電磁探査法および地形・地質調査による
新潟県十日町市泥火山の深部地下構造
鈴 木 浩 一
＊徳 安 真 吾
＊＊＋田 中 和 広
＊＊Underground Structure of Mud Volcanoes in Tokamachi City, Niigata Prefecture Determined by Electromagnetic Exploration,
and Geographical and Geological Surveys
Koichi SUZUKI＊, Shingo TOKUYASU＊＊＋ and Kazuhiro TANAKA＊＊
Abstract
In Tokamachi City, Niigata Prefecture, where Tertiary sedimentary rocks are distributed, excavation of the Mt. Nabetachiyama tunnel took a long time to complete due to the presence of a swelling mudstone zone. This swelling zone is distributed at a depth of 180 m under the mud volcanoes. Geological and geographical surveys as well as electromagnetic surveys applying the Controlled Source Audio-frequency Magneto-Telluric Method （CSAMT）, were carried out to clarify the geological structure under the mud volcanoes and the relationship between geographi-cal features and the swelling zone. The laser scanner survey revealed that the geologigeographi-cal struc-ture around the topographic depression is intensely disturbed and the geological survey showed that the mud volcanoes and eruption points of groundwater and natural gas are located mainly along the outside edge of the geologically disturbed zone. This suggests that the area was active in the past due to the uplift and eruption of groundwater. The extremely low resistivity zone （ELR） at a depth of 400 m with a diameter of 500 m was detected below the geologically
dis-turbed zone by the CSAMT survey. The ELR is estimated to correspond to a mud chamber filled with saline groundwater and mud, based on laboratory tests measuring the electrical properties of several rock samples obtained from the survey area. The low resistivity zone （LR） was also detected ; it continues from the ELR to the mud volcano at the ground surface, indicating that saline groundwater, mud, and natural gas may be ascending via a concentric path to the mud volcanoes. On the basis of all the results obtained, it is interpreted that the swelling zone in the tunnel corresponds to the path of mobilized mud and saline groundwater in the fractured mud-stone with abnormal pore water pressure.
Key words： mud volcanoes, mud chamber, swelling ground, abnormal pore water pressure, electromagnetic exploration キーワード：泥火山，泥溜まり，膨張性地山，異常間隙水圧，電磁探査 地学雑誌 Journal of Geography 118（3）373⊖389 2009 ＊ 電力中央研究所地球工学研究所地圏科学領域 ＊＊ 山口大学大学院理工学研究科 ＋ 現所属：株式会社日本地下探査
＊ Geosphere Science Sector, Civil Engineering Research Laboratory, Central Research Institute of Electric Power
Industry
＊＊ Graduate School of Science and Engineering, Yamaguchi University ＋ Present address : Nihon Chikatansa Co.
I．は じ め に 泥火山は，地下深部より噴出した泥や岩片によ る円錐状の地形的高まりと定義されており，その 高さは数 m から数 10 m，高いものでは 500 m に達する（千木良・田中, 1997）。国内周辺では 陸域においては樺太，北海道，新潟，台湾などで その活動が報告されており，背斜軸や背斜軸の翼 部に沿って分布する場合が多いとされ，その活動 に起因する陥没地形を伴うことなどが報告されて いる（千木良・田中, 1997；田中・大山, 2001； 宮田ほか, 2003）（図 1a）。 本研究の調査地域である新潟県十日町市松代に は泥火山の活動および痕跡がみられる地点が発見 されている（新谷・田中, 2005）（図 1b，c）。こ れらの地点を含む領域には直径 200 m，深さ 30 m程度のすり鉢状地形が認められ，また，そ の地下約 180 m には北越急行（株）ほくほく線 図 1 調 査 地 域 位 置 図． （a）日 本 周 辺 の 泥 火 山 分 布 図．田 中・大 山（2001）を 一 部 改 変．（b） 調 査 地 域．図 中 四 角 が 調 査 地 域 を 示 す．（c）泥 火 山 と 鍋 立 山 ト ン ネ ル 難 工 事 区 間 と の 位 置 関 係（松 代 町 全 図「25000 分 の 1」よ り 引 用）．
Fig. 1 Location map of the survey site.
（a）Map of the distribution of mud volcanoes around Japan, modified from Tanaka and Oyama（2001）.（b）The location of the survey site. The square shows the survey site.（c）Location of mud volcanoes and the section where excavation work was difficult along the Nabetachiyama tunnel. The Matsudai-cho map “1/25000” was used as the base map.
（旧，北越北線）の鍋立山トンネル建設時に工事 が難航した膨張性地山が分布しており，泥火山の 存在との関係が予想されている（図 1c）。しかし， 泥火山と膨張性地山との直接的な関係はあまり明 らかにされていない。 本研究では，鍋立山トンネルの難工事区間と なった膨張性地山と泥火山との関係を明らかにす ることを目的に，泥火山周辺の地形・地質調査， 岩石試料による電気特性の室内実験，電磁探査法 による深度 1000 m を対象とした地下構造調査を 行った。 II．調査地域の地形・地質概要 新潟県十日町市松代は新第三系～第四系が分布 する新潟堆積盆地の南部に位置する。地質構造は 堆積岩主体の上部中新統⊖下部更新統からなり， 全層厚は 5000 m 以上である（竹内ほか, 2000）。 図 2 に調査地点の地質概要を示す。当地点周辺 には地質学的には「新潟方向」と呼ばれる ENE⊖ WSW方向に軸をもつ褶曲構造が繰り返し発達し ている。地質層序は下位より須川層，田麦川層， 東川層，魚沼層となっており，主としてシルト 岩，泥岩，砂泥互層より構成されている（表 1）。 調査地域には主として須川層が分布し，西部には 図 2 調 査 地 域 の 地 質 概 要．松 代 町 全 図 7「5000 分 の 1」を 使 用．
Fig. 2 Outline of geology at the survey site. The Matsudai-cho map “1/5000” was used as the base map.
