにより得られた応答カーブ（左上：1994年１回目、左下1994年２回目、
右上：1995年、右下：1997年）

電中研レビュー No.49 ● 69

94＃1 Simulation
14
12

Concentration (ppb)10
Path1（Upper）
Path2（Lower）
CalculatedObserved

8
6
4
2
0
0

50

100

150

200

250

300

350

400

Elapsed Time (hour)94＃2 Simulation
45
40

Concentration (ppb)

3530

Path1（Upper）
Path2（Lower）
CalculatedObserved

25
20
15
10
5
0
0

100

200

300

400

500

Elapsed Time (hour)

350

95 Simulation

Concentration(ppb)(ppd)
Concentration

300
250
Path1
（
Path1
（Upper）
Upper）
Path2
（
Path2
（Lower）
Lower）
Calculated
CalculatedObserved
Observed

200
150
100
50
0

0

100

200

300

400

Elapsed Time (hour)

図8-2-3 最良推定モデルによる計算濃度（上：1994年１回目、中：1994年２回目、下：1995年）

70

500

表8-2-2
評価項目

トレーサテストにより求められた雄勝貯留層特性一覧
実験年次
1994

ブレークス
ルー時間：

テスト名

下部貯留層

1st test

94

517

−

2nd test

100

816

−

170

124

−

1995

Tb（min）

ブレークス
ルー体積：
Vb（m3）

1997

1st test

−

−

−

1994

2nd test

0.8

26.4

−

0.9

43.7

−

1995

2.1

14

−

1997

−

−

−

1st test

8.4

289

−

2nd test

11.7

236

−

6.6

117

（135）

1994
モード体積：
Vm（m3）

1995
1997

1/2モード値
幅：
W1/2（m3）

−

−

（138）

1st test

18

407

−

2nd test

32

288

−

1995

35

177

（183）

1997

−

−

（324）

1994

ち上がりや、モードの高さ、その時間等について概ね急激に減少する。

よい一致を見た。

1995 年と 1997 年の結果について上・下部貯留層を合わせた応答カーブでモード体積を評価した場合、1995
3

上・下部
貯留層

上部貯留層

3

*

貯留層の最も優勢な流れ場の体積を示すモード体積

年 135m 、1997 年 138m と読み取れる。1995 年の結果

は、上部貯留層がおおよそ７〜 12m3 であるのに対し、からはこの値は下部貯留層のモード体積に強く影響され下部貯留層は 1994 年の１回目では 289m3、２回目 236m3、ていること、1995 年から 1997 年にかけては貯留層全体

1995 年では 117m3 と減少傾向にあり、下部貯留層内でとしてのモード体積に変化はないことが明らかになった。

徐々に流路の短絡が生じていることが明らかになった。
1995 年および 1997 年の上・下部合わせたモード体積は135m3、138m3 とほぼ同様な値を示し変化がない。

３）1/2 モード値幅（半値幅）
上部貯留層の 1994 年１回目、２回目、1995 年の 1/2+実験開始から 1994 年にかけては循環試験をするこ

3

モード値幅はそれぞれ 18、32、35m 、下部貯留層のそとにより徐々にではあるが流路の短絡が生じ、その後

3

れはそれぞれ 407、288、177m と読み取れる。下部貯留

1995 年の下部貯留層の改善により急激に流路の短絡

層は経時的に減少の傾向が認められる。上・下部貯留層が生じたものと推察できる。これに対し、1995 年か一括で検討した場合、1995 年は 183m3、1997 年は 324m3

ら 1997 年にかけてはモード体積に変化はない。

とそれまでの減少傾向とは逆に増加している。

,

分散の定性的な評価の指標となる 1/2 モード値幅は1994 〜 1995 年にかけては上・下部をあわせると徐々8-2-6 ま と めに減少の傾向にあり、総じて分散が小さくなることを示しているのに対し、1997 年は逆に増加する。モー

