九州大学学術情報リポジトリ
Kyushu University Institutional Repository
岩石の磁性を考慮した放射能探査法の活断層・斜面 崩壊調査への活用
吉村, 辰朗
Department of Earth Resources Engineering, Graduate School of Engineering, Kyushu University
https://doi.org/10.15017/26634
出版情報：Kyushu University, 2012, 博士（工学）, 課程博士 バージョン：
権利関係：
岩石の磁性を考慮した放射能探査法の 活断層・斜面崩壊調査への活用
2013 年１月
吉 村 辰 朗
目 次
Abstract ... 1
第１章 序論 ... 4
1-1 緒言と目的 ... 4
1-2 測定方法 ... 5
第２章 岩石の磁性を考慮した放射能探査法 ... 9
2-1 はじめに ... 9
2-2 断層破砕帯における帯磁率とγ線測定結果 ... 9
2-3 帯磁率を指標としたγ線減衰実験 ... 15
2-4 考察 ... 17
2-5 まとめ ... 19
第３章 放射能探査手法の検討 ... 20
3-1 はじめに ... 20
3-2 沖積層を切る活断層調査 ... 20
3-3 ジオスライサーと自然γ線検層での断層判別 ... 23
3-4 まとめ ... 30
第４章 断層場幅の規則性 ... 31
4-1 はじめに ... 31
4-2 地震断層におけるγ線異常値の出現状況 ... 31
4-3 断層とγ線強度異常の整合性 ... 32
4-4 断層破砕帯におけるγ線強度分布 ... 38
4-5 断層場幅の累積性 ... 41
4-6 断層場幅と断層数のべき乗則 ... 47
4-7 まとめ ... 48
第５章 活断層調査での放射能探査の活用 ... 49
5-1 断層場幅を尺度とした活断層の活動度評価 ... 49
5-2 震源断層場の段階的成長と内陸地震規模 ... 63
5-3 C級活断層問題 ... 72
第６章 斜面崩壊調査での放射能探査の活用 ... 82
6-1 ボーリングコアのγ線強度と帯磁率測定によるすべり面検出 ... 82
6-2 斜面崩壊に関与する破砕帯の分布と規模 ... 93
第７章 まとめ ... 102
謝辞 文献
Abstract
The problem of the gamma-ray survey was examined as a surveying technique of active faults in the study. The gamma-ray survey is a technique for detecting geological information such as the geological boundaries or faults by measuring the intensity of gamma-ray that is weakly radiated from the ground. In general, the gamma-ray survey has indefinite points in the measuring method and the analysis, and the detected faults may shift from the actual fault in position by several to several tens of meters.
Therefore, gamma-ray survey has been treated as a technique of preliminary survey in the geophysical exploration technique. In the present study, by reexamining the analytical method and the interpretation of the past gamma-ray survey, a gamma-ray survey that considers the magnetism of the rock was newly designed. Moreover, it was shown that gamma-ray survey has high potential of detecting anomaly zones of geological features (fault, fracture zone, and alteration halo) under certain restriction in the measurement condition that considers geographical and geological features, on the basis of the gamma-ray survey examined in 84 places in the whole country. In addition, the detection technique of the landslide based on the physical properties was developed.
A new technique for forecasting the collapse place for a deep slope failure was also designed. The outline of the research content is summarized as follows.
Magnetic susceptibility anomaly was found in faults. Magnetic susceptibility in fracture zones was often higher than that in non-fracture zones. In faults, in addition, anomalous low gamma-ray dose was often observed. To confirm whether the factor that increases magnetic susceptibility can be used as an index of the gamma-ray screening effect, the gamma-ray attenuation experiment was conducted. The gamma-ray absorption increased corresponding to grain refining and high FeO content that increases magnetic susceptibility. Therefore, the decrease in the gamma-ray dose in the fault is attributed to the screening effect associated with high magnetic susceptibility in the fracture zone in some cases. Change of magnetic susceptibility is caused by change of magnetic mineral such as grain refining, density increase, weathering, and alteration.
The mechanism of forming gamma-ray anomaly in the faults appears to differ among different faults depending on the magnetic characteristic of the fault material.
The interpretation of active faults in the alluvium has been difficult because data differs depending on the measurement condition such as topography and geology or measuring space interval etc. To clarify the general interpretation of active faults in the alluvium, the conditions and regulations of measuring the gamma-ray intensities were proposed. It has been shown that the existence of faults was able to be distinguished by the analysis of gamma-ray data considering geological characteristics, on the basis of
gamma-ray data of the active fault survey measured from excavated soil by Geoslicer method and from the natural radioactivity logging in bore holes.
In conducting gamma-ray survey as the geophysical exploration which detects a fault, gamma-ray anomaly appears only near the fault plane. In the measurement of stratum,with different age, the older the stratum is wider the fracture width. In addition the narrow the fault field width is, larger number fault exist. ;smaller number of fault exist as the fault field width gets larger. The cumulative property and the power law are recognized as the general properties of the fault field width. The number and the occurring time of the active faults in the Quaternary were inferred from the general properties of the fault field width.
The gamma ray survey was executed as a technique for detecting the fault. From the result of observation of fault field width, the fault field width is broader as the fault length is longer. The relationship of fracture width (FW) to fault length (L) can be expressed as follows: L(km)＝0.36FW(m)＋0.62. Activity level of the active fault can be evaluated according to the fault field width, which is an effective method especially for a short active fault. The short active fault distributed on the northeast side of Kego fault is evaluated as C class active fault from the estimation using fracture width.
In the measurement of magnetic susceptibility and the gamma-ray in the fault, the anomaly was detected at signs of deformation and rupture by the fault activity. The anomaly zone of the magnetic susceptibility and the gamma-ray is defined as the fault field , and the fault field of source of the earthquake is defined as the seismic fault field.
The maximum fault field width of the Quaternary tectonism is 20m. Among the fault field width of the active fault, the fault field width gradually increases as -20m･40m･
60m-. Considering 40m and 60m fault field width is the result of accumulation in tectonism, the stepwise growth of the seismic fault field is presumed. An earthquake of M 7.2 or more occurs at the geological fault that accumulates two or more fault field width in the Quaternary.
The following relation is recognized among the fault field width and the vertical displacement. The more vertical displacement(ΔH) is, the more fracture width (FW) gets wider. The following relation is recognized between the vertical displacement (ΔH) and the fault field width (FW) [ΔH=3・FW]. In verifying the relation at the Emmyouji fault, the vertical displacement calculated from fault field width coincided with vertical displacement clarified in the boring exploration. As the result of reviewing average slip rate inferred from the relational expression with fault field width, the ratio of active faults extracted at present, A-class : B-class : C-class, is calculated to be 1:3:5. It is necessary to reconsider the activity standard (average slip rate) for the solution of the
C- class active faults problem about the number of the active fault existence.
The slip surface is conventionally determined based on observation of boring-core samples and measurement of ground displacement with borehole inclinometer.
However, it is difficult to determine the slip surface when there is no detectable progress of displacement during the research period or when the slip surface is ambiguous in soft sediments or weathered rocks. I propose that both gamma-ray measurement and magnetic susceptibility measurement are the common method to investigate faults and alteration zone; they, are an effective investigation method for quantitative determination of the slip surface in soft sediments and weathered rocks without any slip surface clay.
Many slope collapses were described in geological survey by the existence of fault in top area and slope zones. The easy and simple method to determine the size and direction of faults is gamma-ray survey. As case studies of slope failed places induced by faults by the method, the followings are introduced : (1) large scale slope failure by extrapolated fault existence in near mountain area, (2) middle scale slope failure occurred 1 year after fault in small scale of surface failure was confirmed and (3) slope failure along a fault predicted by the proposed method. A fracture zone,-partially has a property as hydraulic barrier with clay that prevents underground water flow. In the edge of a fracture zone, however, a lot of underground water often flows. Considering that the fault is a passage of underground water, underground water is abundant near the large fault. The deep-seated landslide is caused easily near large fault by the influence of abundant underground water.