表 1 調査地点の地質層序（竹内ほか, 2000）． Table 1 Stratigraphy of the study area
（Takeuchi et al., 2000）. 地質年代 層名 岩種 鮮新世後期～ 更新世前期 魚沼層 砂岩（礫を含む） 鮮新世後期 東川層 砂質シルト岩・シルト岩 互層 鮮新世後期～ 鮮新世前期 田麦川層 塊状シルト 砂泥互層 中新世後期 須川層 泥岩優勢砂泥互層 塊状黒色泥岩
暗灰色～青灰色の塊状泥岩が厚く分布している。 上位の地層が分布する東部ほど粗粒化し，泥岩優 勢の砂泥互層を挟むようになり，一部では砂岩優 勢砂泥互層もみられる。 蒲生地区周辺の層理面は，大局的に NE⊖SW 走向，南東方向傾斜となっている。本地区の北西 部および南東部では 40 ～ 55°傾斜であるが，本 地区の周辺では 10 ～ 40°傾斜と緩くなっている。 室野地区周辺と比較して，蒲生地区の周辺は岩相 変化が著しく複雑な地質構造をしている。直径 200 m，深さ 30 m 程度の特徴的なすり鉢状地形 が認められ，その外縁には走向・傾斜の乱れや岩 相変化が特に顕著な地域があり，新谷・田中 （2005）はこの地域を“地質構造の乱れた地域” として区分した。この外縁の南東端部に小規模な 活動的泥火山（蒲生泥火山）があり，また西端に は泥火山の活動した痕跡と思われる直径 30 m，深 さ 4 m ほどの露頭（松泉寺泥火山）が分布する。 より詳細な地形的特徴を調べるためレーザース キャナー測量を行った。本探査は航空機により レーザーを地上へ向けて照射し，反射してくる レーザーを受信して詳細な地形起伏を把握するこ とができる。1 m2当たり 1 点以上のレーザー照 射がなされ，解析により植生の影響を除去するこ とが可能である。表 2 に主な測定仕様を示す。図 3に測量結果を示す。図中に楕円で示した尾根部 のすり鉢状地形が明瞭に把握できる。このすり鉢 状地形の外縁部を深く切り込む沢（図中矢印で示 す）が南部から東部にかけて 3 箇所確認できる。 蒲生地域より南西約 2 km 地点に位置する室野 地域にも泥火山の活動域がみられ，新谷・田中 （2005）により，泥火山噴出物の分布範囲が明ら かにされている。 III．採取試料の電気特性 電磁探査法で得られる地下の比抵抗構造を解釈 する際には，岩種による比抵抗の相違や地下水の 水質（電気伝導度）に関する情報を把握しておく ことが重要である。そこで，調査地点より地下水 および岩石試料を採取し，地下水の電気伝導度や 岩種による比抵抗の特性を計測した。 1）湧水・泥火山噴出物の電気伝導度 日本周辺の泥火山で噴出する泥水の電気伝導度 （以下 EC）は 1.0 ～ 3.0 S/m，室野泥火山で噴出 した泥水の EC も約 1.5 S/m と高いことが報告さ れている（田中・大山, 2001；新谷・田中, 2005）。 蒲生地区において，地表湧水および蒲生泥火山よ り噴出する泥水を採取し，速やかに EC を計測し た。測定には電気伝導度計（B-173，HORIBA 製）を使用した。図 4 に採取箇所を示す。計測 結果を図 5 a に示す。湧水の EC は約 0.01 S/m， 噴出泥水では約 1.0 S/m を示し，2 桁程度の差が あることがわかる。 2）岩石試料より搾水した間隙水の電気伝導度 蒲生地区の松泉寺露頭より泥火山噴出物を構成 する含礫粘土，基盤岩が割れ目沿いに粘土化した 網目状粘土，互層中の泥岩および砂岩を採取し た。また，近傍の河川（渋海川）沿いの露頭より 泥岩（基盤岩）を採取した。これら 5 種の試料 を直径 45 mm，長さ 30 mm の円柱状供試体に整 形し，遠心分離機（H-2000B，コクサン社製） により間隙水を搾水した。本装置は遠沈管 6 本に それぞれ約 840 g までの試料を入れることがで き，最大 10000 rpm で 99 分間の連続分離が可能 である。試料は内筒に均等に入れ，遠心力により 外筒に間隙水が搾り出される仕組みである。回 転数は 2900，5400，10000 回転 / 分で 30 分間稼 動し，回転数ごとに搾水した。搾水の EC は電気 伝導度計（B-173，HORIBA 製）により計測した。 表 2 レーザースキャナーの測定仕様． Table 2 Specification of the Laser scanner
survey conducted by this study. 撮影日 2005年 11 月 11 日，13 日 対地高度 1981.2 m 海抜高度 2361.2 m 対地速度 110 kt パルスレート 42000 Hz スキャン角 20° スキャン回数 33 Hz ビーム径 0.33 ミリラジアン 平均計測密度 1.7 m
