秋田県千屋断層の電磁気構造佐藤秀幸*･西谷忠師**

秋 田県千屋断層の電磁気構造

佐藤 秀幸 *･西谷 忠師 **

ResistivitystructurebeneaththeSenyafaultinAkitaPrefecture

HideyukiSATOH*andTadashiNISHITAM** (Abstract)

Theunderstandingofthestructuenearthefaultareaprovidesustheinformation of thefracturezoneandthewayorpreventionoftheearthquakedisaster. Inordertoknow thedistributionandthedepthofactivefaultswehavetoinvestlgatetheresistivltylnthe deeperpartofthefault. Weselected Senya fault,oneofthefaultscaused by Rikuu earthquakein1896,asasurveyarea. Themaximum verticaldisplacementis about3 meters. Magnetictotalforce,apparentresistivltyandphasehavebeenobtainedbyusing protonmagnetometer,PLMTandVLFIMTinstruments.MTmethodshowedanomlously low resistivltyValuesaroundthisfault.ThelntenSltyOftheEarth'smagneticfieldshows thetendencyofhighanomalylnthewesternpartofit. Wecanrevealtheposition and distributionoffracturedareaanditsresistivltyStructurealongtheSenyafault.

Keywords;Activefault,Earthquakedisaster,ResIStivltyStructure.

1.は じ め に

千屋断層 は秋田県東部の奥羽山脈西縁郡 に南北お よそ数十kmに渡 る大規模 な逆断層群であ る. 明治 29年 (1896年)の陸羽地震のときにで きた地震断層 で,最大変位 は約3mである (千屋断層研究 グルー プ,1986).

断層 は地質学的に重要であるばか りでな く,地震 予知の観点 か らも詳 しく調 べ る必要 が あ る.内田 (1984)は断層調査 に電磁探査法 が有効 で あ ると述 べている.今回の研究 目的 は電磁気学的な手法で断 層を調査 し,その構造を明 らか にす ることにあ る.

探査手法 はプロ トン磁力計 による全磁力測定 とMT

法を用いた比抵抗測定である.

2. MT法 につ いて

MT法 は自然 に発生す る電場 (地電流) と磁場 (地磁気)の各成分を測定 し, その解析 か ら地下 の 比抵抗分布を明 らかにす る方法である.磁場及 び電 場を平面電磁波で近似すれば,電場 と磁場の成分 の 測定 によって地下の比抵抗構造が得 られ る.見掛 け 比抵抗 と電場,磁場の関係 は次の簡単 な式で結 び付

け られる (西谷 ･粟富,1984;乗富,1990).

p ‑ 0.2T･(E/H )2

ここで,pは見掛 け比抵抗 (E?･m),Tは電磁波 の周期 (sec),Eは誘導される電位傾度 (mV/km), (平成5年2月2日 受付,平成5年2月15日 受理)

*秋田大学大学院鉱山学研究科鉱山地質学専攻 MlnlngGeology,GraduateSchoolofMining,AkitaUnlVerSlty

**秋田大学鉱山学部資源･素材工学科応用地球科学教 室.InstltuteOfApplledEarthSclenCeS,DepartmentofGeosclenCeS,

MlnlngEnglneerlngandMaterlalsProcesslng,MlnlngCollege,AkltaUniveslty.

ガ は磁場変化の大 きさ (nT)で あ る. また,信号 源である電磁波 は自然の電磁波で も人工的な電磁波 で も地中に透入す ると指数関数的に減衰 し, この減 衰の程度 は地盤の比抵抗 と電磁波 の周期に依存する.

cagniard(1953)は電磁波 の振幅 が地表面 の値 の 1/e(約37%)まで減衰す る深 さを表皮深度 (skin depth)と呼び次の式を導 いている.

6‑503(p/f)⊥/2

ここで,6は表皮深度 (m),pは見 掛 け比 抵 抗 (El･m),fは周波数 (1/sec)である.