第１章 序論 1-1 緒言と目的
1928 年，Ambronn は土壌の放射能が断層や鉱脈を横切る付近で著しく増加する事を発見 し，放射能的方法が放射能鉱物の探査以外にも役立つ可能性を示した(Ambronn,1928)。1920 年代～1930 年代には，断層上で放射線の増加現象が認められる場合(Muller,1927)と，放射 線量が変わらない場合(Clark and Botset,1932)や逆に減少する場合(Howell,1934)が報告 されている。Lutz(1940)は，1)放射線は約1m以上の深さに高γ線強度の地層があっても，
表層での測定値にはほとんど影響ない，2)断層の所で特別変化は認められない，3)表層が 極めて薄いか若しくは原地土である場合にのみ地下構造を反映するとしている。
日本では，初田ほか(1942)が六甲衝上断層を横断してラドン法によりラドン濃度を測定 し，放射線量の急激な増加を認めた。初田(1948)は，その原因として 1)断層等の弱帯を通 じてラドンが集中的に上昇してくること，2)断層付近等の裂かの多い部分では水循環にラ ジウム塩等が多く蓄積していることを想定している。1940 年代～1950 年代には，断層付近 で放射能が増加する機構は明らかになっておらず，初田(1957)では放射能探査の理論や方 法も確立されていない状況を報告している。農林省農業土木試験所では，1956 年から地下 水開発のため埋没断層調査を目的として放射能探査の研究を開始した。落合(1965)は，当 初は土中ガス測定や GM 計数管，シンチレーションカウンターを地表に置いて，また地中孔 にいれて放射線量を測定し断層検出を試みている。1980 年代には，地表でのγ線量測定の 方法が簡便であるため，活断層調査に利用されるようになった(貞広・見野，1980；貞広・
見野，1982；西田ほか，1982)。しかし，それらの結果をみると，必ずしも活断層とγ線量 とが良い対応を示しているとは限らないとして，γ線測定方法の再検討が行なわれている (遠山ほか，1984)。木村(1987)は，γ線のエネルギー弁別を行い指標核種をラドンの娘核 種である214Bi に設定し，妨害因子を排除する方法を考案した。今泉ほか(1993)は，土壌粒 子から間隙に放出された222Rn と地下から地表へ放出する222Rn の214Bi の計数率への寄与を 理論的に計算した結果，土壌粒子の214Bi の寄与率が 98.5％，土壌間隙のラドンガスからの 寄与率が 1.5％となり，214Bi の変動は主に土壌粒子のウラン含有量を示しているのが妥当と している。
東日本大震災を契機に，より安全・安心を得られる地震や豪雨土砂災害の予測や評価が 求められている。内陸地震の発生源である活断層の評価は原子力発電所立地などで重要に なっている。また，豪雨土砂災害の中でも規模が大きい深層斜面崩壊は，一因として断層 破砕帯の関与が指摘されているが，深層斜面崩壊の場所を予測することはきわめて困難で ある。これらの問題に対応できる新たな測定手法が望まれてきた。
本研究においては，活断層の調査手法として放射能探査の問題点を検討した。一般に放 射能探査は，測定方法や解析方法に曖昧な点があり，実際の断層位置から数 m～数 10m ずれ ることが多く，物理探査手法としては概査段階の手法として位置付けされてきた。本研究 では，従来の放射能探査の解析法及び解釈の見直しを行い，岩石の磁性を考慮した放射能
探査法を新たに考案した。また，放射能探査手法の検討を全国 84 箇所で行い，地形と地質 を考慮した測定条件規制を設けた場合，地質の異常帯（断層・破砕帯・変質帯）を検出で きる可能性が高いことを示した。また，物性測定による地すべり面の検出手法も開発した。
深層斜面崩壊に関しても崩壊場所を予測する新たな手法を考案した。
1-2 測定方法 1-2-1 測定方法
岩石や鉱物中にはわずかであるが天然放射性同位元素が含まれ，ウラン系列元素（238U）， トリウム系列元素（232Th）が主要なものである。これらの放射性元素は崩壊過程で，ウラン 系列では 226Ra，214Bi，214Pb から，トリウム系列ではタリウム（208Tl）からγ線が放出され る。カリウム（40K）は崩壊系列を作らず，電子捕獲によりアルゴン（40Ar）に壊変する過程 でγ線を放出する。γ線測定は，これらの放射性元素が放出するγ線をシンチレーション カウンターで検出し，その強度（放射線の数）を計測する方法である（物理探査学会，2008）。 計測方法は全計数法で，γ線強度をシンチレーションサーベイメータ（アロカ社製 TCS-121C 型・TCS-151 型，HPI 製 5000 型シンチレーションサーベイメータ）を用いて測定した。放 射線の単位は，国際単位系（SI）の統一により，計測機器によって異なる。TCS-121C 型で は R/h，TCS-151 型と 5000 型シンチレーションサーベイメータでは Sv/h である。検出器は，
25.4×φ25.4mmNaI(Tl)シンチレータである。指示精度は，指示値に対する許容差±15％以 下である。放射線の単位は，1cm 線量当量(Sv/h)である。計数率値－線量率値換算定数は，
カット・エネルギー50keV 以下の時に 1μSv/h 当り 1.46×104cpm である。断層露頭の測定 は，センサー部を露頭に密着させ 10 秒おきに 5 回読取り，その平均値を測定値とした。γ 線減衰試験では，検出プローブを垂直にして 10 秒おきに 10 回読取り，その平均値を測定 値とした。マルチチャンネルアナライザは，東陽テクニカ社製シリーズ 10 を用い，計測時 間を 600 秒とした。γ線測定結果図では縦軸にγ線強度，横軸に測定点の位置を示し，破 砕帯の測定値は黒四角で示した。
帯磁率の測定は，携帯型帯磁率計 KAPPAMETER Model：KT-5（昭和測器(株)製）を使用 した。測定精度は１×10-5SI ユニットで，測定範囲は 0～9.99×10 2SI ユニットである。測 定結果図で示した帯磁率の単位は，×10 ３SI ユニットである。磁気ヒステリシスの測定は，
交番磁場勾配磁力計 Micromag 2900 （Princeton Measurements 製）で行った。
ヒステリシスループ測定は最大磁場 1.0T で行い，0.7-1.0T のデータを用いて高磁場の磁 化率を補正した後，保持力(Hc)，飽和磁化(Ms)，飽和残留磁化(Mr)を決定した。また，
backfield 測定により残留保持力(Hcr)を求めた。さらに，1.0T の磁場をかけた後，逆向き に 0.3T の 磁 場 を か け て 獲 得 さ せ た 残 留 磁 化 (IRM0.3T) を 用 い て ， S-0.3T=[1-(IRM0.3T/Mr)]/2(Bloemendal et al.,1992)を求めた。
1-2-2 断層場幅の求め方
断層において帯磁率とγ線測定を行なった場合，断層活動による変形・破断の痕跡（断 層ガウジ，断層角礫，断層岩，亀裂帯）において異常値が検出される。この断層近傍にお いて認められる帯磁率とγ線異常帯を断層場とした。γ線測定の測点間隔は 1m～5m で，γ 線強度異常値が出現した地点では 10cm 間隔で測定し，γ線強度異常値範囲(断層場)を詳細 に求めた。この測定法で異常値範囲境界点(α点)を求め，測線より 50cm～1m 程（ほぼ尾根 道の幅）シフトさせて同様境界点(β点)を 10cm オーダーで求め，α点とβ点を結んだ方向 を破砕帯の走向とした。走向に直交するγ線強度異常値範囲を断層場幅と定義した(図 1-2-1)。
