浅い地殻領域の破壊により、イオンを含んだ水が浸透して広がるなど、高い電気抵抗を示す領域が破壊される効果が大きいだろう

http://obem.jpn.org/obem/obem060.html
地殻の電気伝導度構造

地震発生帯の比抵抗構造の例1
地震発生帯

※ここでは海底観測だけでなく、陸上での観測結果も紹介する。

　地震とは、果たしてどんな場所で起きやすいのだろうか？　その謎を解き明かすため、地震発生帯を横切る地下比抵抗構造が近年数多く報告されるようになってきた。そこで共通する特徴は「大きな地震の震源は、相対的に高比抵抗層に位置している」ということである。例えば上図は北海道留萌地方の例である（Ichihara et al, 2008）1。星マークは、2004年に留萌南部で起きたM6.1の地震の震源であるが、ここは地下浅部よりも高比抵抗（数10Ωm程度）の層中で起きている。しかも震源のあたりでこの高比抵抗層は盛り上がっているように見える（黄色よりも寒色系の分布を見てほしい）。この盛り上がりは地表の地層傾斜とも整合的である（図）。この測線と並行する2測線ではそのような　特徴は見えない。
　この高比抵抗の盛り上がりはどうやら基盤層の盛り上がりを意味するようである。ボーリングデータと対比すると、高比抵抗層は基盤層に相当する。基盤層が部分的に浅部へ盛り上がっている部分が地震活動に影響を与えているようだ。確かにそのような「突起」があればそこに応力は集中しうるであろう。
　Ichihara et al（2008）の下図の結果は、2次元構造解析によるものである。彼らはこれ以外の測線でもデータを取得しているので、今後の3次元的な地下構造解析が期待される。
地熱地帯

　近年は電磁探査（MT法）による3次元的な地下比抵抗構造のイメージ化が普通になされるようになってきている。ここでは、その先駆例である、鹿児島県大霧地熱地域での例を紹介しよう。
　自然エネルギーの一つとして注目されている地熱を用いた地熱発電にとって、地下水（熱水）の分布規模を知ることは重要である。現在、商業規模での地熱発電では、地下深部が高温であるだけでなく、熱水が発する水蒸気を掘削井から取り出し、発電機のタービンを回すことが重要だからである（※）。熱水を多く含む地層は、そうでない地層に比べて電気の通りやすさが異なっていると思われるため、MT法のような電磁探査を行い地下をイメージ化することで、熱水貯留層の規模を知ることができる。

鹿児島県大霧地熱地域における電磁探査（MT法）測点（白丸）3

　上図は鹿児島県大霧地熱地域で行われた電磁探査の観測点配置（白丸）である。これらで得られた見掛比抵抗や位相差を入力データとして、3次元インバージョンを行った結果、下図のような地下構造を得ることができた。既存の掘削データと比較すると、どの比抵抗がどのような地層に相当するかを解釈することができる。ここでは深さ1kmより深部の青色（高比抵抗）の部分が熱水貯留層（大霧貯留層、白水越貯留層）に相当している（詳細は下記の参考文献2および関連URL3を参照のこと）。

大霧地熱地域の３次元比抵抗モデル（南から俯瞰）3。貯留層が存在する領域 では、変質粘土に富むキャップ層が低比抵抗層として捉えられ、その下の貯留層 は高比抵抗異常を示す。

　さらに私なりに解釈をしてみよう。熱水貯留層が高比抵抗を示すのは一見不思議である。熱水自体は冷水よりも比抵抗は低く、また熱水を含む地層自体も周辺よりも間隙率が高いと思われるため、熱水貯留層＝低比抵抗層となりそうである。しかし貯留層の上には熱水変質したと思われる粘土層が広く分布しており、これが不透水層として熱水貯留層上部に広がっているようである（なので貯留層が形成されている）。従って「相対的」には、熱水貯留層は「高比抵抗」に見えるのであろう。このような事例は、他の熱水貯留層や、一般的な帯水層でも見られる傾向と言えそうである。このような3次元的な比抵抗構造解析の事例は（本例よりも小スケール、大スケール共に）今後、ますます増えると思われる。

※近年はカリーナサイクルのように、蒸気を発生できない中程度の地熱環境でも発電ができるようになっているが、この場合でも地下から上昇する温水の存在は必要である。

沈み込み帯の3次元地下構造

※一部にマントルも含む

　1980年初頭に現れた地震波トモグラフィは、始めは地域的な3次元地震波速度構造の解析に用いられ、1990年頃には全地球スケールでの地震波トモグラフィにまで発展した。その結果、マントル対流に関する知見が得られ、プリュームテクトニクスと呼ばれる地球全体の進化モデルの提案にまで至った。
　そしてついにこの日が来た。MT法を用いた比抵抗構造調査により、米国カスケーディア地方の下に沈み込む海洋プレート（スラブ）が3次元的にイメージされたのである。