その結果，含礫粘土の EC は 0.01 S/m 程度を 示し，地表湧水とほぼ同じ値となった。一方，砂 岩および泥岩（基盤岩）では 0.3 ～ 0.4 S/m を示 した（図 5b）。なお，岩石の間隙水抽出で用いら れる圧縮抽水法では，圧縮圧力に伴い水質が変化 することが知られており，高圧の抽水条件では微 細な径の孔隙中の動きにくい間隙水が抽水される と考えられている（中田ほか, 2007）。遠心分離 による抽水では高回転数ほど高圧力での圧縮抽水 と類似した効果になる可能性がある。本試料では 回転数が大きいほど EC はわずかに低下傾向と なっており，微細径に存在する間隙水の EC は径 の大きい孔隙内の間隙水より若干小さいと推測さ れる。 3）岩石試料の比抵抗特性 上記岩石試料より直径 60 mm，高さ 30 mm の 円柱状供試体を整形し，KCl 溶液に供試体を浸 して間隙水の塩分濃度を強制的に変化させること により，間隙水の比抵抗と岩石試料の比抵抗の 関係を求めた。各供試体はまず 48 時間以上電気 図 3 レー ザー ス キャ ナー に よ る 地 形 調 査 結 果（蒲 生 地 区）．3 箇 所 の 矢 印 は 深 く 切 り 込 む 沢 を 示 す （カ ラー 図 は 口 絵 2 を 参 照）．
Fig. 3 Topographic features obtained by the Laser scanner survey of the Kamou area. Three arrows indicate steep valleys（See color figures of Pictorial 2）.
乾燥炉内で乾燥させ，デシケーター内で所定濃 度溶液に浸けた試料に対し 48 時間以上真空脱 気を行った。調整した KCl 溶液の濃度は，2000， 10000，20000，32500 ppm の 4 通りおよび蒸留 水をあわせて 5 通りとした。これら 5 通りの溶液 で順次真空脱気と乾燥を繰り返し，岩石試料用の 比抵抗計（Mini-ohm，応用地質社製）を使用し， 鈴木（2002）に基づく手法により計測を行った。 図 5c に間隙水の比抵抗と供試体の比抵抗の関 係を示す。図中の点は室内試験による実測値，実 線は次式（Katsube and Hume, 1983）による各 試料の回帰式を示す。 （1） ここで，tRは岩石試料の比抵抗，tWは間隙水 の比抵抗，tcは表面伝導に起因する比抵抗，F は 地層比抵抗係数である。 （1）式の比抵抗（tR，tc）を導電率（σR，σc： 比抵抗の逆数）で置き換えると，導電率に関する 一次式となる。σRを縦軸，σcを横軸とした一次 近似式の傾きと y 切片から求めた F と tcも合わ せて図 5 に示す。F は 7.6 ～ 9.1 と岩種による差 は小さいが，tcは泥岩類が 9.4 ～ 25 Ωm，砂岩 は 420 Ωm となり，岩種による差が大きい。 図 5c より，地表湧水とほぼ同じ EC（0.01 S/m， 比抵抗では 100 Ωm）の水で飽和した岩石試料の 比抵抗は，砂岩が 400 Ωm 程度，それ以外の泥 岩・粘土試料は 10 ～ 25 Ωm 程度を示し，両者に は比抵抗の差が明瞭に認められる。一方，泥火山 より噴出した泥水とほぼ同じ EC（0.3 ～ 1.0 S/m， 比抵抗で 1.0 ～ 3.0 Ωm）の水で飽和した岩石試料 の比抵抗は 5.0 ～ 40Ωm を示し，岩種による差が 小さくなってくる。さらに，海水の塩分濃度と同 程度（KCl で 32500 ppm，比抵抗で 0.3 Ωm）の 溶液で飽和した岩石の比抵抗は全試料とも 2.0 Ωm 程度となり，岩種による差がほとんどないことが わかる。 IV．電磁探査の測定・解析方法 すり鉢状地形とその下部約 180 m に位置する 鍋立山トンネルの難工事区間との関係を把握する には，探査深度として数 100 m は必要である。 電気探査法はこの程度の対象深度を探査するには 図 4 泥・地 下 水・ガ ス の 噴 出 地 点（松 代 町 全 図 7, 11「5000 分 の 1」を 使 用）．（a）蒲 生 地 区，W1 ～ W5 と MW1は 図 5a の 地 表 湧 水 お よ び 噴 出 泥 水 の 採 取 箇 所 を 示 す．（b）室 野 地 区
Fig. 4 Eruption points of mud, groundwater, and gas. The Matsudai-cho map “1/5000” 7, 11 were used as base maps.（a）Kamou site, W1⊖W5 and MW1 show the collection points of spring water and gushing mud water in Fig. 5a.（b）Murono site.