雄勝高温岩体発電実験場で行われた抽熱循環実験時にド体積が変化しないにも関らず、1/2 モード値幅が増

貯留層の特性を評価する目的でトレーサテストを実施し加する原因としては、1997 年循環実験前の各種実験た。トレーサテストは 1994 年に２回、1995 年に１回、の影響と考えられる。すなわち、上部と下部を分離し1997 年に１回実施した。得られたトレーサの応答カーて実験を実施するために注入井下部区間に投入したサブを数値解析により上部・下部貯留層の二つのパスに対ンドプラグの割れ目への挟在、下部区間への大量の水応した応答カーブに分離し貯留層の特性を評価した。

の圧入による下部貯留層での沈殿鉱物の生成等の可能)性が考えられる。

２本のパスを仮定した数値解析は、応答カーブの立

電中研レビュー No.49 ● 71

８−３

地 圧 測 定高温岩体発電の開発において地圧を知ることは以下の二つの観点から重要となる。すなわち、まず第一に水圧

8-3-2

地圧の測定方法

破砕によって造成される貯留層の形状・方向に影響を与えると考えられること、第二に熱抽出の媒体となる亀裂

上述のような地圧を測定する方法としては、さまざま

内を流れる地下水の流動に対して、亀裂を閉じようとすな原理のものが提案・開発されてきている。図 8-3-1 にる地圧が影響を与えると考えられること、である。

はそれらを能動的方法、受動的方法、その他に分けて示

そこで、どのようにして地圧を測定するのか、その一す。能動的方法とは地圧を測定するために行なわれる試

般的方法や雄勝の研究で解明されたことについて述べる。

験法であり、受動的方法とは地圧に起因する地震や岩の破壊現象があったときにその現象から地圧を知ろうとする方法である。また、その他の方法とは地圧に関する有8-3-1 地 圧 と は用な情報を提供するが単独では地圧を知ることができな
地圧は地盤や岩盤の内部に作用している圧力である。

いものである。図に挙げた方法のうち、能動的方法であ

流体の圧力と異なる点は、方向によって異なる圧力が作る応力解放法は、用いる計器の耐熱性や耐圧性の限界か用することである。地圧を完全に表現するには、直交す

ら地熱地帯の深部では現在のところ適用することができる３つの方向に作用するそれぞれの圧力を知る必要があない。また水圧破砕法も天然の割れ目が多い場合や高温る。

の場合には適用が困難となる。このようなことから、地地圧の発生する要因は、まず第一に地盤や岩盤の自重熱地帯で深部岩盤の地圧を求めようとする場合には、ボによる鉛直方向の圧力、そして海洋プレートの沈み込み

ーリングコアを用いる方法、地震波の情報を用いる方法、に際して生じる水平方向の圧力が挙げられる。従って、地圧に起因する破壊現象を用いる方法、が地圧を知るた

プレートの寸法に匹敵する程度の広域的には地圧の方向

めの主な情報源となる。

性はプレート運動の方向性と一致すると考えられる。地

図中に示した方法のうち、雄勝地点で用いた幾つかの圧に影響を与える他の要因として、地質構造や残留応力方法の原理を模式的に示したものが図 8-3-2 )〜+である。

なども挙げられ、これらが影響してある地域の実際の地)の室内 AE 法では、岩石などに応力を加えていくと地圧圧状態が実現している。

を越えてから AE が発生するカイザー効果を基本的な原理とし、様々な方向の試料で試験を行うことによって地圧

能動的地圧測定法

・応力解放法・水圧破砕法他、
破砕法

・コアを用いる方法
室内AE法
DSCA法

受動的地圧測定法

その他の方法地震波の情報・断層面解・マルチプレット解

単独では用いられない断片情報地圧に起因する
破壊現象
・DTF

図 8-3-172

地圧測定法の種類

・広域地殻ひずみ（三角測量等）・コアディスキング
・ブレークアウトAE法の手順

１．様々な方向の試料を

応
力

地圧

準備する

時間

２．センサーを設置して一軸載荷試験を行う
３．AE発生の始まる時の載荷応力をその方向の地圧とするＡ
Ｅ
時間
応力が地圧を越えてからAEが発生する
カイザー効果により地圧がわかる