図１－２－１ γ線測定（放射能探査）で検出した断層場幅（平面図）
1-2-3 γ線強度の比較測定および再現性 1-2-3-1 全計数法とスペクトル法による測定
全計数法とスペクトル法によるγ線強度の比較を行った。測定地に分布する地質は，粗 粒花崗岩である。断層の走向はEW，86°N落ちである。断層破砕帯の幅は約10mで断層 面から約20cmまで断層粘土が認められ，破砕帯は砂質土状となる。測定孔は断層とほぼ直 交するように設け，φ10cm，深さ40cmの孔を掘削した（図1-2-2）。測定孔の①～④は正 常場，⑤～⑧は断層場である。測定手法は，全計数法（γ線シンチレーションカウンター [SSM]で測定）とスペクトル法（γ線マルチチャンネルアナライザー[MCA]で測定）である。
測定結果を図1-2-3に示す。MCAでは各測定核種のピークチャンネル値をプロットした。
全計数法によるγ線強度ととスペクトル法によるウラン・トリウム・カリウムの各カウン ト数は調和的であり，断層場でのカウント数は正常場より相対的に低い。
図１－２－２ 測定孔配置図
図１－２－３ γ線測定結果図
1-2-3-2 γ線強度の再現性
断層付近に分布する岩石のγ線強度の再現性を調べる目的で，前述の測定孔を用いて定 時・定期測定を実施した。測定は午前10時～12時，約3日ごとに行った。測定機はMCA
を用い，全計数を図1-2-4にプロットした。時間変化による測定値の誤差は3％以内であり，
同一地点における測定値は再現性があると判断される。
図１－２－４ γ線強度の経時変化
第２章 岩石の磁性を考慮した放射能探査法 2-1 はじめに
日本の多くの放射能探査では，移動しやすい不活性のラドンが断層破砕帯の割れ目を通 って地表に運ばれることを前提とし，この仮定により，断層付近で放射能異常が検出され ない場合には，割れ目は粘土等により充填されて閉塞しているといった議論が何のデータ も示さずに行われている(例えば，落合(1999))。一方，放射能異常点の分布は破砕帯の形 態(粘土化・開口亀裂等)に必ずしも依存するものでないことも指摘されており(吉村・松木，
1994)，断層調査への放射能探査の原理が未だあいまいな状態にある(今泉ほか，2009)。
断層破砕帯において帯磁率測定を行なった結果，本研究の対象地域では高帯磁率を呈す る場合が多く，帯磁率異常が生じていた。また，断層破砕帯では低γ線量を呈する場合が 大半であった。帯磁率をγ線遮蔽効果の指標としたγ線の減衰実験では，帯磁率が高いほ どγ線吸収量が多くなった。これらの事象を基に，断層破砕帯における帯磁率異常に伴う γ線量の変化について考察した。
2-2 断層破砕帯における帯磁率とγ線測定結果 2-2-1 未固結層での測定
滋賀県高島市新旭町において琵琶湖西岸断層系の断層で帯磁率とγ線強度を測定した。
当地には古琵琶湖層群と称される第四紀の堆積岩が分布し，シルト・砂礫で構成される。
測定は砂礫層中の破砕幅 20cm の断層露頭で行った。測線は肉眼で識別される断層変位部を 中心に設定し，測点間隔は 20cm で実施した。計測方法は全計数法で，γ線強度をシンチレ ーションサーベイメータ（アロカ社製 TCS-151 型）を用いて測定した。放断層付近（1.8m
～2.2m）では測点間隔を 10cm とした。帯磁率・γ線測定結果を図2-2-1に示す。砂礫層の 平均帯磁率は 0.11×10-3SI であり，断層では周囲に比べ高い値を示している。同測線上で 測定したγ線強度は，断層上では周囲に比べ低い値を示している。
警固断層は，福岡市を北西－南西に縦断する西側隆起の活断層である。福岡市南区井尻 の地禄神社で測定を実施した。当地には 9 万年前に堆積した Aso-4 が分布する。破砕帯の 走向は N45°W であり，断層場幅は 0.9m である。当地のγ線測定は HPI 製 5000 型シンチレ ーションサーベイメータを用い，30 秒積算線量を線量率に換算した。測線長は 24m，測点 間隔は 1m である。破砕帯付近（19.2m～21.0m）は測点間隔を 10cm とした。帯磁率とγ線 測定結果を図2-2-2に示す。Aso-4 の平均帯磁率は 2.58×10-3SI であり，断層では周囲に比 べ高い値を示している。Aso-4（0～19.2m，21.0m～24.0m）のγ線強度の平均値は 9.36×10-2 μSv/h，標準偏差は 0.38×10-2μSv/h である。破砕帯での平均γ線強度は，8.31×10-2μSv/h で周囲に比べ低い値を示している。
図２－２－１ 琵琶湖西岸活断層での物性測定結果 図２－２－２ 警固断層での物性測定結果 上：帯磁率測定 下：γ線測定 上：帯磁率測定 下：γ線測定
2-2-2 堆積岩での測定
第三紀の堆積岩の断層露頭において帯磁率とγ線強度を測定した。測定値は，長崎県西 海市太田和である。当地の地層は西彼杵層群と称され，砂岩・泥岩から構成される。断層 の走向は N58°W，傾斜は 86°北落ちである。測定は泥岩を対象とし，破砕帯露頭で行った。
図2-2-3，写真2-2-1に示す測線は肉眼で識別される破砕帯を中心に設定し，測線長は 15m，
測点間隔は 0.5m で実施した。帯磁率とγ線測定結果を図2-2-4に示す。破砕帯の 0～6.5m は破砕が著しく砂混じり礫質粘性土・小礫から構成される。7.0m～9.5m は亀裂が発達し，
岩塊・礫を主体とする。断層粘土は認められず，湧水も認められない。10.0m～14.0m の泥 岩の平均帯磁率は 0.07×10-3SI である。0～6.5m の土砂部での平均帯磁率は 0.16×10-3SI で，高帯磁率と低γ線量を呈する。7.0m～9.5m の亀裂帯での帯磁率は 0.05～0.12×10-3SI で，高γ線量を呈する。
図２－２－３ 測線位置平面図 写真２－２－１ 西海市の断層露頭
図２－２－４ 西海市での物性測定結果 図２－２－５ 蛍光エックス線分析結果 上：帯磁率測定 下：γ線測定 （西海市）
鉄（FeO）とγ線源であるウラン（U）・トリウム（Th）・カリウム（K2O）について，破砕 帯での構成物質を把握する目的で蛍光エックス線分析を行った。分析結果を図2-2-5に示す。
帯磁率を左右する全鉄量（FeO）およびγ線源であるウラン（U）・カリウム（K2O）の含有量 は，破砕帯において非破砕部との顕著な相違は認められないが，トリウム（Th）は非破砕 部では一部含有量が増加している。強磁性鉱物の磁気特性は，粒度によって変化する（中 井，2004）。この特性を利用して，岩石中の強磁性鉱物のサイズ判定に最もよく用いられる のはヒステリシス特性である。今回は，強磁性粒子サイズ解析のダイアグラムとして Day プ ロットを用いた。磁気ヒステリシスパラメータを Day プロット(Day et al., 1977)に示す
（図2-2-6）。
図２－２－６ Day プロット（西海市）
SD, PSD, MD はそれぞれ、単磁区、疑似単磁区、多磁区の領域を表す。ただし，領域の 境界の値は，Dunlop(2002) に従った。また，S-0.3T(Bloemendal et al.,1992)は全磁性鉱 物に対する磁鉄鉱の存在比を示すパラメータとしてよく用いられるが，この試料の S-0.3T は 0.86 から 0.99 の値を示し（平均値は 0.96）磁性鉱物として磁鉄鉱が卓越するものと考 えられる。図2-2-6から，泥岩の破砕部では強磁性鉱物の細粒化（多磁区から疑似単磁区へ の移行）が認められる。