最適であるが，測線を直線状に敷設する必要があ る。蒲生地区は人家が多い上に地形の起伏が著し く道路も曲がりくねっている。そのため，測点を 厳密に直線状に配置する必要がなく，電気探査 法より探査精度は低いが探査深度は優れている 電磁探査法の一種である CSAMT 法（Controlled Source Audio-frequency Magneto-Telluric Method）を行なうことにした。 1）測定原理 CSAMT 法では，人工的に送信した電磁波によ り地盤に誘導された地電流を計測して地下の比 抵抗構造を求めることができる。自然界に存在 する微弱な電磁場を計測する MT 法（Magneto-Telluric Method）と比較し，安定した信号を計 測できるため，深度約 1 km までの情報を高精度 に効率良く計測できる利点がある。 CSAMT 法では，調査地点から所定距離離れた 地点に敷設した送信アンテナより発生した平面電 磁波が地中に入射することにより地盤中に誘導さ れた電場と磁場を計測し，次式で示す見掛比抵抗 taと位相差 i を算出する。 ta＝ 1/（ωn）（E/H）2 （2a）
i ＝ tan－（E/H） 1 （2b）
図 5 採 取 し た 岩 石 と 湧 水・泥 水 試 料 の 比 抵 抗 お よ び 電 気 伝 導 度 特 性．
（a）地 表 湧 水・噴 出 泥 水 の 電 気 伝 導 度 と pH の 関 係，採 取 地 点 は 図 4a を 参 照，（b）遠 心 分 離 機 に よ り 搾 水 し た 間 隙 水 の 電 気 伝 導 度，（c）間 隙 水 の 比 抵 抗 と 岩 石 試 料 の 比 抵 抗 と の 関 係，表 は 式（1）の 地 層 比 抵 抗 係 数 F お よ び 表 面 伝 導 に 起 因 す る 比 抵 抗 tcを 示 す．
Fig. 5 Resistivity of rock samples and electrical conductivity of erupting mud and spring water.
（a）Relationship between electrical conductivity and pH of erupting mud and groundwater. See Fig. 4a for sampling locations.（b）Electrical conductivity of pore water squeezed from rock samples.（c）Relationship between resistivity of pore water and resistivity of rock samples. The table shows the formation factor F and bulk surface resistivity tc based on equation（1）.
ここで，E は電場（V/m），H は磁場（A/m）， ωは角周波数，n は透磁率である。 探査深度 dd（m） は次式で示される。 （3） ここで，f は周波数（Hz）である。上式は地中 に入射した電磁波の強度が 1/e に減衰する深度 （表皮深度）に相当し，送信した周波数の探査深 度の目安としている（物理探査学会, 1998）。低 い周波数ほど地下深部までの比抵抗の情報を得る ことができる。 2）測定方法 図 6 に測線配置図を示す。2 ヶ所の測定区域 （蒲生地区および室野地区）を中心に測線を配置 し，これより東方に約 4 km 離れた地点の道路沿 いに送信用アンテナとして単芯ビニール線を南北 方向に 2 km 敷設し，その両端部は数 10 本の電 極と結線し大地と導通状態とした。送信した電磁 波は 0.625 から 5120 Hz の間を対数スケールで 等間隔となる計 14 周波数である。送信用アンテ ナに定電圧（今回は 650 V）で電流を流すと，L 負荷（ケーブルのインダクタンス）の影響で高周 波数ほど電流は流れにくくなる。そのため，20 Hz 以下では 10 ～ 12 A の電流を流すことができた が，周波数が高くなると電流値は徐々に低下し， 高周波数（5120 ～ 2560 Hz）では 1 ～ 2 A 程度 まで低下した。 なお，送信アンテナの設置方向（電場の測定方 向）は，大局的な NE⊖SW 走向の構造を調査す る目的であれば，それに直交する NW⊖SE 方向 に設定することが望ましい。しかし，本調査では 泥火山活動域（地質構造の乱れた地域）の下部に 図 6 CSAMT 法 測 線 配 置 図（松 代 町 全 図「25000 分 の 1」使 用）． 白 丸 印 は 測 点 位 置，星 印 は 泥 火 山 の 活 動 地 点 を 示 す． Fig. 6 Location map of survey lines of the CSAMT survey.
The “Matsudai-cho” map “1/25000” was used as the base map. Circles show measurement points and asterisks show the activity points of the mud volcanoes.