大規模電磁気観測網（USArray）により捉えられた地下3次元構造4

　さらに沈み込むプレートの上の下部地殻やマントルにも複雑な比抵抗不均質が認められる。近年のMT法3次元インバージョンの進歩に加えて、USArrayと呼ばれるアメリカ大陸西側に高密度（〜75km）で展開されている地震・電磁気観測網の展開により、このような3次元的な地下比抵抗構造のイメージ化が可能となってきた。
　今後は、対象地域のより詳細な地殻・マントル構造調査が進むであろう。また同時に全地球スケールでの電磁気トモグラフィーも盛んになると思われる。地震波トモグラフィーの世界から考えれば、それはあと10年後。そう遠い将来の話でもない。

参考資料

Ichihara, H., R. Honda, T. Mogi, H. Hase, H. Kamiyama, Y. Yamaya and Yasuo Ogawa, Resistivity structure around the focal area of the 2004 Rumoi-Nanbu earthquake (M 6.1), northern Hokkaido, Japan, Earth Planets Space, 60, 883-888, 2008Uchida, T., and Y. Sasaki, Stable 3-D inversion of MT data and its application to geothermal exploration,Exploration Geophysics, 37, 223-230, 2006http://unit.aist.go.jp/georesenv/result/ten-news/ten-news07/uchida.html
Patro, P. K., and G. D. Egbert, Regional conductivity structure of Cascadia: Preliminary results from 3D inversion of USArray transportable array magnetotelluric data. Geophysical Research Letters, 35, L20311, doi:10.1029/2008GL035326, 2008　

　
http://obem.jpn.org/obem/obem011.html
流体と電気伝導度

乾燥岩石を用いた室内実験による電気伝導度プロファイル（Labo Data）と、
野外での電磁気観測の結果得られた電気伝導度構造（Field Data）の比較1。
地殻の岩石の電気伝導度

　野外観測から求められた地殻浅部の電気伝導度は、室内実験よりも高い値を示すことが知られている。例えば、深さ20-30kmよりも浅い部分では乾燥岩石を用いた室内実験の結果よりも高い値をしめすが、それより深いところでは概ね一致する（上図1）。このことから、地殻（特に上部）では、岩石中に間隙水が多く含まれており互いに連結しあっているために、間隙水中のイオン伝導が岩石全体の電気伝導度を上昇させるのであろうと考えられている。また地下30kmより深いところでは、高い圧力によって岩石中の隙間（間隙）が閉じていて、その中に含まれる水＝間隙水の量が少なく、さらに互いに孤立した状態であるため、岩石中の固体部分での電子伝導が電気伝導メカニズムとして卓越すると考えられる。なお上図は楯状地での例である。古い大陸地殻である楯状地での電気伝導度の観測値は島弧と比較すると2〜3桁ほど低いようである。
イオン電導と電子伝導

　このように高電気伝導度の要因となりうる、地殻内の自由水やマグマ（メルト）を総称して「地殻内流体」と呼んでいる。物質中の電流の流れやすさは主に、固体の中の電子の流れ（電子伝導：Electronic conduction）と、流体の中のイオンの流れ（イオン伝導：Ionic　conduction）に支配されている。岩石は通常、固体と流体の混合物なので、岩石の電気伝導度も主にこの２つの伝導メカニズムにより決定される。

　下図はその典型的な例である2。岩石に熱を与えていき、部分溶融（メルト：Melt）ができるまで高温状態にした場合の電気伝導度の変化を示している。この実験では、1030度以下ではメルトは発生していない。この場合は温度上昇に伴って電気伝導度は徐々に増加する。1030度以上でメルトが出来始めると、電気伝導度はこれまでの上昇傾向と比較して急激に増加する（点線がメルトがない場合の電気伝導度変化）。1070度以上（約8%以上のメルト率）ではメルト間の連結度も増加し、これに伴って電気伝導度は急増し、メルトのない場合より1〜2桁ほど高い値を示す。

岩石が部分溶融を生じる際の電気伝導度の変化（Partzsch et al., 2000に追記）

　同様の結果は、氷を用いたアナログ実験でも認められる。Watanabe and Kurita（1993）3によれば、塩化カリウム水溶液の氷を暖めた場合、氷の温度がソリダスを越えると、氷の電気伝導度は約2桁大きくなると報告されている。

