JAEA-Research
2016-023
DOI:10.11484/jaea-research-2016-023

地質環境の長期安定性に関する研究

年度報告書（平成 27年度）
Annual Report for Research on Geosphere Stability for Long-term Isolationof Radioactive Waste in Fiscal Year 2015
石丸 恒存

梅田 浩司

安江 健一

國分
（齋藤）陽子

丹羽 正和

浅森 浩一

渡邊 隆広

横山 立憲

藤田 奈津子

清水 麻由子濱 友紀

雑賀 敦

Tsuneari ISHIMARU, Koji UMEDA, Ken-ichi YASUE, Yoko SAITO-KOKUBU
Masakazu NIWA, Koichi ASAMORI, Takahiro WATANABE, Tatsunori YOKOYAMANatsuko FUJITA, Mayuko SHIMIZU, Yuki HAMA and Atsushi SAIGA

バックエンド研究開発部門
東濃地科学センター
Tono Geoscience Center
Sector of Decommissioning and Radioactive Waste Management

February 2017
Japan Atomic Energy Agency

日本原子力研究開発機構

本レポートは国立研究開発法人日本原子力研究開発機構が不定期に発行する成果報告書です。
本レポートの入手並びに著作権利用に関するお問い合わせは、下記あてにお問い合わせ下さい。
なお、本レポートの全文は日本原子力研究開発機構ホームページ（http://www.jaea.go.jp）
より発信されています。
国立研究開発法人日本原子力研究開発機構 研究連携成果展開部 研究成果管理課〒319-1195 茨城県那珂郡東海村大字白方 2 番地4
電話 029-282-6387, Fax 029-282-5920, E-mail:ird-support@jaea.go.jp
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Inquiries about availability and/or copyright of this report should be addressed toInstitutional Repository Section,
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Japan Atomic Energy Agency.
2-4 Shirakata, Tokai-mura, Naka-gun, Ibaraki-ken 319-1195 Japan
Tel +81-29-282-6387, Fax +81-29-282-5920, E-mail:ird-support@jaea.go.jp© Japan Atomic Energy Agency, 2017

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地質環境の長期安定性に関する研究 年度報告書（平成 27 年度）

日本原子力研究開発機構
バックエンド研究開発部門 東濃地科学センター
石丸 恒存, 梅田 浩司*, 安江 健一, 國分(齋藤) 陽子, 丹羽 正和, 浅森 浩一,
渡邊 隆広, 横山 立憲, 藤田 奈津子, 清水 麻由子, 濱 友紀※1, 雑賀 敦

（2016 年 11 月 29 日受理）

本報は，高レベル放射性廃棄物の地層処分技術に関する研究開発のうち，深地層の科学的研究の一環として実施している地質環境の長期安定性に関する研究について，第 3 期中長期目標期間（平成27 年度～平成 33 年度）における平成 27 年度に実施した研究開発に係る成果を取りまとめたものである。
第 3 期中長期目標期間における研究の実施にあたっては，最終処分事業の概要調査や安全審査基本
指針等の検討・策定に研究成果を適時反映できるよう，(1)調査技術の開発・体系化，(2)長期予測・影響評価モデルの開発，(3)年代測定技術の開発の三つの枠組みで進めている。本報では，それぞれの研究分野に係る科学的・技術的背景を解説するとともに，主な研究成果及び今後の課題等について述べる。

____________________________________________________________________________________
東濃地科学センター：〒509-5102 岐阜県土岐市泉町定林寺 959-31※1 技術開発協力員＊

国立大学法人弘前大学

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Annual Report for Research on Geosphere Stability for Long-term Isolation of Radioactive Waste
in Fiscal Year 2015

Tsuneari ISHIMARU, Koji UMEDA*, Ken-ichi YASUE, Yoko SAITO-KOKUBU, Masakazu NIWA,
Koichi ASAMORI, Takahiro WATANABE, Tatsunori YOKOYAMA, Natsuko FUJITA,Mayuko SHIMIZU, Yuki HAMA※1 and Atsushi SAIGA
Tono Geoscience Center
Sector of Decommissioning and Radioactive Waste Management
Japan Atomic Energy Agency
Izumi-cho, Toki-shi, Gifu-ken(Received November 29, 2016)

This annual report documents the progress of research and development (R&D) in the 1st fiscal year
during the Japan Atomic Energy Agency (JAEA) 3rd Mid- and Long-term Plan (fiscal years 2015-2021) toprovide the scientific base for assessing geosphere stability for long-term isolation of the high-level
radioactive waste.

The planned framework is structured into the following categories: (1) Development

and systematization of investigation techniques, (2) Development of models for long-term estimation andeffective assessment, and (3) Development of dating techniques.

In this report, the current status of R&D

activities with previous scientific and technological progress is summarized.
Keywords: Geosphere Stability, Investigation Technique, Development of Model, Dating Technique※1 Collaborating Engineer＊

Hirosaki University

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目次

1. はじめに ·················································································································1

2. 研究成果の概要 ·······································································································4

3. 平成 27 年度の研究成果 ·····························································································6
3.1 調査技術の開発・体系化 ························································································6
3.1.1 断層の活動性に係る調査技術 ············································································ 6
3.1.2 地殻構造の高空間分解能イメージング技術 ·························································· 14
3.1.3 深部流体の分布に関する調査技術 ···································································· 23

3.2 長期予測・影響評価モデルの開発 ·········································································· 31
3.2.1 稀頻度自然現象による地質環境への影響の評価技術 ············································· 31
3.2.2 時間スケールに応じた地圏環境変動の予測技術 ··················································· 38

3.3 年代測定技術の開発 ··························································································· 48
3.3.1 ウラン系列放射年代測定法の実用化 ·································································· 48
3.3.2 光ルミネッセンス（OSL）年代測定法の実用化 ························································ 56
3.3.3 アルミニウム-26（26Al）年代測定法，塩素-36（36Cl）年代測定法の実用化 ······················· 65
3.3.4 希ガス同位体を用いた地下水年代測定法の実用化 ················································ 72
3.3.5 高分解能のテフラ同定手法の開発······································································ 76
3.3.6 地質試料を対象とした年代測定法及び化学分析手法の高度化 ································· 83

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Contents

1. Introduction ············································································································· 1

2. Overview of R&D progress ··························································································· 4

3. Progress of R&D in FY2015 ························································································· 6
3.1 Development and systematization of investigation techniques ············································· 6
3.1.1 Investigation techniques for evaluation of fault activities ·············································· 6
3.1.2 Investigation techniques for high-resolution imaging of crustal heterogeneity····················· 14
3.1.3 Investigation techniques for detection of geofluids····················································· 23

3.2 Development of models for long-term estimation and effective assessment ····························· 31
3.2.1 Models of geological environment for extremely low-frequency events ···························· 31
3.2.2 Development of estimation and evaluation techniques for natural phenomena of very long-term················································································································ 38

3.3 Development of dating techniques ············································································· 48
3.3.1 Practical use of Uranium-series dating method ························································· 48
3.3.2 Practical use of Optically Stimulated Luminescence dating method ································· 56
3.3.3 Practical use of Aluminium-26 and Chlorine-36 dating methods ···································· 65
3.3.4 Development of groundwater dating method with noble gases ······································· 72
3.3.5 Development of high-resolution tephrochronology ···················································· 76
3.3.6 Development of methods of dating and chemical analysis for geological samples ················ 83iv
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図リスト
図 3.1.1-1 敦賀半島の白木-丹生断層の分布と試料採取位置（1～4） ····································9
図 3.1.1-2 タイプ分けした石英粒子の SEM 写真 ·····························································9
図 3.1.1-3 SEM 観察による粒子分類結果 ···································································· 10
図 3.1.1-4 地点 1～3 の細粒試料の TEM 写真 ····························································· 10
図 3.1.1-5 真円度計算結果のヒストグラム ···································································· 11
図 3.1.1-6 断層ガウジの発達過程の模式図 ································································· 12
図 3.1.2-1 モデル時系列（1 時間分）及びサウンディングカーブ ········································· 19
図 3.1.2-2 ノイズ加算後モデル時系列（1 時間分）及びサウンディングカーブ ························· 19
図 3.1.2-3 High-Pass Filter 後モデル時系列（1 時間分）及びサウンディングカーブ ··················· 20
図 3.1.2-4 ノイズ除去後モデル時系列（1 時間分）及びサウンディングカーブ ························· 20
図 3.1.3-1 (a)地下水・温泉ガスのヘリウム同位体比分布及び(b)第四紀火山からの距離 ············ 27
図 3.1.3-2 (a)温泉水・遊離ガス採取地点の分布と(b)水温，(c)pH，(d)HCO3-濃度の累積頻度分布 27
図 3.2.1-1 群発地震の活動域における(a)地磁気・地電流観測点の分布及び(b)2 次元比抵抗構造·················································································································· 34
図 3.2.2-1 日本列島における(a)地質学的ひずみ速度及び(b)測地学的ひずみ速度の主軸分布 · 40
図 3.2.2-2 日本列島におけるひずみ速度主軸の方位角差の分布 ······································ 41
図 3.2.2-3 GEONET による 2008 年 12 月～2014 年 1 月の水平変位速度及び稠密観測点の分布42
図 3.2.2-4 東濃地域（山間部）における地形概念，地形・地質数値，水理モデルの構築 ············ 44
図 3.2.2-5 東濃地域（山間部）における古地形モデルの構築フローと主な処理······················· 44
図 3.3.1-1 Ybr157 の U-Pb 年代測定結果 ···································································· 52
図 3.3.1-2 JCp-1 及び JCt-1 の元素存在度の認証値との比較 ············································ 52
図 3.3.1-3 JCp-1 及び JCt-1 の湿式分析と LA-ICP 質量分析法による Pb 同位体分析値の比較 ·· 53
図 3.3.2-1 OSL 年代測定試料の位置図······································································· 59
図 3.3.2-2 木曽谷層中の軽石の火山ガラス化学組成散布図 ············································· 60
図 3.3.2-3 河成段丘堆積物の減衰曲線 ······································································ 62
図 3.3.2-4 OSL 年代測定結果 ·················································································· 62
図 3.3.2-5 加熱処理に対する石英粒子の OSL 及び TL 特性 ··········································· 63
図 3.3.3-1 Al 試験測定の同位体比の推移···································································· 68
図 3.3.3-2 施設間比較試験結果 ··············································································· 69
図 3.3.4-1 極低温トラップの温度を上げた時の 20Ne の放出割合 ········································ 74
図 3.3.4-2 極低温トラップの温度を上げた時の 3He の放出割合 ········································· 74
図 3.3.5-1 試料が採取された地点と桜島との位置関係及び各地点の柱状図 ························· 78
図 3.3.5-2 各試料の鉱物組成，火山ガラス形態分類，及び屈折率分析結果 ························· 79
図 3.3.5-3 LA-ICP-MS による火山ガラスの多元素分析の結果（元素濃度パターン） ················· 79
図 3.3.6-1 JAEA-AMS-TONO における元素分析計（EA）-CO2 回収法の概要 ························ 86
図 3.3.6-2 キレート樹脂による希土類元素分方法のフローチャート ······································ 87
図 3.3.6-3 地下水試料の希土類元素分布パターン ························································ 87
図 3.3.6-4 標準試料の安定炭素同位体比（13C），安定酸素同位体比（18O）の測定結果 ············ 88
図 3.3.6-5 走査型蛍光 X 線分析装置を用いた標準試料の微少量化学分析の検討 ················ 88
図 3.3.6-6 炭酸塩鉱物の偏光顕微鏡写真（A.オープンニコル，B.クロスニコル），及び C.ルミノスコープによる炭酸塩沈殿物のカソードルミネッセンス（CL）測定結果 ································· 89vv

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表リスト
表 3.3.1-1 JCp-1 及び JCt-1 の Pb，Th，U 定量分析結果 ················································· 53
表 3.3.2-1 御岳起源のテフラ及び木曽谷層の記載岩石学的特徴 ······································· 60
表 3.3.2-2 OSL 測定手順 ························································································ 61
表 3.3.2-3 河成段丘堆積物の年間線量 ······································································ 61
表 3.3.2-4 ドーズリカバリー，リサイクリングレイショー，R0/Rn レイショー ································· 61
表 3.3.3-1 施設間比較試験の両施設の装置設定 ·························································· 68
表 3.3.3-2 施設間比較試験の測定結果 ······································································ 69
表 3.3.4-1 VG5400 及び NGX による大気組成のネオンの同位体分析の結果 ························ 75
表 3.3.5-1 Tukey-Kramer 検定の結果·········································································· 80
表 3.3.6-1 JAEA-AMS-TONO における EA-CO2 回収法による放射性炭素濃度測定結果 ·········· 86vivi

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1. はじめに日本列島は，プレートの収束帯に位置しており，安定大陸に比べて地殻変動や火成活動が活発であることから，我が国における地層処分の概念は，「長期的な安定性を備えた幅広い地質環境」に「性能に余裕をもたせた人工バリア」を設置するという特徴を有する（核燃料サイクル開発機構, 19991)：以下，「第2 次取りまとめ」）。すなわち，第一に自然現象によって地層処分システムに期待される物理的な隔離機能が損なわれる恐れがないようなサイトを選ぶことが前提となる。さらに，サイト固有の地質環境や想定されるそれらの長期的な変化を見込んだ上で，合理的な地層処分システムを構築し，長期的な安全性を確認することが必要となる。そのためには，サイトやその周辺においてマグマの貫入・噴火や断層運動に伴う岩盤の破壊等，地層処分システムに著しい影響を及ぼす現象が発生する可能性のほか，地殻変動等によって生じる地質環境（例えば，熱環境，力学場，水理場，化学場）の長期的な変化を予測・評価しておくことが重要となる。日本原子力研究開発機構（以下，「原子力機構」）では，1988 年より「深地層の科学的研究」の一環として，これらの調査・評価に係る研究開発（地質環境の長期安定性に関する研究）を進めてきた。
このうち，1999 年 11 月に報告した第 2 次取りまとめでは，関連する地球科学の分野に蓄積された情報や知見を分析するとともに，地層や岩石の年代測定等を補足的に実施し，過去から現在までの活動の中に認められる傾向や規則性に基づいて，自然現象の将来の活動の可能性や変動の規模等を検討した。
その結果，地層処分に適した安定な地質環境が我が国にも広く存在し得るとの見通しが得られた。また，
その科学的な根拠となる基盤情報として，活断層や第四紀火山，海成段丘の分布・形成年代等に関する全国レベルでのデータベースを整備してきた（核燃料サイクル開発機構, 19992)）。第 2 次取りまとめ以降については，「特定放射性廃棄物の最終処分に関する法律」 3)（以下，「最終処分法」）の成立や実施主体の設立等，我が国の地層処分計画が事業の段階に進展したことを踏まえ，最終処分法に定められた最終処分施設の建設スケジュールや段階的な選定要件等を念頭に置きつつ，特に第 2 次取りまとめ
やその評価（例えば，原子力委員会原子力バックエンド対策専門部会, 20004)；OECD/NEA, 19995)）の過程で明らかにされた研究課題に焦点をあてて研究を進めてきた。さらに，2002 年には原子力安全委員会から文献調査段階の予定地の選定に係る要件となる「高レベル放射性廃棄物の概要調査地区選定
段階において考慮すべき環境要件について」6)（以下，「環境要件」）が示されたが，実施主体ではこれらを受けて「概要調査地区選定上の考慮事項」（原子力発電環境整備機構, 20027)）（以下，「考慮事項」）を公表した。その一方で，「高レベル放射性廃棄物処分の安全規制に係る基盤確保に向けて」（総合資源エネルギー調査会 原子力安全・保安部会 廃棄物安全小委員会, 20038)）や「放射性廃棄物処理・処分に係る規制支援研究について」（総合資源エネルギー調査会 原子力安全・保安部会 廃棄物安全小委員会, 20099)）等により，安全規制にとって重要な研究分野や課題が示される等，研究開発を進めてい
く上での方向性や研究課題がさらに明確にされてきた。
しかしながら，2011 年 3 月 11 日に発生した東北地方太平洋沖地震及び福島第一原子力発電所の事故に伴い，我が国の原子力政策や地層処分技術に関する研究開発を取り巻く状況が大きく変化した。
「今後の高レベル放射性廃棄物地層処分に係る取組ついて（見解）」（原子力委員会, 201210)）では，「高レベル放射性廃棄物の処分に関する取組について（回答）」（日本学術会議, 201211)）を踏まえ，現段階での地球科学分野の最新の知見を考慮しつつ，地層処分の実現可能性について調査研究し，その成果を国民と共有すべきとの指摘がなされた。さらに，「今後の原子力研究開発の在り方について（見解）」（原子力委員会, 201212)）では，処分施設立地地域の地質条件を保守的に予想した上で，十分に安全を確保していくことができる処分技術の確立に向けて研究開発を推進していくべきとしている。このような背-- 11 --

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景のもと，総合資源エネルギー調査会電力・ガス事業分科会原子力小委員会では，地層処分技術ワー
キンググループを設置し，専門家による地層処分技術の再評価と今後の研究開発課題の検討が行われ，「最新の科学的知見に基づく地層処分技術の再評価」（総合資源エネルギー調査会 電力・ガス事業分
科会 原子力小委員会 地層処分技術ワーキンググループ, 201413)）が取りまとめられた。その結果，地層処分にとって好ましい地質環境特性を有する地域が我が国にも存在することが改めて示された。しかしながら，地層処分の技術的信頼性を向上させるため，今後の地層処分事業の取り組みと平行した研究開発の必要性も併せて示された。
これらの背景や状況，第 2 期中期目標期間（平成 22 年度～平成 26 年度）における研究開発の成果，
さらには関係研究機関や大学等で行われている研究の動向等も踏まえて，「地質環境の長期安定性に関する研究」基本計画－第 3 期中長期計画 14)を策定した。現時点において国による申し入れや応募等もなされておらず，特定の地質やサイト（テクトニックセッティング）が選定されていないことから，第 3 期中期計画においてはこれまでに引き続き，高レベル放射性廃棄物の地層処分事業における概要調査や国の安全規制における安全審査基本指針等の検討・策定に研究成果を反映できるよう，概要調査等に必要となる，①自然現象に関する過去の記録や現在の状況を調査するための体系的な技術の整備（調査技術の開発・体系化），変動シナリオを考慮した安全評価の基盤となる，②将来の自然現象に伴う地質環境の変化を予測・評価するための手法の整備（長期予測・影響評価モデルの開発）のほか，③最先端の分析装置等を用いた放射年代測定や鍵層の高分解能同定法等による編年技術の高度化（年代測定技術の開発）の 3 つのカテゴリーで研究開発を進めている。本報は，これら 3 つのカテゴリーに従い，第 3期中長期目標期間の 1 年目である平成 27 年度の研究成果を取りまとめた報告書であり，それぞれの研究において科学的・技術的背景を解説するとともに，課題を克服するための実施内容，研究成果，今後の課題等について報告する。

参考文献
1)

核燃料サイクル開発機構, わが国における高レベル放射性廃棄物地層処分の技術的信頼性—地層処分研究開発第 2 次取りまとめ—総論レポート—, JNC TN1400 99-020, 1999, 634p.

2)

核燃料サイクル開発機構, わが国における高レベル放射性廃棄物地層処分の技術的信頼性—地層処分研究開発第 2 次取りまとめ—分冊 1 わが国の地質環境—, JNC TN1400 99-021, 1999, 559p.

3)特定放射性廃棄物の最終処分に関する法律（平成 12 年法律第 117 号）, 2000.

4)

原子力委員会原子力バックエンド対策専門部会, 我が国における高レベル放射性廃棄物地層処分研究開発の技術的信頼性の評価, 2000, 32p.

5)

OECD/NEA, International Peer Review of the Main Report of JNC’s H12 Project to Establish theTechnical Basis for HLW Disposal in Japan, NEA/RWM/PEER(99)2, 1999.

6)

原子力安全委員会, 高レベル放射性廃棄物の概要調査地区選定段階において考慮すべき環境要件について, 2002, 21p.

7)

原子力発電環境整備機構, 概要調査地区選定上の考慮事項, 2002, 27p.

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8)

総合資源エネルギー調査会 原子力安全・保安部会 廃棄物安全小委員会, 高レベル放射性廃棄物処分の安全規制に係る基盤確保に向けて, 2003, 108p.

9)

総合資源エネルギー調査会 原子力安全・保安部会 廃棄物安全小委員会, 放射性廃棄物処理・処分に係る規制支援研究（平成 22 年度～平成 26 年度）について, 2009, 40p.

10) 原子力委員会, 今後の高レベル放射性廃棄物の地層処分に係る取組について（見解）, 2012, 9p.
11) 日本学術会議, 高レベル放射性廃棄物の処分について, 2012, 36p.
12) 原子力委員会, 今後の原子力研究開発の在り方について（見解）, 2012, 15p.
13) 総合資源エネルギー調査会電力・ガス事業分科会原子力小委員会地層処分技術ワーキンググル
ープ, 最新の科学的知見に基づく地層処分技術の再評価－地質環境特性および地質環境の長期安定性について－, 2014, 61p.
14) 梅田浩司, 石丸恒存, 安江健一, 浅森浩一, 山田国見, 國分（齋藤）陽子, 花室孝広, 谷川晋一,
草野友宏, 「地質環境の長期安定性に関する研究」基本計画—第 2 期中期計画（平成 22 年度～
平成 26 年度）, JAEA-Review 2010-030, 2010, 48p.

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2. 研究成果の概要
調査技術の開発・体系化は，候補地が有する地質環境が最終処分法による段階的な処分地の選定
要件や原子力安全委員会による環境要件等に適合するか否かを判断するための情報（データ）を，概要
調査等を通じて取得するための技術基盤を整備するものである。本報では，この調査技術の開発・体系化として進めている次の研究開発課題について報告する。
① 「断層の活動性に係る調査技術」② 「地殻構造の高空間分解能イメージング技術」③ 「深部流体の分布に関する調査技術」①「断層の活動性に係る調査技術」では，断層ガウジや割れ目充填物質中の石英や粘土鉱物粒子の観察を通じて，走査型電子顕微鏡（SEM）観察等による石英粒子表面構造の分類が，最近の断層運動の有無を推定する一助となる可能性を示した。②「地殻構造の高空間分解能イメージング技術」では，地殻深部までの探査が可能な地磁気・地電流（MT）法について，比抵抗構造解析の精度低下の原因となる直流電車ノイズを観測データから除去する手法を検討し，カルマンフィルターを用いたデータ処理手法が有効である可能性を示した。③「深部流体の分布に関する調査技術」では 注 1)，深部流体に関する科学的知見をレビューするとともに，地下水・温泉水のヘリウム同位体比とリチウム・塩素濃度比に基づき，
非火山地帯における深部流体分布の推定を試みた。その結果，既存の地球物理学的研究により深部流体の湧出が指摘されている有馬温泉及び紀伊半島において深部流体の存在が示唆されたことから，地球化学的指標が有効であるとの見通しが得られた。
長期予測・影響評価モデルの開発は，自然現象を発端とする様々な地質環境への影響に係るシナリオについて，そのシナリオの発生可能性や地質環境の変動幅を予測結果に内在する不確実性を含めて示すための手法の整備を目的としている。これらは，変動シナリオを考慮した安全評価と密接に関連する。
本報では，長期予測・影響評価モデルの開発として進めている次の研究開発課題について報告する。
① 「稀頻度自然現象による地質環境への影響の評価技術」② 「時間スケールに応じた地圏環境変動の予測技術」①「稀頻度自然現象による地質環境への影響の評価技術」では，東北地方太平洋沖地震に伴って発生した地下水理の擾乱や内陸地震（断層運動）等に係る科学的知見を整理し，その中でも特異な現象と考えられる福島県いわき市周辺で活発化した正断層型の群発地震活動の発生機構に関する概念的なモデルを示した。②「時間スケールに応じた地圏環境変動の予測技術」では注 1)，測地学的ひずみ速度と地質学的ひずみ速度に着目した一様継続性の成立性に関する検討を進めるとともに，数値シミュレーシ
ョンによる地殻変動予測技術の構築に向けた九州南部のせん断帯を事例とした GPS 稠密観測を開始した。さらに，山間部を対象とした，約百万年前以降の地形・地質モデル及び水理モデルの構築事例を示した。
年代測定技術の開発は，将来予測の科学的基盤となる過去の断層運動・火成活動が発生した時期や隆起・侵食の速度等を精度良く把握するための放射年代測定法を含めた編年技術を整備することを目的としている。本報では，年代測定技術の開発として進めている次の研究開発課題について報告す
る。

注 1)

本研究は，平成 27 年度地層処分技術調査等事業として，経済産業省資源エネルギー庁から原子力機構が受託して実施した成果（原子力機構, 2016a1）, 2016b2））の一部を使用して取りまとめたものである。

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JAEA-Research 2016-023① 「ウラン系列放射年代測定法の実用化」② 「光ルミネッセンス（OSL）年代測定法の実用化」③ 「アルミニウム-26（26Al）年代測定法，塩素-36（36Cl）年代測定法の実用化」④ 「希ガス同位体を用いた地下水年代測定法の実用化」⑤ 「高分解能のテフラ同定手法の開発」⑥ 「地質試料を対象とした年代測定法及び化学分析手法の高度化」①「ウラン系列放射年代測定法の実用化」では注 1)，レーザーアブレーション付きマルチコレクター誘導
結合プラズマ（LA-ICP）質量分析計による U-Pb 年代測定技術の確立と炭酸塩鉱物の分析技術の確立に必要な標準試料の選定を進めた。また，ジルコンを対象とした LA-ICP 質量分析計による U-Pb 年代測定を実施し，元素比測定及び同位体比測定の測定精度が十分に担保されることを確認した。②「光ルミネッセンス（OSL）年代測定法の実用化」では注 1)，河成段丘堆積物の OSL 年代測定とその結果の妥当性を評価するためのテフラ分析を通じて，含水比の見積と年間線量の算出の検討や，信号の反応速度を考慮した測定等，正確な堆積物の形成年代を得るための課題を抽出した。③「アルミニウム-26（26Al）
年代測定法，塩素-36（36Cl）年代測定法の実用化」では，26Al 年代測定法の実用化に向けた試料調製
法及び測定条件の最適化，36Cl 年代測定法の情報収集及び仕様の検討を進めるとともに，宇宙線生成
核種等を用いた年代測定法としてヨウ素-129（129I）に着目し，試料調製法や装置の仕様に関する検討に着手した。④「希ガス同位体を用いた地下水年代測定法の実用化」では注 1)，高分解能マルチコレクタ希ガス質量分析計及びその前処理装置を用いて，ネオン-21（21Ne）の回収及び同位体分析手順の整備等を行い，地下水の測定に十分な測定精度が得られることを確認した。⑤「高分解能のテフラ同定手法の開発」では，桜島火山の歴史時代における複数のテフラについて，火山ガラスの水和部と未水和部とを区別した屈折率測定，LA-ICP 質量分析法による火山ガラスの主成分・微量元素同時分析，及び斜方輝石の屈折率測定結果等を組み合わせることによって，これらをより明瞭に識別することが可能であることを示した。⑥「地質試料を対象とした年代測定法及び化学分析手法の高度化」では注 1)，化学分析手法の高度化としてキレート樹脂による微量元素濃縮手法と妨害元素除去方法の改良，年代測定法の高度化として炭素-14（14C）とベリリウム-10（10Be）測定の前処理手法の改良等を実施した。