は局部的な 3 次元的構造が存在すると想定され る。よって，送信アンテナは現地の設置可能な方 向に敷設することとし，互いに直交する測線間の 比抵抗構造を比較することで三次元的地下構造に ついて議論することにした。 蒲生地区には 4 測線（A，B，D，F 測線）を設 置した（全測点数 45 点）。室野地区は 2 測線（C， E測線）を設置した（全測点数 26 点）。さらに， 両地点の間の領域に 1 測線（G 測線）を設置し た（全測点数 10 点）（図 6）。本探査においては， 茂木ほか（1990）で開発した千葉電子製の送信 装置および複素位相検波方式受信装置 2 セット （磁場センサーはインダクションコイル型）を使 用した。電場は送信アンテナと平行方向に誘導さ れるため，2 本の電極を 20 m 離して南北方向に 設置し，電極間の電位差として計測した。磁場は 電場方向と直交する東西方向に誘導されるため， 磁場センサーはその方向に敷設して計測した。周 波数ごとに 40 ～ 80 波数分の積分時間で 1 回分 の測定データとし，40 個程度のデータを測定し た。ただし，計測時間の制約で最も低い周波数 0.625 Hzでは 10 個程度のデータとなった。計測 時間は 1 測点につき約 90 分間を要した。 3）解析方法
計測データは解析コード（Uchida and Ogawa, 1993）を使用して測線ごとに 2 次元インバージョ ン（逆解析）を行い，深度 1 km までの 2 次元比 抵抗分布を求めた。NS 方向の測線（A，B，C，D， G測線）に対しては TM モードとした 2 次元解 析を行った。EW 方向の測線（E，F 測線）は TEモードとした解析を行った。TM モードは 2 次元構造の走向に対し直交方向の電場を計測する 方法，TE モードは平行方向の電場を計測する方 法である（物理探査学会, 1998）。 V．電磁探査による測定・解析結果 CSAMT 法による計測データの例を図 7 に示 す。図 7a はノイズの少ない測点で計測された周 波数と見掛比抵抗および位相差との関係を示す。 ノイズの少ない測点では，見掛比抵抗・位相差 とも標準偏差 1％前後の良好なデータが測定でき ているが，一部の周波数では 10％以上となって いる。調査時間の制約で低周波数（特に 0.625， 1.25 Hz） は 計 測 時 間 が 充 分 で な か っ た た め， データ品質は良くなかった。また，市街地内の送 電線近傍の測点では，商用周波数ノイズの影響で 見掛比抵抗に対し位相差の品質は全般的に良くな かった。よって，後述の 2 次元インバージョン （逆解析）では，見掛比抵抗と位相差の重み付け は 1：0.2 とし，明らかに不良と思われるデータ （1σで 20％以上）は削除して解析を行った。図 8 に蒲生地区，図 9 に室野地区および室野地区と 蒲生地区との間の区域での解析結果を示す。 2 次元インバーションで使用した測線ごとの観 測データ数，インバージョンで使用したデータ 数，およびインバージョンで求められた比抵抗分 布に対する計算値と観測値との RMS 残差（Root mean square）を表 3 に示す。 VI．地 質 解 釈 EL. 0 ～
－
500 mの比抵抗は全般的に 5 Ωm 以 下で，1 Ωm 程度のきわめて低い比抵抗部もみら れる。よって，図 5c に示したように地下深部の 比抵抗構造は岩相の違いでは説明できず，電気伝 導度の高い間隙水に依存していると考えられる。 また，既往の研究（田中・大山, 2001）でも述べ られているようにように，泥火山では高電気伝導 度の泥水の存在が特徴的であり，本研究地域でも 同様の泥水が認められる。ここでは，間隙水の電 気伝導度の相違により比抵抗構造を解釈すること を試みる。 1）蒲生地区 大局的には深度 800 m 程度（EL.－
500 m）ま で 10 Ωm 以下の比抵抗層が広がっており，それ 以深および地表部近傍の一部に 10 ～ 20 Ωm の 高比抵抗層が分布している。4 測線とも地質構造 の乱れた地域の下部に 1.6 Ωm 以下と極めて低い 比抵抗体（以下 ELR）が存在する（図 8）。 A 測線（図 8a）では，すり鉢状地形を中心と した測点 A5 ～ A11 の幅約 500 m にわたり ELR が 深 度 300 ～ 700 m 区 間（EL. 0 ～－
400 m） に分布する。この ELR の北端部から測点 A5 の図 7 CSAMT 法 に よ る 測 定 デー タ．
（a）見 掛 比 抵 抗 と 位 相 差（蒲 生 地 区 B3，室 野 地 区 C7），（b）見 掛 比 抵 抗 デー タ，測 点 A7，B5，B10，D7 は 地 質 構 造 の 乱 れ た 地 域 内（蒲 生 地 区），C7 は 室 野 地 区 の 泥 火 山 活 動 域 内，A3，B3，D3，C1，D6 は 活 動 域 外 に 位 置 す る．obs. は 観 測 値，cal. は イ ン バー ジョ ン に よ る 計 算 値 を 示 す． 印 は 標 準 偏 差（1σ）を 示 す．
Fig. 7 Observed data from the CSAMT survey.
（a）Relationship between frequency and apparent resistivity/phase（B3, Kamou; C7, Murono）.（b）Apparent resistivity data, A7, B5, B10, and D7 are receiver points within the region of the complex geological structure. C7 is the point near the mud volcano in the Murono region. A3, B3, D3, C1, and D6 are points far from the mud volcano area. “obs.” indicates observed data and “cal.” is the calculated value. The symbols show the standard deviation of 1σ.