古生層の断層露頭において帯磁率とγ線強度を測定した。測定は，大分県臼杵市深江で ある。当地には鎮南山帯古生層に属する粘板岩・砂岩が分布する。断層の走向は N55°E，
傾斜は 86°北落ちである。測定は粘板岩を対象とし，破砕帯露頭で行った。図2-2-7，写真
2-2-2に示す測線は破砕帯を中心に設定し，測線長は 21m，測点間隔は 1m で実施した。破砕
帯は測点番号 11・15 では破砕が著しく砂・小礫を主体とし，測点番号 12～14 は亀裂が発 達する亀裂帯である。当地の破砕帯も前述の第三紀の破砕帯と同様に，断層粘土は認めら れず，湧水も認められない。帯磁率とγ線測定結果を図2-2-8に示す。粘板岩の平均帯磁率 は 0.15×10-3SI であり，測点番号 11・15 の土砂帯での帯磁率は 0.51～0.53×10-3SI で周囲 に比べ高い値を示している。亀裂帯は 0.18～0.25×10-3SI で非破砕部よりやや高い。
図２－２－７ 測線位置平面図 写真２－２－２ 臼杵市の断層露頭
図２－２－８ 帯磁率およびγ線測定結果（臼杵市）
2-2-3 花崗岩での測定
花崗岩の断層露頭において帯磁率とγ線強度を測定した。測定地は宇美町で，早良花崗 岩が分布する。断層の走向は N40°W，傾斜は 80°南落ちである。測定は風化花崗岩を対象 とし，破砕帯では断層粘土は認められずマサとなっている。破砕帯で湧水は認められない。
測線長は 6m，測点間隔は 0.5m で実施した（図2-2-9，写真2-2-3）。帯磁率とγ線測定結果
を図2-2-10に示す。破砕帯では，顕著な高帯磁率を呈する箇所が認められる。
図２－２－９ 測線位置図 写真２－２－３ 宇美町での断層露頭
図２－２－１０ 宇美町での物性測定結果 図２－２－１１ 蛍光エックス線分析結果 上：帯磁率測定 下：γ線測定 （宇美町）
当地において，蛍光エックス線分析を行なった結果を図 2-2-11に示す。破砕帯において は，γ線源であるウラン（U）・カリウム（K2O）の相違はないが，トリウム（Th）は破砕帯 で含有量が増加している。破砕帯の全鉄量（FeO）は，非破砕部より含有量が増加している。
Day プロットを用いた強磁性粒子サイズ解析の結果（図2-2-12），破砕帯において粒子サイ ズの変化は認められない。
図２－２－１２ Day プロット（宇美町）
図２－２－１３ 唐津市での物性測定結果 図２－２－１４ 蛍光エックス線分析結果 上：帯磁率測定 下：γ線測定 （唐津市）
深江花崗岩が分布する唐津市夕日で帯磁率とγ線測定を実施した。変質鉱物脈の発達し た N-S 方向の変質帯である。測定は岩級区分（田中，1964）では CＭ級の花崗岩と D 級の変 質花崗岩を対象とした。変質花崗岩は原岩の組織を残し，硬質マサ状となっている。変質 帯で湧水は認められない。帯磁率とγ線測定結果を図2-2-13に示す。変質花崗岩では低帯 磁率と高γ線量を呈する。変質帯においても破砕帯と同様に，蛍光エックス線分析を行っ た結果を図 2-2-14 に示す。変質帯において鉄（FeO）とカリウム（K2O）に顕著な相違は認 められない。γ線源であるウラン（U）・トリウム（Th）は変質帯において含有量が減少し ている。
2-3 帯磁率を指標としたγ線減衰実験
岩石の帯磁率の違いによってγ線がどの程度変化するかを把握する目的で，校正線源を 用いたγ線減衰実験を行なった。帯磁率の異なる風化した安山岩（写真2-3-1）のブロック を板状に切断したものを校正線源（200×10-2μSv/h）の上に載せてγ線量を計測した。板 状ブロックの層厚を変えてγ線量を計測した結果を図2-3-1に示す。高帯磁率の安山岩はγ 線吸収量が大きく，同一層厚では低帯磁率の安山岩より低いγ線量が検出された。層厚が 7cm 以上になると，帯磁率の違いによるγ線吸収量の顕著な相違は認められない。
写真２－３－１ 帯磁率の異なる安山岩 図２－３－１ 帯磁率を指標としたγ線減衰実験結果
岩種によるγ線減衰の違いを把握する目的で，コア帯磁率・γ線測定を行った。試料と しては乾燥したボーリングコア径 5cm（柱状コア，軟岩）を用い，長崎県で採取された堆積 岩（砂岩・泥岩）・火山岩（凝灰角礫岩・安山岩）についてγ線減衰実験を行った（写真2-3-2）。 校正線源上に柱状コアを載せて計測したγ線量と，校正線源のγ線量（200×10-2μSv/h）
の差をγ線吸収量とした。各帯磁率でのγ線吸収量を図2-3-2に示した。岩種が異なってい ても，帯磁率が高いほどγ線吸収量が多くなった。
写真２－３－２ コアγ線減衰実験状況 図２－３－２ 帯磁率を指標としたγ線減衰実験結果 上：堆積岩 下：火山岩
ボーリングコアを用いたγ線減衰実験より，帯磁率とγ線吸収量には，式(1)の関係が認 められる。
y＝3 ln(x)＋b (1)
y：γ線吸収量 x：帯磁率 b：岩種によって異なる固有値
式(1)より帯磁率 m1 のときγ線吸収量を R1，帯磁率 m2 のときγ線吸収量を R2 とした場 合，岩種が同じ時は，γ線吸収量の差（R1－R2）は式(2)で表せる。
R1-R2＝3ln m1/m2 (2) γ線測定では，破砕帯の平均γ線強度（Rf）と非破砕部の平均γ線強度（Ro）は各々固
有のγ線強度分布を呈する。同一地質・測定条件においては，破砕帯・非破砕部ごとに計 算した標準偏差（Rs）は同様で式(3)の関係が認められる（吉村，1992）。
|Rf-Ro|=ARs (3) 実測では標準偏差(Rs)は 0.2～0.6×10-2μSv/h が主で，破砕帯と非破砕部の平均γ線強
度の差は Rs の約 4.5 倍(A=4.5±0.4)となる（吉村・小田，1993）。破砕帯と非破砕部の平 均γ線強度の差をγ線吸収量の差と考えると式(4)が導かれ，断層破砕帯の帯磁率比
（m1/m2）は 1.35～2.46 と求まる。
ln m1/m2＝ARs/3=0.3～0.9 (4) これまで破砕帯を検出した箇所の破砕帯と非破砕部の平均帯磁率の比を図 2-3-3 の縦軸
に示した。横軸には非破砕部の地盤の平均帯磁率を示した。実際の断層破砕帯においても，
式(4)で算出した断層破砕帯での帯磁率比（1.35～2.46）であることが認められる（図2-3-3）。
図２－３－３ 断層における帯磁率比
2-4 考察
断層破砕帯において帯磁率とγ線測定を行なった結果，高帯磁率と低γ線量を呈する場 合が多く，帯磁率異常が生じていた。帯磁率は主に磁性鉱物の量によって変化する。鉄・
鉛などの原子番号が大きい物質は，γ線を通しにくい（遮蔽の原理；森内，1996）。この観 点から高帯磁率層がγ線を遮蔽しやすいと考えると，図2-4-1に示すγ線遮蔽モデルが想定 され，断層破砕帯における高帯磁率と低γ線量の検出も理解できる。図 2-4-2 には，高帯 磁率と地表で検出される低γ線強度の対応を示した。
図２－４－１ γ線遮蔽モデル 検出 γ線
遮蔽
γ線源
γ線
図２－４－２ 高帯磁率と地表で検出される低γ線強度の対応
未固結層の測定では，断層において高帯磁率と低γ線量となっている。堆積岩の破砕帯 においては，高帯磁率の土砂帯では低γ線量，亀裂帯では高γ線量を呈する。γ線源であ るウラン（U）・トリウム（Th）・カリウム（K2O）の含有量は，破砕帯において非破砕部との 顕著な相違は認められない。図2-4-2に全鉄量（FeO）と帯磁率の対応を示す。西海市の泥 岩では，全鉄量（FeO）と帯磁率との間に相関は認められない。磁気ヒステリシスの測定で は，破砕帯において強磁性鉱物の細粒化（多磁区から疑似単磁区への移行）が認められる。