この式か ら明 らかなように,地下 の比抵抗構造を知 るためには信号源 として扱 う電磁波の周波数が重要 な役割を演 じてい る.今回の観測で は,人工信号源 を用いて比抵抗構造探査を行 った.

3.調査地域 の地形 及 び地質

調査地域 (Fig.1)は南 より秋田県仙北郡千畑町,

Fig.1.Schematictopographicmap ofsur‑ veyedarea.Notationdescribesasfollows; UCH :UchlSaWagaWaline,ODR :Oodai‑ gawaline,KMS:Komasbigawaline,

42AC‑14:thesiteofwelllogglng,and KOM :KomoriareawheremagnetlC totalforcewasobserved.

太田町,中仙町の3町 に及ぶ.東部 は奥羽山脈 を形 成 している比較的標高 の高い山々か らなる.西部 は 横手盆地の縁辺部で平野が続いている.山地 は真昼 岳を中心 として標高が1000m前後 の山々が連 な り, 西側 になるにつれて低い山々が多 くな る.河川 は善 知鳥川や川 口川のようにはぼ東 西系 の河川が多 い.

また,山地 と盆地の境界付近 には山間部か ら運搬 さ れた土砂などの堆積物が到 るところで扇状地を作 っ ている,

調査地域 に分布す る地層 は,Fig.2に示す よ うに 下位 より,新第三系の湯田層, 真昼川層,弥勘層, 上)1日頁層,千屋層であ り,第四系 としては,段丘堆 積物,沖積層か らなる (臼田はか,1976,1980).地 層 は西傾斜であ り東側か ら西側 に向か って新 しい地 層が堆積 している.調査地域の東部か ら中央部 にか けては湯田層 ･真昼川層 ･弥勘層の安山岩や玄武岩 などの火山岩地域で,西部 は上川原層や千屋層など

Fig.2.GeologlCalmapofsurveyedarea.

ThismapshowsthelowerpartofFigurel. Numbersinthefiguredescriberockfacies;

1.YudaFormation(Pyroxeneandesite), 2.MahirugawaFormation(01ivinebasalt,

tuffbreccia),

3.MahirugawaFormation(Mudstone), 4.MahirugawaFormation(Pumicetuff), 5.MirokuFormation(Augite‑hypersthene

andesite),

6.KamikawaharaFormation(Sandstone, siltstone),

7.SenyaFormation(Conglomerate,sand‑

stoneandmudstone).

Theagefrom number1to6isMioceneand number7isPliocene.

の砂岩, シル ト岩,疎岩などの堆積岩を中心 とす る 地層か ら構成 されている.更 に西側の平野部 は段丘 堆積物や沖積層などか らなる.また,背斜 ･向斜構 造 は局所的に存在す るが,大規模 な構造 はない. 断 層などの構造線 は南北系 の断層が卓越 し,それを東 西に横切 る形で数本 の断層が走 っている.活断層 と 呼んでいる第 四紀以 降 に発生 した断層 は,地質 図 (臼田はか,1976)に は記載 されて いない.今 回調 査 した断層群 は,奥羽山脈 の西縁部の山地 と田畑 の 広が る平野部の境界付近 に位置す る.

4.電磁気観 測

電磁気学的な手法 としてはプロ トン磁力計を用 い た全磁力測定 と, 特 定 の周 波 数 を用 い るM T法 (VLF‑MT法 とPL‑MT法)による測定を行 っ た.

プロ トン磁力計を用いた全磁力測定 は千畑町中森 地区で行 った. この位置 はFig.1でKOMと表示 してある場所である. この地区では トレンチ調査 が 行われ,詳細 に断層が調べ られている (千屋断層研 究 グループ,1986;活断層研究会,1986,1991).全 磁力測定 は2セ ンサ ー型 の プ ロ トン磁力計 (Ge0‑

metrics社,G856AX)を用いた.測線 は千屋断層 を横切 って東西 に約200mとり,測点間隔を2.5mに して観測を行 った.なお, 1測点で5‑ 6回測定 し, その平均値を測定値 とした.地磁気の日変化 は一定 時間毎 に定点 にもどって観測 し, この変化を観測値 か ら差 し引 き補正を行 った.