試料採取の概念

図 8-3-2①

室内AE法の概念

DTF法 原理

地圧
孔軸方向
温度
孔内水圧
岩の引張強度

複数の
孔軸で
逆解析

孔壁に傾いた亀裂

図 8-3-2*

地圧

DTF法の概念

最大地圧
方向

コアディスキング
模式図

孔
底

図 8-3-2+

偏圧が大きいときのディスキング形状

コアディスキング法の概念

電中研レビュー No.49 ● 73

を測定する。*の DTF（Drilling-induced Tensile Fracture）
法では、掘削時の水圧、温度分布、地圧の作用により孔壁に生じる引張破壊亀裂の方向と傾きから地圧を求める。
+のコアディスキングは、水平地圧が大きい場合にコアが円盤状に割れる現象であり、孔軸に垂直な最大圧縮地
圧方向に軸を持つようなポテトチップス状の形状になることから地圧方向については確かな情報を与える。地圧
方向の確かな情報としては、他にボアホールブレークア
ウト９などの地圧に起因する破壊現象がある½¾。

8-3-3

雄勝の研究で解明されたこと雄勝地点での地圧測定により、以下の結果が得られた。
１）雄勝の位置する東北地方は、広域的にはおよそ東西方向の応力が作用していると考えられている。雄勝実
験場付近の南部ではこれと一致する方向性が見られた。
一方、北部では北東−南西の方向性が見られた。また、中央部では水圧破砕亀裂の伸展方向の違いから深度に水平面内の地圧方向（円内線）と破砕時の微小地震の進展方向（円内矢印）
図には等高線と各坑井の軌跡（坑跡）も示した。

よって地圧方向の異なる可能性も示唆された（図 83-3）。地圧の大きさは、水平面内最大地圧が鉛直方向

１：1991年OGC-1下部（990m〜1000m）
水圧破砕時の微小地震（MS）
２：1993年OGC-1下部（990m〜1000m）
循環試験時の最初の１週間のMS
３：1992年OGC-1上部（710m〜720m）
水圧破砕時のMS
４：1994年OGC-2迎え破砕時のMS
５：室内AE法およびDSCA法による地圧の
最大方向
６：コアディスキングの形状による地圧の
最大方向
７：DTFによる水平面内地圧の最大方向の 1.5 〜２倍程度であった。
２）熱履歴を受けていたことのために適用性に疑問のあったコアを用いる方法も、他の方法と整合的な良好な結果を与えた。すなわち、230 ℃程度の熱履歴を受けた花崗岩でもコアを用いる方法により適切に地圧を測定できることがわかった。
９ ボアホールブレークアウト：坑井の掘削により生じる応力集中のために生じる坑壁の破壊現象で、ほぼ DTF と直交する方向
に生じる。

８−４

図8-3-3

雄勝地点で得られた地圧測定結果

透水性評価て行った注水試験の測定データを用いて、実験場の貯留

8-4-1 は じ め に層における透水性・貯留性を評価した結果について紹介する。

貯留層を評価する技術のうち、その貯留層がどの程度水を通しやすいか（透水性）、また、どの程度水を蓄え8-4-1

注 水 試 験ることができるか（貯留性）を評価するものとして、注水試験がある。ここでは、OGC-1、2、3 の各坑井に対し74

注水試験とは、坑口から水を注入し、坑口における水圧、流量を測定することにより、この坑井の周辺における水の通りやすさを表す物性値である透水係数を求める

Q ⋅ 1nものである。また、水を注入している坑井とは別の坑井

k=の口における水圧、流量を測定することで、両者の間の透水係数、および貯留層の保水性を表す物性値である間

L
r

 P

2π 
+ H'  L ρg¸

ここで、r（ m）は坑径、ρ（kg/m 3 ）は水の密度、g隙率を求めることができる。
図 8-4-1 に示したものは OGC-2 より注水を行った時の、
OGC-1 〜 OGC-3 での水圧・流量変化を表す。これらの（m/sec 2）は重力加速度、H（m）は坑口から試験区間
中点までの水頭を表す。