参考文献
1)

日本原子力研究開発機構, 平成 27 年度 地層処分技術調査等事業 報告書, 経済産業省資源エ
ネルギー庁, 2016, http://www.enecho.meti.go.jp/category/electricity_and_gas/nuclear/rw/library/20
15/27fy_hyoukakakusyou.pdf (参照：2016 年 11 月 17 日).
日)

2)

日本原子力研究開発機構, 平成 27 年度 地層処分技術調査等事業 報告書, 経済産業省資源エ
ネルギー庁, 2016, http://www.enecho.meti.go.jp/category/electricity_and_gas/nuclear/rw/library/20
15/27fy_tyoukianteisei-1.pdf (参照：2016 年 11 月 17 日).
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3. 平成 27 年度の研究成果
3.1 調査技術の開発・体系化
3.1.1 断層の活動性に係る調査技術(1) はじめにボーリング孔や坑道等の掘削によって地下で遭遇した断層の活動性の評価には，活断層の調査で通常用いられる上載地層法を適用することが困難となる。このような断層の活動性の評価として考えられる手法の一つとして，断層岩の構造地質学，鉱物学，地球化学的解析によるものが挙げられる。本研究では，断層岩や割れ目充填鉱物等の構造や化学組成，年代値等の物質科学的アプローチによって，断層の活動性を評価する手法の実用化を図ることを目的とする。
(2) 当該分野に係る科学的・技術的背景
断層の活動時期を推定するための断層岩の年代測定手法としては，自生雲母粘土鉱物を対象とした
K-Ar 法や 40Ar/39Ar 法（Zwingmann and Mancktelow, 20041); Haines and van der Pluijm, 20082)），断層ガ
ウジを対象とした Rb-Sr 法（Kralik et al., 19873)），シュードタキライトを対象とした (U-Th)/He 法やジルコンのフィッション・トラック解析（Murakami and Tagami, 20044); Yamada et al., 20125)）等の取り組みが知られている。第 2 期中期計画では，断層岩にしばしば含まれる自生のイライトの K-Ar 年代測定手法の適用性を検討した。これは，断層運動に伴って熱水が上昇し，自生のイライトが晶出するという仮定に基づくものである（田村・佐藤, 20136)）。これまでの研究開発により，凍結／融解の繰り返しによる粉砕と高速遠心分離によって自生の極細粒（約 0.1 μm 以下）のイライトを分離する技術や，1 Ma よりも若い年代の測定に有利な感度法による K-Ar 年代測定システムを構築し，複数の地域の断層岩の年代測定に成功してきた（Yamasaki et al., 20137); 安江ほか, 20138); Niwa et al., 2016a9)）。しかし，第四紀以降といった最近の活動については，自生のイライトが晶出するような温度の熱水活動の及ぶ範囲（深度）の制約により，地下数百 m 以浅の断層岩ではイライトの K-Ar 年代によって最近の活動時期を決定することが困難であるケースが多いことも明らかになってきた。また，母岩及び地下から上昇してくる熱水にカリウムが非常に乏しい場合，断層運動に伴い母岩と熱水との反応が進んでも自生のイライトが形成されないため，自生イライ
トの K-Ar 年代測定手法は適用できない。
一方，中部地方の跡津川断層等での研究から，断層岩に含まれる石英粒子の表面構造の電子顕微鏡等を用いた観察によって，繰り返し活動している活断層と，そうでない断層とを識別できる可能性が指摘されている（Kanaori et al., 198510)）。石英は幅広い岩相で普遍的に含まれる鉱物であり，光ルミネッセ
ンス（OSL）や熱ルミネッセンス（TL），電子スピン共鳴（ESR）等を利用した分析（Matsumoto et al.,200111); 鴈澤ほか, 201312)）が断層の活動時期の推定に適用できる見込みがある。そこで今年度は，高速増殖原型炉「もんじゅ」敷地内破砕帯の評価に係る一連の調査・分析の中で，断層ガウジや割れ目充填物質中の石英や粘土鉱物粒子の電子顕微鏡による観察を行い，断層ガウジの発達過程について考察した。
(3) 実施内容・結果「もんじゅ」が位置する敦賀半島の基盤岩は，白亜紀末期に貫入した江若花崗岩からなる。敦賀半島の西部，「もんじゅ」の約 500 m 西方には，南北走向，東傾斜の活断層である白木‐丹生断層が分布して-- 66 --

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いる（原子力機構，201013)；図 3.1.1-1）。この白木‐丹生断層の活動に付随する活断層が「もんじゅ」敷地内に無いかどうかを確認する目的で，原子力規制委員会の指示に基づき，敷地内及びその周辺で地質調査が実施されている（原子力機構，201314); 原子力機構，201415)）。本研究では，白木‐丹生断層のガウジ（図 3.1.1-1 の地点 1），「もんじゅ」敷地内で見出された破砕帯（図 3.1.1-1 の地点 2；原子力機構（2013）14)や原子力機構（2014）15)ではβ破砕帯としている），「もんじゅ」から約 500 m 南方で見出された破砕帯（図 3.1.1-1 の地点 3；原子力機構（2013）14)や原子力機構（2014）15)では破砕帯露頭 B 地点としている），及び花崗岩中に発達する割れ目を充填する粘土（図 3.1.1-1 の地点 4）を対象に，鉱物粒子の電子顕微鏡観察を行った。なお，地点 2 と 3 の破砕帯は，露頭を剥ぎ取って破砕帯の延長方向を詳細に追跡した結果，これらは他の古い地質構造等で切断されており，最近活動した断層ではないことが示されている（原子力機構，201415)）。また，地点 4 の粘土鉱物が充填する割れ目は，花崗岩中に普遍的に発達するいわゆる「粘土脈」（Kitagawa and Nishido, 199416)）で，明瞭な断層変位を伴わない。
電子顕微鏡観察は，特に石英粒子に着目した走査型電子顕微鏡（SEM）観察と，特に粘土鉱物粒子に着目した透過型電子顕微鏡（TEM）観察とをそれぞれ実施した。SEM 観察では，粘土試料を超音波洗浄機にかけてほぐしてから，ふるいで 20～75 μm の粒子を分離し，乾燥させて試料台に固定し，金蒸着して観察を行った。SEM は Hitachi TD-1000 または JEOL JXA-8530F を用いた。各地点で観察用に 3試料用意し，それぞれ n=100 で粒子の鉱物種及び形状の分類を行った。鉱物種の同定は，粒子の形状観察に加え，エネルギー分散型 X 線分析（EDS）による元素の簡易定性分析を用いた。石英粒子は，光沢のある新鮮な破断面からなる石英粒子（Type 1），摩耗や腐食の痕跡が認められる（やや円磨されている）石英粒子（Type 2），化学的腐食が進んで表面の細かい凹凸が目立つ石英粒子（Type 3），粒子のほぼ全面が細かい凹凸で占められる粒子（Type 4）の 4 つに区分した（図 3.1.1-2）。新鮮な破断面を持つType 1 の石英粒子には，脆性的な破断面に特徴的な羽毛状の溝がしばしば認められる。
分類結果は図 3.1.1-3 の通りである。白木‐丹生断層の地点 1 の試料では新鮮な破断面を持つ石英粒子が圧倒的多数を占める一方，表面の凹凸が著しい石英粒子は非常に少ない。特に，Type 4 に分類される粒子は，活断層でない地点 2～4 の試料で普通に認められるのに対し，地点 1 の試料ではほとんど認められなかった。
TEM 観察では，試料を不凍液中で凍結／融解（-20℃～25℃）を繰り返すことによってほぐし（Liewig
et al., 198717); Niwa et al., 2016a9)），水簸及び遠心分離により，径約 0.2 μm 以下の粒子を懸濁液に濃集させた。この懸濁液を炭素支持膜付きの銅製マイクログリッドに滴下し，乾燥させて TEM 観察用試料とした。凍結／融解の繰り返しによる鉱物粒子間の緩みを利用した分離により，粘土鉱物粒子が人為的に破壊されるのを最小限に抑えることができる。また，分離した試料の X 線回折分析により，鉱物粒子の多くはスメクタイトであることが分かっている（Niwa et al., 2016a9)）。
TEM 観察は地点 1～3 の試料について，JEOL JEM-2100F により実施した。その結果，白木‐丹生断層のガウジ（地点 1）ではやや円磨された粒子が目立つのに対し，地点 2 及び 3 の試料ではやや角ばった粒子の方が目立つ（図 3.1.1-4）。ここで，粒子の円磨の程度を定量的に評価するため，TEM 画像を
ImageJ（Schneider et al., 201218)）に取り込んで各粒子の真円度（circularity）を計測した。真円度 C は下記の計算式で求められる。
C = 4πA / P2
ここで，A は粒子の面積，P は粒子の周長を示す。粒子が真円に近いほど真円度は１に近づき，角ばっていたり凹凸が目立つほど，真円度が小さくなる。また，細長い粒子は真円度が極端に小さくなるため，各粒子について真円度と同時にアスペクト比も計算し，アスペクト比が 1.5 より小さい粒子のみを選択して-- 77 --

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真円度をヒストグラムで示した（図 3.1.1-5）。その結果，円磨された粒子が目立つ地点 1 の試料では他の試料に比べ真円度の高い粒子の割合が多くなった。
SEM 及び TEM 観察の結果に基づき，断層ガウジの発達過程を次のように考察した。まず，白木‐丹生
断層では断層長が 15 km 程度に及び，地点 2 や 3 の断層に比べ 2 桁以上長く，破砕帯幅も白木‐丹生断層の方が 1 桁以上大きい。そのため，白木‐丹生断層のみ，繰り返しの断層運動によって断層が成長してきたと考えられる。この繰り返しの断層運動の中で，TEM 観察で認められるように，粘土鉱物の多くは摩耗して丸みを帯びるようになったと推定される。一方，繰り返しの断層運動は，花崗岩岩片のさらなる破砕を引き起こし，その結果 SEM 観察で認められるように，新鮮な破断面を持つ石英粒子が多く供給されたと推定される。石英粒子同士がこすれあって円磨される可能性もあるが，石英粒子の周囲には相対的に柔らかい粘土鉱物粒子が存在していることから，円磨の影響よりも，角礫化・細粒化に伴う新生破断面形成の影響の方が大きかったと考えられる（Niwa et al., 2016b19)；図 3.1.1-6）。
(4) 主な成果と課題
断層運動に伴う破砕により，新鮮な破断面を持つ石英粒子が多量に供給されることが期待されることから，今回の SEM 観察で行ったような石英粒子表面構造の分類が，最近の断層運動の有無を推定する一助となる可能性がある。最近に断層運動を経験していない試料でも，試料処理中に風化等に起因する既存のマイクロクラックから新鮮な破断面を持つ石英粒子が分離される可能性があるが，化学的腐食の進んだ古い石英粒子の割合との比較から，活断層破砕帯中の試料とは区別できると考えられる。今後
は，水和層の計測や，OSL，TL，ESR 信号特性との比較等を通じ，石英粒子表面の化学的腐食の程度をより定量的に把握することが課題である。

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図 3.1.1-1 敦賀半島の白木-丹生断層の分布と試料採取位置（1～4）

図 3.1.1-2 タイプ分けした石英粒子の SEM 写真-- 99 --

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図 3.1.1-3 SEM 観察による粒子分類結果「その他」は花崗岩岩片や粘土鉱物集合体等からなる。

図 3.1.1-4 地点 1～3 の細粒試料の TEM 写真
地点 1 では丸みを帯びた粒子（赤矢印）が目立つのに対し，地点 2 及び 3 では角ばった粒子（黄矢印）が目立つ。

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図 3.1.1-5 真円度計算結果のヒストグラム
Kurmbein（1941）20)が定義した円形度の印象図（図左下），及び真円度と円形度との対応関係（図右下，吉村・小川（1993）21)による）。地点 1 では真円度 0.82 以上（Kurmbein, 1941 による円形度で 0.6 以上）の丸みを帯びた粒子が多いのに対し，地点 2 及び 3 では真円度 0.78 以下（Kurmbein, 1941 による円形度で 0.5 以下）の角ばった粒子が卓越する。

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図 3.1.1-6 断層ガウジの発達過程の模式図

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Minerals, vol.64, 2016, pp.86–107.

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to establish the age of faulting, Engineering Geology, vol.21, 1985, pp.175–194.
11) Matsumoto, H., Yamanaka, C., Ikeya, M., ESR analysis of the Nojima fault gouge, Japan, from the
DPRI 500 m borehole. Island Arc, vol.10, 2001, pp.479–485.
12) 鴈澤好博, 高橋智佳史, 三浦知督, 清水 聡, 光ルミネッセンスと熱ルミネッセンスを利用した活断層破砕帯の年代測定法, 地質学雑誌, vol.119, 2013, pp.714–726.
13) 日本原子力研究開発機構, 高速増殖原型炉もんじゅ「発電用原子炉施設に関する耐震設計審査
指針」の改訂に伴う耐震安全性評価結果報告書 改訂（補正）, 2010, http://www.jaea.go.jp/04/turu
ga/jturuga/press/2010/03/p100312.pdf (参照：2016 年 11 月 17 日).
14) 日本原子力研究開発機構, 高速増殖原型炉もんじゅ敷地内破砕帯の追加地質調査報告書, 2013,
http://www.jaea.go.jp/04/turuga/jturuga/press/2013/04/130430houkoku.pdf (参照：2016 年 11 月 17日).
15) 日本原子力研究開発機構, 高速増殖原型炉もんじゅ 敷地内破砕帯の追加地質調査 全体とりまとめ報告, 2014, http://www.jaea.go.jp/04/turuga/jturuga/press/2014/03/p140328-2.pdf (参照：2016 年
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16) Kitagawa, R., Nishido, H., Orientation analysis and formation ages of fractures filled with clay
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Society of Engineering Geology, vol.35, 1994, pp.60–68.
17) Liewig, N., Clauer, N., Sommer, F., Rb-Sr and K-Ar dating of Clay Diagenesis in Jurassic Sandstone
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Nature Methods, vol.9, 2012, pp.671–675.
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Engineering Geology, vol.210, 2016, pp.180–196.
20) Kurmbein, W.C.,. Measurement and geologic significance of shape and roundness of sedimentary
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1993, pp.95–103.

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3.1.2 地殻構造の高空間分解能イメージング技術(1) はじめに将来の地層処分システムに重大な影響を及ぼす可能性がある現象（例えば，断層運動，マグマ活動）の潜在的なリスクを排除するためには，地表からの調査の段階において，地下深部における震源断層や高温流体（溶融体を含む）等の存否や構造をあらかじめ確認しておくための調査技術が必要となる。特に，地殻中部に存在する微小地震の集中域や地殻深部に流体等が存在するような領域の付近では，将来の活動によって，地殻浅所まで破断が進展することやそれに伴って地下深部の高温流体等が流入する可能性も考えられるため，ここでは，これらに関連する地下深部の不均質構造を把握するための技術基盤の整備を進める。
一般に，断層の地下構造（地下の断層形状）を調査する際には，反射法地震探査をはじめとした地球物理学的手法が主に用いられる。反射法地震探査による断層形状の把握に関する調査研究は，精力的に行われており，浅層反射法をはじめとして地殻深部までを対象とした大規模な地震探査によって，詳細な地殻構造が明らかにされてきた（例えば，佐藤ほか, 20051)）。ここで，反射法地震探査では，音響イ
ンピーダンス（弾性波速度と密度の積）が大きく変化する境界で生じた反射波を捉えるため，その分布は主として地層境界等の物質境界を反映している。しかしながら，このような物質境界は，力学的な境界である活断層とは必ずしも合致しない場合が少なくないとの指摘もある（中田, 20082)）。一方，主に物質の状態（温度や空隙率，飽和度等）に伴って変化する物性の空間分布（地震波速度分布，比抵抗分布）を捉える地震波トモグラフィーや地磁気・地電流（MT; Magnetotelluric）法を用いた地殻構造の推定によって，地表に顕著な変位をもたらした内陸地震の震源域に流体の存在を示唆する不均質が見出されており，これらの地震の発生や断層運動に対する地殻内流体の寄与が指摘されている（例えば，Thurber etal., 19973); Unsworth et al., 19974); Zhao and Negishi, 19985); Umeda et al., 20116)）。
2011 年東北地方太平洋沖地震に伴う地殻応力場の変化によって火山下のマグマ溜りが変形し，これに伴った顕著な地殻変動（沈降）が観測された（Takada and Fukushima, 20137)）。このことは，局所的な地殻変動には，その場の応力状態のみならず，地下深部のマグマや深部流体等に起因する地殻の変形・流動特性（レオロジー）の不均質が関与することを示唆する。沈み込み帯である日本列島の内陸地震は，
マントルウェッジから上昇してきた流体が下部地殻の強度を低下させ，その上の地殻に応力が集中して破壊が生じるとのモデルが提唱されている（Iio et al., 20028)）。さらに，これらの流体によって下部地殻のみならず上部地殻も局所的に非弾性変形が生じるため，地殻全体としての変形を一様化する過程で，非弾性変形領域の周辺で大きな内陸地震が発生すると考えられている（Hasegawa et al., 20059)）。このため，将来のマグマ活動のみならず，地殻変動や地殻内で生じる断層運動といった自然現象に伴う潜在的なリスクを評価・低減するためには，地殻内の不均質を高い空間分解能で精度良く推定するための調査技術が必要である。そのため，平成 27 年度は，深部物性の 2 次元あるいは 3 次元的な空間分布を推定する手法として，国内における汎用性が比較的高く，地殻深部までの探査が可能な MT 法について，モデル時系列を使用した直流電車ノイズ除去法の検討を実施した。
(2) 当該分野に係る科学的・技術的背景
MT 法は，自然電磁場の観測を行い，磁場変動に対する電場変動の比（インピーダンス）を測定することによって地下深部の比抵抗分布を推定する手法である。比抵抗とは，岩石の状態を反映してオーダーで変化する物性値であり，空隙率が高く，水等の流体を含む岩石は低比抵抗を示す。また，MT 法は地

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殻深部もしくは上部マントルまでの領域を対象とすることが可能であることや，2 次元解析のほか，3 次元解析手法も開発されていることから（例えば，Ogawa and Uchida, 199610); Sasaki, 200411); Siripunvaraporn
et al., 200512) ），特に流体の存在に関わる地殻内物性の不均質の解明に用いられてきた。このうち，Mitsuhata et al. (2001)13)によって推定された 1962 年宮城県北部地震の震源域における 2 次元比抵抗分布によると，面状に分布する微小地震分布から推測される震源断層を境に比抵抗が顕著に変化し，震源断層の下位に流体の存在を示唆する低比抵抗体が見出されている。さらに，Ichihara et al. (2011)14)は，
日本海東縁ひずみ集中帯の庄内平野東縁断層帯を横断する二次元比抵抗分布を推定し，反射法地震探査等から推定される断層の傾斜と調和的な東に傾斜する低比抵抗体の存在を明らかにし，1894 年庄内地震による断層運動に伴い流体が連結した状態を表している可能性を示唆した。近年では，MT 法によって推定した比抵抗を用いて，地殻深部における流体の化学的特性（塩分濃度）を議論するといった事例も報告されている（Shimojuku et al., 201415); Sakuma and Ichiki, 201616)）。
しかしながら，MT 法は微弱な自然電磁場を信号源としており，電気的人工ノイズの多い地域において安定して高品質なデータを取得することが難しい手法である。特に直流電車の力走時にレールから漏洩した電流に起因するノイズ（以下，直流電車ノイズ）は，広範囲にわたって極めて強いノイズとして観測されることから，技術的に除去することが困難であることが指摘されている。（例えば，徳本ほか, 198417)）。
MT 法では，観測点から十分に離れたリモートリファレンス点の磁場を利用したリモートリファレンス処理（Gamble et al., 197918)）が使用され，観測点に混入する人工ノイズの低減に成果を挙げているが，直流電車ノイズに対してはリモートリファレンス処理を使用しても十分にノイズを除去することが難しく，地下深部の比抵抗分布を推定する上で大きな障害となっている。これに対し Larsen et al. (1996)19)は Single
Noise Separation 法を提案し，ノイズ除去の可能性を示した。Single Noise Separation 法とは，高品質なリ
モートリファレンス点で観測した磁場を用いて，大地のインピーダンスと直流電車ノイズのようなコヒーレン
トノイズ（電磁場間に相関関係を有するノイズ）の伝達関数を繰り返し計算で推定することで，時系列デー
タを信号とノイズに分離する方法である。さらに，Oettinger et al. (2001)20)はリモートリファレンス点にもノイズが混入することから，第 2 のリモートリファレンス点を使用した改良型の Single Noise Separation 法を提案している。しかし，いずれの方法もデータ処理が複雑で計算する際の調整パラメータが多いことから利用することは難しく実務レベルで有効な除去手法とは言えない。国内では，地震前兆シグナルの検出を目的とした地電流時系列データからの直流電車ノイズ分離の試み（小金山ほか, 200221)）や，火山性長
周期変動の抽出を目的とした地磁気時系列データからの信号とノイズの分離（Fujii & Kanda, 200822)）の報告は見られるものの，MT 法を対象とした直流電車ノイズ除去の例は少ない。そこで本研究ではカルマ
ンフィルターを使用した直流電車ノイズの除去を試みた。
(3) 実施内容・結果
一般に，リモートリファレンス処理等の MT 法におけるノイズ除去は，時系列データを周波数領域に変換した後のスペクトルデータで行われる。しかし，直流電車ノイズは時系列データにおいて電場と磁場で矩形波として記録され，その特徴的な形状からノイズの同定が比較的容易であり，時系列データ上でノイズ除去を行った方が有利だと考えられる。本研究では，周波数領域での通常のデータ処理の前に，時系
列データに対してカルマンフィルターを適用し，時間領域でノイズ除去を行うことにより，見掛比抵抗及び位相のサウンディングカーブの品質を向上させる手法の検討を行った。
Larsen et al. (1996)19)によれば，周波数領域において，直流電車のようなコヒーレントノイズが混入する
測点の電場 E は，コヒーレントな電磁場ノイズ EC，HC，コヒーレントノイズの伝達関数 ZC，MT 法の信号源である自然電磁場 EMT，HMT，大地のインピーダンス ZMT を用いて式(1)と表わすことができる。

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(1)

また，この測点の磁場 H は，コヒーレントノイズが混入しないリモート点の磁場 HR と，磁場伝達関数 T を用いて式(2)と表わすことができる。
ܶ௫௫‫ܪ‬൤ ௫൨ ൌ ൤‫ܪ‬௫ܶ௬௫ܶ௫௬ ‫ܪ‬௫ோ‫ܪ‬௫஼൨ ቈ ோ቉ ൅ ቈ ஼቉ܶ௬௬ ‫ܪ‬௬‫ܪ‬௬

(2)

周波数領域におけるこれらの関係は，時間領域では，伝達関数の時間領域における表現であるインパルス応答と磁場変動との畳み込みとして表現される（例えば，Spagnolini, 199423)）。以上を踏まえ，本研
究におけるノイズ除去手法は以下の 1～3 のステップに分けて行った。本研究で用いる時系列のモデル
データには前処理として，電場・磁場成分ともにカットオフ周波数 1.0 Hz の High-Pass Filter を適用し，直流電車ノイズに相当する矩形波の立ち上がり立ち下がり部分が明瞭になるように波形変換した。ノイズの混入が少なく高品質の実観測データを使って High-Pass Filter 適用前と適用後の時系列からそれぞれサウンディングカーブを算出し比較した結果，0.001 Hz までは見掛比抵抗及び位相とも同等の結果を示したため，当該周波数までの各周波数におけるインピーダンスはカットオフ周波数 1.0 Hz の High-Pass
Filter の適用では損失しないことを確認している。
ステップ 1 直流電車ノイズ混入区間の同定
直流ノイズ混入区間の同定は，Kappler (2012)24)の方法にならった。まず，リモートリファレンス点とサイトの各磁場成分（水平直交 2 成分）毎に時系列（データ）の隣接サンプル間の差分を求め，互いにオーバーラップするタイムウィンドウ毎の分散を計算し，分散時系列を作成する。これをリモートリファレンス点及びサイトの時系列にそれぞれ適用し，同一成分の分散時系列の比を求めて対数を取り，対数分散比時系列を作成する。この対数分散比の標準偏差を基準に閾値を設定した上で，正の外れ値を取る区間は分子側の測点に，負の値を取る区間は分母側の測点にノイズがあると判断し，その時間区間を欠損区間とした。しかし，対数分散比によるノイズ同定のみでは，分散を計算する際のタイムウィンドウや閾値の設定値によって，明らかにノイズと判断できる部分の取りこぼしが見受けられたため，変化点検出エンジン
Change Finder（例えば，山西, 200925)）もノイズ同定の手法として採用した。Change Finder は未知ウイル
スの早期検知等主にネットワーク分野で使用されており，離散データの急激な変化点を検出する手法である。MT 法も自然電磁場の変動に対して直流電車ノイズの振幅は非常に大きく，ノイズの混入に伴って時系列が急激に変化することから Change Finder で直流電車ノイズによる時系列の急激な変化部分を捕捉できると考えられる。Change Finder は，MT 法のサイト磁場時系列の各成分に対して第一段階学習として忘却型学習アルゴリズム（以下，SDAR アルゴリズム）を用いることで，時系列上の各時点での外れ値スコアを算出する。この外れ値スコアに対して任意の幅のタイムウィンドウを設けて移動平均スコア時系列
を新たに構成する。さらに，この移動平均スコア時系列に，第二段階学習として SDAR アルゴリズムを再び用いて，時系列上の各時点での変化点スコアを求める。この変化点スコアに対して，任意の閾値以上を示した時点を直流電車ノイズと判断して欠損とした。Change Finder も適用場面に応じたタイムウィンドウ
幅や閾値の設定が必要で，この手法のみではノイズ取りこぼしが想定されるため，本研究では先述の対数分散比を併用することでより確度の高いノイズ同定を図った。
ステップ 2 サイト磁場時系列の補間ステップ 2 については，Fujii and Kanda (2008)22)による磁場時系列モデルを参考にして，時刻 i における磁場時系列 h(i)を，リモートリファレンス点における水平 2 成分の磁場 hR(i)の応答成分，平均 0 で分散

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τobs2 の不規則な観測ノイズ w(i)の和でモデル化した（式(3)）。式(2)の磁場ノイズ hC は，ステップ 1 で既に除去済みであるため，ここでは考慮しない。
����� � ∑���� ∑����� �� �� �� � �� � ����(3)

リモート磁場応答成分は，水平 2 成分を考慮し，時刻-L から K までのインパルス応答 t との畳み込みで表現した。この時系列モデルを，インパルス応答 t を未知の状態ベクトルとする状態空間モデルとしてカルマンフィルターに適用した。さらに，ここで求めたインパルス応答 t を用いて h(i)の欠測区間を補間した。
ステップ 3 サイト電場時系列の信号・ノイズ分離
ステップ 3 では，電場時系列を自然電場信号と相関電場ノイズ成分とに分離する。Larsen et al.
(1996)19)によれば，周波数領域において，直流電車のような相関ノイズが混入する場合の電場 E は，自然磁場信号 HMT，大地のインピーダンス ZMT，相関磁場ノイズ HC，相関ノイズの伝達関数 ZC，非相関ノ
イズ EUN を用いて以下の式で表わされる。
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(4)