山崎断層系での岩石の密度測定では，破砕帯で高密度となることが報告されている（竹内 ほか，2005）。破砕帯で強磁性鉱物の細粒化が進んだ土砂帯では，単位体積当たりの強磁性 鉱物が増すことによって高帯磁率層へと変化し，γ線吸収量が多くなることで低γ線量が 検出される機構が考えられる。また，亀裂帯では密度が小さくなり，高γ線量が検出され る機構が考えられる。
図２－４－２ 全鉄量（FeO）と帯磁率の対応 図２－４－３ 細粒化に伴う帯磁率の変化（砂岩）
泥岩（大村市）は吉村(2011)による
図2-4-3に大阪層群で実施されたボーリングコア（砂岩）を対象にした帯磁率測定結果を 示す（東脇，1996）。より細粒になるほど帯磁率は高くなる傾向が認められる。粒度が 2 分 の 1 となる細粒砂と中粒砂の帯磁率比は 1.6～2.1，極細粒砂と細粒砂の帯磁率比は 1.3～
1.5 である。大阪層群の砂岩の帯磁率比 1.3～2.1 は，断層破砕帯での帯磁率比と同様であ る。この事象により，断層運動に伴う破砕により磁性鉱物の粒径が半分程度になれば有意 のγ線強度差として破砕帯が検出されると考えられる。
花崗岩での破砕帯では，部分的に顕著な高帯磁率と低γ線量を呈する。γ線源であるウ ラン（U）・カリウム（K2O）の含有量は，非破砕部と破砕部の相違はないが，トリウム（Th）
は破砕帯で含有量が増加している。破砕帯の全鉄量（FeO）は非破砕部より含有量が増加し，
非破砕部の約 1.5～2 倍である。磁気ヒステリシスの測定では，破砕帯では強磁性鉱物の細 粒化は認められない。宇美町の花崗岩では，帯磁率を左右する全鉄量（FeO）と帯磁率との 間には正の相関が認められる（図 2-4-2）。大村市に分布する西彼杵層群の泥岩の破砕帯で も顕著な高帯磁率と低γ線量を呈し（吉村，2011），図2-4-2に示すように全鉄量（FeO）と 帯磁率との間には正の相関が認められる。顕著な高帯磁率を呈する破砕帯では，強磁性鉱 物の増加によってγ線が減衰する機構が考えられる。変質鉱物脈が発達する変質帯では高 γ線量を検出したが，γ線源であるウラン（U）・トリウム（Th）の含有量は非破砕部より 少ない。変質花崗岩のカリウム（K2O）の含有量は，非変質の花崗岩と同様である。変質花 崗岩では低帯磁率を呈するが，全鉄量（FeO）の変化は認められない。これは強磁性鉱物で ある磁鉄鉱が風化・変質等の続成作用によって相対的に磁性の弱い赤鉄鉱やゲーサイト等 に変化し帯磁率が小さくなった結果と考えられる。このように，断層破砕帯におけるγ線 量は断層物質の磁性特性によって変化し，非破砕部のγ線強度より高γ線や低γ線が検出 されると考えられる。
2-5 まとめ
断層破砕帯において帯磁率異常が生じている。帯磁率をγ線遮蔽効果の指標としてγ線 減衰実験を行なった結果，帯磁率が高いほどγ線吸収量が多くなる現象が認められた。断 層破砕帯と非破砕部の帯磁率比が 1.4～2.5 である場合，断層破砕帯においてγ線が異常値 として判別される。帯磁率は，磁性鉱物の大きさ，磁性鉱物量の増減，磁性鉱物の風化・
変質によって変化する。断層破砕帯で検出される低γ線は，細粒化による密度の増加等で 強磁性鉱物の増加で帯磁率が高くなった結果と考えられる。断層破砕帯におけるγ線は，
断層物質の磁性特性によって変化し，非破砕部のγ線強度より高γ線や低γ線が検出され る。
第３章 放射能探査手法の検討 3-1 はじめに
放射能探査は主として地盤のγ線強度を測定することにより，地質境界や断層などの地 質情報を検出する手法である（本研究ではγ線を測定しているため，放射能探査を以下γ 線測定と記す）。地質境界の把握は，造岩鉱物に含まれる放射性同位元素の多少によりγ線 強度に差異があることを利用している。断層検出を目的とした場合には，γ線測定は概略 調査の位置付けで適用されることが多い。また，γ線測定だけでは地質調査として確定的 な情報が必ずしも得られず，測定精度面での限界もあるとされている（物理探査学会，2008）。 断層調査手法としてのγ線測定への疑問として，1)放射能強度の極大が地質断層と数ｍ～
数 10m ずれることが多い，2)他の断層ガス（Rn,He,CO2,H2）とのピークが一致しないことが 多い，3)断層上で放射能強度増大がみられず，周囲の平均値より小さくでることなどが挙 げられる（伊藤ほか，1998）。以上は，断層をラドンガスの通路と想定しているところから 出る疑問であり，異常値の判別を困難にしている要因と思われる。これまでのγ線測定結 果をみると，断層をラドンガスの通路とみなし，アスファルト舗装した道路面上で測定し たり，地形と地質を考慮せずグリットを組んで測定を行っており，測定に関して制約がな されていない。地震断層におけるγ線測定結果からγ線異常値は断層で地盤が破断した箇 所に検出され（吉村，1992），同じ地質でも風化状況によってγ線強度は異なる。本章では，
沖積層を切る活断層調査を事例として，測定条件（地形・地質・測点間隔）次第でデータ が異なることによって解釈が困難になっている状況を示し，γ線測定における測定条件規 制を提案する。また，活断層調査で実施されたジオスライサーや自然放射能検層でのデー タを基に，地質を考慮したγ線強度の解析により，断層が判別されることを示した。
3-2 沖積層を切る活断層調査
岸和田市に分布する久米田池断層は，上町断層帯の南部に位置し B 級活断層とされてい る(活断層研究会編，1991)。調査地では反射法地震探査とボーリング調査が実施され，地 形的根拠と反射断面より断層位置が明らかにされている（大阪府，1997）。γ線測定は反射 法地震探査測線近傍と低位段丘域の断層崖付近で実施した（図3-2-1）。
反射法地震探査測線沿いの舗装された歩道での測点間隔は，通常行われている 5m とした。
また，歩道沿いには街路樹が約 8m おきにあり，その地点においても測定を行った。歩道で のγ線測定結果を図3-2-2に示す。歩道での平均値は 12.19×10-2μSv/h，標準偏差は 0.80
×10-2μSv/h でばらつきが大きい。反射法で認められる活断層付近のγ線強度は相対的に高 くもなく，周辺の値と同様で断層と判別できない。街路樹でのγ線測定結果を図3-2-3に示 す。街路樹での平均値は 11.96×10-2μSv/h，標準偏差は 0.62×10-2μSv/h である。活断層 付近でのγ線強度は平均値程度で，歩道での測定と同様に断層と判別できない。
図３－２－１ 測定位置と久米田池断層分布
図３－２－２ 反射法測線沿いの歩道でのγ線測定結果 図３－２－３ 反射法測線沿いの街路樹での γ線測定結果
低位段丘面が鉛直落差約 4m みられる断層崖付近（写真 3-2-1）での測点間隔は 50cm とし，
γ線強度異常値が認められた断層崖近傍では 10cm とした（写真3-2-1）。断層崖でのγ線測 定結果を図3-2-4に示す。下盤の平均値は 10.35×10-2μSv/h，標準偏差は 0.35×10-2μSv/h，
断層崖の平均値は 10.21×10-2μSv/h，標準偏差は 0.27×10-2μSv/h，上盤の平均値は 9.97
×10-2μSv/h，標準偏差は 0.16×10-2μSv/h である。断層崖近傍のγ線強度異常値は周囲よ り低く，上盤側で約 40～50cm 区間で認められる。この異常値出現箇所は地形的根拠により 活断層とされている箇所である（活断層研究会編，1991）。
写真３－２－１ 久米田池断層の断層崖 図３－２－４ 断層崖付近でのγ線測定結果