測定データを用いて、以下の方法により透水係数・間隙¹率を求めた。

複数坑井間の透水係数・間隙率ある坑井において流量 Q（m3/sec）で注水している場¸

単一坑井周辺の透水係数

合、距離 R（m）だけ離れた坑井における時間 （t sec）経坑井周辺の透水係数を算出する方法を以下に示す。あ過後の水位 h（m）は次式で表現される。

る坑井に流量 Q（m3/sec）で注水を行い、定常状態における坑口圧力が P（Pa）であったとき、試験区間 L（m）h=

全体の透水係数 k（m/sec）は次式により算出される。

2.3Q
2.25Tt
log 2
4πT
R S

2.0

0
OGC-1

1.5
水位（m）

40

坑口圧力

60

1.0

水位

80
0.5

坑口圧力（MPa）

20

¹

100
0.0

120

OGC-３

水位（m）

118
水位
120

122
t1

1.0
圧力

注入圧力（MPa）

OGC-２

0.8
10

0.6
0.4

5
流量

0.2

0
2001/06/13

2001/06/14

2001/06/15

2001/06/16

2001/06/17

注入流量（ton/min）

t2

15

0.0
2001/06/18
日付

図8-4-1 OGC-２への水の圧入時（透水試験２）におけるOGC-１、３の水位
および坑口圧力の変化

電中研レビュー No.49 ● 75

ここで、T（m2/sec）は透水量係数、S（−）は貯留係数

周辺および坑井間の透水係数・間隙率をまとめて図 8-である。水位と経過時間の関係から、時刻-水位データ

4-3 に示す。これによると、OGC-1 と OGC-3 の坑井近傍の内２点を用いると、式¹は以下のように簡略化できる

は透水係数がほぼ同程度で 0.6 〜 1 × 10 − 7m/sec である（図 8-4-2）。

のに対し、OGC-2 はほぼ 1 オーダー小さい値となってい
る。

t
2.3Q
h1 − h 2 =
log 1
t2
4πT

各坑井間の透水係数は、OGC-1 と OGC-2 の間がややº

小さく（10 − 7m/sec オーダー）、その他は１オーダー程時刻 t1、t2 における水位 h1、h2 から、透水量係数 T を算

度大きいことが明らかとなった。また、間隙率は概ね数出する。

〜十数パーセントとなった¿。

次に算出された透水量係数を式¹に代入し、時刻 t1 における水位 h1 を用いて貯留係数 S を算出する。貯留係数は

OGC-2

貯留層の層圧 b（m）、岩盤の圧縮率βrock（m2/N）、間隙

1.1〜1.9×10−8（5.1）
2.6×10−7率φ、水の圧縮率βwater（m2/N）を用いて以下のように表現される。
（23＊）
3.9×10−7（15）
4.7×10−6»

S = b ⋅ ρg( β rock + φβ water )OGC-1
0.6〜1.0×10−7

ここで層圧が試験区間と対応するように定めることによ

5.3×10−6（39＊）

り、岩盤の間隙率が算出される。透水係数は、透水量係

8.4×10−7（7.5）

数と層圧を用いて以下より算出される。

k=

T
b

7.9×10−7（11）¼

6.4〜8.5×10−8
OGC-3

8-4-3

透水係数：単位（m/s）（間隙率）：単位（%）

透水性・貯留性評価（＊印についてはデータの読み取り精度の問題で参考値）

注水試験により評価された OGC-1 〜 OGC-3 の各坑井
図8-4-3

坑井間透水試験による各坑井周辺および各坑井間の透水係数および間隙率の分布

注水h：水位上昇量
h1
h2

t2

t1

水位の上昇

t：経過時間
水位変化を観測する坑井

図8-4-276

注入する坑井複数坑井間の透水係数を算出する概念図

８−５

シミュレーション
弾性波速度分布などの物理探査結果、地質構造、坑井調
査結果に基づき構築されてきた。しかしながらこれらの8-5-1 は じ め に

結果から得られるモデルの規模としては、物理探査から当所では、高温岩体発電における貯留層の熱水流動には数十 m オーダー、坑井調査からは数十 cm オーダーで関する定量的な評価を目的として、解析コード

あるのに対して、実際シミュレーションで用いるメッシ

GEOTH3D を開発したÀÁ。ここでは、開発されたシミ

ュの大きさは数 m 〜十 m 程度と、現実的な評価が難しュレーションコードの概要、シミュレーションに用いた

かった。このことから、貯留層造成や循環実験などにおモデル、およびシミュレーションを適用した結果についいて多数観測されている AE を利用して、貯留層のモデて述べる。