方向に，ELR よりは若干高い 1.6 ～ 2.5 Ωm の 低比抵抗体（以下 LR）がのびており，鍋立山ト ンネルはその途中に位置している。また ELR 南 端部より測点 A11 方向にも LR がのびている。 B 測線（図 8b）では，ELR は鍋立山トンネル を中心に測点 B4 ～ B9 の深度 300 ～ 700 m に分 布する。LR は ELR の南端部より泥火山活動地 点（測点 B10）方向にのびている。 D 測線（図 8c）では，ELR は測点 D5 ～ D8 の深度 300 ～ 600 m に分布する。LR は，ELR の北端部より泥火山活動の痕跡地点（松泉寺露 頭，測点 D5）方向にのびる傾向がみられる。 蒲生地区は主として塊状黒色泥岩が分布してい ることと，岩石試料による室内試験結果（図 5c） を考慮すると，未変質な泥岩は渋海川で採取し た新鮮な泥岩試料の特性と類似するものと推測さ れる。よって，比抵抗 5 Ωm 程度の岩盤が含む 地下水の電気伝導度 EC は 1.0 S/m 程度（比抵抗 1.0Ωm 程度）と予測され，一般的な淡水の EC より非常に高いと考えられる。特に，全測線にみ られた低比抵抗体 ELR（1.6 Ωm 以下）は，すり 鉢状地形およびその周囲に分布する地質構造の乱 れた地域（図 6）の下に広がっており，海水と同 程度の塩分濃度の地下水（3.0 S/m 以上）で飽和 されている領域をとらえたと推測される。 蒲生泥火山（B10）および松泉寺泥火山（D7） 方向に向かう 3.0 Ωm 以下の低比抵抗体 LR は， 室内試験結果および噴出泥水の EC（約 1.0 S/m） を考慮すると，泥水が上昇した経路をとらえたも のと推測される。また，測点 A4 方向にのびる低 比抵抗体 LR はその途中経路に鍋立山トンネルの 難工事区間が位置していることより，膨潤性地山 と関連するものと推測される。 2）室野地区 C 測線では（図 9a），全般的に深度 1 km まで 2.0～ 5.0 Ωm の低比抵抗層が広がっているが， 蒲生地域ほど顕著な低比抵抗体 ELR はみられな い。泥火山活動地点（C6 付近）の浅層部に 1.6 ～ 2.0Ωm の最も低い比抵抗部があり，深度 500 m 程度まで 2.0 ～ 2.5 Ωm の低比抵抗体 LR が連続 している。岩石コア試料による室内試験結果（図 5c）より，この LR には電気伝導度が 2 ～ 3 S/m 表 3 インバージョンで使用したデータ数および残差． Table 3 Volume of data for 2D inversion and residual errors. 測線 測点数 観測データ数 計算データ数 残差 （％） ta i A 14 196×2 182 56 25.2 B 14 196×2 191 101 19.8 C 13 182×2 181 122 16.9 D 12 168×2 166 93 17.7 E 14 196×2 184 99 22.1 F 7 96×2 86 41 12.3 G 10 140×2 137 88 5.6 観測データ数は測点数×14（周波数）×2（見掛比抵抗および位相差）， 計算データ数はインバーションで使用したデータ数（ta は見掛比 抵抗，i は位相差），残差は（観測値－計算値）/ 観測値の二乗和平 均の平方根を示す．
The observed data show the number of points×14（frequencies）
×2（apparent resistivity and phase）; the calculation data show the observed data for 2D inversion（ta is apparent resistivity, i is phase）; and residual errors show the root mean square of the difference between observed and calculated values divided by observed ones.
程度となる高い塩分濃度の地下水で飽和されてい ると推測される。 E 測 線 で は（ 図 9b）， 泥 火 山 直 下 の 深 度 約 100 m以深に幅 100 m の 1.0 Ωm 程度の低比抵 抗体 ELR ②が認められる。その東西方向にも低 比抵抗体 ELR ②’および ELR ②”がみられ，これ
図 8 CSAMT 法 2 次 元 解 析 に よ る 比 抵 抗 断 面（蒲 生 地 区）．EL. は 標 高，ELR は 極 低 比 抵 抗 体（1.0 ～ 1.6 Ωm）， LRは 低 比 抵 抗 体（1.6 ～ 2.5 Ωm）を 示 す．ト ン ネ ル の サ イ ズ は 拡 大 し て 表 示．
Fig. 8 Resistivity profile analyzed by 2D inversion of the CSAMT survey in the Kamou area. “EL,” “ELR,” and “LR” show altitude, extremely low resistivity zone（1.0⊖1.6 Ωm）, and low resistivity zone（1.6⊖2.5 Ωm）