　このように岩石がメルトを含まない場合は電子伝導が支配的であり、岩石の電気伝導度は温度に伴って緩やかに変化する。一方、メルトを含む場合はイオン伝導が支配的であり、メルトの量や結合度によって電気伝導度は大きく変化する。
アーチーの式

岩石の電気伝導度における流体（部分溶融・間隙水など）の影響を定量的にモデル化する試みは古くからなされている。有名な経験式としては、砂岩などの堆積岩に対して適用されるアーチーの式（Archie's Law; Archie, 19424）があげられる。

σeff ：岩石全体の電気伝導度
　σfluid：流体の電気伝導度
φ：間隙率
　　（※水飽和率100%の場合）

ここで、mは間隙の結合度に関連したパラメータ（膠結係数）で、m=1は間隙が完全に連結している状態を表しており、mの値が大きいほど連結度は低くなる （Cについては後述）。砂岩ではC=0.5〜2.5、m=1.3〜2.5の値をとることが知られている5。これを図化すると下のようである。

アーチーの式から得られる間隙率(Porosity)と岩石の電気伝導度（Conductivity）
の関係。流体の電気伝導度が1S/mの場合。膠結係数を変化させている。

　アーチーの式は、堆積岩以外の岩石でも成立することが知られている。たとえばアーチーの式は結晶質岩にも適用可能であり、花崗岩の場合はC=1, m=2という値が報告されている6。また岩石が部分溶融（マグマ）を含む場合でも成り立っており、C=0.73±0.02、m=0.98±0.01という値が報告されている7。

様々な岩石の間隙率と電気伝導度の測定結果（大気圧、室温下）。
林ほか(2003)8による結果に加筆。

　別の実験例として、上の図には、花崗岩（Granite）、砂岩（Sandstone）、凝灰岩（Tuff）など様々な種類の岩石を32500ppmのKCl溶液で飽和させた場合の岩石の電気伝導度と間隙率の関係を示している8。岩石の種類が異なるためばらつきはあるが、両対数グラフにおいて概ね直線的な関係になっており、アーチーの式に従っていることが分かる。このことから、様々な種類の岩石について、岩石の電気伝導度はアーチーの式と整合的であるといえる。

参考資料

Lastovickova, M., A review of laboratory measurements of the electrical conductivity of rocks and minerals, Phys. Earth. Planet. Inter., 66, 1-11, 1991Partzsch, G.M., F.R. Schilling and J. Arndt, The influence of partial melting on the electrical behavior of crustal rocks: laboratory examinations, model calculations and geological interpretations, Tectonophys., 317, 189-203, 2000Watanabe, T. and K. Kurita, The relationship between electrical conductivity and melt fraction in a partially molten system: Arche’s law behavior, Phys. Earth Planet. Inter., 78, 9-17, 1993Archie, G. E., The electrical resistivity log as an aid in determining some reservoir characteristics, Trans. Am. Inst. Min. Metall. Pet. Eng., 146, 54-62, 1942物理探査学会, 図解物理探査, 231 pp., 1989Brace, W. F., A. S. Orange and T. R. Madden, The effect of pressure on electrical resistivity of water saturated crystalline rocks, J. Geophys. Res., 70, 5669-5678, 1965Roberts, J. J. and J. A. Tyburczy, Partial-melt electrical conductivity: Influence of melt composition, J. Geophys Res., 104, 7055-7065, 1999林　為人・廣野哲朗・高橋　学・伊藤久男・杉田信隆，掘削コア試料を用いた岩石の比抵抗と地震波速度の測定について, 物理探査, 56, 469-481, 2003　