ルを、解析を行うメッシュサイズに合わせて構築したÁ。
これは、AE の震源が多い箇所では透水性が高いことに

8-5-2 シミュレーションコード GEOTH
3D の概要基づいて、AE の震源分布に対応させて透水係数・間隙率を割り当てるものである。この AE の震源分布により構築されたモデルを図 8-5-1 ¸に示す。

GEOTH3D は、岩盤内における流体の流動を、質量新坑井である OGC-3 が掘削された後、深度 1150m 付保存、運動量保存、エネルギー保存の各法則に基づいて

近に AE の震源となっていない大きな水みちが発見され、有限差分法により解く解析コードである。初期のコード

従来のモデル（図 8-5-1 ¸）では、坑井間の注水試験

は、貯留層内の状態が熱水と蒸気の 2 相として計算する（8-4 透水性評価を参照）をうまく再現できないことがものであったが、実際の高温岩体試験場では、世界的に判明した。そこで、当該深度に透水性の大きい割れ目をも、貯留層内の温度・圧力条件から考えると熱水の単相想定し、モデルを更新した（図 8-5-1 ¹）Ã。

のみであると考えられることから、貯留層内を熱水のみの状態として計算するように改良を行ったÂ。また、解8-5-4

シミュレーション適用結果析を行う上で必要となる、解析する領域の周囲に関する条件（境界条件）について、当初は坑井内における流量更新したモデル（図 8-5-1 ¹）を用いた、坑井間の注で与えていたものを、圧力で与えるように修正した。こ水試験のシミュレーション結果を図 8-5-2 に示す。このÂれにより、計算時間が短縮され、収束性が向上した 。

図から、シミュレーションによって実際の注水試験時にこの、GEOTH3D を用いて、雄勝実験場における、水貯留層内で起こった現象をよく再現していることが分かが通る場所（器）である岩盤の透水性（= 水の通りやする。したがって、貯留層のモデルを適切に評価し、シミさ）・貯留性（= 保水性）に関するモデルを構築し、熱ュレーションを行うことにより、貯留層内の熱水流動が水の流動を評価した。

再現できる手法を確立したものと考える。また、この手法を用いることにより、貯留層をどのように造成したと

8-5-3

モデルの構築きに、どの程度の回収率改善が見込まれるかを予想する
ことが可能となる。

従来、地熱貯留層の器となるモデルは、比抵抗分布や

電中研レビュー No.49 ● 77

¸
Z
Y

1000

OGC-2 注入流量（kg/min）

¸
X

実測
計算

500

−1000

0
6/13

¹

140

−1500

rth

500

（ 0
m）
−500

−500

E

0
）
（m
ast

¹
Z
Y

120
OGC-1 水位上昇（m）

500

No

Z（m）

−500

6/14

日付

実測
計算

100
80
60
40

X
20
0
6/13

º

日付

5
実測
計算

OGC-3 水位上昇（ｍ）

−500
Z（m）

6/14

−1000

−1500

4

3

2

500
500
0
Nor
th（
m）

図8-5-1

0
−500

−500

AE 計測

¸

要

1

Ea

透水係数分布モデルの例¸改良前、¹改良後

８−６

概

m）
st（

0
6/13

図8-5-2

6/14

日付

改良モデルによるシミュレーション結果¸OGC-２への水の注入流量、¹OGC-１の水位変化、ºOGC-３の水位変化計を設置し、貯留層造成や循環実験などの実験中および人工的に造成した貯留層をめがけて生産井を掘削する

その前後に AE の計測を行った。地震計からの信号は、ため、貯留層の位置や広がりを推定する方法として AE

各観測点の地表においてプレアンプにより 100 倍増幅し、の観測を行っている。AE は貯留層となる岩盤内の亀裂

６芯シールドケーブルで実験地内の計測室に伝送した。

の伸展に伴って発生する弾性波で、高感度の地震計を用

計測室ではフィルター付きメインアンプでさらに 100 倍

いて観測される。

増幅し、またバンドパスフィルターにより 30 〜 1KHz の雄勝地点では注入井から半径 500 〜 800m の範囲の９周波数の弾性波を収録した。その後、サンプリング周波箇所（深度 50 ｍに８箇所、深度 480 ｍに１箇所）に地震

