断層帯水文地質学

断層帯水文地質学は、砕屑岩、火成岩、炭酸塩岩などのさまざまな岩相設定において、脆く変形した岩石が流体の流れをどのように変えるかを研究する学問です。^[1]透水性として定量化できる流体の動きは、断層帯の存在により促進または阻害されます。^[1]これは、岩石を変形させるさまざまなメカニズムが断層帯内の多孔性および透水性を変えることができるためです。^{[1] [2]}断層系に関与する流体は、一般的に地下水（淡水および海水）と炭化水素（石油およびガス）です。^[3]

理解を容易にするために、この記事では透水性（k）と透水係数（K）が同じ意味で使用されていること に注意してください。

断層帯は一般的に、断層コア（FC）と損傷帯（DZ）の2つの主要なセクションに分けられます^{[4] [5]}（図1）。

断層中心部は被害地帯に囲まれており、その厚さは測定可能で、断層の変位、つまり変形が増加するにつれて増加します。^[1]

被害帯は断層核を不規則に3次元的に包み込み、その幅は数メートルから数百メートル（断層帯に垂直）に及ぶ。^[6]大きな断層系内には、複数の断層核と被害帯が見つかることがある。^[1]新しい断層核と被害帯は、古いものと重なることがある。

断層コアと損傷ゾーンでは、さまざまなプロセスによって断層帯の透水性が変化する可能性があります。これらについては、次のセクションでそれぞれ説明します。一般的に、損傷ゾーンの透水性は、損傷ゾーンが導管として機能するため、断層コアの透水性よりも数桁高くなります（セクション3で説明します）。 ^[7]損傷ゾーン内では、断層コアから離れるほど透水性が低下します。^[7]

断層帯をその透水性パターンに基づいてグループ化する分類法は数多くあります。いくつかの用語は互換性がありますが、いくつかは異なるサブグループに分かれています。比較のため、ほとんどの表現を次の表に示します。ディッカーソンの分類法は広く使用されており、幅広い研究で理解しやすいです。^[4]

断層帯の分類は空間的にも時間的にも変化する可能性がある。断層中心部と損傷帯は変形に適応するために異なる挙動を示す可能性がある。^[1]さらに、断層帯は時間の経過とともに変化する可能性がある。したがって、透水性パターンは短期的および長期的な影響で変化する可能性がある。^[1]

*K = 透水性/透水係数

*fz = 断層帯

*hr = 母岩 = 断層帯を囲む変形していない岩石

断層帯は脆性変形によって形成される。^[3]断層帯の透水性は、さまざまなメカニズムによって変化する。一部のプロセスは、一時的に透水性に影響を与える。これらのプロセスは、一定期間透水性を高め、その後透水性を低下させる。この場合、地震のように、透水性は時間の経過とともに一定ではない。^[11]メカニズムの主な種類は、物理的反応と化学反応である。^[1]断層中心部と被害地帯では、受ける変形の強度が異なるため、異なるメカニズムが発生する可能性がある（表3）。

*+ = 発生する可能性が高い

未固結物質における膨張帯の形成は、伸張力を加えた際の初期の結果として生じる。^{[1]膨張帯に沿って}鉱物組織の分解が起こるが、粒子の動きによってオフセットは調整されない^[1]（図3）。

さらなる変形は、回転と滑りによる鉱物粒子のオフセットを引き起こします。^[3]これは剪断帯と呼ばれます。細孔ネットワークは粒子の動き（粒子流とも呼ばれる）によって再配置され、それによって透水性が適度に高まります。しかし、変形が続くと鉱物粒子の破砕が起こり、後で透水性がさらに低下します（セクション3.2.3）^[1]（図4）。

角礫化とは、細粒のマトリックスに埋め込まれた角張った粗粒の破片の形成を指します。^[13]角礫岩（角礫化を経験した岩石）は非凝集性であることが多いため、透水性は最大4桁または5桁まで増加します。^[1]しかし、角礫化によって拡大した空隙は、セメント化によって断層帯に沿ってさらに変位し、透水性が大幅に低下します^[1]（図5）。

亀裂は断層帯に沿って、加えられた応力に応じた方向に伝播します。^[5]透水性の向上は亀裂の密度、方向、長さ分布、開口部、連結性によって制御されます。^{[4]開口部が100～} 250μmの亀裂でも、流体の動きに大きな影響を与える可能性があります（図6）。^[1]

堆積物は典型的には異なる地層から採取され、異なる粒径を持ち、変形によって物理的に混合され、より分級の悪い混合物となる。空隙空間はより小さな粒子で満たされ、断層系を横切る流体の流れの曲がり具合（この場合は鉱物スケール）が増加する。 ^[1]