らの ELR から地表面に向かい LR がのびている。 低比抵抗体 LR は蒲生地区でみられた低比抵抗 体 ELR よりはやや塩分濃度の低い地下水で飽和 されていると推測される。また，背斜の翼部に泥 火山および泥水・ガスの噴出地点が直線状に分布 しており（図 4b），背斜軸に平行して低比抵抗体 が存在することが推測される。 蒲生地区と室野地区の間にある G 測線（図 9c） では，1.6 Ωm 以下の低比抵抗体は測線北端部以 外には認められない。また，泥火山活動の痕跡は 地表踏査では観察されなかった。 3）解釈上の留意点 蒲生地区の NS 方向測線（A，B，C 測線）と EW方向測線（F 測線）の交点（A9，B8），およ び室野地区での E 測線と F 測線の交点（C7）で は比抵抗構造が異なっている。これは，泥火山 の上昇に伴う 3 次元的な地下構造によるためと考 えられる。Wannamaker et al.（1984）は，局所 的な 3 次元構造体の真上では TM モードの計測 データを用いた 2 次元インバージョンは，本来 の 3 次元的構造を正しくモデル化できると述べ ている。よって，TM モードの計測データを用い た 2 次元インバージョン結果（NS 方向測線）は， 3次元的な地下構造による歪みが少ないと考えら れる。一方，TE モードの計測データによる解析 （EW 方向測線）では若干歪んだ結果になり，解 析結果の信頼性は低下すると思われる。しかし， TMモードおよび TE モードともに，泥火山の下 に周辺より低比抵抗の領域が存在する結果が得ら れている。よって，この低比抵抗体が泥火山形成 に深く関与していると解釈するのは妥当と考えら れる。 VII．考 察 1）蒲生地区 松泉寺露頭で観察された小断層の分布を図 10 に示す。一定方向に配列した小断層が発達してい ることがわかる。泥火山の地下構造の事例として は，陥没に伴う同心断層（concentric fault）が 発達するカルデラ型（Davies and Stewart, 2005） （図 11）と高透水層に水平に貫入して泥溜まりを 形成するクリスマスツリー型（Deville et al., 2003） などが提案されている。当地区には陥没地形が観 察され，松泉寺露頭はこの陥没構造の西端に位置 するが，この露頭で観察される西落ち傾斜の小断 層は図 11 で示した同心断層に類似したものと考 えられ，地表付近ではカルデラ型に含まれる特徴 を有すると推測される。 鍋立山トンネル沿いに掘削されたボーリング孔 より得られた岩相分布（鍋立山トンネル特別小委 員会, 1990）と，A，B，D 測線での 2 次元解析 断面と鍋立山トンネルとの交点（測点 A6，B6， D6）における比抵抗の深度分布を対比した結果 を図 12 に示す。地質構造が乱れた地域に位置す るボーリング No.3 ～ 9 には破砕された泥岩が多 く，難工事区間が広く分布している。CSAMT 法 によると，地表部での比抵抗は 10 ～ 15 Ωm を示 すが，深度方向に急激に低下し，トンネルレベル の比抵抗は 2 ～ 4 Ωm を示す（図 12b）。よって， 地表部近傍の泥岩は淡水で飽和され高比抵抗と なっているが，トンネルレベルの破砕泥岩は海水 より若干低い濃度の塩水（図 5c）で飽和されて いると推定される。 地表踏査による地質構造の乱れた地域とガス・ 地下水・泥水の湧出地点（徳安ほか, 2004），詳 細地形調査によるすり鉢状地形，CSAMT 法より 得られた 2.5 Ωm 以下の低比抵抗域（EL. 150 m および EL.
－
150 m）の位置関係を示す平面分 布を図 13 に示す。EL.－
150 mにみられる直径 500 m程度の低比抵抗体（図 8 の ELR に対応） は，地質構造が乱れた区域のほぼ下部に位置して いる。また，すり鉢状地形，地質構造の乱れた地 域の外縁部に分布する湧水点やガス噴出・泥火山 地点の多くは，EL. 150 m での低比抵抗体（図 8 の LR に対応）に集中している。 以上を総合的に解釈した蒲生地区泥火山の地下 構造模式図を図 14 に示す。地下深部から異常間 隙水圧により割れ目を通り上昇してきた塩水やガ スにより，泥溜まり（mud chamber）が形成さ れる。この泥溜まりは脱ガスにより高いガス圧を 有することとなり，上方へ向かい破砕が進行した 可能性がある。その後の泥火山活動により陥没構図 9 CSAMT 法 2 次 元 解 析 に よ る 比 抵 抗 断 面．C 測 線， E 測 線 は 室 野 地 区，G 測 線 は 蒲 生 地 区 と 室 野 地 区 と の 間 の 領 域．
Fig. 9 Resistivity profiles analyzed by 2D inversion of the CSAMT survey in the Murono area（C-line and E-line）and the area between the Kamou and Murono areas（G-line）.
図 10 松 泉 寺 泥 火 山 露 頭 で 観 察 さ れ た 小 断 層 分 布． （a）露 頭 写 真，（b）岩 相 分 布，点 線 は 小 断 層 を 示 す．
Fig. 10 Distribution of faults observed on the slope of Shousenji mud volcano. （a）Photograph of slope（b）Geological sketch. The dotted lines show faults.
造が形成され，地表にはすり鉢状地形および地質 構造の乱れた地域が発生したと推測される。地下 400 m以深（EL.