周波数領域におけるこの関係は，時間領域では，伝達関数の時間領域における表現であるインパル
ス応答と磁場時系列との畳み込みとして表現される。そこで，以下のような電場時系列モデルを考える。
��
�
�
��
��
�
e��� � ∑���� ∑������� �� ����� �� � �� � ∑��� ∑����� �� ��� ���� �� � �� � ����(5)

時刻 i における電場時系列 e(i)を，自然磁場信号 hMT(i)の応答成分，磁場ノイズ hC(i)の相関成分，平均0 で分散τobs2 の不規則な観測ノイズ w(i)の 3 つの成分の和で表現する。自然磁場応答成分は，大地のインパルス応答 zMT と自然磁場信号 hMT との畳み込みであり，電場 1 成分に対し水平 2 成分(x,y)の磁場を考慮する。SL，SK は，自然磁場応答を求めるときに参照する自然磁場信号 hMT のデータの個数であり，
時刻 i に対し，SL が未来，SK が過去のデータ数となる。時刻 i における l 成分の自然磁場応答は，
SL+SK+1 個からなる時不変係数列���� と，時刻 i+SL～i-SK の自然磁場信号���� の畳み込みで表現する。相関ノイズ成分は，相関ノイズのインパルス応答 zC と磁場ノイズ hC との畳み込みであり，電場 1 成分
に対し水平 2 成分(x,y)の磁場ノイズを考慮する。ここで相関ノイズは，直流電車を信号源とするニアフィ
ールド領域における電磁場変動を想定している。ニアフィールド領域においては，周波数によらず電場
変動と磁場変動の位相差が 0°となり，信号源と測定点との位置が一定であれば電場変動と磁場変動の振幅比が一定値を示すことが知られている（例えば，Zonge and Hughes, 199126)）。直流電車を信号源とする場合は，送信源と測定点との位置は時間によって変化するため，zC は時間により変化する時変係数列とする。NL，NK は，磁場ノイズ相関成分を求めるときに参照する磁場ノイズ hC のデータの個数であり，
時刻 i に対し，NL が未来，NK が過去のデータ数となる。時刻 i における l 成分の磁場ノイズ相関成分は，
NL+NK+1 個からなる時変係数列��� と，時刻 i+NL～i-NK の磁場ノイズ時系列��� の畳み込みで表現する。

この時系列モデルを，トレンド成分 d(i)，大地のインパルス応答���� ，相関ノイズのインパルス応答��� を未知の状態ベクトルとする状態空間モデルに変換し，カルマンフィルター（例えば，足立, 201227)）を用いて各成分に分離する。
本研究では，以上に述べたカルマンフィルターによる直流電車ノイズ除去の適用性と有効性を確認するため，モデル時系列を生成し，本手法を適用した。モデル時系列は Loddo et al. (2002)28)の方法にならい，サイト磁場は地磁気脈動スペクトルに対応するインパルス応答と一様乱数の時系列の畳み込みによって生成し，サイト電場は任意の地下比抵抗構造のインピーダンスに対応するインパルス応答とサイト磁

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場の畳み込みによって生成した。ここで地下比抵抗構造は，浅部から 100 Ωm（層厚 1 km），10 Ωm（層厚 2 km），1,000 Ωm の水平 3 層構造とした。また，時系列のサンプリング周波数を 15 Hz とし，時系列長は 324,000 サンプル（6 時間分のデータに相当）とした。リモートリファレンス点の磁場は，高品質な 2 地点の実観測磁場データ間で求めた磁場伝達関数に対応するインパルス応答とサイト磁場の畳み込みによって生成した。その後，サイト電場とサイト磁場の時系列には，全成分とも位相差 0°で直流電車ノイズを想定した矩形波ノイズ及びノコギリ状ノイズをモデル時系列の後半部分でランダムに与えた。モデル時系
列の前半部分は実観測で見られる高品質区間（深夜帯）を想定し，ノイズを与えていない。
生成したモデル時系列からノイズ除去までの各処理ごとの時系列を図 3.1.2-1～図 3.1.2-4 にそれぞれ示す。各図とも時系列は上段から Ex，Ey，Hx，Hy の順に示しており，この 4 成分とリモートリファレンスの磁場 2 成分を使ってリモートリファレンス処理をしたサウンディングカーブを併せて示している。サウンディ
ングカーブは上段が見掛比抵抗，下段が位相を示している。図 3.1.2-2 ではモデル時系列に矩形波ノイ
ズ及びノコギリ状ノイズを与えたことにより，1.0 Hz 付近から低周波数にかけて見掛比抵抗及び位相ともバラつきが大きく，極めて低品質となっていることが分かる。図 3.1.2-3 は High-Pass Filter 適用後の時系
列を示しており，ステップ 1 の対数分散比及び Change Finder を使用してノイズとして検知した部分を赤点で表示している。これによると，実際にはノイズを与えていない部分もノイズとして同定されている箇所もやや見られるが，矩形波の立ち上がり立ち下がりに相当するパルス部分及びノコギリ状ノイズを精度よく同定していることが分かる。
この磁場時系列のノイズ同定部分を欠損値とし，ステップ 2 のカルマンフィルターを使ったサイト磁場時系列の補間を行った。このとき式(3)において L=32，K=32 とした。さらに，ステップ 2 で求められた補間済
み磁場時系列を信号成分，ノイズ混入の磁場時系列と補間済み磁場時系列の差をノイズ成分としてステップ 3 のサイト電場時系列の信号・ノイズ分離を行った。このとき，式(5)において SL=100，SK=100，
NL=1，NK=1 とした。以上の処理により最終的に得られたノイズ除去後の時系列及びサウンディングカー
ブは図 3.1.2-4 となる。ノイズ除去後のサウンディングカーブでは全周波数において見掛比抵抗及び位相
とも連続性がよく，一見高品質な結果が得られている。図 3.1.2-4 のノイズ除去後のサウンディングカーブと図 3.1.2-1 の真のサウンディングカーブを比較すると，高周波数から 0.02 Hz 付近までは概ね真のサウンディングカーブと同等の結果を示しており，当該周波数まではカルマンフィルターによるノイズ除去の効果が認められる。しかし，それより低周波数側ではノイズ除去後のサウンディングカーブでは見掛比抵抗が急激に上昇し，位相は 0°に近づく傾向を示しており，真のサウンディングカーブとは異なる結果を示した。
(4) 主な成果と課題
本研究では，国内における汎用性が比較的高く，地殻深部までの探査が可能な MT 法について，カルマンフィルターを用いた直流電車ノイズ除去法の検討を行った。その結果，高周波数領域におけるノイズ除去の効果が認められたものの，低周波数領域では効果が乏しいとの結果が得られた。今後は，低周波数領域で見られたノイズ除去後のサウンディングカーブと真のサウンディングカーブの差異の原因を追究するとともに，その結果に応じてステップ 2 やステップ 3 のモデル式の改良やカルマンフィルターを適用する際の各パラメータについて再検討を行う。なお，今回は単純な矩形波ノイズをモデル時系列に与えたが，実観測でみられる直流電車ノイズは矩形波の立ち上がり立ち下がりで振動（リンギング）を伴う場合も見られ複雑な形状を成していることが多い。そのため，実際の観測データに見られるこのようなノイズをモデル時系列に与え，カルマンフィルターを使った直流電車ノイズ除去が有効かを検証していく。

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図 3.1.2-1 モデル時系列（1 時間分）及びサウンディングカーブ
左図は時系列データ，右図はサウンディングカーブを示す。

図 3.1.2-2 ノイズ加算後モデル時系列（1 時間分）及びサウンディングカーブ
左図は時系列データ，右図はサウンディングカーブを示す。

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図 3.1.2-3 High-Pass Filter 後モデル時系列（1 時間分）及びサウンディングカーブ
左図は時系列データ（赤点はノイズ同定点），右図はサウンディングカーブを示す。

図 3.1.2-4 ノイズ除去後モデル時系列（1 時間分）及びサウンディングカーブ
左図は時系列データ，右図はサウンディングカーブを示す。

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参考文献
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3.1.3 深部流体の分布に関する調査技術(1) はじめに
経済産業省の総合資源エネルギー調査会に設置された地層処分技術ワーキンググループが取りまとめた「最新の科学的知見に基づく地層処分技術の再評価」（総合資源エネルギー調査会電力・ガス事業分科会原子力小委員会地層処分技術ワーキンググループ, 20141)）では，最新の科学的知見を踏まえて，好ましい地質環境特性に著しい影響を与える事象が整理された。これによれば，地層処分システムにおける閉じ込め機能の喪失につながる事象の一つとして，「火山性熱水や深部流体の移動・流入」による化
学場への影響が指摘されている。このうち，深部流体は，沈み込むスラブやマントル起源の流体が断裂
系等を通じて地表付近に上昇する（産業技術総合研究所, 20122)）もので，pH が低く炭酸化学種が高濃度に含まれる等の特徴があり，温度が高い場合には熱環境への影響もある。そのため，これらが流入する範囲では地質環境として好ましくない熱環境や化学場が生成される可能性があり，概要調査等においてその影響を排除することが望ましい（総合資源エネルギー調査会 電力・ガス事業分科会 原子力小委
員会 地層処分技術ワーキンググループ, 20141)）。本研究では，近年，その存在が明らかになりつつある
深部流体についての科学的知見をレビューするとともに，形成・移動メカニズムに関する事例研究を通じて，深部流体の分布に関する調査技術を提示することを目標とする。
(2) 当該分野に係る科学的・技術的背景
第 2 次取りまとめ（核燃料サイクル開発機構, 19993)）では，紀伊半島南部のように第四紀火山が存在していない地域においても高温異常域が認められることが指摘されており，地表に噴出していないマグマが地下に存在するという考え方や，地下深部まで発達した断裂系から熱水が上昇しているという可能性が示唆されている。その後，非火山性の熱水が分布する地域として常磐地域，能登半島，新潟平野，紀伊半島，有馬温泉等が報告されているが（例えば，田中ほか, 20044); 産業技術総合研究所, 20075); 産業技術総合研究所, 20122)），これらの分布には偏在性が認められる。深部流体の pH は酸性で炭酸化
学種を多く含み，また一部は高温流体である（尾山ほか, 20116); 風早ほか, 20147)）。その起源として，マグマが冷却・固結する際に放出されるマグマ水（Sparks, 19788)）のほか，スラブ起源流体（Peacock, 19909)）
や続成脱水流体（Kyser and Hiatt, 200310)），変成脱水流体（Miyashiro, 199411)）等が知られている。これ
らの深部流体の起源については，従来の酸素・水素同位体やリチウム（Li），ホウ素（B），塩素（Cl）濃度による区分が試みられているが，上部マントルからもたらされたマグマ水やスラブ起源流体と地殻内で発生した続成，変成脱水流体の違いについては，流体に含まれるガスの希ガス同位体によって容易に識別できる（例えば，Umeda et al., 201212); 網田ほか, 201413)）。さらに，スラブ起源流体が地表にまで上昇
する際は，地殻下部にまで達するような構造線や大断層が主な経路となっていることが指摘されている（産業技術総合研究所, 20075); 産業技術総合研究所, 20122)）。これらの流体は，単に火山や温泉の形
成のみならず，日本列島の地震活動や地殻変動にも重要な役割を果たしていると考えられており，沈み込むスラブと陸域地殻に挟まれた領域であるマントルウェッジから上昇してきた流体が下部地殻の強度を低下させ，その上の地殻に応力が集中して破壊（地震）が生じるといったモデルが提唱されている（例えば，Iio et al., 200214)）。さらに，下部地殻のみならず上部地殻でも局所的に非弾性変形を生じさせ，地震活動のみならず隆起山地の形成にも関与していると考えられている（例えば，梅田・浅森, 201615)）。
スラブ起源の深部流体の分布やそのメカニズムについては，これまで主に地球化学及び地球物理学的なアプローチによって議論されてきた。このうち地球化学に係る分野においては，日本列島に沈み込
む太平洋スラブやフィリピン海スラブの岩石鉱物学的特性及び温度構造を考慮した数値シミュレーション

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等によって，島弧のマントルウェッジにおける流体の発生やその上昇（流体輸送経路）等について議論されている（例えば，Iwamori, 199816)）。これらの研究によれば，スラブの沈み込みに伴う海洋地殻やスラ
ブマントルからの脱水によってマントルウェッジに放出された流体（H2O）は，その上昇に伴い部分溶融を引き起こし，その結果として島弧火成活動が生じるとされている。その一方で，このような脱水は，スラブの温度や圧力に応じて様々な位置で生じ，とくに西南日本に沈み込むフィリピン海スラブのように比較的若く高温のスラブが沈み込む領域では，非火山地帯である前弧域下においても脱水や流体の上昇が生じ得ると指摘されている（例えば，Zhao et al., 200017)）。また，地表の温泉井等から湧出する地下水の化学組成や同位体組成等の観測から，いわゆる「有馬型熱水」として分類される非火山性のスラブ起源流体の地表付近への供給は，その代表例である有馬温泉のみならず，紀伊半島や九州地方においても存在するとの報告もある（例えば，網田ほか, 200518)）。近年では，このようなスラブ起源流体に共通すると考えられる化学的特徴に基づいた深部流体の分布についても議論されている（風早ほか, 20147)）。
一方，地下深部（地殻やマントルウェッジ）におけるこれらの流体の 2 次元或いは 3 次元的な空間分布については，従来から，地震波トモグラフィーや地磁気・地電流法等の地球物理学的な観測に基づいた推定が試みられている（例えば，Zhao et al., 199219); Umeda et al., 200720); Asamori et al., 201021)）。これらの研究によると，地殻やマントルウェッジにおける流体は，地震波低速度・高減衰域及び高電気伝導度（低比抵抗）の異常体として検出され，これまで主に，島弧火成活動に関与する流体の存在や分布を明らかにしてきた。また，非火山地帯における深部流体については，内陸地震の震源域（例えば，Zhao andNegishi, 199822)）をはじめとして，紀伊半島等での推定事例（例えば，Umeda et al., 200623)）等が報告されており，スラブの脱水との関連性が指摘されている。しかしながら，「3.1.2 地殻構造の高分解能イメー
ジング技術」で述べたように，これらの研究により得られている地震波速度構造や比抵抗構造の空間分解能や精度には課題が残されている。また，上述した流体の起源に関するモデルとの整合性のほか，火成活動に関与する部分溶融域のような分布の規則性や沈み込むスラブの違いによる地域性の有無等については，未だ議論されているところである。さらに，近年では地磁気・地電流法によって推定できる比抵抗から，深部流体の塩分濃度が極めて高濃度であるといった，深部流体そのものの化学的特性を指摘した事例も報告されている（Shimojuku et al., 201424); Sakuma and Ichiki, 201625)）。
(3) 実施内容・結果
本研究では，地層処分システムにおける閉じ込め機能の喪失につながる事象の一つとして指摘されている深部流体について，「ヘリウム同位体比データベース」（草野ほか, 201226)）に最近の観測データ（例えば，Umeda et al., 201427)）を加えた 2316 件のデータを用いて，その化学的性状やそれに基づいた深部流体の分布の推定を試みた。
ヘリウムの同位体のうち 3He には，地球形成時に地球がトラップした始原的なものと，天水に含まれるトリチウムの崩壊によって生成されるものとがある。一方，4He はウランやトリウムの放射性崩壊の過程で生成されるものがほとんどである。大気中のヘリウム同位体比（RA）は約 1×10-6 であり，マントル中ではその十数倍から数十倍，逆にウラン等の放射性元素が多く存在する大陸地殻では，ヘリウム同位体比は大気の値の 1/10 以下となる。ヘリウムは他の物質と化学反応せず移動が速いため，この同位体比はマグマの生成や固化等の過程における化学的分別作用の影響を受けない。したがってヘリウム同位体比（R=3He/4He）は，マントルから地殻，地殻から大気への物質移動の有力なトレーサーとなる。例えば，
2000 年に発生した鳥取県西部地震（M7.3）の震源域におけるヘリウム同位体比の測定事例（Umeda andNinomiya, 200928)）では，地震を引き起こした震源断層から遠ざかるにつれてヘリウム同位体比が低下する傾向が認められることから，マントル起源のヘリウムが断層を通じて地表付近に供給されていると指摘さ

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れている。このような，国内の温泉井や地下水井等で採取された地下水や遊離ガスのヘリウム同位体比
は，これまで多くの学術論文等を通じて報告されている。本研究で用いた「ヘリウム同位体比データベー
ス」は，国内の地下水井及び温泉井で採取された遊離ガスまたは溶存ガスのヘリウム同位体比について記載のある文献（108 編）から収集した希ガス同位体組成及び化学組成のデータベースであり，採取試
料や試料採取位置（試料採取地点名等に基づく参考値を含む）に関する情報を収録している（草野ほか,
201226)）。本研究で用いたデータセットの空間分布は一様ではなく，地域的な偏在性があるものの，活断層の近傍以外にも広く分布する（図 3.1.3-1(a)）。ただし，大気の値よりも高いヘリウム同位体比が観測された地点の多くは，第四紀火山の周辺に位置する（図 3.1.3-1(b)）。これらは，マグマの上昇に伴ったマン
トル起源ヘリウムの地表への供給がその支配的な要因であると推定されるが，非火山性の深部流体について議論するためには，これらの影響を除く必要がある。このため以下では，第四紀火山から 30 km 以上離れた地点におけるヘリウム同位体比等の地球化学的データを用いて議論することとした。
本研究では，以下の条件を満たす地下水データを非火山性の深部流体として抽出した。
①大気の 1.5 倍以上のヘリウム同位体比を有するもの②リチウム・塩素濃度比（Li/Cl 比）が 0.001 以上であるもの③第四紀火山から 30 km 以上離れた地点で採取されたもの
ここで，②の条件は，風早ほか（2014）7)により示された，リチウム・塩素濃度比（Li/Cl 比）に基づくスラブ起源の深部流体の化学的指標である。これは，地下水中に含まれるリチウムイオンは，深部から供給される熱水に多く含まれ，地表水の影響を受けにくいことから，地下深部から上昇する熱水の指標として有効である（Nishio et al., 201029)）ことや，温度上昇とともに岩石から液相中に溶出するリチウムは一旦液相に移動すると固相には戻らないという指摘（You et al., 199630); James et al., 200331)）に基づく。また，有馬型熱水は NaCl 濃度が高い傾向にあり（松葉谷ほか, 197432)），深部から上昇する熱水が NaCl 型と考えられることから，単にリチウム濃度ではなく塩素濃度との比をとることで浅層地下水等による希釈を受けても評価が可能な指標としている（風早ほか, 20147)）。そのため，マントル起源ヘリウムの混入を意味する①の条件と合わせて用いることで，より信頼性の高いデータの抽出が可能と考えられる。
以上の条件によって抽出され，深部流体であることを示唆するデータは 27 件であった。これらの地下水が採取された温泉・地下水井は，紀伊半島及び九州地方東部のほか，「有馬型熱水」として知られる
近畿地方の有馬温泉及びその周辺地域に分布する（図 3.1.3-2(a)）。このうち，有馬温泉や紀伊半島の本宮では沸騰温度程度の温泉が湧出している（例えば，松葉谷ほか, 197432); 西村, 200133)）。また，その周辺においては，深部流体の存在を示唆する地震波低速度域や高電気伝導度（低比抵抗）を示す異常体が地殻深部やマントルウェッジに見出されており，西南日本に沈み込むフィリピン海スラブの脱水に伴う流体の関与が指摘されている（例えば，Zhao and Negishi, 199822); Umeda et al., 200623)）ことと調和的である。一方で，九州東部においては，地震波トモグラフィーやレシーバ関数によって，前弧域のマン
トルウェッジに地震波低速度域が見出されていること等から，スラブ起源の深部流体やそれに伴って蛇紋岩化したマントルウェッジの存在が示唆されているが（例えば，Zhao et al., 200017); Abe et al., 201334)），
沸騰温度程度の温泉の湧出はこれまで確認されておらず，地温勾配は他の前弧域と同様に低い（矢野ほか, 199935)）。このことから，紀伊半島のように，前弧域におけるスラブの脱水や深部流体の上昇が，太平洋スラブに比べて若く高温のフィリピン海スラブが沈み込む九州地方や四国地方においても生じている可能性については，更なる知見の蓄積と議論が必要である。
図 3.1.3-2(b)–(d)には，本研究によって抽出された非火山性の深部流体及びそれ以外の地下水に関する化学的性状のうち，地層処分システムへの影響が指摘されている水温，pH，炭酸化学種（HCO3-）濃

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度についての累積度数分布を示す。これによれば，pH 及び HCO3-濃度については，深部流体とそれ以外の地下水に明らかな分布傾向の差は認められなかった。その一方で，水温については両者に差が認められ，深部流体はそれ以外の地下水に比べて高温である傾向を示す。また，水温の平均値は 38.3℃（深部流体）及び 32.1℃（それ以外の地下水），pH については 7.3（深部流体）及び 7.9（それ以外の地下水）である。紀伊半島において湧出し，非火山性の深部流体と考えられる地下水の水温については，当該地域に貫入する熊野酸性岩の周辺深度（1500 m 以深）で約 210℃であり，熱水の上昇に伴って深さ1000～1500 m で 100～180℃に低下し，地表付近では 65.5～92.0℃の温泉として湧出していると報告されている（新エネルギー・産業技術総合開発機構, 199636); 西村, 200133)）。他方，非火山性の深部流体として抽出された地下水の HCO3-濃度は 26～8097 mg/l の範囲であり，その平均値（1576 mg/l）は，深部
流体以外の地下水の平均値（803 mg/l）や付加コンプレックスにおける地下水の平均値（799 mg/l，尾山ほか, 20116)）に対して有意に高く，深部流体の特徴的な化学的性状を示している可能性を示唆する。これらは，深部流体を示唆するものとして抽出された比較的少数の事例に基づくことから，更なるデータの蓄積によって，その科学的信頼性を向上させることも重要であると考えられる。
(4) 主な成果と課題
本研究では，日本列島全域における地下水・温泉水のヘリウム同位体比とリチウム・塩素濃度比に基づき，非火山地帯における深部流体分布の推定を試みた。その結果，既存の地球物理学的研究により深部流体の湧出が指摘されている有馬温泉及び紀伊半島において深部流体の存在が示唆されたことから，地球化学的指標が有効であるとの見通しが得られた。今後は，本指標の妥当性や非火山地帯における深部流体分布の規則性の有無等を検討するため，九州地方の前弧域等を事例とした地球物理学的情報との関連性に着目した検討を進める。

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(b)

(a)
図 3.1.3-1 (a)地下水・温泉ガスのヘリウム同位体比分布及び(b)第四紀火山からの距離

図 3.1.3-2 (a)温泉水・遊離ガス採取地点の分布と(b)水温，(c)pH，(d)HCO3-濃度の累積頻度分布

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3.2 長期予測・影響評価モデルの開発
3.2.1 稀頻度自然現象による地質環境への影響の評価技術(1) はじめに2011 年 3 月 11 日に発生した東北地方太平洋沖地震（以下，東北沖地震）及び福島第一原子力発電所の事故は，数百年から数千年を超える時間間隔で発生する巨大地震・津波といったこれまでの原子力
安全では想定していなかった自然現象のリスクを再認識させた。これに伴って，わが国の原子力政策や地層処分技術に関する研究開発を取り巻く状況は大きく変化した。このような背景のもとで示された「高レベル放射性廃棄物の処分について（回答）」（日本学術会議, 20121)）では，この地震に伴って生じた地殻変動等の自然現象に関して，今後の調査研究によって明らかになるであろう科学的知見は，高レベル放射性廃棄物の処分において確実に考慮されるべきであると指摘している。
東北沖地震は，1000 年に 1 回程度の頻度で発生する海溝型巨大地震であると考えられるが，後述するように，これに伴って内陸地震が活発化した地域や 1 m 以上の沈降を生じた地域も現れた。また，地殻応力場・ひずみ場の変化によって地下水位の低下が発生するとともに，沿岸域で生じた異常湧水は数年間継続している。このような東北沖地震後の観測等によって得られつつある科学的知見も踏まえて取りまとめられた「最新の科学的知見に基づく地層処分技術の再評価」（総合資源エネルギー調査会電力・ガス事業分科会原子力小委員会地層処分技術ワーキンググループ, 20142)）では，今後の地層処分事業の取り組みと平行して進めるべき研究開発の一つとして，東北沖地震後に誘発された地震や湧水（たとえば，2011 年 4 月 11 日の福島県浜通り地震）に関する調査事例の蓄積の必要性が示されている。
変動シナリオに基づく安全評価に係る予測・評価においては，地殻変動によって生じる地形・地質構造の変化やそれに伴う地下水流動や水質の変動幅等を検討していくことが不可欠であるとともに，東北沖地震のような稀頻度の自然現象を想定した評価も併せて検討することが重要となる（梅田ほか, 20153)）。
そのため本研究では，稀頻度の自然現象に伴う地質環境の変動機構やスケール及びそのレジリアンス（復元性）を把握することを目的とする。平成 27 年度は，東北沖地震に伴って発生した地下水理の擾乱や内陸地震（断層運動）等に係る科学的知見を次項に整理した上で，その中でも特異な現象と考えられ
る福島県いわき市周辺で活発化した正断層型の群発地震活動の発生機構について検討した。
(2) 当該分野に係る科学的・技術的背景
東北沖地震は，太平洋プレートと北米プレート（またはオホーツクプレート）との境界で発生したプレー
ト境界型地震（海溝型地震）であり，わが国の地震観測史上において最大規模の地震（Mw9.0）である。
三陸沖から房総沖に至る極めて広範囲のプレート境界が，最大で 30 m 以上変位（例えば，Koketsu etal., 20114)）することによって引き起こされたこの地震は，甚大な被害の主因となった津波や地震動を発生させるとともに，その震源域から 100 km 以上離れた陸域において，以下に述べる様々な地球科学的現象を引き起こした。
日本列島全域において密に展開される全地球測位システム（GPS; Global Positioning System）の連続観測網である GEONET の観測結果によると，東北地方の太平洋沿岸を中心とする陸域では，地震時の地殻変動として，最大で 1 m 以上の沈降や 5 m を超える東向きの変位が観測された（例えば，Nishimura
et al., 20115); Ozawa et al., 20116)）。その後の観測（2016 年 2 月時点）によると，東北脊梁山地～日本海沿岸付近における沈降や東北地方を中心とした東向きの変位は，減衰しつつも継続している。その一方