http://cais.gsi.go.jp/KAIHOU/report/kaihou81/12_03.pdf
㪄㩷㪌㪐㪌㩷㪄
１２−３ 地下電気伝導度構造研究
Surveys of Subsurface Electrical Conductivity Structure
上嶋誠（東京大学地震研究所）
Makoto Uyeshima (Earthquake Research Institute, the University of Tokyo)
電気伝導度（あるいはその逆数である比抵抗）は物質の電気の流れやすさ（にくさ）を表し，地殻程
度の低温であれば水やメルトなどの間隙流体の存在やそのつながり方に敏感な物理量である．近年，観
測機器の発達や，データ解析・インヴァージョン手法の洗練化をうけ，その探査手法の一つである
magnetotelluric (MT)法によって精度よく地殻の電気伝導度分布が求められるようになった．MT法におい
ては，地表で電場２成分，磁場３成分の観測を行い，水平電場−水平磁場間の周波数応答関数（インピ
ーダンス），鉛直磁場−水平磁場間の周波数応答関数（磁場変換関数）から地下の構造を推定する．磁気
圏や電離層にある外部起源電磁場変動ソースを用い，それによって地中に誘導される電流を表す磁場と
電場の比をとることで，電気伝導度を求める．電磁場は，低周波ほど地中深くに浸透するため，上記応
答関数の周波数依存性をインヴァージョンにかけることによって，地下の電気伝導度が推定できる．地
震発生帯やその下部にあたる，地殻から上部マントルにいたる構造を求めるためには，数100Hzから数
万 s 程度までの広帯域にわたって応答関数を決定する必要がある．１次元（層構造）問題においては解
析解が存在し，２次元問題においては２つのモードに対するスカラーヘルムホルツ方程式を数値的に求
める手法が確立されているので，現状では，観測データをもとに２次元走行方向を推定し，２次元構造
を求めるのが主流となっている．
以上の探査手法の確立，洗練化をうけ，この 10 年間において，活断層周辺域や被害地震震源域周辺，
新潟−神戸歪集中帯周辺域などで精力的に地下電気伝導度構造探査が行われた．その代表的な例として，
第１図に，（1896年陸羽地震及び1914年仙北地震域を含む）東北背弧活動帯における電気伝導度構造1)
と同断面での地震波速度構造 2)との比較を示す．特徴的な構造として，１）地殻中部に高電気伝導度域
が認められ，その上部の低電気伝導度域との境界付近に微小地震が分布している，２）千屋断層系の東
側深部延長の下部地殻に高電気伝導度域が認められ，そこに地震波反射面や散乱体が分布している，３）
高電気伝導度域と低速度域分布パターンに相関関係が認められる，ことがあげられる．1962年宮城北部
地震震源域 3)
，2004 年中越地震震源域 4)
，2007 年能登半島地震震源域 5)などにおいても同じような性質
を持った構造が推定されている．また，新潟−神戸歪集中帯（Yoshimura et al., 準備中）や糸魚川静岡構
造線周辺域6)でも同様の性質が認められるほか，GEONET から決められた，歪レート集中域と中下部地
殻に高電気伝導度帯が認められる地域との間に明瞭な対応関係があることが指摘されている．また，紀
伊半島非火山性低周波微動域には，それに対応するように高電気伝導度域が存在する 7)．そのほか，富
士火山深部には低周波微動分布域の直下に高電気伝導度域が見出され，フィリピン海プレートに裂け目
が存在する可能性や，それから富士火山の成因が考察された8)
．
このように，地下電気伝導度構造が地殻活動の空間パターンと有意に相関があり，また，地震波速度
構造との間にも有意な相関関係が認められるようになった．しかし一方で，近接して平行する２測線で
異なる描像が得られたり，２次元性に強いとされるモードを使って得られた直交する２側線での交差す
る点において食い違いが見られたりするなど，２次元性の仮定の妥当性が問題視される場合があった．
このため，今後の課題として，３次元解析手法をさらに発展させることが第一に挙げられる．近年の研
究により３次元解析も現実的なものになりつつあるが，その一例として2004年中越地震震源域で実施し
た広帯域MT法の３次元解析の結果例を第２図に示す（Uyeshima et al., 準備中）．図ではP波速度構造9)BC cNa@90KáM×Ò#\`b1)“
2\`b2)£# P £J S
 Matsubara et al., 20042)‰LÔˆ**×Ò#\ Á2\R¯ ´‚!<‚#(€M*
B€C 2004È