反射法地震探査測線沿いの歩道と街路樹における測定結果でわかるように，キャップロ ック的な盛土・アスファルト等の人工改変地上の測定では伏在断層の検出は困難である。
低位段丘上の探査では，測点間隔を 50cm で実施することによって，断層崖近傍で活断層が 検出できた。γ線強度はセンサー近傍の地盤状況を反映しているに過ぎないと考えられる ため（吉村・大野，2012），測定条件・周囲の地質状況や地表の改変状態を考慮せずに測定 や解析を行うことはできない。年代が異なる地層を対象に測定を行なった場合には，断層 場幅の累積性のため地層の年代が古いほど断層場幅が広くなる。活断層の平均破砕幅拡張 速度（ｍ/万年）は活動度によって異なり，A 級は 1.0，B 級は 0.3，C 級は 0.1 程度である
（吉村，2006）。沖積層の年代を 2 万年とすると，A 級活断層では 2m，B 級活断層では 0.6m，
C 級活断層では 0.2m の断層場幅が検出される。よって，沖積層上のγ線測定によって活断 層を検出できる測点間隔は 1m 以下とする必要がある。γ線測定で可能なことは地質分布の 把握であるが，地質状況（岩種と風化状況）によってγ線強度が異なるため，測定は地質 を把握したうえで測定が容易な山体尾根部で行なうのが良策である。以上の検討から表
3-2-1に示す測定条件規制を提案する。この測定条件の規制を行ない，そのほかの地質情報
（リニアメント・地質踏査結果等）を考慮することによって，断層破砕帯を検出できる可 能性が高い。
表３－２－１ 放射能探査における測定条件規制
3-3 ジオスライサーと自然γ線検層での断層判別
堅田断層は，琵琶湖西岸断層の南部に位置する長さ 11km の断層で，丘陵高度の不連続，
更新世の湖成・河成堆積物である古琵琶湖層群の急斜，断層露頭の存在から確実度Ⅰ，活 動度 B 級とされている（活断層研究会編，1991）。2006 年に堅田断層のほぼ中央部に位置す る大津市本堅田において大規模なジオスライサー調査が実施された（図3-3-1，写真3-3-1）。 活断層が分布するとされる低崖付近には，薄い泥炭質シルト～粘土層を挟在する軟弱な青 灰色シルト～粘土層が厚く堆積している。低崖付近において，沖積層上で地表γ線測定を 実施した。測点間隔は 30cm とし，γ線強度異常値が認められた低崖近傍では 10cm とした。
γ線測定結果を図3-3-2に示す。沖積層の平均値は 8.08×10-2μSv/h，標準偏差は 0.20×10-2 μSv/h で，低崖近傍のγ線強度異常値は周囲より低く，20cm 区間で認められる。
図３－３－１ 堅田断層調査位置図 図３－３－２ 地表γ線測定結果（堅田断層）
写真３－３－１ 堅田断層でのジオスライサー調査
活断層調査では，断層によって破断した層と断層活動後に堆積した層を区別しなければ ならない。断層が無層理で未固結の粘土層に入り込んだ場合には，肉眼で断層を識別しに くい当層において，断層による破断の有無を識別することが重要となってくる。軟弱な粘 土層が分布する低崖付近で実施された群列ジオスライサー試料では，目視で断層判別が困 難であったためγ線測定を実施した（写真3-3-2，写真3-3-3）。幅 120～150cm・長さ約 3.5m の幅広型ジオスライサーと幅約 40cm・長さ約 6m の矢板型ジオスライサー5 本で測定を行い，
測点間隔は 10cm とした。測定したジオスライサー採取土層の厚さは 10cm～20cm である。
写真３－３－２ 幅広型ジオスライサーにおけるγ線測定状況
写真３－３－３ 矢板型ジオスライサー
図 3-3-3 に幅広型ジオスライサーでの測定値の頻度分布を示した。粘土の平均値は 760.5pSv，標準偏差は 23.2 pSv である。饗庭野断層のトレンチでのγ線測定では，断層が 平均値から標準偏差の 2 倍以上離れた測定値が対応していたため（吉村，2006），2 倍以上 離れた測定値を異常値と判断した。この判断基準により，異常値を断層とした幅広型ジオ スライサーでのγ線測定結果を図3-3-4に示した。幅広型ジオスライサーでの異常値は高い 場合と低い場合が認められる。
図３－３－３ 幅広型ジオスライサーでの頻度分布 図３－３－４ γ線測定結果
（幅広型ジオスライサー）
図 3-3-5 に矢板型ジオスライサーでの測定値の頻度分布を示した。粘土の平均値は
697.1pSv，標準偏差は 16.6 pSv である。異常値は幅広型ジオスライサーと同様に高い場合 と低い場合が認められる。異常値を断層とした矢板型ジオスライサーでのγ線測定結果を 図3-3-6に示した。
図３－３－５ 矢板型ジオスライサーでの頻度分布 図３－３－６γ線測定結果（矢板型ジオスライサー）
幅広型ジオスライサーと矢板型ジオスライサーの平均値から標準偏差の 2 倍以上離れた 測定値（異常値，●）が検出された地点から，断層の鉛直分布を示したのが図3-3-7である。
異常値出現点は直線上に分布し，傾斜角度 20°～40°の逆断層と考えられる。矢板型ジオ スライサー内でのやや高いγ線強度層は，断層を境にして高低差が 50cm 程あり，この高低 差は低崖の高度差 54cm と調和的である。
図３－３－７ γ線強度異常値から推定される断層の鉛直分布（堅田断層）
自然γ線検層は，地層境界の把握に適用される。1995年1月17日に発生したMw6.9の兵庫 県南部地震に伴って，淡路島西岸では地震断層が出現した。今回地表に出現した地震断層 の主部をなす野島地震断層は，既知の活断層である野島断層（水野ほか，1990）に沿って 出現した。 兵庫県南部地震の震源断層である野島断層では，長尺のボーリング調査が行わ れ（図3-3-8），様々な孔内物理検層が実施された。その内の一つに自然γ線検層が実施され，
岩種区分の参考にはされているが，断層破砕帯と破砕変質帯とγ線強度との関係について の報告はなされていない（伊藤ほか，1996；小村ほか，2003）。
今回は，淡路島野島平林において実施されたGSJ孔(地質調査所ボーリング)とNIED孔(防 災科学技術研究所)の自然γ線検層結果から花崗岩類分布域での断層破砕帯を区分した。断 層破砕帯(以下，破砕帯と記す)における地表およびボーリングコアのγ線測定結果（吉村・
間野，2005）から，岩盤と破砕帯は各々固有値を持ち明瞭に区分される。
図３－３－８ 淡路島における野島断層掘削ボーリング位置
一方，破砕帯を工学的に判断するのに用いられる物理検層は，一般に速度検層と比抵抗 検層である。破砕帯の影響と解釈されるのは，P波速度検層では低速度帯であり，比抵抗検 層では低比抵抗帯である。ここでは，破砕帯を判別する検層としてP波速度検層・比抵抗検 層・自然γ線検層の3検層を抜粋し図3-3-9（GSJ孔；伊東ほか，1996）と図3-3-10（NIED孔；
小林ほか，2003）を作成し，各図の右側にγ線強度区分図を付記した。これらの図より，2 孔の破砕帯は以下のように判断できる。
GSJ孔は野島断層の地表露出から東側74.6mの地点で地質調査所が実施し，掘削長は 746.6mである。150m～492mは花崗閃緑岩を主とし，ひん岩が所々貫入している。P波速度・
比抵抗値は顕著な変化は認められず，γ線強度も同様で正常な岩盤である。492m以深では，
深度に伴いP波速度・比抵抗値も徐々に低くなるが変化の境界は明瞭でなく，柱状図には弱 変形変質花崗閃緑岩と記載されている。625m付近の断層ガウジでは，P波速度・比抵抗値は 最低値を示し“断層の中軸帯”と称されている。自然γ線検層では，510m～615m間は相対 的に高いγ線強度を呈する破砕帯である。490m～510m間および615m～745m間は，490m以浅 のγ線強度範囲と510m～615m間の高γ線強度範囲の中間的な範囲を呈する破砕帯である。