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で，太平洋沿岸の地域では隆起に転じ，地震後の約 5 年間において最大で 40 cm を超える鉛直変位が観測されているが，元の状態に回復するまでには至っていない（国土地理院, 20167)）。さらに，合成開口レーダ（SAR; Synthetic Aperture Radar）の観測データを用いた高空間分解能の解析によると，東北地方
における複数の火山（秋田駒ヶ岳，栗駒山，蔵王山，吾妻山，那須岳）地域で，地震時に最大 10 cm 程
度にも及ぶ局所的な沈降が検出された。それぞれの火山地域において数十 km×数十 km に及ぶ範囲で認められた顕著な沈降は，東北沖地震により広域応力場が変化し，それに伴って地下のマグマ溜りが変形したことによると考えられている（Takada and Fukushima, 20138)）。このことは，局所的な地殻変動には，その場の応力状態のみならず，地下深部の不均質が密接に関与していることを強く示唆する。
これまでの測地学的観測によって，東北沖地震発生前の東北日本は大局的に東西方向の短縮場にあることが明らかにされている（例えば，Sagiya et al., 20009)）。また，地震学的研究によれば，東北日本
における最大圧縮主応力軸はおよそ WNW-ESE 方向に卓越し，およそ東西方向の P 軸をもつ逆断層型の地震活動が卓越する（例えば，Townend and Zoback, 200610); Terakawa and Matsu’ura, 201011);
Yoshida et al., 201512)）。東北沖地震前後の地震観測データを用いた応力テンソルインバージョンによって推定された主応力軸の分布によると，東北地方中部，関東及び中部地方では東北沖地震前後の主応力軸方向に顕著な違いは認められていない。これに対して，東北地方の北部では最大主圧縮応力軸（σ1）の反時計回りの回転が，東北地方南東部では最小主圧縮主応力軸（σ3）の時計回りの回転がそれぞれ見出されており，東北沖地震時の断層運動によって生じた静的な応力変化（static stress change）との関連性が指摘されている（Yoshida et al., 201213)）。
東北沖地震の主破壊領域となった東北沖のプレート境界では膨大な数の余震が発生し，その活動は本震発生から 5 年以上経過した現在においてもなお継続している。一方，このような余震活動とは別に，主として東北地方，関東地方及び中部地方の内陸各地において，東北沖地震の発生前後で地震活動度（seismicity）の顕著な変化が観測されるとともに，各地で Mj7 クラスまでの内陸大地震が発生した（例えば，Toda et al., 201114); Hirose et al., 201115)）。東北沖地震発生後の１ヶ月間において発生した Mj6.0
以上の内陸地震は，長野県北部（2011/3/12; Mj6.7），静岡県東部（2011/3/15; Mj6.4），福島県浜通り（2011/4/11; Mj7.0），福島県中通り（2011/4/12; Mj6.4）の地震である（気象庁, 201616)）。これらの顕著な地
震活動度の増加は，東北沖地震に伴う表面波の通過による動的な応力変化や断層運動（プレート境界のずれ）による静的な広域応力場の変化によって引き起こされた可能性が指摘されている（例えば，
Yukutake et al., 201117); Ishibe et al., 201518)）。
1946 年南海地震（川辺, 199119)）や 1995 年兵庫県南部地震（佐藤・高橋, 199720)）等，比較的規模の大きい地震が発生した際には，震源域の周辺において異常湧水が認められることがあるほか，より広域的な範囲で地下水位や間隙水圧の変化が観測されている。東北沖地震の前後においても，西南日本における地下水観測井において地下水位の変動が観測されたが，ほとんどの地点では地震後１年以内に地震発生前の状態に回復したようである（総合資源エネルギー調査会電力・ガス事業分科会原子力小委員会地層処分技術ワーキンググループ, 20142)）。東北沖地震の発生に伴うこれらの水理場に関する
変動は，国内（北川・小泉, 201121); Niwa et al., 201222)）のみならず，海外においても観測されており（Leeand Woo, 201223); Lee et al., 201324); Yan et al., 201425)），上述した地震活動度の変化と同様に，静的な広域応力場の変化によって引き起こされた可能性が指摘されている（例えば，Niwa et al., 201222)）。また，
東北沖地震の発生以降，活発な群発地震活動が始まった福島県いわき市の周辺においては，2011 年 4
月 11 日に発生した福島県浜通りの地震（Mw6.7）に伴う異常湧水（温泉の自噴）が確認されている。しかしながら，この異常湧水の原因は，単なる地殻ひずみの変化では説明できず，数年経過した時点でも湧水が継続している（産業技術総合研究所, 201326)）。

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以上の東北沖地震後に得られた科学的知見は，その変動のスケールのみならず，過去数十万年の時
間スケールにおける地殻変動や断層運動に関する従来の見解に再検証が必要となるような 2 つの特筆すべき現象の存在を示唆する。一つは，今回の地震に伴って沈降した太平洋沿岸地域は，その後の変動によって緩やかに隆起（国土地理院, 20167)）しているものの，元の状態への回復には至っていないことである。太平洋沿岸の地殻変動は，測地学的観測では過去 100 年に数十 cm 単位の沈降を示すが（国見ほか, 200127)），地質学的データでは過去 10 万年間に最大 0.5 mm/yr の隆起を示し（小池・町田 編,
200128)），矛盾した結果を示している（東京大学地震研究所, 201129)）。もう一つは，福島県浜通りの地震に伴って，断層変位地形が明瞭とは言えない湯ノ岳断層や井戸沢断層が活動したことである。プレートの沈み込み帯に位置し，東西圧縮場にある東北日本では，およそ南北走向の逆断層が卓越するが，この地震は特異的に正断層型の活動であったこと等から，それまでの活断層研究の常識を覆すような現象であったとも指摘されている（堤・遠田, 201230)）。これらの現象については，その変動のスケールのみならず，地殻変動の規則性，継続性に基づく地質環境の長期予測の観点からも，どのように評価していくべ
きかを検討することも重要であると考えられる。以下では，これまでに蓄積された科学的知見をもとに検討した，福島県いわき市周辺における特異な群発地震活動の発生機構について述べる。
(3) 実施内容・結果
福島県いわき市の周辺における群発地震活動は，2011 年 3 月 11 日に発生した東北沖地震の直後から開始した。同年 4 月 11 日にはその活動域の中心部において最大規模の地震（Mw6.7）が生じ，これに伴って井戸沢断層と湯ノ岳断層沿いの地表に約 2 m の垂直変位をもつ地震断層が露出したと報告されている（例えば，Otsubo et al., 201231)）。これらの地震活動は，およそ東西圧縮場のもとで逆断層型の発震機構や活断層が卓越する東北日本で生じたにもかかわらず，E-W または NW-SE 方向に伸長軸をもつ
正断層型の特徴を有する（Yoshida et al., 2015b32)）。
地震波トモグラフィーによって推定された東北地方南部の 3 次元地震波速度構造によると，群発地震
活動が活発化した地域の地殻深部には，地震波低速度かつ高ポアソン比の異常体が見出されている（Zhao, 201533)）。また，この異常体は，東北沖地震発生前の地震データを用いた解析によっても見出されていることから，東北沖地震の発生以前から存在していたこととなる（Tong et al., 201234)）。さらに，平成
25 年度に実施した地磁気・地電流観測によって推定した 2 次元比抵抗構造（図 3.2.1-1）によると，群発地震活動域下の深さ 15 km 以深に，顕著な低比抵抗体が認められる。この低比抵抗体の分布域は，地震波トモグラフィーによって見出された地震波低速度・高ポアソン比異常体の分布域と整合的であることから，下部地殻における深部流体やそれによる地殻の変形・流動特性（レオロジー）の不均質の存在を示唆する（Umeda et al., 201535)）。
一方で，GPS や測地・測量による地殻変動の観測によると，東北沖地震前の東北日本は，その中軸部を境に前弧域において沈降が，背弧側においては隆起する傾向にあったが，群発地震活動が生じた東北地方南東部では，局所的な隆起が観測されていた（Suwa et al., 200636); Nishimura, 201437)）。また，約12.5 万年前に形成された海成段丘の分布（Suzuki, 198938)）は，この地域では数万年オーダーで顕著な隆起が生じていることを示す。これらのことは，今回の群発地震が東北沖地震のような稀頻度のイベント
によって誘発された可能性がある一方で，この地域では過去数万年にわたって間欠的な群発地震と局所的な隆起が生じていた可能性も示唆する。また，東北沖地震発生前の地震観測データを用いた応力テンソルインバージョンや浅発地震のメカニズム解により，群発地震活動が活発化した領域の応力場は，東北沖地震の発生前においても NW-SE または N-S 方向に最小主応力軸（σ3）をもつ正断層型の応力場が卓越していたことが明らかにされている。さらに，このような正断層型の応力場や地震活動は，深さ 15

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km 以浅にみられ，それ以深では逆断層型に遷移することが明らかにされている（Imanishi et al., 201239);
Yoshida et al., 201532)）。地殻変動や地殻内の応力場に関するこれらの知見は，上部地殻において背斜状の屈曲が生じていることを示唆すると考えられる。
沈み込み帯である日本列島の内陸地震は，マントルウェッジから上昇してきた流体が下部地殻の強度を低下させ，その上の地殻に応力が集中して破壊が生じるとのモデルが提唱されている（Iio et al.,200240)）。また，これらの流体によって下部地殻のみならず上部地殻も局所的に非弾性変形が生じるため，地殻全体としての変形を一様化する過程で，非弾性変形領域の周辺で大きな内陸地震が発生すると考えられている（Hasegawa et al., 200541)）。群発地震の活動域下における応力場は，深さ約 15 km を境に正断層型から逆断層型に遷移しているが，その深さは流体の存在を示唆する低比抵抗体の上面深さと調和的である。これらの多様な観測・解析によって得られた知見は，東西圧縮場のもとで生じている
局所的な正断層活動には，下部地殻に分布する流体に起因する強度の低下や非弾性変形が関与していることを示唆すると考えられる（Umeda, 201535)）。
(4) 主な成果と課題
本研究では，東北沖地震に伴って発生した地下水理の擾乱や内陸地震（断層運動）等に係る科学的知見を整理し，その中でも特異な現象と考えられる福島県いわき市周辺で活発化し異常湧水を伴った正断層型の群発地震活動の発生機構について検討した。今後は，地殻内の不均質（深部流体）構造を考
慮した数値シミュレーションに基づき，その原因や地質環境への影響について検討する予定である。

(a)

(b)

図 3.2.1-1 群発地震の活動域における(a)地磁気・地電流観測点の分布及び(b)2 次元比抵抗構造（Umeda et al., 201542)を編集）

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参考文献
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3.2.2 時間スケールに応じた地圏環境変動の予測技術(1) はじめに地層処分における将来の地質環境の予測・評価は，過去の自然現象の偏在性や変動傾向に基づき，将来へ外挿することが基本となる。しかしながら，過去のイベントや変動パターン・規模に係る記録は，遡る年代や地域によって識別できる分解能が異なることから，予測結果に伴う不確かさも様々である。また，
時間スケールごとの変動方向や速度が大きく異なる場合，その地域は変動の一様継続性が成立しておらず，単純な外挿による予測には大きな不確実性を伴うこととなる。本研究では，これまで取り扱っていな
かった測地学的アプローチも駆使して，数十年～数百年，数千年～数万年，数十万年～数百万年といった異なる時間スケールでの変動方向・速度の解析及びこれらを指標とした不確実性を考慮したモデリ
ング技術の開発を目指す。
(2) 当該分野に係る科学的・技術的背景
過去の地質学的現象の因果関係や連続性について，笠原・杉村（1978）1)，松田（1988）2)は，第四紀後期の地殻変動には，①変位の向きの一様性，②変位の等速性といった経験則を見出し，これらを「一様継続性」と呼んだ。このような変動の一様継続性という概念は，数年～数十年の測地学的な観測によって認められる短期的な変動傾向ではなく，地形学・地質学的な調査から得られる数千年以上の時間間隔でとらえた場合の運動像である。これは，過去から現在までの変動の履歴を検討し，そのなかから時間
的，空間的な変動の普遍性や法則性を見出すことでその傾向を将来に延長するといった外挿法による予測を適用する上で，重要な概念となる。したがって，外挿法による予測においては，変動の一様継続性がどの地域でいつ頃に成立したかが重要となる。
地形・地質学的情報や山地発達モデルによって推定された，日本列島におけるネオテクトニクスの成立時期によると，第四紀の始めから 100 万年前頃には，多くの地域において現在の地殻変動の傾向が始まったと考えられている（梅田ほか, 20133)）。しかしながら，日本海東縁，伊豆半島周辺，沖縄トラフでは，比較的若い時代（第四紀後半）に変動が開始したと考えられており，変動の方向や速度も将来予測の前提となる定常状態，すなわち一様継続に至っていないことが考えられる。これは，測地学的な変動
量と地形・地質情報から推定した変動量に大きなギャップが存在しているといった観測事実からもその可能性が示唆される。また，背弧海盆の拡大や海溝軸の移動等といったプレートシステムの転換に関する最近の研究（例えば，Strak and Schellart, 20144)）によれば，数十万年～数百万年の時間スケールにおけるこれらの現象は，沈み込むスラブの形状や到達深度等に応じたいくつかの段階で加速度的な変動を示すことも指摘されている。このように，一様継続性の成立性に乏しいと考えられる場合や，外挿が妥当と考えられる期間よりも長期間の予測を行う場合には，他のアプローチ（例えば，対象とする現象の物
理・数学的モデルを用いた数値シミュレーションによる予測等）を検討しておくことも重要となる。
そのため，本研究では平成 27 年度より，測地学的観測が示す現行の地殻変動と，地形・地質学的手法に基づく過去の地殻変動の傾向の比較による一様継続性の成立性に関する検討に着手した。また，
数値シミュレーションによる地殻変動予測技術の構築に向けた検討を開始するとともに，その妥当性を検討するため，比較的若い時代に変動が開始したと考えられる九州南部のせん断帯を事例とした GPS 稠
密観測を開始した。
一方で，東濃地域と幌延地域を事例とした地形・地質構造の発達や海水準変動等を考慮した過去か
ら現在までの地下水流動に関する研究（例えば，Niizato et al., 20095)；尾上ほか, 20096)）によれば，自然

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現象が地下水流動特性の長期変化に及ぼす影響を概括的に理解するためには，地形変化や気候変動を考慮した地下水流動解析が有効であることが示されている。特に，百万年以上に及ぶ時間スケールで過去から現在までの地質環境の長期変動を把握する技術を確立するためには，地形・地質モデル，水理モデル等を統合したモデルの開発とそのための数値化・可視化技術及び不確実性の評価手法の整備が重要である。そのため平成 27 年度は，これらのモデル構築に係る手法の開発を進めた。
(3) 実施内容・結果
1) 地質学的・測地学的ひずみ速度の推定
日本列島は，プレートの沈み込みにより長期にわたって短縮変形を受け続けている。これによる地殻変動は，複雑な地形・地質構造で特徴付けられるわが国の地質環境の根元的な形成・変動要因の一つであり，将来においても継続すると推測される。しかしながら，現行の地殻変動を示す測地測量データや
GPS 速度データより得られた測地学的ひずみ速度（10-7 yr-1 オーダー）と，過去から現在までの地殻変動の結果として生じた活断層の平均変位速度等に基づいて得られた地質学的ひずみ速度（10-8 yr-1 オーダー）には，およそ一桁程度の違いがあることがこれまでの研究よって指摘されている（Kaizuka and
Imaizumi, 19847); 橋本, 19908); Shen-Tu et al., 19959); 池田, 199610); 鷺谷, 200411); 池田ほか, 201212)）。
その原因の一つとして，2011 年に発生した東北地方太平洋沖地震のようなプレート境界地震に伴う内陸
地殻ひずみの解放が指摘されているが，その程度やメカニズムは未だ解明されていない。
ここでは，産総研活断層データベース（産業技術総合研究所, 201213)）に掲載される活断層のうち，その平均変位速度が記載されている 418 セグメントの活断層に対して，断層の平均変位速度，断層の長さ，傾斜角，走向，断層タイプ等の情報から過去 1,000 年間における地震モーメント（Mo）及び水平方向の地
震モーメントテンソル密度（M11，M12，M22）を計算した。続いて，ここで得られた地震モーメントを用いて，
地震モーメントテンソル密度を計算した後，Kostrov (1974)14)による次式にしたがって地震モーメントテン
ソルからひずみ速度へ変換した。
ߝሶ௜௝ ൌ ෍ ‫݋ܯ‬௜௝ Ȁʹߤܸܶ

この式は，ある領域内・期間に発生した地震による平均的な弾性ひずみの解放を定量化するために提案されたものであり，ߝሶ௜௝ はある領域中のひずみ速度，V は領域の体積，T は地震発生期間を示す。計算では，剛性率 μ を 30 GPa とした。また，地震発生期間は，活断層データベースの平均変位速度が 1,000
年あたりの速度として記載されていることに合わせて 1,000 yr とした。さらに，解析領域に Wesnousky et al.
(1982)15)とほぼ同様なグリッド（緯度方向に 0.67°，経度方向に 1.00°の間隔であり，概ね 80 km×80 kmの面積となる）を設定し，各グリッドでの面積に断層の固着域の深さである 15 km を乗じて領域の体積とし，ひずみ速度を計算した。図 3.2.2-1(a)に推定したグリッドごとの地質学的ひずみ速度の主軸の分布，個々の断層での短縮軸及び伸長軸分布を示す。日本列島全域における大局的な特徴として，太平洋プレー
ト及びフィリピン海プレートの沈み込み方向に短縮変形が卓越するとともに，中部日本を含む西南日本
においては，概ね南北～北東－南西方向の伸長変形が認められる。
さらに，地質学的ひずみ速度と測地学的ひずみ速度の比較を行うため，1997 年 1 月 1 日～1999 年
12 月 31 日において国土地理院 GEONET で観測された GPS データの F3 解（中川ほか, 200916)）をもとに各観測点の変位速度を決定し，測地学的ひずみ速度を推定した。各観測点の変位速度の決定には，
F3 解の時系列よりアンテナ交換や地震による非定常なステップを除去した後，年周・半年周成分を推定

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して時系列より変位速度成分を抽出している。なお，測地学的ひずみ速度の推定には Shen et al.
(1996)17)の手法を用いた。ここでは，地質学的ひずみ速度を推定した際に設定したグリッド間隔（緯度方向 0.67°，経度方向 1.00°）を採用し，各グリッド点を中心として半径 50 km 以内に含まれる GNSS 観測
点の速度データを用いて水平方向のひずみ速度を推定した。推定した測地学的ひずみ速度の結果を
図 3.2.2-1(b)に示す。この結果の特徴として，10-7 yr-1 オーダーのひずみ速度が見られ，前弧域においては概ねプレートの沈み込みを反映した短縮傾向が認められる。また，ひずみ速度の大きさについては，
測地学的ひずみ速度が地質学的ひずみ速度よりも一桁程度大きい結果となった。
続いて，ひずみ速度主軸の方位角（北を 0°として時計回りに計測した角度）について，両者の比較を行った。短縮軸についてみると，方位角の差は平均で 6.99±30.48°となり，特に北海道中部や関東～中部地方の太平洋側で顕著な差が検出された。これらの原因として，日高衝突帯や伊豆弧の衝突等による長期的な地殻変動の可能性が考えられる。また，東北日本では方位角に関して，測地学的ひずみ速度より地質学的ひずみ速度の方が大きく，西南日本では地質学的ひずみ速度より測地学的ひずみ速度の方が大きいといった対照的な結果が得られた（図 3.2.2-2）。これは，プレート沈み込み等の広域的な要因が関与している可能性を示唆する。
既に述べたように，地質学的ひずみ速度と測地学的ひずみ速度に認められるおよそ一桁程度の食い違いの原因として，プレート境界地震に伴う地殻ひずみの解放が指摘されている（例えば，池田ほか,
201212)）。これまでの測地学的な観測によると，このようなイベントの一つであると考えられる 2011 年東北
地方太平洋沖地震に伴う東北地方の地殻変動は，地震前の水平変位ベクトルとおよそ逆向きのセンスを示す。しかしながら，多くの領域においては，プレート境界における地震時のすべり分布に起因して，地震前と地震後の水平変位ベクトルは互いに真逆ではない。この地震の余効すべり等に伴う地殻変動
は現在も継続しているため，両者の方位に関する関係性については更なる観測データの蓄積を待つ必要があるが，地質学的ひずみ速度と測地学的ひずみ速度の主軸の方位角に差が認められた原因の一つとして，プレート境界地震に伴う短期的な地殻変動も考えられる。

(a)

(b)

図 3.2.2-1 日本列島における(a)地質学的ひずみ速度及び(b)測地学的ひずみ速度の主軸分布

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図 3.2.2-2 日本列島におけるひずみ速度主軸の方位角差の分布

2) 九州南部せん断帯における GPS 稠密観測
これまでの研究によって，測地学的手法や地形・地質学的手法に基づいて推定された現在及び過去の地殻変動のセンスが異なる地域が存在することが指摘されている。例えば，九州南部の GPS 観測によると，前弧域の宮崎北部では西北西方向への水平変動が認められるが，宮崎南部では南南東方向に変動しており，その方向は日南市付近を中心に反時計回りに変化している。この傾向は背弧側にも認められ，熊本南部では南西方向，鹿児島では南南東方向への水平変動が生じている。また，北緯 32°付近には東西に延びる左横ずれのせん断帯の存在が指摘されており（Nishimura and Hashimoto, 200618);
Takayama and Yoshida, 200719); Wallace et al., 200920)），せん断帯に沿って 1997 年鹿児島県北西部地震（Mw6.1, Mw6.0）をはじめとする内陸地震が発生している。しかしながら，これらの内陸地震のメカニズ
ム解は，この地域に認定されている活断層の変位センスとは異なる。さらに，せん断帯東部では最終間氷期以降，隆起速度が急激に増大し，最近 10 年間の GPS の鉛直速度と同程度となっている（長岡,201021)）。これらのことは，このせん断帯が地質学的に若い時代に変動が始まったひずみ集中帯である可能性を示唆する（Umeda et al., 201422)）。本研究では，地殻やマントルにおける変形・流動特性（レオロジー）の不均質を考慮した数値シミュレーションによる地殻変動予測技術の構築に向けて，比較的若い
時代に変動が開始したと考えられる九州南部のせん断帯を事例とした GPS 稠密観測を開始した。
GPS 稠密観測では，およそ東西方向に延びるせん断帯を縦断する約 80 km の区間において計 10 地
点の観測点を平成 28 年 2 月から 3 月にかけて展開し，観測を開始した（図 3.2.2-3）。このうち 7 地点においては，GNSS 受信機として GPS，GLONASS，QZSS 信号の受信が可能な Trimble 社製 Trimble
NetR9 を，GNSS アンテナとしてマルチパスを強力に除去できる特殊な素材を使用している Trimble 社製
Zephyr 2 による観測システムを構築した。また，残りの 3 地点においては，Trimble 5700 を用いている。
今後は，この GPS 稠密観測によって蓄積される観測データに加えて，国土地理院により展開・運用される GEONET の観測データを用いた解析によって，せん断帯における地殻変動の詳細な特徴を把握し，地殻変動シミュレーションの解析結果との比較及び検証を行っていく予定である。

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図 3.2.2-3 GEONET による 2008 年 12 月～2014 年 1 月の水平変位速度及び稠密観測点の分布

3) 過去から現在までの地質環境長期変動モデルの構築手法の開発
本研究では，岐阜県東濃地域と北海道幌延地域をそれぞれ山間部と平野部の事例としてモデル構築
手法を検討すると同時に，これまで個別に構築されていた地質環境の各分野（地形・地質，地表環境，
水理，地球化学）のモデルを統合的に取り扱い，地質環境の長期的な変動を表現できる数値モデル構
築の方法論の整備を進めている。また，モデルの妥当性の確認及び不確実性の評価のための方法論の検討も進めている。平成 27 年度は，およそ百万年前から現在までの複数の時間断面における三次元地形・地質モデルとそれらを用いた水理モデルを構築した。
地形・地質モデルの対象とする時代と空間範囲については，地形・地質の発達史を参考に概念モデルを構築して検討した（図 3.2.2-4）。東濃地域においては，「古地形面の分布」，「断層運動による隆起」，「傾動運動による隆起」，「地形の開析」を考慮し，4 つのステージを設定した。それらは，土岐砂礫層の堆積時期であり，断層山地が形成されていないステージⅠ，土岐砂礫層の堆積時期であり，山地が形成されつつあるステージⅡ，河成段丘の高位面が形成されたステージⅢ，河成段丘の中位面が形成されたステージⅣである（図 3.2.2-4）。これらのステージの時期は，おおよそ，それぞれ 100 万年前以前，約100 万年前，約 50 万年前，現在に相当すると考えられる。

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このうち地形モデルの構築では，ステージごとに復元すべき地形面の対象を決め，それらの地形をもとに削剥で失われた地形を内挿補間し，古地形面を復元するという手法を採用した。断層運動や傾動運
動による隆起に伴う地形変化については，標高の変化のみを復元対象とし，各ステージの標高は，既存研究において明らかにされている断層の平均変位速度をもとに，各ステージから現在までの隆起量を算出し，その値を現在の標高から差し引くことで求めた。なお，断層ごとに隆起量に差があるため，断層を境にブロックに区切り，ブロックごとに隆起量を算出した。一方，傾動運動による隆起については，広域的な運動のためモデル化領域全体を対象とした。地形の開析については，各ステージの地形が現在と同じレベルの開析を受けているわけではないことから，谷埋め接峰面処理を各ステージの地形モデルに対して実施した。以上の地形モデルの構築フローを図 3.2.2-5 に示す。
地質モデルの構築では，地下水流動解析に必要な透水性のコントラストに着目した地質構造区分が必要であり，その手法については既往研究（例えば，尾上ほか, 200923)）を参考にした。地質分布については，20 万分の 1 シームレス地質図（東海・近畿）（産業技術総合研究所地質調査総合センター編,
200524)）を基に，堆積物，堆積岩，花崗岩に簡略化したものを基本として作成した。なお，花崗岩中の上部割れ目帯と下部割れ目低密度帯の境界面については，松岡ほか（2005）25)による上部割れ目帯と被覆堆積岩の厚さの関連性に基づき設定した。また，本検討では断層近傍のみではなく約 20 km 四方に及ぶ広範囲の領域全体における地下水流動特性を対象としているため，断層を一枚の面構造として表現した。その際，既存文献（産業技術総合研究所地質調査総合センター編, 200524); 三枝ほか, 200726);
産業技術総合研究所, 201627)）に基づき，断層の代表的な走向，傾斜を設定するとともに，地表のトレース長をデジタイジングすることで水平方向における断層の分布範囲を設定した。さらに，上記の地質構造と断層の座標に基づく内挿（スプライン補間）によって三次元的な地質境界面及び断層面分布を作成し，地形面と組み合わせることで地質モデルを構築した（図 3.2.2-4）。
水理モデルについては，地形・地質モデルに基づき，地形・地質構造分布の時間変化を考慮した三次元水理地質構造モデルを構築した上で，地下水流動解析を実施した。水理地質構造区分の水理特性は，既存情報（尾上ほか, 201528)；国土技術研究センター, 200229)；山石ほか, 199830)）に基づき設定した。境界条件の設定にあたっては，尾根部を側方境界として不透水条件を設定した。なお，ステージⅠの水理地質構造モデルは，領域全体が平坦な地形であるため，より広範囲の地下水流動系の一部であると仮定し，水頭固定条件を設定した。なお，地表起伏がなだらかであるステージⅠとⅡについては，河川流出量の推定に必要な河川流域分割が困難であるため，涵養量はステージⅢと同様と仮定した。また，
上部境界面のうち中央を東から西へ流れる河川には，水頭固定条件を設定した。以上の条件に基づいた地下水流動解析によって得られた水頭分布を図 3.2.2-4 下段に示す。これによると，ステージⅠでは領域全体の地形の起伏がなだらかであるために，北部から南部への単調な地下水流動が形成されており，ステージⅡになると領域の南側の山地が隆起するため，北東部から西部に向かう地下水の主流動が形成される。ステージⅢにおいては，なだらかではあるものの現在と同様の地形の分布傾向が形成されているため，それ以降は領域の北東部及び南東部から南西部に位置する丘陵や山地から中央の河川に向かう大局的な地下水の流動傾向に大きな変化は見られないが，水頭値は全体的に高くなった。

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図 3.2.2-4 東濃地域（山間部）における地形概念，地形・地質数値，水理モデルの構築