粘土鉱物はフィロケイ酸塩、つまりシート状の構造をしています。^[14]粘土鉱物は断層帯を横切る流体の流れを遮断する効果的な物質です。^[14]断層帯に沿って発達した粘土の変形した層である粘土スミアは、炭化水素貯留層のシールとして機能することができます。つまり、ほとんどすべての流体の流れを阻止する極めて低い浸透性です（図7）。^[1]

カタクラシスとは、広範囲にわたる脆性破壊と粒子の粉砕を指します。^[15]このメカニズムは、1 km を超える深さで、より大きな粒子で支配的になります。^[1]カタクラシスの強度が増すと、粘土を含むことが多い断層ガウジが形成されます。 ^[1]最大の減少は、帯状流に垂直な流れで発生します。^[1]

圧縮とセメント化は一般に、多孔性の喪失によって透水性の低下につながります。^[1]断層帯を構成する広い領域で圧縮とセメント化が発生すると、断層帯の岩石よりも母岩（断層帯を取り囲む変形していない岩石）の多孔性の喪失が大きくなることがあります。そのため、流体は断層帯を通って流れることになります。^[1]

流体によって運ばれる溶質は、溶解または沈殿（セメント化）によって浸透性を高めたり低下させたりします。 ^{[1] [16]}どちらのプロセスが起こるかは、岩石の組成、溶質濃度、温度などの地球化学的条件によって異なります。 ^{[1]多孔度の変化は、流体と岩石の相互作用が強い}フィードバック反応として継続するか減速するかを主に制御します。

例えば、炭酸塩、石英、長石などの鉱物は、浸透性の向上により流体と岩石の相互作用によって溶解します。^[1]流体のさらなる導入により、断層コアの鉱物が継続的に溶解するか、再沈殿し、浸透性が変化する可能性があります。^[1]したがって、フィードバックが正であるか負であるかは、地球化学的条件に大きく依存します。

地震は、水文地質学的状況に応じて、断層帯に沿った透水性を増減させる可能性がある。記録された温泉の 湧出量は、地震波が主に透水性を高めることを示しているが^{[11] [17] [18]}、湧出量の減少も時々発生する可能性がある。^[19]変化のタイムスケールは数千年に及ぶ可能性がある。^[16] 水圧破砕（フラッキング）では、ガスが岩石を通過できるように頁岩の細孔空間の相互接続性（言い換えれば、透水性）を高める必要があり、マグニチュード1未満の非常に小さな地震活動を意図的に誘発して岩石の透水性を高める。^[20]

2017年のチリ地震を例にとると、一時的に流量が6倍に増加したことは、断層帯に沿った透水性が6倍に増加したことを示しています。^[11]しかし、地震による影響は一時的なもので、通常は数か月続きますが、チリの場合は1か月半続き、その後徐々に元の流量に戻りました。^[11]

多孔度（φ）は岩石の比貯蔵量を直接反映します。脆性形成はさまざまなメカニズムによって細孔を変化させます。細孔が変形して互いにつながると、岩石の透水性が向上します。^[2]一方、変形した細孔が互いに切断されると、この場合の岩石の透水性は低下します。^[2]

流体が流れると鉱物粒子は溶解する可能性がある。鉱物が元々占めていた空間は空隙として空き、岩石の多孔度が増加する。^[2]通常溶解する鉱物は長石、方解石、石英である。^[1]このプロセスから生じる 粒子溶解細孔は多孔度を高める可能性がある。

鉱物粒子は断層運動によって小さな破片に分解されます。これらの小さな破片は再編成され、さらに圧縮されて小さな空隙を形成します。^[2]これらのプロセスにより、粒内破砕孔と粒内破砕孔が形成されます。

重要なのは、多孔度の低下は透水性の低下と同じではないということです。破砕、支承化、およびカタクラシスの初期段階では、亀裂や膨張帯によって孔隙空間がつながり、透水性が高まります。^[2]

流体の流れがあると、鉱物粒子が沈殿することがあります。岩石の空隙は鉱物粒子の沈殿によって占められることがあります。鉱物は空隙を埋め、したがって多孔度を低下させます。^[1]既存の鉱物粒子の周囲に石英が過剰に成長して沈殿することはよくあります。^[2]そして過剰に成長した鉱物は既存の細孔を埋め、多孔度を低下させます。^[2]