VLF‑MT法 は人工 の電磁波を用いた探査手法 である. この人工 の電磁波 とは世界中に散在す る潜 水艦通信用のVLF帯 の電波である. この電波 は周 波数や強度が安定 してお り,電波の到来方向が特 定 できるという利点がある.今回の測定で は日本の発 信局であるNDT局 (17.4kHz)を使用 した.測点 間隔 は50mとした.VLF電波 は電離 層 の状態 に よって受信状態が異 なるが,波長が長 く伝播性が良 いので多 くの地域で よ く受信で きる.測定方法 と し ては,VLF電波 の到来方向に測定機器本体を向 け て, これ と平行 に測定器本体か ら延びる2本の電場 計測用の電極を設置す る.測定時 には見掛 け比抵抗

PL‑MT法 は商用交流電力線か ら発生す る電磁 場を利用 して地下の比抵抗値を測定す る方法である (坪田はか,1987,1988).しか し,高圧送電線 か ら 測定点 までの距離が近過 ぎると直接電磁波の影響を 受 けるので,通常 は800mか ら1000m離 れ る必要 がある.磁場の測定 はイ ンダクシ ョンコイルを用 い る.PL‑MT法の場合 は,信号源の到来方向が決 っているので, コイルは 1成分だけでよい.電場 は 送電線の方向 と平行 に配置 して測定す る.現場で は 100m間隔で測定を行 った.本測定 は,比較 的短 い 時間で測定が可能で,測定条件や周波数毎の情報 も フロッピー に記録す ることがで きる.そ して,基本 周波数の50Hzか ら550Hzに至 る11次高調波 まで の 見掛 け比抵抗値 と位相差が得 られる.なお,VLF‑

MTとPL‑MTの測線 は4‑5kmの長 さとし,南 北方向の走向を持っ千屋断層を東西方向に横切 る形 で測定を行 った.測線名 は北 か らUCH (中仙 町内 沢川沿 い),ODR(大田町大台川沿 い),KMS(千 畑町中増沢川沿 い) としている.

5.結 果

5.1 プロ トン磁力計を用いた全磁力測定結果 プロ トン磁力計を用いた全磁力測定の結果をFig.

3に示す,図中20m (起点か らの距離,以下 同 じ) 付近では極小値が,また,220m付近 で は急激 に全 磁力が大 きくなる傾向が現われているが, これは鉄 板や金属物の影響 によるノイズである.20m〜100m までは上下2つのセ ンサーともに全磁力 が48150nT

Il■ハVJLtL

▲′l

I .. .A

….

l i

F

‑ 丁

○

0 0

l

㌧

l

0 100 200

E)lSTANCE Lm)

Fig.3.Variationoftotalforceobtainedby protonmagnetometer･

か ら48250nTと比較的高 い数値を示す の に対 して, 100mか ら210mまでは断層位 置 を境 と して急激 に 全磁力が低 くな り,以後48040nT付近 まで減少す る.60m〜100mまで は上下 セ ンサ ーの差 が大 き く +400nTであ り,100m〜140mまで は‑150nTの異 常が認 め られる.そ して,140m〜200mまで は100 nTか ら200nTの差を生 じている. これ らの ことよ

り,断層位置を境 に して西側では高い正の全磁力異 常を示す ことがわか る. これは乗富 (1981) の結果

とほぼ同 じである.

5.2 VLF‑MT測定 による結果

vLF探査の結果の うちODR測線 の結果 をFig.