図 3.2.2-5 東濃地域（山間部）における古地形モデルの構築フローと主な処理
文献 A：陶土団研（1994）31)，文献 B：地震調査研究推進本部（2004）32)，文献 C：田力ほか（2011）33)(4) 主な成果と課題
本研究では，測地学的ひずみ速度と地質学的ひずみ速度に着目した一様継続性の成立性に関する検討を進めるとともに，数値シミュレーションによる地殻変動予測技術の構築に向けた九州南部のせん断帯を事例とした GPS 稠密観測を開始した。今後は，地殻内応力場等の他パラメータにも着目しつつ，せん断帯を事例とした更なるデータの蓄積と一様継続性に関する検討を進める。

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また，地質環境長期変動モデルの構築については，地形・地質モデル，水理モデルとの統合を図りつ
つ，山間部を対象とした場合の約百万年前以降の地形・地質モデル及び水理モデルの構築の事例を示した。今後は，これまでの検討結果を踏まえて，各地質環境長期変動モデルの構築に関する情報，ノウ
ハウ及び各モデルが有する不確実性を整理するとともに，各地質環境長期変動モデルの統合化を図る
必要がある。さらに，平野部（幌延地域）における検討結果と比較しつつ，山間部における地質環境特性の変動を理解するための調査からモデル化解析・評価に至る一連の方法論の体系化を進める必要があ
る。

参考文献
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10) 池田安隆, 活断層研究と日本列島の現在のテクトニクス, 活断層研究, vol.15, 1996, pp.93–99.
11) 鷺谷 威, 測地学的歪み速度と地質学的歪み速度の矛盾は解消可能か？, 地球, vol.46, 2004,
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12) 池田安隆, 岡田真介, 田力正好, 東北日本島弧－海溝系における長期的歪み蓄積過程と超巨大
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13) 産 業 技 術 総 合 研 究 所 , 産 業 技 術 総 合 研 究 所 研 究 情 報 公 開 デ ー タ ベ ー ス DB095, 2012,https://gbank.gsj.jp/activefault/index_gmap.html (参照：2016 年 8 月 31 日).
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15) Wesnousky, S.G., Scholz, G.H., Shimazaki, K., Deformation of an island arc: Rates of moment
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16) 中川弘之, 豊福隆史, 小谷京湖, 宮原伐折羅, 岩下知真子, 川元智司, 畑中雄樹, 宗包浩志,
石本正芳, 湯通堂 亨, 石倉信広, 菅原安宏, GPS 連続観測システム（GEONET）の新しい解析戦略（第 4 版）によるルーチン解析システムの構築について, 国土地理院時報, vol.118, 2009, pp.1–8.
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18) Nishimura, S., Hashimoto, M., A model with rigid rotations and slip deficits for the GPS-derived
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19) Takayama, H., Yoshida, A., Crustal deformation in Kyushu derived from GEONET data, J. Geophys.
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left-lateral shear zone in southwest Japan explained by aseismic ridge collision, Geology, vol.37,
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21) 長岡信治, 西山賢一, 井上 弦, 過去 200 万年間における宮崎平野の地層形成と陸化プロセス—
海面変化とテクトニクスに関連して—, 地学雑誌, vol.119, 2010, pp.632–667.
22) Umeda, K., Asamori, K., Makuuchi, A., Kobori, K., Earthquake doublet in an active shear zone,
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23) 尾上博則, 塩見哲也, 草野友宏, 安江健一, 小坂 寛, 三枝博光, 竹内竜史, 田力正好, 東濃地域を事例とした地形変化および気候変動による地下水流動特性の長期的変化の推定に関わる方法論の構築（その１）—調査データに基づく過去数十万年の古地形・古気候の推定および地質構
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26) 三枝博光, 瀬野康弘, 中間茂雄, 鶴田忠彦, 岩月輝希, 天野健治, 竹内竜史, 松岡稔幸, 尾上博則, 水野 崇, 大山卓也, 濱 克宏, 佐藤稔紀, 久慈雅栄, 黒田英高, 仙波 毅, 内田雅大, 杉原
弘造, 坂巻昌工, 超深地層研究所計画における地表からの調査予測研究段階（第 1 段階）研究成
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27) 産業技術総合研究所, 活断層データベース, https://gbank.gsj.jp/activefault/index_gmap.html (参照：2016 年 1 月 22 日).
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29) 国土技術研究センター, 河川堤防の構造検討の手引き, 2002, 192p.
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3.3 年代測定技術の開発
3.3.1 ウラン系列放射年代測定法の実用化(1) はじめに将来の地質環境の安定性を評価する上では，着目する地質環境の過去の変遷を解読し，変遷の傾向を将来へ外挿して予測することが基本となる。過去の地質環境の変遷を解読するためには，
隆起・侵食や断層運動及び火成活動等の自然現象に時間軸を与える放射年代測定法による編年
技術の整備が不可欠である。また，現時点では地層処分に関して特定の地質やサイトが選定されていないことから，概要調査や精密調査の段階でこの編年技術を有効なものとするには，様々な地質環境を想定して普遍的に存在する試料に対応でき，かつ広範な年代範囲で測定可能な技術の整備が求められる。
このうち，地下の地質環境の変遷を読み解く上では，地下水やガスの通路となり得る高透水性の地質構造（透水性割れ目や断層等; Yoshida et al., 20001)； 舟木ほか, 20092)）を把握した上で，その長期的な発達過程を推定することが重要となる。数十万年程度の時間スケールにおける割れ目の発達過程を推定するためには，割れ目の形成やシーリング等の形成・発達履歴を明らかにし，割れ目近傍の環境変化を解読する必要がある（吉田, 2012a3)）。割れ目の形成・発達履歴を解明する上で，割れ目を充填する鉱物はその指標になり得る（石橋ほか, 20144)）。例えば，西本ほか (2008)5)
や Nishimoto and Yoshida (2010)6)では，割れ目充填鉱物の産状や晶出温度から，割れ目の形成・発達履歴が議論されている。また，サイトに存在する断層の活動性を評価することも重要となるが，これには炭酸塩鉱物（方解石）等の充填鉱物の年代測定（例えば，柴田・高木, 19887); Vargas et al.,20118); Yamasaki et al., 20139); Nuriel et al., 201210)）が有効である可能性がある。炭酸塩鉱物は岩種や岩盤の形成過程に依存せずに，岩盤中に広く一般的に産出する鉱物であるため（Yoshida etal., 20001); 西本ほか, 20085); Nishimoto and Yoshida, 20106); Iwatsuki and Yoshida, 199911); 吉田,
2012b12); 横田・吉田, 201313)），汎用的な古環境指標物質として利用可能である。
ウラン（U）は微量元素であるものの岩石中に一般的に存在する元素であり，ウラン系列の放射年代測定は，応用できる試料の対象範囲が広く，地球惑星科学の分野で広く用いられている。ウラン-238（238U，半減期：約 44 億 6800 万年）及びウラン-235（235U，半減期：約 7 億 380 万年）の壊変を年代時計として利用するウラン-鉛（U-Pb）法は，数十万年から数十億年までの時間分解能を有する。
また，ウラン-234（234U）とトリウム-230（230Th）の放射非平衡を利用したウラン・トリウム（U-Th）法では，数千年からおよそ 50 万年前までの比較的若い年代に対応した年代学的な評価が可能である。以上から，炭酸塩鉱物に対するウラン系列の放射年代測定技術は，地質環境の長期安定性を評価する際に有効であると考えられるため，その技術開発を進めている。
(2) 当該分野に係る科学的・技術的背景
年代測定の対象とする炭酸塩鉱物は，結晶成長の段階で取り込む鉱物周辺の不純物の濃度等に応答して累帯構造を呈することが多く，地下環境下での形成・発達史をより正確に解読して過去の炭酸塩鉱物の生成環境を再現するためには，空間分解能の高い（数 µm から数百 µm）分析技術を構築する必要がある。このような空間分解能の高い分析技術の構築は，炭酸塩鉱物に留まらず，近年の古環境指標物質（特にジルコン等の鉱物分析）の年代測定技術開発の傾向でもある。放射年代測定では，親核種の子孫核種への壊変寄与を検出する手法であるため，親核種あるいは子孫

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核種に同位体が存在する場合には同位体分析を必要とする。空間分解能の高い同位体分析手法
としては，二次イオン質量分析法や誘導結合プラズマ（ICP）質量分析法の試料導入部にレーザー
アブレーション装置を採用したレーザーアブレーション付きマルチコレクター誘導結合プラズマ（LA-ICP）質量分析法等が挙げられる。このような局所領域に対して直接分析が可能な手法には，前処理の簡便性や高い空間分解能で年代値や同位体組成が得られる等の長所がある反面，分析
値の補正のために分析対象とする鉱物と結晶構造や元素の存在度が酷似した標準試料を必要とするため，対象試料範囲の拡大（一般化）が困難であるという短所もある。このような点から，炭酸塩
鉱物の局所領域に対する年代測定手法の確立は，地下環境の変遷を再現する手法としてブレーク
スルーとなり得る一方で，分析技術の確立には標準試料の選定等の課題も多い。
(3) 実施内容・結果
平成 26 年度には，LA-ICP 質量分析計を導入し，空間分解能にして数 µm から数百 µm の領域を分析可能な，局所領域分析を実現する装置の整備を完了した。平成 27 年度は，LA-ICP 質量分析計を用いた U-Pb 年代測定技術を確立するため，ジルコンを対象試料として分析データの取得と解析を実施し，平成 26 年度に導入した装置の実用化を図った。また，LA-ICP 質量分析法による炭酸塩鉱物の U-Pb 年代測定に必要不可欠な Pb 同位体組成及び U/Pb 比が均質で年代が既知である標準試料の選定に着手した。
1) ジルコンの分析による LA-ICP 質量分析計を用いた U-Pb 年代測定技術の確立
ジルコンの U-Pb 年代測定は，二次イオン質量分析法や表面電離型質量分析法及び LA-ICP 質
量分析法等の様々な手法によって国内外で広く用いられているため，得られる同位体組成や年代
値を既往研究と比較しやすく，導入した装置での取得データの正確さや再現性を検証できる。本研
究では，年代値，U/Pb 元素比及び Pb 同位体比既知の 2 種類以上のジルコン試料を準備し，一方を未知試料として測定した後，得られた結果が文献値や推奨値と一致するかを検証した。
まず，既往研究で Pb 同位体比及び Pb/U 比の補正に標準試料として使用されている 91500（Wiedenbeck et al., 199514), Wiedenbeck et al., 200415)）， Ybr157（Misawa and Premo （私信）16)），
BR1（Misawa and Premo（私信）16)）及び比較対象としてジルコン以外で U-Pb 年代測定の行われている標準試料（アパタイト，バデレアイト等）を入手した。試料の U-Pb 同位体比測定にはレーザーア
ブレーション装置（Photon-machines 製 Analyte G2）及び ICP 質量分析計（Thermo Scientific 製
NEPTUNE-plus）を用いた。測定は，全ての同位体に対してイオンカウンティングを採用するマルチ
プルイオンカウンティング（Multiple Ion Counting : MIC）の組み合わせで行った。U-Pb 年代値の計
算（コンコーディアプロット），重み付き平均及び重み付き標準偏差の 2 乗平均（MSWD : meansquare of weighted deviation; York, 196917)）の計算には，ISOPLOT ver. 3.7 （Ludwig, 200918)）を用いた。
91500 を標準試料とし，Ybr157 を未知試料として U-Pb 同位体分析を行った。標準試料とした
91500 の各測定における Pb 同位体比及び Pb / U（206Pb / 238U）比の測定精度は standard %error（1σ）にしてそれぞれ，0.55‐0.85 %，2.2‐3.8 %であった。同様に，未知試料として測定した Ybr157 の Pb
同位体比及び Pb/U（206Pb/238U）比の測定精度は standard %error（1σ）にしてそれぞれ，0.61‐0.73 %，3.9‐5.6 %であった。Ybr157 の U-Pb 同位体分析値をコンコーディアダイアグラム上にプロットした結果を図 3.3.1-1 に示す。分析点はコンコーディア上（参考値 : 569.5 Ma, Misawa & Premo（私信）16)）にはプロットされず 600 Ma 近傍に集中した。これらの結果から，各元素比及び同位体比の測定精度は十分に担保されていることが確認できたが，一方で年代値の確度の担保に未だ課題が残って
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いることが示唆された。
課題の克服には試料導入の際の条件検討を引き続き実施する必要がある。特に，レーザー照射で試料の掘削が進むことによってアブレーション効率が変化する「ダウンホール分別」が，得られる元素比及び同位体比の確度の低下に影響している可能性が強く示唆された。アブレーションによる掘削深度を抑制し，試料のアブレーション効率の安定化を図るためには，レーザー走査（ラスター）での分析が効果的と考えられる。
2) 炭酸塩鉱物の標準試料の選定と主要元素等の定量分析及び Pb 同位体分析
レーザーアブレーション試料導入法による炭酸塩鉱物の U-Pb 年代測定では，マトリクスの一致した炭酸塩鉱物からなる標準試料の選定と評価が課題としてあげられる。国立研究開発法人海洋研
究開発機構，国立大学法人京都大学及び（株）京都フィッション・トラックとの共同研究「レーザーア
ブレーション付き誘導結合プラズマ質量分析計を用いた炭酸塩鉱物の分析手法の開発」を通して，
LA-ICP 質量分析法による炭酸塩鉱物の U-Pb 年代測定に適切な標準試料候補の選定を行うとともに，選定した試料について予察的な U-Pb 同位体分析と均質性の評価を実施した。
標準試料の候補試料として，元素濃度の認証値が公表されている 6 つの炭酸塩試料（JCp-1（産業技術総合研究所；以下，産総研という），JCt-1（産総研），JLs-1（産総研），JDo-1（産総研），
GYP-A（Domtar Inc.），CACB-1（カナダ国立研究機構））を選択した。選択した試料の均質性の評
価と年代測定への適用性の評価のために，①LA-ICP 質量分析法による主要元素及び微量元素定
量分析，②湿式法による高精度 Pb 同位体分析による基礎データの取得，③LA-ICP 質量分析法による Pb 同位体分析及び二次元分布の取得（イメージング）による均質性評価を実施した。入手した標準試料候補のうち，4 試料（JCp-1，JCt-1，JLs-1，JDo-1）については，LA-ICP 質量分析法に適した試料を調整するため，それぞれの粉体試料から粗粒なものを篩別した上で，湿式法と LA-ICP 質
量分析法のそれぞれの手法により主要元素，微量元素定量分析及び Pb 同位体分析を実施した。
LA-ICP 質量分析法による元素の定量分析は，京都大学に設置されている iCAP Qc 四重極 ICP
質量分析計（Thermo Scientific）と NWR193 ArF エキシマレーザーアブレーションシステム（ESI）を組み合わせて行った。定量は，質量分析により得られた各同位体のシグナルを積算し，天然の同位体存在度から各元素のシグナル強度に換算した後，すべての試料において最も存在度の高いカルシウム（Ca）を内部標準（認証値の値）として，標準ガラス（NIST SRM 610 及び NIST SRM 612:
Jochum et al. (2011)19); USGS BHVO-2G 及び USGS BCR-2G: the GeoREM database (2016)20)）の測定結果を基に試料の各元素存在度を求めた。認証値は主に産総研の地質調査総合センターが公表しているデータベース「地球化学標準試料」（GSJ Geochemical Reference samples DataBase21)）の値を用い，ストロンチウム，U 及び Pb については岡井ほか(2008)22)を参照した。比較的信頼性が高く複数の元素存在度についてのデータが公開されている JCp-1 及び JCt-1 の元素存在度について，認証値との比較を図 3.3.1-2 に示す。
次に標準試料候補のうち，JCp-1 及び JCt-1 のウラン系列の放射年代測定に係る Pb，Th，U 濃度を定量するため，四重極型 ICP 質量分析計を用いた湿式法で測定を実施した（表 3.3.1-1）。試料の分解法はフッ酸‐過塩素酸による酸分解法を採用した。分解後の試料は，2,000 倍希釈の後 5％硝酸溶液に調製し，検量線法によって測定を行った（Senda et al., 201423)）。測定には海洋研究開発
機構の iCAP-Q 四重極型 ICP 質量分析計を用いた。
さらに，JCp-1 及び JCt-1 の Pb 同位体比測定を湿式法及びレーザーアブレーション装置を用いた局所分析法の下で実施した。湿式法では JCp-1 及び JCt-1 の粉体試料を酸分解（Miyazaki et al.,
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200924); Miyazaki et al., 201225)）し，マルチプルコレクター（以下，「MC」という。）ICP 質量分析計によって全岩 Pb 同位体分析を行った。フッ酸を用いた試料の分解の際に，残渣（フッ化物）が多く生じたため，フッ酸処理後に遠心分離してフッ化物を除いた試料（図 3.3.1-3：Sol.-1）と，残渣を全て溶解させた試料（図 3.3.1-3：Sol.-2）の 2 試料を調製した。局所領域分析では，JCp-1 及び JCt-1 の各粒子について，紫外フェムト秒レーザー（以下，「UVFsLA」という）での局所サンプリングとマルチプル
ファラデーカップ（以下，「MFC」という）ICP 質量分析計を組み合わせた UVFsLA -MFC-ICP 質量分
析計によって Pb 同位体比分析を実施した。湿式分析には海洋研究開発機構の Neptune MC-ICP
質量分析計（Thermo Scientific）と Aridus II（CETAC）脱溶媒ネブライザーを用い，局所分析には海洋研究開発機構の OKFs-2000K UVFsLA 装置（OK Laboratory）及び Neptune MC-ICP 質量分析計を用いた。MFC-ICP 質量分析計では，206-207-208Pb 同位体を高増幅率の 1013 Ω ファラデーアンプを用いて計測し，207Pb/206Pb，208Pb/206Pb 比を測定した（Kimura et al., 201626)）。測定は NIST SRM
612 標準ガラス試料を用いて，標準試料と未知試料を交互に測定するブラケティング法によって同位体分別補正を行い，補正には SRM 612 の推奨値（Baker et al., 200427); Kent, 200828)）を用いた。
これらの結果に基づき，炭酸塩鉱物の標準試料として JCp-1 及び JCt-1 の均質性と標準試料としての適用性を評価した。
定量分析結果のうち，JCp-1 及び JCt-1 について公表されている認証値と比較した結果，元素存
在度の不一致が認められた。この不一致は LA 法に対応して粒度の大きな試料を篩別したことに起因する可能性が示唆された。一方で，U 及び Pb の存在度については認証値と比較的一致しており，
篩別の有無を問わず，U 及び Pb 存在度は JCp-1，JCt-1 共に均質で，年代測定の標準試料に適している可能性がある。また，JCp-1 及び JCt-1 について，湿式法による高精度同位体分析を行った結果，U 及び Pb の存在度は認証値と比較的良く一致した。また，湿式法の分析精度内で JCp-1，
JCt-1 共に Pb 同位体組成について，有意な不均質性が確認された（206Pb ベースの同位体比で1.2 ‰以下）が，局所領域分析においてその不均質性は十分に小さいため（図 3.3.1-3），LA-ICP 質
量分析法による年代測定の標準試料としての JCp-1 及び JCt-1 の適合性が確認された。
(4) 主な成果と課題
平成 27 年度は，炭酸塩鉱物のウラン系列年代測定法の実用化に向けて，平成 26 年度に導入した LA-ICP 質量分析計による U-Pb 年代測定技術の確立と炭酸塩鉱物の分析技術の確立に必要な標準試料の選定に着手した。
LA-ICP 質量分析計による U-Pb 年代測定技術の確立では，既往研究で分析技術の確立が進んでいるジルコンを対象に分析条件の検討を実施し，元素比測定及び同位体比測定の測定精度が十分に担保されたことを確認した。一方で，ジルコンの年代値については，分析により得られた年代
値と文献値等との不一致が確認されたため，年代値の確度を担保するために，今後も引き続き分析
条件を検討する必要がある。平成 28 年度は，年代測定に最適な条件を再検討してジルコンの U-Pb
年代測定技術の確立を完了し，分析条件等を炭酸塩鉱物の年代測定へ応用する。
標準試料候補の選定では，主要元素組成等の認証値が示されている 6 試料を選定し，そのうち
産総研配布の JCp-1, JCt-1 ついて，湿式法及び LA-ICP 質量分析法による主要及び微量元素の定量分析と Pb 同位体分析を行った。これらの結果から，JCp-1 及び JCt-1 について，全岩の元素存在度及び Pb 同位体組成に不均質性は認められるものの，局所領域分析においてその不均質性は十分に小さいため，LA-ICP 質量分析法による年代測定の標準試料としての JCp-1 及び JCt-1 の適合性が確認された。今後は，JCp-1 及び JCt-1 について元素イメージング分析を実施し，より詳細な元
素分布情報を取得することで，各粒子内の元素の均質性を評価する。また，平成 27 年度までに入
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手した候補試料のいずれもが，標準試料としての適合性を有しない場合は，炭酸塩鉱物結晶を人工的に作製することや，極微小な炭酸塩粒子をペレット状にする等，天然の炭酸塩試料に限らず，標準試料の探索を実施する。
(a)
Ybr157 (N=10)(b)
Ybr157 (N=10)

図 3.3.1-1 Ybr157 の U-Pb 年代測定結果(a) Ybr157 の Wetherill concordia plot (N=10); (b) Ybr157 の Tera-Wasserburg concordia plot (N=10)
青楕円はコンコーディア（年代一致線）を示し，図中の数値はコンコーディアプロットから得られる年代値（Ma）を示す。赤楕円は各測定点から得られた同位体比（1σ 標準誤差を含む）を示し，水色の楕円は 10 点分析から得られた平均値を示す。また，枠内の MSWD は重み付き標準偏差の二乗平均を，Probability はコンコーディアとの相関性を示す。

図 3.3.1-2 JCp-1 及び JCt-1 の元素存在度の認証値との比較
縦軸は JCp-1 及び JCt-1 の元素存在度をそれぞれの認証値（産総研データベース）で規格化した値を示す。エラーバーは 1σ の信頼区間を示す。

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表 3.3.1-1 JCp-1 及び JCt-1 の Pb，Th，U 定量分析結果

ppm

Pb

SD(%)

Th

SD(%)

U

SD(%)

JCp-1

0.215

3.1

0.0478

2.8

2.337

3.2

JCt-1

0.05932.8

0.01312.2

0.0307

4.0

Comparison to reference values
JCp-1

0.22

0.05

2.34

Reference

0.18

-

2.91

JCt-1

0.06

0.01

0.03

Reference

0.10

-

0.05

Sol.-1

Sol.-2

Sol.-1 Sol.-2Sol.-1

Sol.-2

Sol.-1

Sol.-2

図 3.3.1-3 JCp-1 及び JCt-1 の湿式分析と LA-ICP 質量分析法による Pb 同位体分析値の比較
左は 208Pb / 206Pb 比，右は 207Pb / 206Pb 比の分析値を示す。点線は湿式分析における各 2 点ずつの平均を示す。
エラーバーは 2 標準偏差 [2SD]。図中の RD は LA 分析平均値の湿式分析の平均値からの偏差を示す。

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3.3.2 光ルミネッセンス（OSL）年代測定法の実用化(1) はじめに
光ルミネッセンス（OSL）年代測定法は，石英や長石を用いて数十年～数十万年の年代測定が可能である。すなわち，炭素-14（14C）法やカリウム‐アルゴン（K-Ar）法との間の数万～数十万年の期間を埋める方法として，考古学，第四紀学，自然地理学に加えて防災に関連する分野での適用が期待されている。
また，原岩の形成年代に依存しない，石英や長石等の埋没年代を推定することが可能であるため，段丘堆積物を利用した隆起速度の推定や上載地層法による活断層の評価に有効な年代測定法である。近年，欧州や豪州等の大陸では堆積物に一般的に適用されているが，日本での適用は少なく，特に河川堆積物の OSL 年代測定法を用いた事例は限られている。そこで第 3 期中長期計画では，日本の河成段丘堆積物中の石英及び長石粒子を用いた OSL 年代測定法を整備し，約十万年程度までの陸成堆積物を対象とした OSL 年代測定法の実用化を図る。
(2) 当該分野に係る科学的・技術的背景
OSL 年代測定法は，石英や長石等の鉱物結晶がウラン，トリウム，カリウム等の天然の放射性元素からの放射線や宇宙線を浴びることで，結晶内の不純物や格子欠陥に捕獲される不対電子の量が時間に応じて増加することを利用した年代測定法である。鉱物結晶内に捕獲された不対電子は，光刺激により正孔と再結合して OSL を放出し，鉱物内に蓄積されていた不対電子はリセット（ブリーチ）される。そして，この鉱物粒子が他の粒子に被覆される等して埋没し，光から遮断されると再び不対電子が蓄積される。
OSL 測定では，試料そのものがもつ天然の OSL 強度を測定した後，同一試料に人工放射線を段階的に照射して，各線量に対する OSL 強度から線量応答曲線を得ることで鉱物に蓄積された線量（蓄積線量）を求めることができる。OSL 年代は，蓄積線量を年間線量で除して求められる。
2000 年に Single aliquot regenerative dose （SAR 法；Murray and Wintle, 20001)）が提案されて以降，OSL 年代測定法は，レス，海成堆積物，河川堆積物，砂丘，津波堆積物（例えば，Murray and Olley,20022)；Tamura et al., 20113); Tamura et al., 20154)）等に含まれる石英を対象に広く適用されるようになり，
大陸地域では堆積物の年代測定法として定着している。しかしながら，日本のような変動帯では，OSL 年
代測定に適さない信号を有した石英が存在することが分かっており（Tokuyasu et al., 20105)），このことが日本国内での石英を用いた OSL 年代測定法の適用を妨げる一因となっている。これは，大陸地域と比較して日本の地質が複雑であることや OSL 年代測定に適さない信号を有する火山岩起源の石英が多く存在することが影響しているためと考えられる。近年，長石を用いた新たな測定法（pIRIR 法；Thomsen etal., 20086)）が提案され，これまで長石の測定で問題となっていた変則的な信号消失である anomalous
fading が回避できるようになった。長石の赤外励起ルミネッセンス信号は，2000 Gy 程度まで信号強度が飽和しないため，石英よりも古い数十万年前までの試料に適用することができる（例えば，塚本，20137)）。
この pIRIR 法は近年多くの堆積物に適用されているが，長石は石英よりもブリーチされるまでに多くの時間を要するため（Buylaert et al., 20128)），河川堆積物に対しては石英を用いるのが効果的である。そのため，日本の堆積物中の石英に最適な OSL 年代測定法を整備するには，河成段丘堆積物の OSL 年代測定を行い，堆積物に挟在する指標テフラとの関係性から，OSL 年代値の妥当性と手法の有効性について検討する必要がある。また，測定手順を決定する上で重要な石英の OSL 信号特性は，起源の違い
や岩石から削剥されてからの時間経過，加熱の有無に影響されると考えられるが（Tokuyasu et al.,20105)；Moska and Murray, 20069)），それがどのような条件で決まるのかについては，完全に明らかになっていない。そのため，起源の異なる試料を用いて，加熱処理等に対する OSL 信号特性及び熱ルミネッ