粘土鉱物はフィロケイ酸塩、つまりシート状の構造をしています。^[14]粘土鉱物は流体の流れをブロックする効果的な物質です。水の存在によりカリ長石から変化したカオリナイトは、細孔空間を埋める一般的な鉱物です。 ^[2]沈殿と浸透は浅い深さの物質にのみ影響するため、地表に近いほど粘土物質が細孔空間を埋めます。しかし、断層帯の発達により流体がより深く流れるようになります。^[2]そのため、深部での粘土の堆積が促進され、多孔性が低下します。

岩相は断層帯に沿ってどのようなメカニズムが起こるかを制御する上で大きな影響力を持ち、それによって多孔性と透水性を変化させます。^[1]

*↑ = 透過性を高めるメカニズム

*↓ = 透過性を低下させるメカニズム

すべての断層は、正断層、逆断層（逆断層）、横ずれ断層の3 つのタイプに分類できます。これらの異なる断層の挙動は、異なる構造的方法で変位に対応します。

断層運動の違いによって、特定の透水性を変えるメカニズムが生じやすくなるか、起こりにくくなる可能性があります。^[1]しかし、透水性の主な制御要因は岩石の種類です。 [1 ^]岩石の特性によって、断層帯の発達や流体の移動方法が制御されます。たとえば、砂岩は一般に頁岩よりも多孔性があります。3つの異なる断層系で変形した砂岩は、頁岩よりも比貯留量が高く、したがって透水性も高くなります。強度（変形に対する抵抗）のような同様の例も、断層の種類ではなく岩石の種類に大きく依存します。したがって、断層帯に含まれる岩石の地質学的特徴の方が、より支配的な要因です。^{[1] [2]}

一方、断層の種類は支配的な要因ではないかもしれませんが、変形の強度は支配的な要因です。^{[1] [6]}岩石にかかる応力の強度が高いほど、岩石の変形は激しくなります。岩石はより大きな透水性の変化を経験します。したがって、適用される応力の量は重要です。

同様に重要なのは、断層帯の透水性のカテゴリー（バリア、バリア導管、導管）を特定することが主な研究範囲であるということです。^[1]言い換えれば、流体が通過するときに断層帯がどのように動作するかということです。

断層帯の研究は、岩石がどのように変形したかを扱うため構造地質学の分野で認識されています。一方、流体の動きの調査は水文学の分野に分類されています。^{[1] [4]}構造地質学者と水文学者が断層帯を調査するために使用する方法は主に2種類あります（図7）。

原位置試験には、ボーリング孔、掘削コア、トンネル工事からのデータ取得が含まれます。^[1]通常、断層帯はめったに掘削されないため（トンネル工事を除く）、断層帯全体で異なる水理特性が測定され、断層帯の存在が判明します（図8）。

岩石の水理特性は露頭サンプルから直接得られるか、浅い探査孔/試掘ピットから得られます^[1]。その後、深部における岩石の断層構造の予測が行われます（図8）。

ハドレー（2020）が実施した大規模帯水層試験の一例として、著者は米国のサンドイッチ断層帯に垂直に並んだ5つの井戸を使用し、各井戸の水位の低下と回復率を観察した。 ^[3]断層帯に近い井戸ほど回復率が遅いという証拠から、断層帯が北向きの地下水移動の障壁として機能し、北部の淡水供給に影響を与えていることが示唆されている。^[3]

ムスメチ（2015）によるイタリアのズッケーレ断層の露頭研究では、地表露頭の発見と横断的関係を用いて、この地域で発生した変形イベントの数とメカニズムを特定しています。^[25]さらに、脆性変形下で形成された角礫岩とカタクレーサイトの存在は、^[25]浸透性の増加の初期段階があり、CO2に富む含水流体の流入を促進したことを示唆しています_。 [ 26 ]^流体は、低度変成作用と鉱物スケールの溶解と沈殿（つまり圧力溶解）を引き起こし、葉状断層コアを形成し、それによって封鎖効果を大幅に高めました。^[26]

地下の流体、特に地下水は、超伝導重力データに異常を引き起こし、深部の断層帯の研究に役立ちます。^[27]この方法は、重力データと地下水の状態を組み合わせて、断層帯の透水性だけでなく、断層帯が活動的であるかどうかも判断します。^[27]

帯水層の状態が分かっていれば、鉱物流体、水、ガスの地球化学的状態は流体の源の地球化学的状態と比較することで断層帯の存在を判断するのに使用できる。[ ^{28]流体は、}総溶解固形物（TDS）、Mg - Ca - Na / K相、SO4 - HCO3 - Cl相、およびその他の溶解微量元素などの一般的な溶質の濃度によって分類できる。^{[28] [29]}