数 2KHz で A/D 変換し、パソコンによる波形の確認、

78

各観測点への P 波初動の到達時間差の読み取り、およびの後、再度生産井の水圧破砕を行ったときに観測された

震源位置の計算を行った。また、バックアップ用にアナAE の震源分布で、注入井の坑底近傍に AE の震源が集

ログデータレコーダにも収録するとともに、４チャンネ

中し、この付近の岩盤に新たな亀裂が伸展し、透水性のル分の信号についてはペンレコーダに連続出力している

改善につながっていることが予想された。これらの分布Äから、はじめは偏って伸展した亀裂分布が、徐々に他の。

方へも広がり、最終的には注入井を中心に南を除く東西¹

観測結果

方向と、北側にほぼ同程度広がっていると推定されるÄ。

観測された AE の頻度は、１段目・２段目貯留層の造これらの AE の震源分布を用いて、貯留層内の亀裂構成時には１時間当たり 20 〜 30 個であり、1993 年の循環

造 の 抽 出 を 試 み た 。 適 用 し た 方 法 は 、 Jones and

実験においてもほぼ同様な頻度で観測された。しかし、Stewart（1997）Åにより開発された

1994 年の循環実験では頻度が少なくなり１日あたりにプシング） 法と呼ばれる手法で、震源位置の計算誤差

20 〜 30 個となり、1995 年度の循環実験では１ヶ月間でを基に震源位置を移動させる方法で、これにより、貯留わずかに 10 個程度であった。また、AE の波形の振幅を層内に北北東及び北東に延びる直線上の構造が認められ、用いた地震学的マグニチュードは高々−１で、ほとんど

この方向は天然割れ目の走向と調和的であることから、がそれ以下であった。

貯留層内の卓越した亀裂構造と見なせることが判ったÆ。

Collapsing（コラ

図 8-6-1 に、これまで雄勝地点で観測された AE の震源分布を示す。図の青丸は１段目（下段）の貯留層造成−400−400時に観測された AE の震源で、注入井から北側に約

−200
北
︵
m
︶ 0

800m、南側に約 200m で、深さ方向には深度 800m 〜
1,200m の範囲に分布しており、この方向に亀裂が伸展

−200

東（m）
0

200

400

生産井
注入井

200

したものと推定された。図の赤丸は２段目（上段）の貯

新坑井

400

留層造成時に観測された AE の震源分布で、注入井から東側へ約 800m 広がっており、深さ方向には１段目同様

−200

注入井

生産井

OGC-1

OGC-2

井
産
生

であるが、平面的な伸展方向は１段目とは異なる方向でにおける AE の震源分布である。これによると、循環実と同様で、水の多くは１段目亀裂へ流れ込んだものと推定された。しかし、その後の震源は１段目貯留層の範囲
よりさらに西側へも広がっており、新たな亀裂がこの方

−600

深度（m）

験開始直後の AE の震源は１段目亀裂の伸展方向（北側）

井
入
注

−400

あることが認められる。図の緑丸は 1993 年の循環実験

−800

−1000

向に伸展したものと思われる。実際、この循環実験では、注入井に圧入した水のわずか 2 〜 3 ％しか生産井から回収されず、注入した水の多くが新たな亀裂の伸展に要されたことが推定される。図の紫丸は、1994 年に循環実験における水の回収率を高めるため、生産井に対し水圧破砕を行い、その後実施した循環実験において観測され

−1200

0
40
00
3
00
02
−1400
10
0
0 ）
新坑井
10 m
0− 北（
0
OGC-3
2
0−
−1600
30
−
−400−300 −200 −100 0 100 200 300 400
東（m）
井
坑
新