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センス（TL）信号特性の変化を調べ，石英の OSL 信号特性がどのように変化するのかを明らかにする必要がある。
(3) 実施内容・結果
河成段丘堆積物中の石英を用いた OSL 年代測定手法を整備するため，木曽川沿いに分布する河成段丘堆積物（図 3.3.2-1 の SG と TD）を用いて実験を行った。この堆積物は，テフラを含むことから堆積時期を推定しやすく，OSL 年代測定結果の妥当性評価に適した堆積物である。段丘堆積物は，葉理の発達した砂層及び二次堆積したと考えられる軽石層から構成されている。テフラ分析用試料は，SG 及びTD の砂層に含まれる軽石または砂層の間に挟在する軽石層（SG1～SG8，TD1～TD3）である。テフラ
分析は，堆積物試料から軽石を抽出し，洗浄，乾燥した後，実体顕微鏡を用いて鉱物組成や火山ガラスの形態を観察し，記載を行った。火山ガラス，斜方輝石，普通角閃石の屈折率測定は，首都大学東京の温度変化型屈折率測定装置（京都フィッショントラック製 RIMS2000）を用いた。火山ガラスの主成分化学
分析は，株式会社古澤地質において分析装置 EDX : HORIBA EMAX Evolution EX-270 を用いて行った。
OSL 年代測定用試料は，塩化ビニルのパイプ等によって光曝を防ぎながら採取・保管していた試料を用いた。SG では段丘堆積物砂層上部の 2 試料（試料名：SG1，SG2），中部の 1 試料（試料名：SG3）を用いた。TD では，段丘堆積物上部の 1 試料（TDU），下部の 1 試料（TDB）を用いた。試料調製は幡谷・白井（2003）10)に主に従って実施し，73–250 μm の石英粒子を抽出した。試料調製の際，パイプの両端の試料（パイプの端から約 5 cm の部分）は光曝している可能性があるため取り除き，パイプの中央部分の試料だけを蓄積線量の測定に用いた。パイプ両端の試料は，含水率測定及び年間線量を求めるための化学分析に用いた。
SG 及び TD の砂層中の軽石について，鉱物組成，火山ガラスの形態の記載を表 3.3.2-1 に示す。SG7及び SG8 は，軽石粒子が細粒で抽出が困難であったため，砂粒子も含めて記載した。SG1～SG6 の軽石の斑晶鉱物は普通角閃石を主体とし，少量の斜方輝石を共通して含み，SG3 と SG4 以外は，少量の黒雲母が含まれる。火山ガラスの屈折率は，大部分が 1.500–1.504 のレンジであったが，SG4 のみ 1.500–
1.501 とやや低い値を示した。斜方輝石，普通角閃石の屈折率もほぼ同じレンジであった（表 3.3.2-1）。
火山ガラスの化学組成では，SG2 及び SG5 は，公表されている御岳第 1 テフラ（On-Pm1，噴出年代値:10 ka;青木ほか, 200811);下岡ほか, 200912)；町田・新井, 201113)）の火山ガラスの分析値（町田・新井，
201113)）と良く一致した（図 3.3.2-2）。また SG4 は，On-Pm1 や SG2，SG5 と，Al2O3 や CaO 等の値が明瞭に異なっていた（図 3.3.2-2）。TD1 及び TD2 は斜方輝石，角閃石，黒雲母を含むが，TD2 では黒雲母は少量であった。TD3 は主に斜方輝石を含む。火山ガラスの屈折率は，TD1 及び TD3 で 1.500–1.504 のレンジであった。斜方輝石，普通角閃石の屈折率もほぼ同じレンジを示した（表 3.3.2-1）。これらの結果から，SG の堆積物については，On-Pm1 に対比される軽石が含まれることが分かり，約 10 万年前かそれ以降に堆積した堆積物と考えられる。TD の堆積物については，現時点において，テフラから堆積時期を検討することは困難であった。
OSL 測定は，Risø TL/OSL-DA-20 を用いて行い，石英試料の蓄積線量は，SAR 法（Murray andWintle, 20001)）により測定した。OSL 測定手順を表 3.3.2-2 に示す。OSL 測定では，試料皿に載せた石英
試料を青色 LED で励起し，HOYA U-340 のフィルダーを通過した OSL を光電子増倍管で検出した。人工放射線照射は，装置に搭載されているストロンチウム 90 の密封β線源を用いた。プレヒートは 240 ℃・
10 秒，カットヒートは 200 ℃・10 秒で行った。また，試料に混入した長石粒子からの OSL を避けるため，
青色発光ダイオードで励起する前に，赤外光を試料に当てた。年間線量は，堆積物試料を乳鉢ですり

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つぶした後，U，Th，K，Rb の含有量を ICP-MS または原子吸光法で測定し，Guérin et al (2011)14)の変換係数を用いて算出した。宇宙線については，Prescott and Hutton (1994)15)に従って評価を行った。粒径に応じた β 線の寄与については，Aitken (1985)16)に従って評価した。年間線量についてまとめたもの
を表 3.3.2-3 に示す。
天然の蓄積線量が適切に測定できているかを確認するためのドーズリカバリーテストを行った結果，全試料で良好な値（1.0±0.1）を示した（表 3.3.2-4）。また，リサイクリングレイショーについても 1.0±0.1 の範
囲にあることから，テストドーズによる感度補正が機能していると考えられる（表 3.3.2-4）。各試料の減衰曲線（図 3.3.2-3）を比較すると，TD の試料の OSL 信号は，SG の試料の OSL 信号よりも光に対する反応速
度の遅い成分（おそらく slow 成分）が卓越していることが分かった。これは，TD 付近で合流する北側からの河川沿いには濃飛流紋岩が広く分布するのに対し，SG の上流には花崗岩類が広く分布することが起因している可能性がある。OSL 年代測定結果を図 3.3.2-4 に示す。SG-1，SG-3，TDB は年代誤差を含めておよそ 40–50 ka，SG-2 はおよそ 20–30 ka，TDU はおよそ 80 ka の年代を示した。試料ごとの年代測定
値の違いは，含水比の違いによる年間線量の違いが原因である可能性がある（表 3.3.2-3）。また，測定した石英試料の OSL 信号には，光に対する反応速度が比較的遅い成分からの信号（medium，slow 成分）が含まれているため，年代値が小さく見積もられている可能性がある。そのため，正確な堆積物の形成年代を得るためには，含水比の見積と年間線量の算出の検討，反応速度の速い成分（fast 成分）からの信号だけを用いて測定等を試みる必要がある。その上で，測定結果を用いて，テフラ層序や段丘面区分との比較，二次堆積等を考慮して堆積時期の検討等を行う必要がある。
加熱処理に対する OSL 信号特性及び TL 信号特性の変化を調べるため，単純な起源の岩石からもたらされた堆積物中の石英粒子を用いて実験を行った。試料は，火山砕屑岩（秋田県田沢湖），花崗岩（広島県宮島），高圧型変成岩（山口県向島），堆積岩（高知県室戸半島）が起源と考えられる海岸砂である。前述と同様の方法で試料から石英粒子を抽出し，電気炉を用いて 300，500，600，800，1000℃で 8
時間加熱処理を行った。その後，OSL 信号特性を調べるために 80 Gy で放射線照射した後，160℃・10秒でプレヒートを行い，125℃・1000 秒で Linear modulated (LM)-OSL を測定した。また，TL 信号特性を調べるために，試料を 2000 Gy で放射線照射した後，Shimada et al. (2013)17)に従って熱ルミネッセンス
カラー画像（TLCI）を取得した。図 3.3.2-5 に示したように，全体として加熱温度が高くなると TL が明るくなる傾向がある。また元々fast 成分を有する花崗岩，高圧型変成岩，堆積岩地域の石英では，加熱温度が高くなると赤色 TL が減少し，青色 TL が増加する傾向がある。一方，fast 成分が存在しない火山砕屑
岩地域の石英では，温度によって TLCI に大きな変化はなく，1000℃で加熱しても赤色 TL のままであった。OSL 信号特性については，花崗岩，高圧型変成岩，堆積岩地域の試料は 800℃で最も増感された。
しかし，花崗岩地域と高圧型変成岩地域の試料は，1000℃の加熱で OSL 感度が低くなった。一方，火山砕屑岩地域の試料は，500℃で増感されたが，他の加熱温度では非加熱の信号よりも低い感度を示した。以上より，fast 成分を有する堆積物中の石英粒子の OSL 及び TL 特性は加熱により変化するが，800℃以下ではそれらの特性が大幅に変化することはなく，fast 成分を持たない堆積物では，加熱による特性の変化はほとんど確認されなかった。これらの結果は，砕屑粒子の基本的なルミネッセンス信号特性を決める要因が，加熱よりも起源に依存する可能性を示唆している。
(4) 主な成果と課題
河成段丘堆積物中の石英粒子を用いた OSL 年代測定手法を整備するため，河成段丘堆積物の OSL年代測定とその結果の妥当性を評価するためのテフラ分析を行った。堆積物の OSL 年代値は 20–80 kaが得られたが，正確な堆積物の形成年代を得るためには，含水比の見積と年間線量の算出の検討，信

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号の反応速度を考慮した測定等を試みる必要がある。とくに，試料の OSL 信号には，medium またはslow 成分が含まれると考えられることから，年代値を過小評価している可能性があるため，解析により蓄積線量を評価することが今後の課題となる。テフラ分析の結果は，堆積物の一部に On-Pm1（10 ka）に対比される軽石が含まれることが分かったが，OSL 年代測定の妥当性を評価するためには，その他のテフラについての対比の検討が必要である。今回取得した TLCI は，プレヒートを行わずに撮影したものであったため，LM-OSL 信号では示されていない不安定なトラップからの信号が含まれている可能性が高い。
OSL 特性と TL 特性を適切に評価するためには，TLCI の取得条件を検討する必要があると考えられる。

図 3.3.2-1 OSL 年代測定試料の位置図
陰影図については，ASTER Global Digital Elevation Model（ASTER GDEM）version 2 を元データとし，ArcGIS を用いて作成した。

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表 3.3.2-1 御岳起源のテフラ及び木曽谷層の記載岩石学的特徴
試料番号

採取地

層相

1

SG1

中津川市坂下pumice2

SG2

中津川市坂下pumice3

SG3

中津川市坂下pumice

層厚
（cm）

主な鉱物＊

その他

火山ガラスの形態＊＊

ho>> +bio

屈折率( gl :n )屈折率( opx :γ )屈折率
(ho :2n )

-

-

-

-

pm

1.501-1.504-

1.680-1.686

ho>>+opxpm

1.501-1.504(1.498-1.499)-

1.681-1.686(1.674-1.677)(1.688-1.690)

ho>>+opx(very fine)

1.500-1.501-

1.682-1.685

pm

1.500-1.503-

1.682-1.687

glass EPMA ho>>.opx, +bio

4

SG4

中津川市坂下pumiceglass EPMA

5

SG5

中津川市坂下pumiceglass EPMA ho>>+opx, bio

6SG6

中津川市坂下pumiceho>opx, +bio

(very fine)

1.501-1.504

-

-

7

SG7

中津川市坂下sand

木曽谷層

bio, ho>opx

fib

1.501-1.504

1.701-1.705

1.683-1.689

8SG8中津川市坂下sand

木曽谷層

bio, ho, pox

fib

1.501-1.504

1.701-1.707

1.679-1.683

9TD1中津川市津戸sand

木曽谷層

opx>ho, bio

pm

1.500-1.503

1.711-1.714

1.688-1.691

10

TD2

中津川市津戸pumiceopx=ho, +bio--

1.711-1.715

1.686-1.690

11

TD3

中津川市津戸

sand

opx

pm,sb

1.501-1.504--＊：ho:角閃石， bio:黒雲母， opx:斜方輝石．

木曽谷層>>: 4～5倍以上， >:2～3倍程度，＋:微量．

＊＊：火山ガラスの形態は岸・宮脇 (1996)18)による pm:軽石型， fib:繊維型．

1.6

14.5
14

1.2

FeO(wt.%)Al2O3(wt.%)

13.5
13

0.8

12.5
0.4
12
11.5

70

73

76

79

82

0

85

70

73

SiO2(wt.%)

79

82

85

SiO2(wt.%)

2

6
5

1.6

4

1.2

K2O(wt.%)

CaO(wt.%)

76

0.8

3
2

0.4

0

1

70

73

76

79

82

0

85

70

73

SiO2(wt.%)
150324SG5
SG5

76

79

SiO2(wt.%)
150324SG4SG4150324SG2
SG2

On-Pm1

図 3.3.2-2 木曽谷層中の軽石の火山ガラス化学組成散布図

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表 3.3.2-2 OSL 測定手順

表 3.3.2-3 河成段丘堆積物の年間線量
K
Sample(%)
SG-1 1.2
SG-2 1.6
SG-3 1.8
TDU 1.2
TDB 1.1

Rb
(ppm)
47
98
112
41
42

Th
(ppm)
14.9
29.1
10.8
13.3
20.9

U
mean φ
(ppm)
2.1
161.5
2.3
161.5
1.8
161.5
1.9
161.5
3.2
161.5

Wcn
(%)
22.5
12.5
21.0
83.6
28.8

Dnβ

Dnγ

1.22
1.93
1.48
0.70
1.25

1.03
1.83
0.95
0.62
1.26

Wcs
(%)
39.7
30.3
30.4
89.7
60.5

Dsβ

Dsγ Cosmic Dn

Ds

1.05
1.62
1.35
0.68
0.97

0.90
1.58
0.88
0.60
1.01

2.13
3.38
2.41
1.48
2.12

0.18
0.18
0.18
0.20
0.15

2.43
3.93
2.61
1.52
2.65

Wcn：自然含水比、Dn：Wcnを用いた年間線量、Wcs：飽和含水比、Ds：Wcsを用いた年間線量

表 3.3.2-4 ドーズリカバリー，リサイクリングレイショー，R0/Rn レイショー
Sample

Dose recovery

Recycling ratio

R0/Rn ratio

SG-1

0.95±0.02

0.99±0.04

0.01

SG-2

1.00±0.02

1.08±0.04

0.02

SG-3

1.04±0.02

1.02±0.05

0.01

TDU

1.02±0.05

1.04±0.05-0.0004

TDB

0.90±0.03

0.98±0.01

0.02

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250000SG-1

SG-2

140000

SG-3

TDU

120000200000TDBCountsCounts

100000150000100000

80000
60000
40000

50000

0

20000
0
0

2

4

Time, s

6

8

10

0

2

図 3.3.2-3 河成段丘堆積物の減衰曲線

図 3.3.2-4 OSL 年代測定結果

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4

6
Time, s

8

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図 3.3.2-5 加熱処理に対する石英粒子の OSL 及び TL 特性

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3.3.3 アルミニウム-26（26Al）年代測定法，塩素-36（36Cl）年代測定法の実用化(1) はじめに地質環境の長期安定性の評価に関わる断層運動，火成活動，隆起・侵食等の特に第四紀の活動履歴を把握する方法のひとつとして，様々な地質学的試料に含まれる長半減期放射性核種を用いた放射年代測定がある。原子力機構（当時，核燃料サイクル開発機構）は，過去数十万年を対象とした年代測定の重要性が増すこと想定し，ベリリウム-10（ 10Be），炭素-14（ 14C），アルミニウム-26（ 26Al），塩素-36（ 36Cl），ヨウ素-129（ 129I）等の複数の長半減期放射性核種の年代測定が可能となる加速器質量分析（Accelerator Mass Spectrometry: AMS）施設を平成 9 年に東濃地科学センターに整備した。
施設整備後，過去 5 万年程度までの年代が推定でき，需要が最も多い 14C 測定を開始し（Xu et al.,20001)），第１期中期計画（平成 17 年度～平成 21 年度）では，植物体試料や地下水中の二酸化炭素等を試料とした 14C 年代測定法を実用化した（國分ほか, 20102)）。その後 14C 測定は，種々の地質学研究，
例えば，段丘の形成年代や断層の活動履歴の推定に関する研究（及川ほか, 20083); 丹羽ほか, 20094);
丹羽ほか, 20105)等）に利用されている。このほか，今日に至るまで 14C 測定は，原子力機構が進める環境科学研究（Nakanishi et al., 20126); Nakanishi et al., 20147)，竹内ほか, 20148)），さらには原子力機構の施設供用制度等を通して様々な調査・研究に貢献している（Okuno et al., 20139); 奥野ほか, 201510);
Mirabueno et al., 201411);國分ほか, 201412)）。また，実試料の測定に並行して，精確さや測定限界等のデータの品質の向上も進めている（Kokubu et al., 201313)，Matsubara et al., 201414)，Kokubu et al.,201515)，南ほか, 201516)）。
第 2 期中期計画（平成 22 年度～平成 26 年度）では，14C 年代より長期の地質環境の予測及び評価に利用可能であり，第四紀全体を対象とできる 10Be 年代測定の実用化を行った。10Be 年代測定に係わる試料調製，AMS 装置の設定及び調整，データ解析に至る一連の技術の整備に取り組みつつ，標準試料を用いた試験測定を進めた。その結果，精確な結果が定常的に得られることを確認するとともに，ルーチン測定に向けた測定技術の整備を平成 24 年度末に完了し（國分ほか, 201217); 松原ほか, 201218)，
Kokubu et al., 201515)），平成 25 年度から施設供用制度による 10Be の依頼測定の受け入れ開始や実用化を達成した。また，10Be の開発に並行して，26Al 年代測定法の実用化に向け，試料調製及び測定条
件の検討，標準試料を用いた試験測定を行った。
第 3 期中長期計画（平成 27 年度～平成 33 年度）では，26Al や 36Cl の定量法を確立し，年代測定法を実用化する。さらに，加速器質量分析計で測定可能な他の宇宙線生成核種等を用いた年代測定法について検討するため，試料調製法や測定法等に係る文献調査にも着手し，検出器の改良等に関する研究開発も行っていく。このうち平成 27 年度は，主に 26Al 年代測定法実用化に向けた試料調製法及び測定条件の最適化，36Cl 年代測定法の情報収集及び仕様の検討を行った。
(2) 当該分野に係る科学的・技術的背景
宇宙線生成核種である 26Al や 36Cl を用いた年代測定法は，それぞれ数千～数千万年及び数千～二百万年の年代測定が可能であり，岩石の露出年代や地下水年代の推定に有用な手法である。第 3 期中長期計画における 26Al 年代測定の利用目的は，岩石の露出年代等を推定するため，10Be と同様に宇宙線によって表層の岩石や土壌に含まれる石英中に生成する 26Al の蓄積量を定量することで，より精度の高い年代推定を可能にすることである。一方，36Cl 年代測定法は，これまでに行ってきた 14C 年代測定法

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JAEA-Research 2016-023と同様に地下水の滞留時間等の推定が可能であり，14C 年代測定法より古い年代を測定できる。
また，平成 27 年度現在，国内で 26Al 測定及び 36Cl 測定を実施できる施設は，同規模の加速器を有する東京大学タンデム加速器研究施設 MALT（Micro Analysis Laboratory, Tandem Accelerator）に限られており（松崎, 200719); Matsuzaki et al., 200720)），筑波大学は平成 26 年度末現在新 AMS を設置し，
26

Al や 36Cl を含む多核種 AMS 測定等に向け準備中である（笹ほか, 201521)）。このため，国内の 14C 以

外の依頼測定のほとんどが MALT に集中しており，26Al 測定及び 36Cl 年代測定の実用化を目指す当計
画の意義は大きい。
(3) 実施内容・結果
1) 26Al 年代測定法の実用化
平成 27 年度は 26Al 年代測定法における試料調製法や装置の測定条件の検討，及び 26Al 標準試料を用いた試験測定の解析及び検討等を行った。図 3.3.3-1 に試験測定における同位体比の推移を示す（松原ほか, 201522)）。図中の赤線及び，それぞれのグラフの上に示した数値は公称値である。同図（a）
及び（b）の標準試料 Al01-4-1 と Al01-5-1 は，カリフォルニア大学の西泉博士が作製したものである（Nishiizumi, 200423)）。Al01-4-1 は同位体比補正用，Al01-5-1 は正確さの検証に用いており，どちらも公称値のあたりに安定して分布していることがわかる。なお，（c）はキャリアとして使うブランク試料であり，和光純薬製原子吸光分析用標準溶液を使用している。
また，平成 26 年度に東京大学 MALT の協力得て施設間比較試験を実施し，26Al 年代測定法の技術
基盤の整備を行ってきた。これに関して平成 27 年度は，東京大学 MALT と実施した施設間比較試験の解析及び検討を行い，測定法の実用化を目指した。試験では上記標準試料の複数個の試料カソードを作製し，両施設の装置で表 3.3.3-1 に示した設定による測定を行った。比較試験測定結果を表 3.3.3-2 及び図 3.3.3-2 に示す。Al01-5-1 の測定結果は両施設でほぼ同様な結果が得られ，大きな差異は見られな
いが，ブランク試料に関しては本施設の値は MALT の値に対して約 3 倍高くなっている。原因は検討中であるが，検出器の設定の違いによりエネルギースペクトル上で 26Al の検出ピークから分別できていない
不純物が計数されている可能性がある（Xu et al., 201324)）。ただし，この程度のブランク試料の同位体比の差は，同位体比が 5×10-14 程度を超える多くの場合で問題にならないため実用化を完了した。
2) 36Cl 年代測定法の実用化
36

Cl 年代測定法については，試料調製法や装置構成等の情報収集及び仕様の検討を行った。平成

27 年度は装置構成の仕様の検討としてビーム調整試験用試料の準備及び試験的なビーム調整を行った。ビーム調整試験用試料には和光純薬製塩化銀（特級）を選択し，アルミニウム製カソードに塩化銀をプレスしたものを複数個作製し使用した。また，ビーム調整では，各ビームライン上の機器の調整を行った後，安定同位体 37Cl を用いて，イオンビームを重イオン検出器の直前に設置しているファラデーカップ
検出器まで導いた。その後，36Cl の同重体である硫黄-36（36S）を，重イオン検出器に入射させ，そのスペクトルを観測した。本試験により 36S ビームをイオン源から重イオン検出器まで到達させることができたことで，実際に当施設の装置環境で 36Cl 測定を行える環境であることが確認でき，36Cl のビーム調整の基礎段階を完了した。
3) 他の宇宙線生成核種等を用いた年代測定法実用化に向けた研究開発
平成 27 年度は第 2 期中期計画から引き続き，現在測定できる核種以外の他の宇宙線生成核種等を用いた年代測定法の開発に向けた情報収集を行うとともに 129I の実用化を検討することとし，試料調製法

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や装置構成等の情報収集及び仕様の検討を行った。試料調製法について，すでに試料の前処理法等が確立されている筑波大学において情報収集を行った。今後は原子力機構むつ事務所 AMS 管理課からも情報収集を行い当施設での前処理法の確立を行っていく。装置の仕様の検討としては，ビームライ
ン各機器の設定確認及び入射・分析用偏向電磁石用電源のヨウ素測定時の設定負荷の耐性確認等を行った。ヨウ素は質量電荷比が大きいため，従来測定可能な核種の場合よりも，偏向電磁石の磁界を 3倍程度に強める必要がある。この磁界は，偏向電磁石の設計上可能な範囲であるが，偏向電磁石の発熱による温度上昇が安全上問題ない範囲に収まることを事前に確認する必要がある。耐性確認により偏向電磁石の磁場を通常使用している 2500 G 程度からヨウ素を想定した 8000 G 程度まで到達させることができ，偏向電磁石の発熱による温度上昇等に問題がないことから，当施設の装置環境で 129I 測定を行える環境であることが確認できた。
(4) 主な成果と課題
第 3 期中長期計画では，加速器質量分析計を用いて，26Al 及び 36Cl の定量法を確立し，26Al 及び36

Cl 年代測定法を実用化することを目標としている。26Al は第 2 期中期計画で実用化した 10Be と組み合わせることにより，信頼性のより高い年代推定が可能となる。26Al 測定の実用化に向けた取り組みは，試料調製，装置設定・調整，データ解析等一連の技術を整備しつつ，標準試料を用いた試験測定を進め，標準試料を用いた試験測定を通し同位体比データの蓄積を進めた。また，測定データの検討に加えて，施設間比較試験を通して信頼性の高い測定結果が得られることも確認できた。このことより実用化を達成
し，平成 27 年度より施設供用制度による 26Al 測定法の依頼測定の受け入れも開始した。平成 28 年度以
降は施設間比較試験におけるバックグラウンドの問題を踏まえて，引き続き検討・調査を行う予定である。
36

Cl を用いた年代測定法は，試料調製法の情報収集や装置の仕様の検討を行った。36Cl を模擬した

36

S をイオン源から重イオン検出器まで導くことができたことで基礎的な測定条件の調整を完了した。平成

28 年度以降も引き続き試料調製法や装置構成に関する情報収集及び仕様の検討等を行いながら，試料調製法の整備及び測定条件の調整を行い，実用化に向けた準備を進めていく。
加速器質量分析計で測定可能な他の宇宙線生成核種等を用いた年代測定法の検討では，129I に着目し，試料調製法や装置の仕様を検討した。特に偏向電磁石の仕様を検討し問題がないことから，平成
28 年度は試験測定を行うことを目標とし，そのために必要な標準試料及びビーム調整用試料の準備や，各ビームライン機器の設定値の調整等，測定に向けての環境を整えていく。また測定法等に係る文献調査に着手し，検出器の改良等に関する研究開発も行う予定である。

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26

Al/27Al7.6 x 10

7.5
7.4
7.3

(b) Al01-5-1: 4.694 x 10-12

5.0
4.8
4.6
4.4

(c) ブランク試料

Number3
2
1
0c.n.: 42m = 7.442x10-11
1 = 4.8x10-13
1rsd = 0.64%
7.4

7.5

7.6
x 10-11c.n.: 90m = 4.689x10-121 = 9.2x10-14
1rsd = 2.0%

20
10
0
4.4
20
15
10
5
0

4.6

4.8

0

1

2

3
27

Al / AlJul
Aug

2013‐2014
図 3.3.3-1 Al 試験測定の同位体比の推移
c.n.は測定したカソード数，m は平均値を示す。

表 3.3.3-1 施設間比較試験の両施設の装置設定

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5.0
x 10-12

c.n.: 69m = 9x10-15
1 = 5x10-15
1rsd = 61%
26

ec
Ja
n
Fe
b
M
ar
Ap
r
M
ay
Ju
n

D

ct
ov
N

O

26

Al/27Al4 x 10-14

25
20
15
10
5
0
7.3
30

Number26

Al/27Al5.2 x 10-12

nominalmean m(a) Al01-4-1: 7.444 x 10-11

Number-114

x 10-14

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表 3.3.3-2 施設間比較試験の測定結果

Al01-5-1
TONO

12

MALT

10

Al / 27Al

5.0
4.8
4.6
4.4 平均26

26

Al / 27Al

5.2

TONO

MALT

平均

8
6

平均

4
2

平均

0
S5 S5
-1 -1
S 5 _8-1 9_1
_9
0_
1

BL BL
K K
BL _55
K_ _1
56
_1

4.2
S5 S5
-1 -1
S5 _9
-1 4_1
_9
5_
1

ブランク

14 x 10-15

BL BL
K K
BL _05K_ 1
05
2

5.4 x 10-12

図 3.3.3-2 施設間比較試験結果（左図）標準試料 Al01-5-1，公称値を点線で示す。（右図）ブランク試料。グラフ横軸に試料名を記載しており，S5-1，
BLK は右側に示した 2 試料の結果の平均値を表している。

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参考文献
1)

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Center, Japan, Nuclear Instruments and Methods in Physics Research Section B, vol.172, 2000, pp.8–
12.