4に示す.特徴的な ことは,断層部付近で比抵抗値 が10E?･m前後の値を示す ことと,位相差 も45度 よ り高 くな って い ることで あ る.2600mか ら3000m 付近で この傾向が著 しい. この部分 は断層破砕帯 と 考えてよいであろう.KMS,UCHの測線で も同様 の傾向を得 ることがで きた.位相差か ら得 ることの で きる情報 は2層構造を仮定 した場合,上下の層 の 比抵抗的なコントラス トである.位相差が45度 よ り 大 きければ下 の層 は上の層 に比べて比抵抗値が低 く, 45度 より小 さければ下の層 には高い比抵抗値を示 す 層があると考えてよい.ODR測線 の場合 は45度 よ り小 さい数値 が800mか ら2400mまで続 いて い る ので下 に高 い比抵抗値を示す層があると考え られる.

また,2400mか ら3200mまで は45度 よ り大 きい数 値を示 しているので下の層 は低 い比抵抗値を示す も のと考え られ る. この地域 の地質 は,東側地域 は火

0.が(u･旦>ヒ己トSISutJ1NutJV正dV

㌶ 慧 tL7.,7j/紘

(a

A

00 朗

0 1000 2000 3000

DISTANCE (m)

Fig.4.Theresistivltyandphasecurvesof VLFsurvey.Thesecurvesshow theresult ofODR‑line.

山岩質岩 (玄武岩質岩,同質火山角傑岩,浮石質凝 灰岩 など)で構成 されている. これに対 して西側地 域 は,ほとんどが第四紀の段丘堆積物や沖積層か ら なる.そ して,その境界部では第三系の砂岩や泥岩 などの堆積岩頬 が分布 して い る. この分布形態 が VLF探査の結果 に反映 されていると考えてよいで あろう.

5.3 PL‑MT法 による結果

KMS測線のPL‑MT探査の結果 をFig.5に示 す.図 には50Hzと150Hzの2つの周波数の測定値 を表示 している.特徴 としては2つの周波数 ともに,

0か ら1000m付近 までは1000 ･m付近の数値 を示 し,2200mか ら3500mにか けて は一部 で低比抵抗 値 (低 い所で15g2･m,高い所で も50E2･m)を示 し,3500mか ら4500mにか けて は徐 々 に比抵抗値 が高 くなっていることである.断層付近では比抵抗 値が低 く,断層か ら離れ るに従 って比抵抗値が徐 々 に高 くなる傾 向を示 して い る. これ らの特徴 か ら 2500mか ら3500mまでの低比抵抗帯 は,千屋断層 の影響,つ まり断層破砕帯 と考えるのが妥当であろ う.3500m付近 にも局部的に低比抵抗値を示す とこ ろがある. この部分 はFig.2に示 した地質図 の第 三紀地質断層線 とはぼ良 い対応を示 している.臼田 はか(1976)は時代差のある真昼川層 と上川原層 は, 約1000mの落差を持っ断層 で直接接 して い ると推 定 している.

.i

･旦 巨 l S山tJ1

l l I

II

50 Hz

150Hz

∴ l ^{. / ' '}

2000 4000

DISTANCE Iml

Fig.5.ResistivitycurvesobtainedbyPL‑MT method.Theydescribedtheresultof KMSline.

6.考 察

ここで は地表で観測 された見掛 け比抵抗 と位相差 のデータか らモデル計算を行 う.調査地域内にはボー

リングされている場所 (42‑AC14)が あ り, この地 点 はKMS測線 か ら南 に2kmほど離 れた千畑 町一 丈木地区の一丈木公園付近である.ボー リング地質 柱状図 と地質図 (Fig.2,臼田 ほか,1976)を総合 して地質分類 図 を書 くとFig.6とな る. ボー リン グ調査結果 には上川原層が確認 されていない.また, KMS測線付近 には上川原層 は堆積 して い るが上位

Age FormatIOn R(℃k

Senya

Up叩r Altemationpumiccluff andsandytuft PJiM ne Formabon Mjddlc ConglomcRlte

lJ)Vcr Conglomerate (wil一lignite)

Mjocene

Kamlkawahara Fom ation MahinJgaWa Formalim

Sandstonesiltstorre

1.apiJliluff

andtuftbrcccia

Fig.6.GeologlCalclassificationfrom well loggingdata(42AC‑14)andgeological informatlOn.