た AE の震源分布である。これによると、AE は生産井から北東方向へ分布し、この方向への新たな亀裂の伸展が予想された。この循環実験では、注入水の回収率は十

図8-6-1

雄勝地点の実験により観測されたAEの震源分布
実験の年度により凡例に示す色分けで震源位置を表示した。

数％と前回に比べ上昇した。図のオレンジ丸は、1995
年に注入井を増掘した後に水圧破砕を行ったときと、そ

電中研レビュー No.49 ● 79

８−７

流電・自然電位計測¸

要概1992 年度は半径 400m の範囲に 50 から 100m 間隔で格子

流電電位法は、坑井に設置したケーシングパイプを電状に測点を設け、それぞれ電位電極を配置した。そして、

流電極の一つとして用い、地下深部まで電流を流し、地注入井の西方約１ km の地表に設けた電位電極との電位

表に多点の電位電極を設け、くり返し測定することによ差を測定した。これらの電位差および各電極の座標から

り地下での比抵抗構造の経時的変化を推定する方法であ各測点における見掛比抵抗値を求め、破砕のため地下へる。

圧入した水による見掛比抵抗の変化を調べた。

雄勝地点における流電電位法の計測には、当所が九州¹

大学と共同で開発した計測・解析装置を用いたÇ。電極

計測結果

配置は、注入井の深さ 990m まで設置したケーシングパ

1991 年度における破砕実験前の見掛比抵抗分布を基

イプを電流電極の一つとし、他方の電流電極を注入井か準にした破砕実験後の見掛比抵抗分布の変化の例を図ら東方約 1,200m の地表に設け、この間に電流を流した。

8-7-1 に示す。これによると、注入井の東西約 100m 離流した電流は 16 〜 25A（200V）で、周期 20 秒の休止付

れたところを中心に見掛比抵抗の低下域が見られ、南側

き交替直流である。この電流により生じる実験場周辺のには見掛比抵抗の上昇域が見られる。このことはモデル

電位分布の測定は、1991 年度は注入井を中心に半径約シミュレーションで検討すると、南側に比抵抗の低下し100m の範囲に 25m 間隔の格子状に測点を約 100 点設け、た部分が浅く伸展し、北側には深く伸展したモデルによ

注入井

100m

−50

図8-7-1050（%）

流電電位法により計測された水圧破砕前後の見かけ比抵抗分布の変化図
青い領域は見かけ比抵抗が低下したところ、赤は上昇したところを示す。この解析より、低比抵抗体（水の圧入領域）は北側へ伸びたと推定される。

80

り説明でき、AE の観測結果による破砕面の伸展方向の後見掛け比抵抗の低下域が南側を中心に広がり、注入井

推定結果と整合しているÇ。

の南側に多くの水が流れ込んでいると推定された。

1992 年度破砕実験前の見掛比抵抗分布を基準にしたこれらの実験で、水の流れが変わったように見えるの破砕実験後の見掛比抵抗分布の変化では、注入井の周辺

は、循環実験で多くの水が地下に送り込まれ、亀裂が成および東側に見掛比抵抗の低下域が見られ、それを南北長していることや、生産井の刺激などにより新たな亀裂に挟むようなかたちで見掛比抵抗の上昇域が見られた。

が注入井および生産井周辺で発達したためと考えられるÇ。

これは、モデルシミュレーションで検討すると、注入井

また、本計測で用いた装置では、地下に電流を流さなから東側に比抵抗の低下した部分が伸展したモデルによいときの電位、いわゆる自然電位の計測も可能であり、り説明でき、１段目同様 AE の観測結果による破砕面の循環実験において興味ある結果が得られた。1995 年の伸展の推定結果とも整合しているÇ。

循環実験において圧入する水の流量を段階的に変化させ1993 年の循環実験では、実験初期に見掛比抵抗の低たときの、実験場周辺での自然電位の変化では、水の圧下域が注入井の西から北側に見られ、注入された水が１入に伴い実験場周辺では自然電位が低下し、低下の割合

段目貯留層へ流れ込んでいることが推定された。1994の大きいところは、注入井の北東、および南から西にか

年の循環実験では、見掛比抵抗の低下域が注入井の北東

けた方向であることが判った。これにより、地下に圧入および南側に見られ、これらの方向に多くの水が流れてされた水の多くは、北東および南から西にかけた方向にいると推定された。1995 年の循環実験では、循環実験

流れていると推定されたÈ。

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