2)

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11 月 12 日–13 日 青森県むつ市(AMS 管理課編), JAEA-Conf 2010-001, 2010, pp.84–86.

3)

及川輝樹, 笹尾英嗣, 星野安治, 長野県梓川上流セバ谷沿いに分布する礫層中から産する材化石の 14C 年代の再検討, 第四紀研究, vol.47, 2008, pp.425–431.

4)丹羽雄一, 須貝俊彦, 大上隆史, 田力正好, 安江健一, 齋藤龍郎, 藤原 治, 濃尾平野西部の上部完新統に残された養老断層系の活動による沈降イベント, 第四紀研究, vol.48, 2009, pp.339–
349.

5)

丹羽雄一, 須貝俊彦, 大上隆史, 田力正好, 安江健一, 藤原 治, 相対的海水準の急激な上昇イ
ベントが示唆する養老断層系の完新世活動, 地学雑誌, vol.119, 2010, pp.668–682.

6)

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7)

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8)

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9)

Okuno, M., Nakamura, T., Geshi, N., Kimura, K., Saito-Kokubu, Y., Kobayashi, T., AMS radiocarbon
dating of wood trunks in the pumiceous deposits of the Kikai-Akahoya eruption in Yakushima Island,
SW Japan, Nuclear Instruments and Methods in Physics Research Section B., vol.294, 2013, pp.602–
605.

10) 奥野 充, 長岡信治, 國分(齋藤)陽子, 五島列島, 福江島の鬼岳降下スコリア直下の土壌試料の放射性炭素年代, 月刊地球, vol.37, 2015, pp.119–121.
11) Mirabueno, Ma.H.T., Torii, M., Laguerta, E. P., Delosreyes, P.J., Bariso, E.B., Okuno, M., Nakamura,T., Danhara, T., Saito-Kokubu, Y., Fujiki, T., Kobayashi, T., Stratigraphy and AMS radiocarbon datesof cored sediments (IrBH-2) from Irosin Caldera, Philippines, 地学雑誌, vol.123, 2014, pp.751–760.
12) 國分(齋藤)陽子, 松原章浩, 石丸恒存, 三宅正恭, 西澤章光, 大脇好夫, 西尾智博, 江門遺跡出
土の果実類及び木片の放射性炭素年代測定, 平成 24 年度土岐市市内遺跡発掘調査報告書,
2014, pp.28–30.

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13) Saito-Kokubu, Y., Nishizawa, A., Suzuki, M., Ohwaki, Y., Nishio, T., Matsubara, A., Saito, T.,
Ishimaru, T., Umeda, K., Hanaki, T., Current status of the AMS facility at the Tono Geoscience Centerof the Japan Atomic Energy Agency, Nuclear Instruments and Methods in Physics Research Section B,
vol.294, 2013, pp.43–45.
14) Matsubara, A., Saito-Kokubu, Y., Nishizawa, A., Miyake, M., Ishimaru, T. and Umeda, K.,
Quaternary Geochronology using Accelerator Mass Spectrometry (AMS): Current Status of the AMS
System at the Tono Geoscience Center, In Geochronology - Methods and Case Studies, edited by J.
van Mourik, InTech, 2014, pp.3–30.
15) Saito-Kokubu, Y., Matsubara, A., Miyake, M., Nishizawa, A., Nishio, T., Ohwaki, Y., Nishio T.,
Sanada K., Hanaki, T., Progress on multi-nuclide AMS of JAEA-AMS-TONO, Nuclear Instruments
and Methods in Physics Research Section B, vol.361, 2015, pp.48–53.
16) 南 雅代, 高橋 浩, 荒巻能史, 國分(齋藤)陽子, 伊藤 茂, 中村俊夫, 水試料の 14C 比較プログラ
ム (RICE-W) 沈殿法の検討, 名古屋大学加速器質量分析計業績報告書, vol.26, 2015, pp.132–
137.
17) 國分(齋藤)陽子, 松原章浩, 石丸恒存, 花木達美, 西澤章光, 三宅正恭, 大脇好夫, 西尾智博,
田中孝幸, JAEA-AMS-TONO の現状（平成 24 年度）, 第 15 回 AMS シンポジウム報告集, 2012,
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18) 松原章浩, 西澤章光, 三宅正恭, 國分(齋藤)陽子, 石丸恒存, JAEA-AMS-TONO における 10Beのルーチン測定に向けた装置の整備, 第 15 回 AMS シンポジウム報告書, 2012, pp.25–28.
19) 松崎浩之, 加速器質量分析の原理, 真空, vol.50, 2007, pp.1–8.
20) Matsuzaki, H., Nakano, C., Tsuchiya-Sunohara, Y., Kato, K, Maejima, Y., Miyairi, Y., Wakasa, S., Aze,
T., Multi-nuclide AMS performances at MALT, Nuclear Instruments and Methods in Physics
Research Section B, vol.259, 2007, pp.36–40.
21) 笹 公和, 高橋 努, 松中哲也, 松村万寿美, 泉 大希, 佐藤志彦, 本多真紀, 坂口 綾, 末木啓介, 筑波大学 6MVAMS システムの設置状況と将来展望, 第 17 回 AMS シンポジウム報告集, 2015,
pp.20–23.
22) 松原章浩, 藤田奈津子, 三宅正恭, 西澤章光, 國分(齋藤)陽子, JAEA-AMS-TONO の装置技術の現状（平成 26 年度）, 第 17 回 AMS シンポジウム報告集, 2015, pp.40–45.
23) Nishiizumi, K., Preparation of 26Al AMS standards, Nuclear Instruments and Methods in Physics
Research Section B, vol.223–224, 2004, pp.388–392.
24) Xu, S., Freeman, S., Sanderson, D., Shanks, R., Wilcken, K., Cl can interfere with Al3+ AMS but B
need not matter to Be measurement, Nuclear Instruments and Methods in Physics Research Section B,
vol.294, 2013, pp.403–405.

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3.3.4 希ガス同位体を用いた地下水年代測定法の実用化(1) はじめに過去から現在までの地下水流動や水質変化のシミュレーション結果等によるモデルの妥当性を示す
ためには，地下水の年代値等のデータを，過去数万年から 100 万年程度の期間にわたって得ることが重要である。このため，地下水中に溶存するヘリウム-4（4He）やネオン-21（21Ne），アルゴン-40（40Ar）を用いた年代測定技術を開発する。第 3 期中長期計画では，これらの地下水に溶存する希ガス元素を用いた年代測定を行うために，地下水からの希ガス元素の回収技術の開発，及びこれら核種の定量とその際に必要になる同位体分析の高度化を行うとともに，経年的な変化量を算定する際に問題となる時間変化に比例しない成分の影響を評価する。
(2) 当該分野に係る科学的・技術的背景
地下水の滞留年代は，炭酸塩の生成に要した時間や物質供給の速度等に制約を与えることから研究が進められている。地下における炭酸塩の形成は，花崗岩体や堆積層の中に地下水が浸潤し，地下水中の二酸化炭素が塩として析出することによって形成される。花崗岩体や堆積層を構成する一部の鉱物，
また時には地下水自体も，微量成分としてウランやトリウムを含むが，これらは主としてアルファ崩壊によって 4He を放出する。放出された 4He は地下水の溶存成分となる。このようにして地下水中に蓄積される
4

He を用いた地下水の涵養年代の測定には，Torgersen (1980)1) 等の例がある。またケイ酸塩鉱物中に放出されたアルファ粒子は酸素-18（18O）と反応し 21Ne を生じる。これも微量だが周囲の地下水に溶出し，その測定例としては例えば Lippmann et al. (2003)2)がある。原子力機構においても森川 (2001)3)が地下
水のヘリウム及びネオン同位体組成を分析しているが，用いられた VG5400 希ガス質量分析計では 21Neの変化は測定限界以下であるとされている。また Lippmann et al. (2003)2)や Castro and Jambon (1998)4)は，放射起源 40Ar や自発核分裂起源キセノン同位体による変動も報告している。
地下水の滞留年代の不確かさは，各種希ガスの同位体分析の精度に依存するため，近年，同位体分析の高精度化として，これまで固体や溶液試料の測定を行う表面電離型質量分析計及び誘導結合プラ
ズマ質量分析計（ICP-MS）で用いられてきたマルチコレクタ及び高利得高安定増幅器を採用した希ガス
質量分析計が登場した（角野, 20155)）。希ガス質量分析計におけるマルチコレクタの採用は，ヘリウム同位体分析用の装置に見られるいくつかの先行例を除けば，Nu Instruments 社の Noblesse が初めてである。
同社の ICP-MS 製品である Plasma からズームビーム制御システムを導入しており，コレクタを固定した状
態で多種の同位体分析に対応できる。ただし，この装置は質量分解能が低く，ヘリウム-3 と近在する水素分子のビームを分けることができなかった。次いで GV Instruments 社が m/z=20 近辺で 20Ne と 40Ar のピークを分離できる HELIX-MC を開発し，日本国内にも導入例があるが（電力中央研究所, 20126)），検出器の感度の安定性や高温ベーキングへの耐性，磁場設定の安定性等に問題があった。その後，
Thermo-Fisher 社（GV Instruments 社と統合）の製品である TRITON plus から CFM（Combined Faraday
Multiplier）検出器，高利得高安定増幅器等を導入，分析用電磁石を完全に再設計して HELIX-MC
plus を投入している。さらに IsotopX 社がシングルコレクタ希ガス質量分析計の一つである VG5400 希ガ
ス質量分析計をベースにマルチコレクタ化し，併せて高利得高安定増幅器を搭載した NGX を開発した。
この装置は実績のある希ガス質量分析計の設計を踏襲することで全般的な性能を確保した上で，あえてコレクタ配置を固定とすることで質量分析計の容積を VG5400 に対し半分程度まで縮小し，試料の利用効率を高めるとともに，イオン加速電圧を 8 kV に高めることでイオン化効率と質量分解能を高めている（IsotopX, 20137)）。このような特徴を持つことから，土岐地球年代学研究所では平成 26 年度に高分解能

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マルチコレクタ希ガス質量分析計（NGX-004）を導入した。ただし，質量分解能を高めるためにフライトチ
ューブを延長していることから，通常の装置より容積が増加している。また，NGX-004 と同時に，その前処
理装置（PEG-035）も導入した。PEG-035 は，3 基のチタンゲッターと通電状態で動作する 1 基の非蒸発型ゲッター（NEG）ポンプによって高い活性ガス除去能力を備えている。室温で動作する NEG ポンプにより水素を除去し，極低温冷凍機とステンレスシーブトラップ及び活性炭トラップを用いて希ガスの分離を行う部分を，水素発生源となるチタンゲッターや通電状態の NEG ポンプから隔離することによって，質量分析計に送り込む試料ガスの純度を高められる。また，極低温冷凍機（DE-210SF）により冷却される極低温トラップを備え，ヘリウムとネオンを分離できる。
(3) 実施内容・結果
平成 27 年度は，NGX-004 及び PEG-035 を用いたネオン同位体分析手順の整備及び性能評価を行った。また，測定試料となる地下水の採取容器の整備も行った。
ネオン同位体分析における NGX-004 の性能評価では，大気を希釈し，精製して作製した標準試料ガス（T-2 とする）を用いた。ヘリウムとネオンの混合試料からヘリウムとネオンを個別に分離する方法については，Stanley et al. (2009)8)を参考とした。ここで，PEG-035 に接続した極低温トラップには焼結ステンレスが封入されており，ネオンを 14 K で吸着し，40 K までに放出する（図 3.3.4-1）。また，ヘリウムは 12 K ま
でに全量を放出するため（図 3.3.4-2），ヘリウムとネオンの分離については，14 K でネオンをトラップに回収，60 K でトラップから放出させることとした。
ネオン同位体の分析では，NGX-004 の備える 6 個のイオンコレクタのうち，最も高い質量分解能を得られるようにしたファラデーカップ検出器を備える L2 コレクタ（L2），強度の低いイオンビームの検出に適す
るイオンカウンティングシステムを備えるアキシャルコレクタ（Ax），高利得高安定増幅器に接続されたファ
ラデーカップを備える H2 コレクタ（H2）を使用し，それぞれ 20Ne，21Ne，22Ne のイオンビーム強度を測定した。H2 は高利得高安定増幅器に接続されているため，精度よく同位体比の分母となる 22Ne のビーム強度を測定することができる。また H2 と L2 に接続されている増幅器との増幅率の比はほぼ 10 であり，一般に 20Ne/22Ne が 9～15 程度となる地球由来の試料の測定において，20Ne と 22Ne の有効桁数がほぼ同じとなる。
標準試料ガス T2 のネオン同位体を分析した結果を表 3.3.4-1 にまとめた。VG5400 を用いた森川(2001)3)の報告より 20Ne/22Ne 比，21Ne/22Ne 比とも一桁精度の高い測定値が得られた。地下水を対象とした測定では，Nucleogenic 21Ne の検出には 21Ne/22Ne を 0.35 %程度の誤差で決める必要があるが，現在
NGX によって得られている 21Ne/22Ne の誤差は 0.27 %であり，目標を達成できていると言える。
また，試料採取容器の整備を行った。森川(2001)3)を元に，Swagelok 社の耐圧サンプリング容器にバルブを組み合わせたものを整備した。この他に海水，湧水等のサンプリングにおいて用いることができる
銅管の両端をクランプで封止する機材も整備した。また，Umeda et al. (2013)9)で用いられた遊離ガス採取用のガラス容器も，接続できるよう整備した。
(4) 主な成果と課題
本年度は，平成 26 年度に導入した高分解能マルチコレクタ希ガス質量分析計及びその前処理装置を用いて，ネオンの回収及び同位体分析手順の整備等を行い，地下水の測定に十分な測定精度が得られることを確認した。今後は，アルゴンの同時同位体分析，及びヘリウム同位体分析と，クリプトン，キセノ
ンを含む元素存在度分析について，分析手法の開発と性能評価を行っていく必要がある。またネオン同

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位体分析についても，おそらく 20Ne1H による妨害とみられる 21Ne/22Ne の異常への対応を含め，測定結果の補正について詳細を検討していく必要がある。

20Ne(%)

120
100
80
60
40
20
0

0

5

10

15

20

25

30

35

40

極低温トラップの温度(K)
図 3.3.4-1 極低温トラップの温度を上げた時の 20Ne の放出割合

3He(%)

120
100
80
60
40
20
0

4

5

6

7

8

9

10

11

極低温トラップの温度(K)
図 3.3.4-2 極低温トラップの温度を上げた時の 3He の放出割合

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表 3.3.4-1 VG5400 及び NGX による大気組成のネオンの同位体分析の結果
20

Ne/22Ne(誤差: %)21

Ne/22Ne(誤差: %)VG5400(森川, 2001)

10.65(0.75)

0.0295(2.0)

NGX-004（本研究）10.467(0.029)

0.0368(0.27)

参考文献
1)

Torgersen, T., Controls on pore-fluid concentration of 4He and 222Rn and the calculation of 4He/222Rnages, Journal of Geochemical Exploration, vol.13, 1980, pp.57–75.

2)

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4)

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6)

電力中央研究所, 地層処分技術調査等事業 （地層処分共通技術調査：岩盤中地下水移行評価
技術高度化開発）—地下水年代測定技術調査— 報告書, 2012, 388p.

7)

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8)

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noble gases and their isotopic ratios in water samples, Geochem. Geophys. Geosys., vol.10, 2009,
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9)

Umeda, K., Kusano, T., Ninomiya, A., Asamori, K., Nakajima, J., Spatial Variations in 3He/4He ratios
along a high strain rate zone, central Japan, Journal of Asian Earth Science, vol.73, 2013, pp.95–102.

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3.3.5 高分解能のテフラ同定手法の開発(1) はじめに
放射年代測定に供する地質試料が得られない場合には，それを補完する方法として，テフラを年代指標とした編年技術（テフロクロノロジー）が用いられる。テフロクロノロジーは，火山の多い日本において有効な技術であり，新しいテフラの発見や対比の研究が進むことで，これまで年代決定が困難であり，かつ地層処分にとって重要となる第四紀の堆積物の詳細な年代決定を行えるといった利点を有している。テフラの対比は一般に，層序的連続性，鉱物組成，火山ガラスや鉱物の屈折率，火山ガラスの形態や化学組成等に基づき行われる。第 2 期中期計画までの研究開発では，火山ガラスの屈折率の多量測定とその統計解析によって，肉眼で確認できないような微量のテフラ起源物質を同定する多量屈折率測定地
質解析法（RIPL 法）を提示した（例えば，梅田・古澤, 20041)）。また，テフラ中の鉱物に含まれるメルトイン
クルージョン（結晶成長の過程で取り込まれたメルトの化石）の化学組成によってテフラを同定する手法も開発した（例えば，中村ほか, 20112); 古澤ほか, 20133)）。今年度はさらに，水和層に着目した火山ガラスの屈折率測定や，レーザーアブレーション誘導結合プラズマ（LA-ICP）質量分析法による火山ガラスの主成分・微量元素同時分析を行い，テフラ同定手法の高度化に資する。
(2) 当該分野に係る科学的・技術的背景
姶良 Tn 火山灰（AT：Aramaki and Ui, 19664)）や鬼界アカホヤ火山灰（K-Ah：町田・新井, 19785)）等のように，カルデラを形成するような大規模な火砕流噴火によって生じたテフラの多くは，肉眼では単一のテフラ層準として認識できない場合でも，火山ガラスの屈折率や鉱物組成等を分析することにより広域テ
フラとして識別することができる。一方，霧島火山や桜島火山等の歴史時代のテフラは，同じ給源火口から噴出した場合には，火山ガラスや鉱物の特徴に明瞭な差が見られない場合が多い。このため，火口付
近のテフラと同時層と同定されるものは，専ら野外観察事実に基づき分布の連続性を追跡できる範囲に限られている。このうち桜島火山は，歴史記録の大規模噴火としては 1914～1915 年の大正噴火，1779～1782 年の安永噴火，及び 1471～1476 年の文明噴火等が知られている（小林・佐々木, 20146)）。既往
文献で報告されている火山ガラスの屈折率は，これらの噴火テフラの間で明瞭な違いが見られないため（町田・新井，20037)），火山ガラスや鉱物の分析のみでは，既往文献のデータに基づき文明，安永，及び大正噴火のテフラ（以下，それぞれ Sz-Bm，Sz-An，及び Sz-Ts とする）を識別するのは困難であった。
火山ガラスでは，一般的に時間の経過とともに水和が進行する。水和の進行速度は，ガラスの化学組成や堆積時の温度等により左右されるが，1/8–1/16 mm サイズのガラス片では概ね 2 万年で全体が水和するとされている（山下・檀原, 19958)）。南九州に分布している広域テフラは，最も新しいものでも K-Ah の7,300 cal BP（奥野, 20029)）となり，水和は火山ガラスの中心に向かって大部分で進行している。このため
一般的に火山ガラスの屈折率といえば，水和部で測定した値を指している。一方，歴史時代のテフラでは，水和が十分に進行していないため，一つの火山ガラスの中でも，火山ガラスの中心部と端部とでは異なる屈折率が共存している（山下・檀原, 19958)；中村ほか, 200210)）。したがって，水和した端部と水和していない中心部とを区別して屈折率を測定することにより，歴史時代のテフラについても，火山ガラスの屈折率から異なる噴出年代のものを識別できる可能性がある。
さらに，日本の主な第四紀広域テフラに対しては，火山ガラスの主成分元素の化学組成分析が行われており，テフラの同定に利用されている（町田・新井, 20037)）。一方，微量元素については，誘導結合
プラズマ（ICP）発光分析や機器中性子放射化分析による試みが知られているが（吉川, 199011)；福岡,
199112)；長橋ほか, 201513)），これらの場合，火山ガラス試料を純化するのに時間と手間がかかるという難

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点がある。さらに，純化した火山ガラス試料中に除去し切れなかった鉱物粒子が残存する場合，それらが微量元素濃度の測定結果に影響を与える可能性がある（Maruyama et al., 201614)）。近年， LA-ICP 質
量分析法の測定技術の進展により，単一粒子の主成分・微量元素組成を同時に，高精度で迅速に測定できるようになってきている（平田ほか, 200415)）。Maruyama et al.（2016）14)は，この LA-ICP 質量分析法
による主成分・微量元素同時分析を火山ガラスに対して適用し，日本の主要な広域テフラに対して主成分だけでなく微量元素組成も合わせて比較を行っている。
そこで本研究では，桜島火山近傍における既知の歴史時代の噴火による堆積物に対し，堆積物の鉱物組成分析，火山ガラスの形態分類，斜方輝石の屈折率測定に加え，水和部と未水和部を区別した火山ガラスの屈折率測定，及び LA-ICP 質量分析法による火山ガラスの化学組成分析を行い，Sz-Bm，
Sz-An，及び Sz-Ts の識別を行った。
(3) 実施内容・結果
本研究で分析した Sz-Bm，Sz-An，及び Sz-Ts の試料は，鹿児島大学より提供されたものである（図3.3.5-1）。試料が採取された位置及び前処理・分析手法の詳細については生田ほか（2016）16)に示されている。鉱物組成分析は全鉱物組成と重鉱物組成のそれぞれについて n=200 で測定した（重鉱物が少ない試料は n=200 にわずかに満たないものがある）。火山ガラスの形態分類は吉川（1976）17)の分類手法に基づき，n=200 で観察を行った。斜方輝石及び火山ガラスの屈折率は株式会社京都フィッション・トラッ
クに設置されている温度変化型屈折率測定装置（RIMS：横山ほか, 198618)；Danhara et al., 199219)）を用いて測定した。火山ガラスの化学組成分析は，Maruyama et al.（2016）14)に準拠して京都大学にて実施
し，四重極型 ICP-MS（ThermoFisher Scientific iCAP Qc）とフェムト秒紫外線レーザーアブレーション装置（ESI NWR-Femto）により，火山ガラスに含まれるリチウムからウランまでの合計 58 元素を同時測定し，複数ポイントでの分析値から平均値を計算した。
鉱物組成分析，火山ガラスの形態分類，斜方輝石及び火山ガラスの屈折率測定結果は図 3.3.5-2 の通りである。採取した試料はいずれも火山ガラスに富み，重鉱物の大半は斜方輝石，単斜輝石及び不透明鉱物からなる。火山ガラスの大部分は気泡を多く含み，突起が密に発達する多孔質型に区分される。
斜方輝石の屈折率は，最頻値で Sz-Bm が 1.715～1.716，Sz-An が 1.710～1.711，Sz-Ts が 1.707 となり，それぞれ明瞭に異なる。火山ガラスの大部分が多孔質型に区分される点や，Sz-Bm，Sz-An，及び Sz-Tsのそれぞれの斜方輝石の屈折率の測定結果は，既往研究における桜島火山の歴史時代のテフラの特徴（町田・新井, 20037)）と矛盾しない。
火山ガラスの屈折率は，水和部と未水和部とで大きく異なるのが特徴である（図 3.3.5-2）。Sz-Bm における火山ガラスの屈折率の最頻値は，未水和部が 1.502～1.503，水和部が 1.517～1.518 である。Sz-An
については，未水和部が 1.506，水和部が 1.519～1.520 となり，水和部と未水和部との間の屈折率の差
は，Sz-Bm，Sz-An ともに 0.014～0.015 程度である。Sz-Ts は水和層が認識できないため，未水和部の屈折率を測定すると，最頻値は 1.513～1.514 であり，既往研究で示されている Sz-Ts の屈折率（町田・新井, 20037)）とほぼ一致した。一方，既往研究の Sz-An と Sz-Bm の屈折率（Sz-An：1.511～1.514，Sz-Bm：
1.510～1.515；町田・新井, 20037)）は，本研究における水和部と未水和部の屈折率の中間的な値を示しており，屈折率測定時に水和層を考慮しなかった結果，このような値になっていた可能性がある。つまり，
水和部と未水和部を区別して火山ガラスの屈折率測定を行うことにより，桜島火山の歴史時代のテフラの識別が十分可能であることを示す。
LA-ICP 質量分析法による火山ガラスの化学組成分析結果は，Maruyama et al.（2016）14)のように各元

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素濃度（複数ポイント測定した平均値）を地殻存在度（Taylor and McLennan, 198520) ；Rudnick andFountain, 199521); McLennan and Taylor, 199622)；McLennan, 200123)）で規格化して図示した。元素濃度パターン（図 3.3.5-3）からは，Sz-Bm，Sz-An ，及び Sz-Ts の間の違いは明瞭ではない。しかし，
Tukey-Kramer の方法（Kramer, 195624)；Hayter, 198425)）による多重比較を行うと，希土類元素を除く多くの元素で有意水準 p=0.05 を下回る結果となった元素が多数検出された（表 3.3.5-1）。これらについては，
比較した２つの試料の当該元素の化学組成の平均値に有意差があるとみなされる。つまり，Sz-Bm とSz-An あるいは Sz-Ts とを比較すると，火山ガラスの化学組成の一部に有意差がある可能性が高く，火山
ガラスの屈折率と水和層の厚さ等から示した Sz-Bm，Sz-An，Sz-Ts が明瞭に区別されることと矛盾しない。
なお，これら桜島火山の歴史時代のテフラと，AT や K-Ah の元素濃度パターンとは多くの元素で標準誤差（1σmean）を超えた違いがあり，地殻存在度で規格化した元素濃度パターンからも違いがあることがよく分かる（図 3.3.5-3）。
(4) 主な成果と課題
既往文献の火山ガラスの屈折率データでは識別が困難であった桜島火山の歴史時代のテフラ（Sz-Bm，Sz-An，Sz-Ts）について，火山ガラスの水和部と未水和部とを区別した屈折率測定，LA-ICP 質
量分析法による火山ガラスの主成分・微量元素同時分析，及び斜方輝石の屈折率測定結果等を組み合わせることにより，これらの三者をより明瞭に識別することを可能にした。また，LA-ICP 質量分析法による
複数ポイントの多数の元素の分析結果に対しては，多重比較を行うことにより，試料間での違いの有無を検証する手法を示した。これらの手法は，テフラの同定の精度を大きく高めることに貢献するものであり，
今後さらなる適用事例の蓄積が期待される。

図 3.3.5-1 試料が採取された地点と桜島との位置関係及び各地点の柱状図

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図 3.3.5-2 各試料の鉱物組成，火山ガラス形態分類，及び屈折率分析結果
火山ガラス形態のうち，Ta は不規則な多角形で，曲線の突起が密に発達する多孔質な粒子，Tb は繊維状で直線の突起が密に発達する多孔質な粒子，Ca, Cb は，平板状の面に直線ないし曲線の突起を持つ粒子，It は以上のどれにも属さない不規則な粒子を指す。火山ガラス屈折率のうち，白色は未水和部，赤色は水和部の測定値。

図 3.3.5-3 LA-ICP-MS による火山ガラスの多元素分析の結果（元素濃度パターン）
縦軸は各元素の濃度を地殻存在度で割った値。エラーバーは 1σmean。

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表 3.3.5-1 Tukey-Kramer 検定の結果
Sz-Bm vs Sz-An
SiO2*

Sz-Bm vs Sz-Ts*

Sz-Ts vs Sz-An

Na2O
MgO
Al2O3
K 2O
CaO
TiO2

*

*
*
*
*

*
*
*

*

*

*
*

*

*

*

*
*

*
*

*

MnO
FeO
Li
B
P
Sc
V

*

Cr
Co
Cu
Zn
Ga
Ge

*

As
Rb
Sr

*

*

Y

*

Zr
Nb
Sb

*
*

Cs
Ba

*

La
Ce
Pr
Nd
Sm
Eu
Gd
Tb
Dy
Ho
Er
Tm
Yb
Lu
Hf
Ta
W
Tl

*

Pb
Bi
Th

*

U

アスタリスクは，有意水準 p=0.05 で比較した際に両者で濃度の平均値に有意差があると判定された元素または酸化物
を示す。

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参考文献
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3)

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16) 生田正文, 丹羽正和, 檀原 徹, 山下 透, 丸山誠史, 鎌滝孝信, 小林哲夫, 黒澤英樹, 國分(齋藤）陽子, 平田岳史, 歴史時代に噴出した同一火山由来の軽石層の同定：宮崎平野で見出された
桜島文明軽石の例, 地質学雑誌, vol.122, 2016, pp.89–107.
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25) Hayter, A.J., A proof of the conjecture that the Tukey-Kramer multiple comparisons procedure isconservative. Ann. Statist., vol.12, 1984, pp.61–75.