叶｢事rT10000021 I< B C D

Fig.7.ResistivltyStructurederi17edfrom one dimensionalinversionmethod.Numbers lnthefigureareresistivltyValuesinI?･m

A,B:westernareaofthefault. C ･.abovethefault.

D,E:easternareaofthefault.

の千屋層 は堆積 していないという特徴がある.モデ ル計算 にはKMS測線のデータを利用す るが, この 付近 の地層を大 まかに区分す ると第四紀堆積物 と第 三系の上川原層 と真昼川層 の3層であると考え られ る.従 って, 3層構造 としてモデル計算を行 った.

KMS測線の測定値 か ら, 断層 西部,断層 直上, 断層東部の地下比抵抗構造を求めた (Fig.7).手法

は一次元 イ ンバージョンの方法である.Fig.7に示 すC^{の比抵抗柱状図 (}断層 直上付近) に着 日す る と, 1層 目が5E?･m, 2層 目が43^EQ ･m,3層 目 が119E?･mである.地質学的な情報 と比較 す ると 1層 目は第四紀堆積物,2層 目が上川原層,3層 目 が真昼川層であると考え られる.他の4つの柱状図 の1層 目と比較す ると,断層直上付近だけ異常 な低 比抵抗郡が見 られ る.また,断層付近の1層 目の層 厚 は,ほかの柱状図の1層 目の層厚 に比較 して も薄 い.断層西側の1層 目は西側 になるにつれて層厚 が 厚 くなっている. これ は調査地域 の西側 は,池形学 的にも大 きな河川の河 U部 に作 られた扇状地である ため堆積物が西側 はど厚 く堆積 しているものと考え られ る.第2層 目は各柱状図をみ ると50‑60E?･m であ り層厚 は100‑200mである. これ は上川原層 に 相当す ると思われ る.なお,臼田ほか (1976)によ れば上川原層の層厚 は100m程度 とな ってい る.第 三層 目は各柱状図 とも比抵抗値にはかな りのば らつ きがある.断層直上部 ･断層東側で は100‑350E3･

mと高 い比抵抗値を示 し,断層 西側 で は10E?･m と低 い値を示 している.前者の高比抵抗については, 東側 には真昼川層の火山岩 あるいは火山屑砕岩が分 布 しているので, この影響を反映 しているものと考 え られ る.また,後者の低比抵抗 は,扇状地付近 の 地下水の影響であると思われる. このよ うに比抵抗 異常か らも断層 による破砕帯 の存在を確認す ること がで きる.

7.まとめ

プロ トン磁力計 による全磁力測定,VLF‑MT, pL‑MTによる測定か ら断層 に伴 う破砕帯の位置, 規模 などが推定で きることがわか った.活断層特有 の電磁気学的な性格が明確 にな り,その基準を定 め ることが可能 になれば今後の地震予知や地震災害防

止 にもつなが ることが期待で きる.今回の測定 は比 較的浅部の断層構造 に着 目して調査を行 った.鈴木 ほか(1992)も断層直上部 において電気探査法 を用 い て地下数十m付近までの極めて浅所の構造調査を行 っ ている.今後 は深部構造 について も明 らかに して ゆ

くことが重要だと患われ る.

8.謝 辞

東北大学理学部三品正明博士 と三井金属資源開発 (樵)奥住宏一氏 には,VLF及びPL‑MT測定機 器を使用 させて頂 いた.また,観測では秋田大学大 学院鉱山学研究科河野秀絶氏 と菊山浩吾氏の協力を 得た.

文 献

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