－
100 m）の直径約 500 m の 低比抵抗体 ELR は，高塩分濃度の泥や塩水（EC で約 3 S/m 以上）で飽和した泥溜まりの分布域 に相当すると考えられる。また，低比抵抗体 ELRより地表の泥火山活動地点および湧水・ガ ス噴出地点にのびる低比抵抗体 LR は，陥没構造 の外縁部に発達する陥没壁をとらえたと推測さ れ，陥没壁に沿って泥や塩水（EC で 2 ～ 3 S/m） が上昇した可能性がある。 鍋立山トンネルでの難工事区間となった膨張性 地山は，異常間隙水圧を伴う脆弱な泥岩中の塩分 濃度の大きい地下水や泥の上昇通路付近を掘削し た可能性がある。 図 11 泥 火 山（ カ ル デ ラ 型 ） の 地 下 構 造 の 例 （Davies and Stewart, 2005 に 加 筆）．南 カ ス ピ 海 盆 で の 反 射 法 探 査 結 果 を 基 に 作 成 さ れ た 地 下 構 造 モ デ ル，陥 没 に 伴 う 同 心 断 層（concentric fault）が 発 達 す る． Fig. 11 An example of the underground structure（caldera type）beneath the mud volcano （modified after Davies and Stewart, 2005）.
The model is based on the results of a seismic reflection survey of the South Caspian Sea basin. Concentric faults caused by sinking develop.
図 12 地 質 断 面 と 比 抵 抗 深 度 分 布 の 比 較．
（a）鍋 立 山 ト ン ネ ル 沿 い の 地 質 断 面 図（鍋 立 山 ト ン ネ ル 特 別 小 委 員 会，1990 に 加 筆），▼ 1 ～ 9 は ボー リ ン グ 掘 削 位 置 を 示 す．（b）CSAMT 法 2D イ ン バー ジョ ン よ り 得 ら れ た 比 抵 抗 深 度 分 布．
Fig. 12 Comparison between geological section and resistivity profiles.
（a）Geological section along the Mt. Nabetachiyama tunnel（Special Subcommittee for the Mt. Nabetachiyama tunnel, 1990）, ▼ 1⊖9 show the boring sites.（b）Resistivity profiles obtained by the 2D inversion of the CSAMT survey data.
2）室野地区 塊状泥岩が広く分布し，泥火山，泥水，ガスの 噴出地点は背斜軸の翼部に沿って分布している （図 4b）。よって，1.6 Ωm 以下の低比抵抗体（図 9b中 ELR ②’および②”）は，断層などの割れ 目に沿ってダイアピル状に上昇してきた泥の上昇 経路をとらえたもので，地表付近では塊状泥岩で シールされ，背斜軸の翼部の割れ目を通り地表に 噴出していると推測される。 VIII．ま と め 新潟県十日町市松代に分布する泥火山の地下構 造と地形・地質的な特徴との関係を明らかにする ことを目的に，露頭調査・レーザースキャナー測 量・電磁探査を行った。その結果以下の知見を得 た。 ・蒲生地区には大局的な NE⊖SW 走向の構造 とは整合しない地質構造の乱れた地域があり，そ の境界部には泥火山および湧水・ガスの噴出地点 が集中している。また，レーザースキャナーによ る地形測量よりこの地域には明瞭なすり鉢状地形 が存在し，泥火山活動に起因する陥没構造を示唆 する。 ・地質構造の乱れた区域の地下 400 m 以深に は直径約 500 m の低比抵抗体が分布する。露頭 より採取した岩石試料の電気特性を計測した結 果，この低比抵抗体は海水と同程度の塩分濃度の 大きい地下水もしくは泥で充填された泥溜まりを とらえたものと推定される。 ・上記低比抵抗体より地表面の泥火山および湧 水・ガス噴出地点にのびる方向に低比抵抗体（幅 数 10 m 程度）が存在する。この低比抵抗体は陥 没壁に発達した割れ目の集中域に対応し，泥溜ま りに充填した泥や地下水の上昇通路をとらえたも のと推測される。 ・鍋立山トンネルでの膨張性区間は，異常間隙 水圧を伴う脆弱な泥岩中の泥や塩分濃度の大きい 地下水の上昇通路付近を掘削した可能性がある。 ・室野地区では，断層などの割れ目に沿って上 昇した泥や塩水は，背斜軸の翼部に発達した割れ 目沿いに噴出していると推測される。 図 13 CSAMT 法 に よ る 低 比 抵 抗 分 布 と 地 形・ 地 質 調 査 結 果 と の 対 比（蒲 生 地 区）． Fig. 13 Comparison between the horizontal extent
of the low resistivity zones obtained by the CSAMT survey and the results of the topographic and geological investigations （Kamou area）.
図 14 各 調 査 結 果 を 総 合 的 に 解 釈 し た 蒲 生 地 区 泥 火 山 の 地 下 構 造 の 模 式 図．
Fig. 14 Schematic illustration of the Kamou mud volcano interpreted on the basis of all the results obtained.
謝 辞 本研究を進めるにあたり，現地調査において（株） 日本地下探査の安藤 大氏，（有）ネオサイエンスの 城森 明氏，山口大学大学院理工学研究科地球科学 分野の方々には多大なるご協力をいただきました。ま た，（株）電力計算センターの高橋健吾氏には計測デー タの 2 次元解析で協力をいただきました。ここに厚く感 謝の意を表します。また，本研究の一部には文部科学省 科学研究費助成金（田中和広：課題番号 17201039）を 用いた。 文 献 物理探査学会（1998）：物理探査ハンドブック，手法編． 301⊖326． 千木良雅弘・田中和広（1997）：北海道南部の泥火山の 構 造 的 特 長 と 活 動 履 歴． 地 質 学 雑 誌，103，781⊖ 791．
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