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3.3.6 地質試料を対象とした年代測定法及び化学分析手法の高度化(1) はじめに
土岐地球年代学研究所では，既に炭素-14（14C），ベリリウム-10（10Be），カリウム-アルゴン（K-Ar），及びウラン・トリウム・ヘリウム（(U-Th)/He）による年代測定が実用化されている。しかし，地質試料の生成プロセスは複雑であり，物質の供給源の変化による年代値への影響に加え，前処理方法や測定手法の違いによる年代値の差異など，解決すべき問題がある。近年の年代測定技術の発展によって，データ取得については迅速・簡便化されつつあるが，現状では最終的に得られたデータの解釈が困難になるケースが多い。正確な年代軸を構築するためには，岩石，鉱物，土壌，堆積物，炭酸塩沈殿物，植物化石，地下水等，それぞれの試料の特性及び生成環境に適応した年代測定手法の開発が必要である。これらの年代測定に加えて，試料の無機化学組成や同位体組成等の化学分析を実施することにより，過去から現在までの長期的な地質環境の変遷を推定することが可能になる。ここで，効率的かつ必要な精度でこれらの分析を行うためには，当時の古環境またはその後に生じた地質イベントに関する情報を保持している試料の選別が必要である。しかし，採取した全サンプル中から得られる適切な測定対象物（植物化石，鉱物や化学成分）は限られている。したがって，地質試料の化学分析においても微小領域の測定を可能にする技術開発が求められる。このため平成 27 年度は，年代測定法と化学分析手法の基礎技術の高度化，及び微小領域の分析手法の構築に向けて，前処理手法の改良を実施し適切な測定条件の選定等を進めた。
(2) 当該分野に係る科学的・技術的背景① 年代測定法の高度化
天然試料の年代測定結果をより正確に評価するためには，複数の異なる年代測定手法で得られた結果を相互に比較することが重要となる。また，加速器質量分析法（AMS: Accelerator Mass
Spectrometry）による放射性炭素（14C）測定は，地球科学研究等に必要不可欠な年代測定法である。
例えば，有機物や炭酸塩の 14C 測定結果をもとに，地層の形成年代，地質イベントの発生年代，地下水の滞留時間に関する情報が得られる（Iwatsuki et al., 20021); Watanabe et al., 20122)）。AMS による 14C 測定を実施するためには，試料洗浄，化学処理，燃焼，二酸化炭素の精製，グラファイト調製等の前処理作業を行う必要がある。これらの前処理作業にはおおよそ数週間程度の時間と多大な労力を要する。従って，AMS 技術の発展とともに，前処理手法の簡略化と迅速化が求められている。これまでに，元素分析計（EA: Elemental Analyzer）を用いた前処理の改善手法として EA-CO2 回収法が報告されている（Yoneda et al., 20043); 松中ほか, 20154)）。この手法は，ガラス製真空ラインを使用する従来法と比較して，試料燃焼と二酸化炭素の精製作業が簡略化される。ただし，試料を錫や銀製のコンテナで包み，ヘリウムガスでパージされたオートサンプラーを経由して EA に導入するため，コンテナ由来の炭素汚染の評価，及び経時変化する EA 内部のメモリー効果を評価し，14C
測定に影響を与えるバックグラウンドを抑えることが必要になる。一方で， 10Be， K-Ar，及び(U-Th)/He については，標準試料及び天然試料のデータを蓄積することにより，測定精度の改善につながると期待される（Yamada et al., 20125); Brockamp and Clauer, 20136); Horiuchi et al., 20137);
Vautour et al., 20158)）。平成 27 年度は，EA を用いた 14C 測定の前処理手法の改良を進めた。また，
10

Be 及び K-Ar については精度改善に向けた測定条件の検討を進めた。

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JAEA-Research 2016-023② 化学分析手法の高度化
地下水中や地層中に残された炭酸塩等の物質から得られる地下深部の化学的環境（酸化還元
環境や pH）の変遷に関する情報は，過去から現在までの地質環境を把握する上で重要である。既往の研究では，炭酸塩試料中の鉄（Fe）やウラン（U）の組成分析から地下環境における酸化還元電位の復元が検討されてきた（Arthur et al., 20069); 水野・岩月, 200610)）。また，地下水やボーリングコ
ア試料等に含まれる希土類元素（REEs: Rare Earth Elements）の分布を明らかにすることにより，物質の供給源や酸化還元環境の変遷に関する情報を得ることができる（Wood et al., 199711); Och etal., 201412); Munemoto et al., 201513)）。
近年の ICP 質量分析技術の発展により，環境中の微量元素の定量分析は大きく改善されている。
しかし，REEs の存在量は少ないため（地下水では ng/L 以下），分析値が定量下限値以下となるケースが多い。さらに，海水の影響を受けた地下水試料ではバリウム（Ba）等の夾雑物による干渉のた
め REEs の定量分析は妨害され，困難となる。その対策として，これまでに様々なキレート樹脂を用いた試料の前処理手法が検討されている（山崎ほか, 200914); Bourdin et al., 201115)）。イミノ二酢酸型のキレート樹脂（日立ハイテクフィールディング社製 Nobias Chelate PA1，以下 PA1 とする）はアル
カリ金属とアルカリ土類金属を除去可能であり，天然試料中の REEs 分析に用いられてきた。しかし，
PA1 は海水試料への適用例が多く，河川や地下水試料での研究例は少ない（Sohrin et al.,200816)）。また，炭酸塩を構成する炭素や酸素の安定同位体比（ 13C，18O）は，炭酸塩の供給源や地下での挙動を評価するために重要な情報となる（鈴木・川幡, 200717); Watanabe et al., 20122);Feng et al., 201318)）。さらに，走査型蛍光 X 線分析装置，X 線分析顕微鏡等の各種 X 線分析による化学分析や鉱物組成分析については，標準試料及び天然試料のデータを蓄積し，適切な測定条件の検討及び標準試料の選定等を進めることにより，測定精度の改善につながることが期待される（Chague-Goff et al., 201219); Yamasaki et al., 201520)）。このため平成 27 年度は，キレート樹脂による微量元素分析の前処理手法の改良を実施した。また，安定同位体比質量分析装置による 13C と18O 測定，蛍光 X 線による化学成分の定量分析を実施するため，適切な測定条件の検討を進めた。
③ 微小領域の年代測定と化学分析手法の構築
微小領域の年代測定と化学分析手法には LA-ICP 質量分析計が有効である（Wyndham et al.,200421); Large et al., 201422)）。しかし，14C 年代測定や，13C，18O 測定等，ICP 質量分析計が適応不可である場合，また定量分析が必要な場合は，マイクロミル等による微小領域のサンプリングが必要である（Hoffmann et al., 200923)）。適切なサンプリング箇所を選定するため，ルミノスコープ等のカソードルミネッセンス装置を用いて微小領域を観察し，マイクロミル装置を用いて微小領域を削り出すことにより，各種分析装置に必要な試料を得ることができる（Gillhaus et al., 200024); 坂井, 200625)）。
このため平成 27 年度は，カソードルミネッセンス装置について適切な測定条件の検討を進めた。
(3) 実施内容・結果① 年代測定法の高度化
平成 27 年度は，14C 年代測定を迅速かつ効率よく行うため，EA を用いた前処理手法の改良を進めた。本研究では，ステンレス鋼チューブにより作製した CO2 回収用真空ラインを EA に連結させ，EA-CO2 回収法に必要となる 14C 測定用前処理システムを構築した（図 3.3.6-1）。EA-CO2 回収法による標準試料の放射性炭素濃度測定結果を表 3.3.6-1 に示す。本測定においては，標準物質として，
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放射性炭素濃度の合意値が報告されている IAEA-C4，C5，C6，C7 及び NIST-SRM-4990C を用いた。バックグラウンド評価のために使用した IAEA-C4 の測定結果は 0.16±0.02 pMC であり，現代炭素による汚染は認められなかった。IAEA-C5 の測定結果は 23.00±0.15 pMC であり，合意値（23.05±0.02 pMC，表 3.3.6-1）と不確かさの範囲内で一致した。IAEA-C6，C7，NIST-SRM-4990C の測定
結果についても，それぞれの合意値と不確かさの範囲内で一致した。本研究において，広範囲の放射性炭素濃度（約 0.2 pMC から 134 pMC）を持つ標準試料でそれぞれ合意値と一致する結果が得られたことから，JAEA-AMS-TONO における EA-CO2 回収法は有機物試料の年代測定に適用可能であることが示された。また，EA による試料燃焼から液体窒素による CO2 ガス回収までの１試料あたりの処理時間は約 30 分であった。複数回測定による再現性の確認や，EA を長時間使用した際のメモリー効果（装置内部の汚染）等の把握が今後必要になる。なお，10Be 測定については，前処
理方法の改良としてキャリア試料の検討を進め，さらに AMS 装置による測定時の検出限界の改良に向けて試験測定を実施した。K-Ar については，Ar 定量における大気起源 Ar の評価手法を検討
し，年代測定の精度改善に向けた見通しを得た。
② 化学分析手法の高度化
平成 27 年度は，キレート樹脂による微量元素の濃縮手法と妨害元素の除去方法を検討し，ICP
質量分析計による標準試料及び天然試料中の微量元素測定を試みた。ここでは，REEs 濃縮のた
め PA1 キレートカラムを用い，PA1 による濃縮前及び濃縮後の試料中の各元素濃度を ICP 質量分
析計（Agilent 7700）により分析した（図 3.3.6-2）。その結果，混合標準試料のキレート濃縮試験では，
REEs，U 等で約 90 %以上の回収率を得ることができた。また，妨害元素である Ba を 99 %以上除去することができた。天然試料に対する適用性については，比較的 REEs 濃度の高い試料を用いて試験を行った結果，キレート処理をしない条件で得られた REE パターンと，採水現場で PA1 を用いて回収した試料の分析結果とが良く一致した（図 3.3.6-3）。本結果は，様々な組成を示す地下水試料の化学分析において，PA1 による REEs 濃縮操作が安定した処理方法であることを示唆する。
炭酸塩の 13C，18O 測定については炭酸塩前処理装置付きの安定同位体比質量分析計による，標準試料及びテストサンプルの測定を実施し，測定条件の最適化を進めた（図 3.3.6-4）。また，X 線
分析については，走査型蛍光 X 線分析装置を用いた天然試料の微少量化学分析を進めるため，
元素マッピング測定機能を応用し，0.5～1 mm サイズの試料で Fe，カルシウム等の迅速な非破壊定量分析手法を検討した（図 3.3.6-5）。
③ 微小領域の年代測定と化学分析手法の構築
炭酸塩鉱物の年代測定と化学分析により，過去の酸化還元環境の変動等に関する情報が得られる。平成 27 年度は，炭酸塩試料のカソードルミネッセンス像を取得し成長構造を可視化させるために，試料に適したルミノスコープの測定条件を設定し，炭酸塩沈殿物の成長構造の把握を試みた（図 3.3.6-6）。さらに，ルミノスコープによる微細構造の観察とマイクロミルの最適化により，段階的に成長した炭酸塩を時代ごとに分取するシステムを構築した。
(4) 主な成果と課題
平成 27 年度は，年代測定法の高度化として 14C と 10Be 測定の前処理手法の改良，化学分析手法の高度化としてキレート樹脂による微量元素濃縮手法と妨害元素除去方法の改良等を実施した。
また，ルミノスコープによる鉱物試料の微細構造観察が可能になった。

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天然試料の 14C 年代測定では，EA による試料燃焼とガス分離機能を応用し，簡単に増設可能な
単純化されたガス回収ラインを作成・設置することによって，前処理過程の簡便・迅速化を進めた。
さらに標準試料の 14C 測定を実施し，高収率及び低バックグラウンドで測定可能であることを実証した。また，キレート樹脂による希土類元素，ウラン等の選択的回収法の改良では，ng/L レベル以下の極微少量化学分析を可能にし，さらに本手法が地下水試料へ適用可能であることを実証した。今後は，年代測定及び化学分析について繰り返し測定を継続し，測定精度を安定化させることが必要である。微小領域の年代測定と化学分析手法の構築については，多様な天然試料への応用を進めるため，継続してデータを蓄積していくことが重要である。

表 3.3.6-1 JAEA-AMS-TONO における EA-CO2 回収法による放射性炭素濃度測定結果
測定値

合意値

（本研究，加熱処理後の銀箔を使用）（Rozanski et al., 199226)）

pMC ± 1σpMC ± 1σ

IAEA-C4 (Wood)

0.16 ± 0.02

0.22 – 0.44 *IAEA-C5 (Wood)

23.00 ± 0.15

23.05 ± 0.02

IAEA-C6 (Sucrose)

151.10 ± 0.61

150.61 ± 0.11

IAEA-C7 (Oxalic acid)49.63 ± 0.26

49.54 ± 0.13

135.06 ± 0.65

134.07

試料名

NIST-SRM-4990C(Oxalic acid)* 95 %信頼区間

図 3.3.6-1 JAEA-AMS-TONO における元素分析計（EA）-CO2 回収法の概要
図中右下の赤枠内は CO2 回収後の作業を示す。

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図 3.3.6-2 キレート樹脂による希土類元素分方法のフローチャート

図 3.3.6-3 地下水試料の希土類元素分布パターン
図中の黒丸は採水現場でキレート樹脂（PA1）により抽出した希土類元素の測定結果，白点はキレート樹脂を使用しない従来法の測定結果を示す。a)–b) 岐阜 大滝鍾乳洞，c)–d) 山梨 増富温泉。

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図 3.3.6-4 標準試料の安定炭素同位体比（13C），安定酸素同位体比（18O）の測定結果

図 3.3.6-5 走査型蛍光 X 線分析装置を用いた標準試料の微少量化学分析の検討
下図は標準試料の参照値と測定により得られた強度との関係を示す。

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図 3.3.6-6 炭酸塩鉱物の偏光顕微鏡写真（A.オープンニコル，B.クロスニコル），及び C.ルミノスコープによる炭酸塩沈殿物のカソードルミネッセンス（CL）測定結果
炭酸塩沈殿物の CL 像は，偏光顕微鏡下で観察される組織と対応するコントラストを示す。

参考文献
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15) Bourdin, C., Douville, E., Genty, D., Alkaline-earth metal and rare-earth element incorporation
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17) 鈴木 淳, 川幡穂高, サンゴなどの生物起源炭酸塩および鍾乳石の酸素・炭素同位体比にみる反応速度論的効果, 地球化学, vol.41, 2007, pp.17–33.
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Geochimica et Cosmochimica Acta, vol.68, 2004, pp.2067–2080.
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Gregory, D.D., Lounejeva, E., Lyons, T.W., Sack, P.J., McGoldrick, P.J., Calver, C.R., Traceelement content of sedimentary pyrite as a new proxy for deep-time ocean-atmosphere evolution,
Earth Planetary Sci. Lett., vol.389, 2014, pp.209–220.
23) Hoffmann, D.L., Spotl, C., Mangini, A., Micromill and in situ laser ablation sampling techniques
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24) Gillhaus, A., Habermann, D., Meijer, J., Richter, D.K., Cathodoluminescence spectroscopy andmicombined high resolution Mn-analyses in dolomites -First results, Nuclear Instruments andMethods in Physics Research B, vol.161–163, 2000, pp.842–845.
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519.

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国際単位系（SI）
表１．SI 基本単位
SI 基本単位

基本量

名称
記号
長
さメ ートル m
質
量 キログラム kg
時
間
秒
s
電
流ア ンペア A
熱力学温度 ケ ル ビ ン K
物 質 量モル mol
光度 カ ン デ ラ cd

表２．基本単位を用いて表されるSI組立単位の例
SI 組立単位
組立量
名称
記号
面
積 平方メートルm2
体
積 立方メートルm3
速 さ ， 速 度 メートル毎秒m/s
加速度 メートル毎秒毎秒
m/s2
波
数 毎メートルm-1
密 度 ， 質 量 密 度 キログラム毎立方メートル
kg/m3
面
積
密
度 キログラム毎平方メートル
kg/m2
比
体
積 立方メートル毎キログラム
電流
密
度 アンペア毎平方メートル
磁 界 の 強 さ アンペア毎メートル
量 濃 度 (a) ， 濃 度 モル毎立方メートル
質量
濃度 キログラム毎立方メートル輝
度 カンデラ毎平方メートル屈折率 (b) （数字の） １
比 透 磁 率 (b) （数字の） １

乗数
24

10
1021
1018
1015
1012
109
106
103

3

m /kg
A/m2
A/m
mol/m3
kg/m3
cd/m2
1
1

102
101

ヨ

表５．SI 接頭語
記号
乗数
名称
タ
Ｙ
シ
10-1 デ

ゼ
タ
エ ク サ

Ｚ
Ｅ

10-2

ペ
テ

タ
ラ

Ｐ
Ｔ

ギ
メ

ガ
ガ

Ｇ
Ｍ

マイクロ
ノ
10-9 ナコ
10-12 ピ
10-15 フェムト

キ
ロ
ヘ ク ト
デ
カ

ｋ
ｈ
da

10-3
10-6

記号

セ ン チ
ミ
リ

ト
10-18 ア
10-21 ゼ プ ト
10-24 ヨ ク ト

d

c
m
µ
n
p
f
a
z
y

表６．SIに属さないが、SIと併用される単位
名称
記号
SI 単位による値
分
min 1 min=60 s
時
h 1 h =60 min=3600 s（a）量濃度（amount concentration）は臨床化学の分野では物質濃度（substance concentration）ともよばれる。
（b）これらは無次元量あるいは次元１をもつ量であるが、そのことを表す単位記号である数字の１は通常は表記しない。

d
°
’

日
度
分

表３．固有の名称と記号で表されるSI組立単位
SI 組立単位
組立量
他のSI単位による SI基本単位による
名称
記号
表し方
表し方
（ｂ）
平
面
角 ラジアン(ｂ)
rad
m/m
1
（ｂ）
(ｂ)
(c)
2
2
立
体
角 ステラジアン
sr
1
m /m
周
波
数 ヘルツ（ｄ）
Hz
s-1
力
ニュートン
N
m kg s-2
圧力
応
力 パスカル,Pa
N/m2
m-1 kg s-2
エ ネ ル ギ ー , 仕 事 , 熱 量 ジュールJNm
m2 kg s-2
仕 事 率 ， 工 率 ， 放 射 束 ワット
WJ/s
m2 kg s-3
電
荷
電気量 クーロン,
CsA
電 位 差 （ 電 圧 ） , 起 電 力 ボルト
VW/A
m2 kg s-3 A-1
静電
容量 ファラドF
C/V
m-2 kg-1 s4 A2
電
気
抵
抗 オーム
Ω
V/A
m2 kg s-3 A-2
コ ン ダ ク タ ン ス ジーメンス
S
A/V
m-2 kg-1 s3 A2
磁
束 ウエーバWb
Vs
m2 kg s-2 A-1
磁
束
密
度 テスラ
T
Wb/m2
kg s-2 A-1
イ ン ダ ク タ ン ス ヘンリーH
Wb/A
m2 kg s-2 A-2
セ ル シ ウ ス 温 度 セルシウス度(ｅ)℃K
光
束 ルーメンlm
cd
cd sr(c)照度 ルクスlx
m-2 cdlm/m2
Bqs-1
放 射 性 核 種 の 放 射 能 （ ｆ ） ベクレル（ｄ）
吸収線量, 比エネルギー分与,
グレイ
Gy
J/kg
m2 s-2カーマ
線量当量, 周辺線量当量,Sv
J/kg
m2 s-2シーベルト（ｇ）
方向性線量当量, 個人線量当量酸素
活性 カタールkat
s-1 mol

1 d=24 h=86 400 s
1°=(π/180) rad1’=(1/60)°=(π/10 800) rad”1”=(1/60)’=(π/648 000) radha 1 ha=1 hm 2=104m2
L，l 1 L=1 l=1 dm3=103cm3=10-3m3t
1 t=103 kg

秒
ヘクタール
リットル
トン

表７．SIに属さないが、SIと併用される単位で、SI単位で表される数値が実験的に得られるもの
名称
記号
SI 単位で表される数値
電 子 ボ ル ト
ダ ル ト ン
統一原子質量単位

eV
Da
u

天

ua

文

単

位

1 eV=1.602 176 53(14)×10 -19J

1 Da=1.660 538 86(28)×10-27kg
1 u=1 Da

1 ua=1.495 978 706 91(6)×1011m

表８．SIに属さないが、SIと併用されるその他の単位
名称
記号
SI 単位で表される数値
バー
ル bar １bar=0.1MPa=100 kPa=10 5Pa
水銀柱ミリメートル mmHg １mmHg≈133.322Pa(a)SI接頭語は固有の名称と記号を持つ組立単位と組み合わせても使用できる。しかし接頭語を付した単位はもはや
コヒーレントではない。
(b)ラジアンとステラジアンは数字の１に対する単位の特別な名称で、量についての情報をつたえるために使われる。
実際には、使用する時には記号rad及びsrが用いられるが、習慣として組立単位としての記号である数字の１は明示されない。
(c)測光学ではステラジアンという名称と記号srを単位の表し方の中に、そのまま維持している。
(d)ヘルツは周期現象についてのみ、ベクレルは放射性核種の統計的過程についてのみ使用される。
(e)セルシウス度はケルビンの特別な名称で、セルシウス温度を表すために使用される。セルシウス度とケルビンの単位の大きさは同一である。したがって、温度差や温度間隔を表す数値はどちらの単位で表しても同じである。
(f)放射性核種の放射能（activity referred to a radionuclide）は、しばしば誤った用語で”radioactivity”と記される。
(g)単位シーベルト（PV,2002,70,205）についてはCIPM勧告2（CI-2002）を参照。

表４．単位の中に固有の名称と記号を含むSI組立単位の例
SI 組立単位
組立量
SI 基本単位による
名称
記号
表し方
-1
粘
度 パスカル秒
Pa s
m kg s-1
力 の モ ー メ ン ト ニュートンメートル
Nm
m2 kg s-2
表面
張力 ニュートン毎メートル
N/m
kg s-2角
速度 ラジアン毎秒
rad/s
m m-1 s-1=s-1
角
加速度 ラジアン毎秒毎秒
rad/s2
m m-1 s-2=s-2
熱 流 密 度 , 放 射 照 度 ワット毎平方メートル
W/m2
kg s-3
熱 容 量 , エ ン ト ロ ピ ー ジュール毎ケルビン
J/K
m2 kg s-2 K-1
比 熱 容 量 ， 比 エ ン ト ロ ピ ー ジュール毎キログラム毎ケルビン J/(kg K)
m2 s-2 K-1
比 エ ネ ルギ ー ジュール毎キログラム
J/kg
m2 s-2
熱伝
導率 ワット毎メートル毎ケルビン W/(m K) m kg s-3 K-1
体 積 エ ネ ル ギ ー ジュール毎立方メートル J/m3
m-1 kg s-2
電界の強さ ボルト毎メートル
V/m
m kg s-3 A-1
電荷密
度 クーロン毎立方メートル C/m3
m-3 s A
表面
電
荷 クーロン毎平方メートル C/m2
m-2 s A電 束 密 度 ， 電 気 変 位 クーロン毎平方メートル C/m2
m-2 s A誘
電率 ファラド毎メートル
F/m
m-3 kg-1 s4 A2
透磁率 ヘンリー毎メートル
H/m
m kg s-2 A-2
モ ル エ ネ ル ギ ー ジュール毎モル
J/mol
m2 kg s-2 mol-1
モルエントロピー, モル熱容量 ジュール毎モル毎ケルビン J/(mol K) m2 kg s-2 K-1 mol-1
照 射 線 量 （ Ｘ 線 及 び γ 線 ） クーロン毎キログラム
C/kg
kg-1 s A
吸収線
量率 グレイ毎秒
Gy/s
m2 s-3放射
強度 ワット毎ステラジアン
W/srm4 m-2 kg s-3=m2 kg s-3
放射輝
度 ワット毎平方メートル毎ステラジアン W/(m2 sr) m2 m-2 kg s-3=kg s-3
酵 素 活 性濃 度 カタール毎立方メートル kat/m3
m-3 s-1 mol

名称

オングストローム
海
里
バ
ー
ン

Å
Ｍ

１Å=0.1nm=100pm=10-10m
１M=1852m

b

ノ
ネ
ベ

ト
パ
ル

kn
Np
Ｂ

１b=100fm2=(10-12cm) 2 =10-28m2
１kn=(1852/3600)m/s

ル

dB

ッ
ー

デ

シ

ベ

SI単位との数値的な関係は、対数量の定義に依存。

エ

表９．固有の名称をもつCGS組立単位
名称
記号
SI 単位で表される数値
ル
グ erg 1 erg=10-7 J

ダ
ポ

イ
ア

ス
ス

ト ー ク
チ
ル

フ
ガ

ォ

ン dyn 1 dyn=10-5N
ズ P 1 P=1 dyn s cm-2=0.1Pa s
ス St 1 St =1cm2 s-1=10-4m2 s-1
ブ sb 1 sb =1cd cm-2=104cd m-2
ト ph 1 ph=1cd sr cm-2 =10 4lx
ル Gal 1 Gal =1cm s-2=10-2ms-2

マ ク ス ウ エ ルガ
ウス
エルステッド（ ａ）

Mx
G
Oe

1 Mx = 1G cm2=10-8Wb
1 G =1Mx cm-2 =10-4T
1 Oe (103/4π)A m-1（a）３元系のCGS単位系とSIでは直接比較できないため、等号「は対応関係を示すものである。

キ
レ
ラ

名称
ュ
リ
ン

レ
ガ

ト

表10．SIに属さないその他の単位の例
記号
SI 単位で表される数値
ー Ci 1 Ci=3.7×1010Bq

ゲ

ン

ン R
ド rad
ム rem
マ γ

フ
ェ
ル
ミ
メートル系カラット

1 R = 2.58×10-4C/kg

1 rad=1cGy=10-2Gy
1 rem=1 cSv=10-2Sv
1 γ=1 nT=10-9T
1 フェルミ=1 fm=10-15m

ト
標

準

気

1 メートル系カラット = 0.2 g = 2×10-4kg
ル Torr 1 Torr = (101 325/760) Pa
圧 atm 1 atm = 101 325 Pa

カ

ロ

リ

ー

cal

ミ

ク

ロ

ン

µ

大

」

1 cal=4.1858J（｢15℃｣カロリー），4.1868J（｢IT｣カロリー），4.184J（｢熱化学｣カロリー）

1 µ =1µm=10-6m（第8版，2006年）