断層帯の透水性構造を決定する際にはバイアスが存在するため、適切な研究アプローチを選択することが不可欠である。^[4]

結晶質岩石では、地下に焦点を当てた調査では導管断層帯のパターンが発見されやすいのに対し、地表法ではバリアー導管断層帯構造が組み合わさった構造が発見されやすい。^[4]堆積岩にも、程度は低いものの、同様の傾向が見られる。^[4]

こうした偏りは、研究規模の違いに関係している可能性がある。構造地質学者にとって、広大な地域にわたって露頭研究を行うことは非常に困難である。同様に、水文学者にとって、試験のためにボーリングの間隔を短くすることは費用がかかり、非効率的である。^[4]

この複雑なシステムを研究することは経済的に価値がある。特に、淡水資源が限られている乾燥・半乾燥地域^{[30]や炭化水素の貯蔵庫がある可能性のある地域についてはそうだ。 [1] [3] [21]断層帯のさらなる研究は、断層帯に沿った地震と}熱水の相互作用についての洞察を与えた。^{[16] [27]さらに、断層帯に関連する熱水は、}鉱床がどのように蓄積されたかについての情報も提供する。^[16]

炭素隔離は、大気中の炭素を処理する現代的な方法です。方法の1つは、大気中の炭素を深部にある特定の枯渇した石油やガスの貯留層に送り込むことです。しかし、断層帯の存在はシールまたは導管として機能し、^[21]炭化水素の形成効率に影響を与えます。

シーリングユニットと貯留岩に沿って切断された微小亀裂は、炭化水素の移動に大きな影響を与える可能性があります。^[21]変形帯はCO ₂の横方向（水平方向）の流れをブロックし、シーリングユニットはCO _{2 の}垂直方向の移動を防ぎます^[21]（図 1）。シーリングユニット内に変形帯がある代わりに、シーリングユニットを切断する微小亀裂の伝播は、上方向のCO ₂移動を促進します（図 2）。これにより、ある貯留層から別の貯留層への流体の移動が可能になります。^[21]この場合、変形帯は依然として横方向（水平方向）の流体の流れを促進しません。^[21]これにより、注入された大気中の炭素が失われ、炭素隔離の効率が低下する可能性があります。

断層帯は、封鎖ユニットと貯留岩を変位させ、炭化水素の移動の導管として機能する可能性がある。^[6]断層帯自体の貯留容量（比容量）は貯留岩よりも高いため、他のユニットに移動する前に断層帯を完全に埋めなければならない^[6] (Gif 3)。これにより、流体の移動が遅くなり、集中する可能性があります。断層帯は、浮力と圧力水頭差により、CO ₂の垂直下方移動を促進します。つまり、圧力/水頭は標高が高いほど大きくなり、深部にCO _{2 を貯留するのに役立ちます。} ^[6]

地震活動が活発な地域や過去に活動していた地域では、断層帯が存在する可能性があり、鉱床が存在する可能性がある。Howald (2015) による米国ネバダ州の事例研究では、地震誘発流体が断層帯によって形成された空間に沿って鉱床、すなわち焼結物と金をどのように蓄積するかを研究した。2 つの別々の地震イベントが特定され、酸素同位体濃度によって年代測定され、その後、透水性の正断層帯を通る上向きの熱水流体の移動のエピソードが続いた。 ^[16] これらの高温のシリカに富む熱水流体が断層帯に沿って浸透した冷たい天水と出会い、対流システムが停止したときに鉱化が始まった。 ^[16]鉱物を堆積させるためには、熱水流体をもたらす地震イベントだけが支配的な要因ではなく、断層帯の透水性も流体の流れを可能にするのに十分でなければならない。^[16]

シェルドン（2005）の別の例も、断層帯の発達（この場合は横ずれ断層による）が鉱化を促進することを示しています。横ずれ断層運動に伴って突然の膨張が起こると、断層帯に沿った多孔度と浸透性が高まります。 ^[31]変位が大きいほど、多孔度は大きくなります。^[31]断層運動が、圧力がかかった流体の閉じ込められた帯水層を密閉する密閉ユニットを切り開いた場合、流体は断層帯を通って上昇する可能性があります。 ^{[31]次に、}圧力溶解によって断層帯に沿って鉱化が起こり、^[31]断層帯の多孔度が低下します。断層帯に沿った流体の流路は、新たに沈殿した鉱石鉱物によって細孔がほぼ占有されると閉じられます。^[31]鉱脈構造を持つこれらの経済的な鉱床を形成するには、複数の地震イベントが発生する必要があります。^[31]

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