Ô 0KáM×Ò#\`bUyeshima et al., Ó
P2
\`b2)£ **×Ò#\ Á2\R¯ ´‚!<‚#(€M*
㪄㩷㪌㪐㪍㩷㪄
をあわせて示していて，ここでも，基盤の屈曲点に応力が集中して本震が発生したとする地震波速度構
造との間に良い相関が認められる．このため，第二の課題として，地震波速度，電気伝導度構造などを
総合して，温度，圧力，岩石水，間隙水などの地殻の物理物性にさらなる制約を与え，地下のレオロジ
ー分布に迫ることがあげられる．現時点においては，地震波速度・電気伝導度構造を，それぞれ別々に
求め，それらをあわせることで地下の流体の存在状況を推定することが試みられている 10)．しかし，そ
れぞれの解析上の誤差から，構造パターンは一致していても厳密にその位置や深さが異なっている場合
がしばしばあり，それは，第１，２図で示した例でも認められる．このため，構造や物性に先見情報を
課して，電磁気学データと地震学的データを同時にインヴァージョンにかける手法の開発が始まってい
て11)，今後の発展が期待される．㪄㩷㪌㪐㪎㩷㪄
参考文献
1) Ogawa, Y., Mishina, M., Goto, T., Satoh, H., Oshiman, N., Kawaya, T., Takahashi, Y., Nishitani, T., Sakanaka, S.,
Uyeshima, M., Takahashi, Y., Honkura, Y. and Matsushima, M., 2001, Magnetotelluric imaging of fluids in
intraplate earthquake zones, NE Japan back arc, Geophys. Res. Lett., 28, 3741-3744.
2) Matsubara, M., Hirata, N., Sato, H. and Sakai, S., 2004, Lower crustal fluid distribution in the northeastern Japan
arc revealed by high-resolution 3D seismic tomography, Tectonophys., 388, 33-45.
3) Mitsuhata, Y., Ogawa, Y., Mishina, M., Kono, T., Yokokura, T. and Uchida, T., 2001, Electrtomagnetic
heterogeneity of the seismogenic region of 1962 M6.5 Northern Miyagi Earthquake, northeastern Japan,
Geophys. Res. Lett., 28, 4371-4374.
4) Uyeshima, M., Ogawa, Y., Honkura, Y., Koyama, S., Ujihara, N., Mogi, T., Yamaya, Y., Harada, M.,
Yamaguchi, S., Shiozaki, I., Noguchi, T., Kuwaba, Y., Tanaka, Y., Mochido, Y., Manabe, N., Nishihara,
M., Saka, M. and Serizawa, M., 2005, Resistivity imaging across the source region of the 2004
Mid-Niigata Prefecture earthquake (M6.8), Central Japan, Earth Planets Space, 57, 441-446上嶋誠・小川康雄・中越地震震源域電気伝導度構造研究グループ, 2006, 2004年新潟県中越地震震源
域における比抵抗構造イメージング, 月刊地球, 53, 70-74.
5) Yoshimura, R., Oshiman, N., Uyeshima, M., Ogawa, Y., Mishina, M., Toh, H., Sakanaka, S., Ichihara, H.,
Shiozaki, I., Ogawa, T., Miura, T., Koyama, S., Fujita, Y., Nishimura, K., Takagi, Y., Imai, M., Honda, R.,
Yabe, S., Nagaoka, S., Tada, M. and Mogi, T., 2008, Magnetotelluric observations around the focal region of
the 2007 Noto Hanto Earthquake (Mj 6.9), central Japan, Earth Planets Space, 60, 117-122.
6) Ogawa, Y. and Honkura, Y., 2004, Mid-crustal electrical conductors and their correlations to seismicity and
deformation at Itoigawa-Shizuoka Tectonic Line, Earth Planets Space, 56, 1285-1291.
7) Umeda, K., Ogawa, Y., Asamori, K. and Oikawa, T., 2006, Aqueous fluids derived from a subducting slab:
Observed high 3
He emanation and conductive anomaly in a non-volcanic region, Kii Peninsula southwest
Japan, J. Volcanol. Geotherm. Res., 149, 47-61.
8) Aizawa, K., Yoshimura, R. and Oshiman, N., 2004, Splitting of the Philippine Sea Plate and a magma chamber
beneath Mt. Fuji, Geophys. Res. Lett., 31, L09603, doi:10.1029/2004GL019477.
9) Kato, A., Sakai, S., Hirata, N., Kurashimo, E., Iidaka, T., Iwasaki, T. and Kanazawa, T., 2006, Imaging the
seismic structure and stress field in the source region of the 2004 mid-Niigata prefecture earthquake:
Structural zones of weakness and seismogenic stress concentration by ductile flow, J. Geophys. Res., 111,
B08308, doi:10.1029/2005JB004016.
10) Pervukhina, M., Kuwahara, Y. and Ito, H., 2004, Rock microstructure in the deep extension of the
Nagamachi-Rifu fault revealed by analysis of collocated seismic and magnetotelluric data: Implication
of strong deformation process, Earth Planets Space, 56, 1357-1368上嶋誠, 2005, 電気伝導度構造から探る地殻の水の存在, 地学雑誌, 114, 862-870.
11) Gallardo, L.A. and Meju, M.A., 2004, Joint two-dimensional DC resistivity and seismic travel time inversion
with cross-gradients constraints, J. Geophys. Res., 109, B03311, doi:10.1029/2003JB002716.
Gallardo, L.A. and Meju, M.A., 2007, Joint two-dimensional cross-gradient imaging of magnetotelluric
and seismic travel time data for structural and lithological classification, Geophys. J. Int., 169,
1261-1272.

それ以上のものではない。