“断層の中軸帯”は，高γ線強度破砕帯が中間的γ線強度破砕帯に変化する箇所に相当す る。この孔では破砕帯の上盤境界は確認されているが，下盤境界は確認されていない。
図３－３－９ GSJ孔での各物理検層結果（伊藤ほか，1996より作成）
NIED孔は野島断層の地表露出から東側約302mで防災科学技術研究所が実施し，掘削長は 1839mである。300m～700mはトーナル岩で，P波速度・比抵抗値は顕著な変化を示さず，γ 線強度も同様で正常な岩盤である。700m～1145m間は，深度に伴いP波速度・比抵抗値も徐々 に低くなるが変化の境界は明瞭でなく，1140m付近の破砕帯では最低値を示す。自然γ線検 層では，700m～1145m間は相対的に低いγ線強度を呈する破砕帯で，740m付近は最低値を示 す。1145m～1240m間は，P波速度・比抵抗値は正常な岩盤の値よりもやや低い値を呈する。
自然γ線検層では，1145m～1175m間は相対的に高いγ線強度を呈する破砕帯であるが，
1175m～1240m間は700m以浅の正常なγ線強度と同様である。1240m～1330m間は，P波速度・
比抵抗値も低くなり，1310m付近では破砕帯が記載されている。自然γ線検層では，1240m
～1330m 間は相対的に高いγ線強度を呈する破砕帯である。1330m以深では花崗閃緑岩とト ーナル岩が分布し，P波速度・比抵抗値・γ線強度は700m以浅の値と同様で正常な岩盤であ る。1670m～1710m間は，ひん岩でやや高いγ線強度を呈する。
以上の各孔の地質状況と物理検層の対応から，自然γ線検層は地質区分のみではなく，
断層破砕帯と破砕変質帯判別に利用できると考えられる。断層破砕帯と変質帯におけるγ 線は，断層物質の磁性特性によって変化し，非破砕部や非変質部のγ線強度より高γ線や 低γ線が検出される（吉村，2012a）。GSJ 孔の弱変形変質部では高γ線強度を呈し，NIED 孔のカタクラスチックな岩石からなる破砕帯では低γ線強度を呈する。
図３－３－１０ NIED孔での各物理検層結果（小村ほか，2003より作成）
3-4 まとめ
久米田池断層での反射法実施測線沿いの歩道・街路樹の測定では，活断層分布箇所にお いてγ線の異常値は検出されなかった。地震断層での測定結果（吉村，1992）から，γ線 異常値は断層で地盤が破断した箇所に検出されるため，舗装された歩道や街路樹では異常 値が検出できなかったと解釈される。低位段丘域での断層崖では異常値が検出され，40cm 区間で認められる。また，堅田断層では，低崖近傍で異常値が検出され，20cm区間で認め られる事象により，沖積層上のγ線測定によって活断層を検出できる測点間隔は1m以下と する必要がある。γ線測定で可能なことは地質分布の把握であるが，地質状況（岩種と風 化状況）によりγ線強度が異なるため，地質を把握した上でそのほかの地質情報（リニア メント・地質踏査結果等）を考慮することによって，破砕帯分布の精査が可能である。
活断層調査では，断層によって破断した層と断層活動後に堆積した層を区別しなければ ならない。断層が無層理で未固結の粘土層に入り込んだ場合には，肉眼で断層を識別しに くいので，当層において断層による破断の有無を識別することが重要となってくる。堅田 断層が分布する低崖付近で採取された群列ジオスライサー試料では，目視で断層位置の判 別が困難であったためにγ線測定を実施した。測点間隔を 10cm とした結果，異常値出現点 は直線上に分布し，傾斜角度 20°～40°の逆断層が検出できた。兵庫県南部地震の震源断 層である野島断層では，長尺のボーリング調査が行われ，様々な孔内物理検層が実施され た（伊藤ほか，1996；小村ほか，2003）。淡路島野島平林において実施された GSJ 孔(地質 調査所ボーリング)と NIED 孔(防災科学技術研究所)の自然γ線検層結果から花崗岩類分布 域での破砕帯を区分した（吉村，2012b）。各孔の地質状況と物理検層の対応から，自然γ 線検層は地質区分のみではなく，破砕帯・変質帯の判別に利用できると考えられる。
第４章 断層場幅の規則性 4-1 はじめに
断層の呼称は，形状によって異なり断層線・断裂帯・断層帯・断層系など様々である。
1995 年に淡路島に出現した野島地震断層を見ると，地表では直線状に伸び断層線という呼 称が適切であり，未固結の堆積物の断層破砕部も僅かである。一方，野島断層を対象にし て実施されたボーリング調査の結果では，野島断層の断層破砕帯の幅は約 50m と記載され ている（林ほか，1998）。応用地質の分野では，断層は通常破砕帯を伴っており断層破砕帯 と呼称し，建設事業に関して問題となる場合が多いため，様々な方法（空中写真判読，地 表踏査，ボーリング，物理探査等）を用いて断層破砕帯の規模・方向性・性状を把握する。
筆者は断層を検出する物理探査の手法としてγ線測定（放射能探査)を 1984 年から行なっ てきた。1990 年代の初めに地震断層を対象に測定を行なった結果，活断層延長上に分布す る堆積時代が異なる地層を対象に測定を行った場合には，古い地質体ほど破砕幅が広くな る累積傾向が認められる（吉村，1992）。この破砕幅の累積現象は，ネオテクトニクスの経 験法則の１つである累積性の現われと考えられる。また地震断層を測定した場合，地震に よる破断で生じる断層場幅が 10cm 程度であったため，1991 年以降 10cm オーダーで断層場 の規模を把握してきた（吉村・松木，1994；吉村，1994；吉村ほか，1995；山根ほか，1996；
間野・吉村，1997；間野ほか，1999；間野ほか，2001；吉村ほか，2003）。1992 年～2003 年に 239 断層の断層場を検出し，断層の規模と頻度を検討した結果，断層場幅と断層数に べき乗関係があることを見出した（吉村，2006）。帯磁率測定はすべての断層では実施して いないため，ここではγ線測定で見出した下記の規則性について記述する。
本章では断層破砕帯におけるγ線測定結果を基に，①地震断層における異常値の出現状 況，②断層とγ線強度異常の整合性，③経験的に認められる断層破砕帯におけるγ線強度 分布の規則性，④断層場幅の累積性，⑤断層場幅と断層数のべき乗則を述べる。
4-2 地震断層におけるγ線異常値の出現状況
「国指定天然記念物 丹那断層」の測定結果を例として，地震断層における異常値の出 現状況について述べる。1930年11月26日，伊豆半島北部に北伊豆地震（M＝7.3）が発生 した。この地震に伴って北伊豆断層系の一部が活動し，顕著な地震断層系が発達した。測 定は丹那盆地の南方に位置する「国指定天然記念物 丹那断層」で実施した。この丹那断 層では，最大 2.5m～3,5m の左横ずれが記録されており，石積みの横ずれによってその変 位の状態が現在も残されている。測線は変位面を横断する方向に 2 測線設け，測点間隔は 10cm～50cmである（写真4-2-1，写真4-2-2）。当地での測定機器は TCS-121C 型で，γ線 強度の単位は R/h である。
測定の結果，地表部に変位がない区域（正常場）でのγ線強度は1.9～2.4μR/hの範囲で 分布し，平均値（Ro）は 2.11～2.20μR/h である。γ線強度は，測定対象層毎にばらつき を示すことが一般的であり，そのばらつきの度合いを標準偏差（Rs）で表わすと，Rs＝0.11
～0.12μR/hとなり2測線とも同程度にばらついている。異常値は，変位が生じた区域（断 層場）で検出され，その値は正常場より相対的に低い 1.52～1.56μR/h であり，その幅は 10cm未満である（図4-2-1）。この事実から，γ線強度異常値は地震によって破壊された部 分のみに出現すると考えられる。
図４－２－１ 「国指定天然記念物 丹那断層」におけるγ線測定結果
写真４－２－１ Ｔ－１測線 写真４－２－２ Ｔ－２測線
4-3 断層とγ線強度異常の整合性
滋賀県高島郡今津町から高島町にかけての地域には，南北または北東－南西方向の饗庭 活断層群が発達している(図4-3-1)。1996 年 9 月今津町弘川集落西方において饗庭野断層の
トレンチ調査が行われ，トレンチ壁面には有機質土以下の地層を変位させる明瞭な逆断層 が現れた（小松原ほか，1999）。測定はトレンチ壁面に分布する段丘堆積物・有機質土を対 象に行った。地形・地質等の測定条件が同じとき, γ線強度は地質ごとに固有値をもち,分 散する。
トレンチ壁面では肉眼で断層変位が識別される箇所付近でのγ線強度を異常値の判別基 準とし,測点間隔は 10cm とした。図4-3-2に段丘堆積物を対象にしてγ線測定を実施した結 果を示す。トレンチ壁面の●は，異常値出現地点である。測線はトレンチ南面の最下部(A Line)と，地表下 3.3m(B Line)の 3m～9m 間に設定した(図4-3-2上)。断層変位は，F-1 断層 では A Line の 6.0m 付近および B Line の 7.3m 付近，F-2 断層では A Line の 3.7m 付近およ び B Line の 3.9m 付近に明瞭に認められた。上盤側の砂礫層のγ線強度の平均値は 14.55
×10-2μSv/h，標準偏差は 0.45×10-2μSv/h，下盤側の礫混じり土層のγ線強度の平均値は 14.36×10-2μSv/h，標準偏差は 0.35×10-2μSv/h で，便宜的に標準偏差の 2 倍を境界とし て判別される異常値は断層によって地層が変位した箇所に認められる。γ線強度異常値は F-1・F-2 断層面の下盤側に位置し，A Line の 3.7m～3.8m と 6.0m～6.1m，B Line の 4.1m
～4.2m と 7.3m～7.4m の 4 箇所に検出され，破砕幅は 10cm～20cm である（写真4-3-1，写真 4-3-2）。
図４－３－１ 饗庭野断層のトレンチ箇所（寒川・佃，1987 に加筆）
図４－３－２ 饗庭野断層（変位部）にみられるγ線強度異常値（間野ほか，2001）
上：測線設定位置図（トレンチ南面）
下：γ線測定結果
写真４－３－１ 南側トレンチの断層変位部
写真４－３－２ Ｆ－２断層付近のγ線異常値出現点（赤棒）
活断層のトレンチ調査では，断層によって破断した層と断層活動後に堆積した層を区別 しなければならない。断層が無層理で未固結の泥層や有機質土中に入り込んだ場合には，
肉眼で断層を識別しにくい当層において，断層による破断の有無を識別することが重要と なってくる。有機質土内に分布すると推定される断層面の検出をγ線測定で行なった。各 測点の計測は，センサーをトレンチ壁面に垂直に当てて実施した。測点は 10cm 間隔で，格 子状に設置した。γ線強度の平均値は 13.12×10-2μSv/h ，標準偏差は 0.34×10-2μSv/h で ある。各測点の値を標準偏差（S）で区分し，記号別に示したのが図4-3-3である。平均値 から標準偏差の 2 倍以上離れた測定値を異常値とし，黒丸（●）で示した。
図４－３－３ 有機質土中の格子状測点位置図とγ線強度異常値出現点（吉村・間野，1997 を編集）
この図より有機質土中の断層場幅は 10cm 程度である。 図4-3-4には，測定値のヒストグ ラムを作成し，γ線強度異常値を黒色（■）で示した。図4-3-3において，γ線強度異常値 を検出した箇所は肉眼で確認できる断層（F-1 断層）延長上に分布し，有機質土の上位に堆 積する砂混じりシルトでは異常値が認められないことから，断層によって破断した層は有 機質土までと判断される（写真4-3-3）。有機質土の土試料は約 6,800～3,700 yrs BP の14C 年代を示す。その下位の礫・砂混じり土層の土試料では 8,170±60 yrs BP，上位の砂混じ り土層の炭からは 1,300±60 yrs BP の年代値が得られている（小松原ほか，1999）。この 年代値と堆積構造から，饗庭野断層の最新活動は約 2,400～3,000 年前，それに先行する活 動は約 7,600～9,200 年前である可能性が高いとされている（小松原ほか，1999）。この活 動履歴から，有機質土中の断層場（10cm 程度）は約 2,400～3,000 年前の活動跡と推定され，
有機質土より下位の砂礫層・礫混じり土層中の破砕幅（10cm～20cm）は約 2,400～3,000 年 前とそれに先行する約 7,600～9,200 年前の活動の累積結果と推定される。
図４－３－４ γ線測定値のヒストグラム（□）とγ線強度異常値（■）
写真４－３－３ 有機質土中のＦ－１断層延長のγ線異常値出現点（赤棒）
１ｍ
4-4 断層破砕帯におけるγ線強度分布
4-4-1 断層場のγ線強度が相対的に高い場合
測定の対象は，香川県高松市に分布する領家花崗岩中の小断層である。領家花崗岩は風 化してマサとなり，断層面には断層粘土が認められる。断層の走向は，N10°W と切土面
（N70°E 方向）にほぼ平行な N62°E である。測定はカウンターの検出部に直接切土面 にあて，測点間隔は50cmとした。測定対象層は，領家花崗岩である。図4-4-1に測定箇所 および測定結果，図4-4-2にγ線強度分布図を示す。領家花崗岩のγ線測定結果は，正常場 ではRo＝8.30μR/h，Rs＝0.27μR/h，断層場ではRf＝9.48μR/h，Rs＝0.28μR/hである。
正常場および断層場のγ線強度は，図4-4-2の頻度分布図に示すように各々固有のγ線強度 分布を呈し，ばらつきの度合である標準偏差（Rs）はほぼ同じである。
図４－４－１ 切土面での測定位置および領家花崗岩の破砕帯におけるγ線測定結果
図４－４－２ γ線強度の頻度分布（領家花崗岩） 単位：μR/h
4-4-2 断層場のγ線強度が相対的に低い場合
1974年5月9日に発生した伊豆半島沖地震（M＝6.9）は，活断層である石廊崎断層の活
動による地震といわれる。石廊崎断層は，すでに指摘されていた活断層に沿って生じたが，
入間付近から西方では，明瞭な断層変位は北寄りに外れて三坂富士まで追跡された。この 部分は，入間断層と呼ばれている（垣見ほか，1977）。測定は，断層変位が記載された断層 露頭で実施し，測点間隔は30cmである。分布する地質は軽石凝灰岩，破砕帯では小断層が 多くみられ，開口亀裂も認められる。
測定結果は，γ線強度の頻度分布に示すように，正常場・断層場の測定値は各々固有の γ線強度を呈し，Ro＝5.05μR/h，Rf＝4.02μR/h，両者ともRs＝0.24μR/hである（図4-4-3）。 破砕帯では開口亀裂が存在するにも関わらず，断層場の値は相対的に低い。
図４－４－３ 入間断層におけるγ線測定結果
上：測線位置平面図，測点間隔は 30cm である．
中：γ線測定結果 下：γ線強度の頻度分布
4-4-3 中央構造線の場合
愛媛県新居浜市付近の扇状地と山岳地は，中央構造線によって形成された石鎚断層崖で
