火山 第 61 巻 ( 2016)
第 1 号 155-170 頁

総 説

火山ガス観測研究から見る地下のマグマ挙動
および噴火現象の解釈
風早竜之介＊・森

俊 哉＊＊（2015 年 8 月 31 日受付，2015 年 12 月 15 日受理）

Interpretations for Magmatic Process and Eruptive Phenomena
by Way of Volcanic Gas Studies
Ryunosuke KAZAHAYA＊ and Toshiya MORI＊＊
Volcanic gas plays a crucial role in the dynamics of eruption and ascent of magma. Volatiles degassed from magma
are emitted to the surface as high temperature volcanic gases. Lately observation techniques to measure volcanic gas
have been developed, allowing us to monitor volcanic activities and to compare the volcanic gas data with geophysicaldata. The volcanic gas composition and emission rates have been measured so as to elucidate the magma plumbing
system. The volcanic gas composition gives us the information of degassing pressure and temperature of the volcanic
gas within the volcano. The volcanic gas emission rates reflect the production rates of the degassed magma within the
volcano.
In many cases, the amount of volcanic gas observed exceeds the gas amount which can be degassed from theerupted magma. At some active volcanoes, a significant amount of volcanic gas is emitted not only during eruptive
periods but even during quiescently degassing periods. These results suggest that only a portion of magma is erupted yet
the rest is degassed at a depth without discharge. These observational results are known as “excess degassing”．To
explain this, degassing models (the permeable flow, magma convective degassing, and gas percolation models) were
proposed. Recent studies suggest that the condition of bubble segregation from the magma is a key parameter for themagma degassing process, which controls if an eruption becomes explosive or not. If the bubble separation from themagma does not occur during the magma ascent, the gas volume fraction of the magma increases monotonously, leading
to the fragmentation of magma. The transition of the closed- to open-degassing within the conduit was proposed so as toexplain the significant volcanic gas emission without eruptions.
Recent developments of volcanic gas observation techniques have opened up the possibility to reveal the linkages
between degassing and geophysical (seismic or geodetic) phenomena. The relationship between very-long-period
seismic events and volcanic gas exhalation was found by multi-disciplinary observations. From the viewpoint of thegeodesy, the volcanic gas emission could cause deflation of the volcanic body. The examination of the magmatic andvolcanic processes from both viewpoints of geochemical and geophysical studies is important.
Key words : volcanic gas, magma movement, volatiles in magma, magma degassing process, linkages between volcanic
gas and geophysical phenomena
1．序

文

火山ガス放出はマグマの上昇を規制しているため，火＊〒305-8567 茨城県つくば市東 1-1-1
国立研究開発法人産業技術総合研究所
Geological Survey of Japan, National Institute of Advanced Industrial Science and Technology, 1-1-1 Higashi,
Tsukuba, Ibaraki 305-8567, Japan.
＊＊〒113-0033 東京都文京区本郷 7-3-1
東京大学大学院理学系研究科 地殻化学実験施設

山・噴火現象を理解する上で重要である．マグマ中の揮発性成分濃度はマグマの密度・粘性をコントロールしてGeochemical Research Center, Graduate School of Science,
The University of Tokyo, 7-3-1, Bunkyo-ku, Tokyo 1130033, Japan.
Corresponding author : Ryunosuke Kazahayae-mail : von.kazahaya@aist.go.jp

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風早竜之介・森俊哉

いる (Bottinga and Weill, 1970 ; Giordano et al., 2008)．まの見地からまとめる．まず 2 章にて地表に放出された火

た，マグマ中に生じる気泡はマグマ全体の密度を著しく

山ガスの観測手法について述べ，3 章にて火山ガス観測低下させる．マグマが火道中で上昇する原動力の一つとデータが示す地下のマグマ活動への手掛かり・解釈につして，周囲岩石との密度差による浮力が挙げられる．こいてまとめる．4 章にて，火山ガス放出と火山地下のマのため，マグマ中の揮発性成分濃度及び気泡量の密度へ

グマプロセスを結びつけるために必要なマグマ脱ガスモの影響はマグマ上昇プロセスを考える上で重要であり，

デルについて述べ，5 章にて火山ガスと地球物理観測研

マグマの地表への噴出の有無及び噴火様式決定に関わる

究の関係について俯瞰する．

大切な問題である．火山ガス放出率や組成の変化は地下のマグマと揮発性成分の分離プロセス変化を反映してい2．火山ガス観測ると考えられており，実際噴火現象に対応した変化が捉マグマから脱ガスし地表に放出された火山ガスは，火えられる場合がある (Hernández et al., 2001 ; Burton et al.,

山ガスを供給したマグマの量や脱ガスが起こった圧力や

2007a)．また，噴火準備過程においてマグマの上昇・浅温度に関する情報を持っている．マグマから脱ガスした部への貫入に対応した火山性地震の発生や地殻変動が地

揮発性成分が地表に放出される状況は次の 3 つの場合に球物理観測によって捉えられてきたが，近年火山ガス観

大別できる．一つ目は噴火時にマグマ等と共に放出され測技術の充実により火山性地震や地殻変動と火山ガス放る場合，二つ目は非噴火時に火口や噴気地帯から放出さ出過程の関係が明らかになりつつある (Waite et al., 2013 ;れる場合，そして三つ目は山体地表面・土壌からの拡散

Kazahaya et al., 2015a)．今後，火山ガスと地球物理観測放出である．本章では，火山ガス組成および火山ガス放の相補研究によるマグマ上昇プロセスの更なる理解が期

出率の観測手法についてまとめる．また，マグマ脱ガス

待されている．

プロセスのモデリングに必要となるマグマに溶存してい火山ガスは，マグマから分離（脱ガス）され地表に放る揮発性成分の定量方法について述べる．

出される高温の気体である．主な火山ガスの成分は水

2-1(H2O)，二酸化炭素 (CO2)，二酸化硫黄 (SO2) であり，こ人間が噴気孔に接近できる場合は，放出されている火山の三種類のガス種が一般的に火山ガス中 90 mol% 以上

ガスを直接採取し分析する事によって火山ガスの成分・を 占 め る (Symonds et al., 1994 ; Fischer, 2008)．中 で も同位体等を測定する事が出来る (Giggenbach and Goguel,

火山ガス組成観測

H2O は火山ガス中の大部分を占める重要な構成要素で1989)．だが，一般的に大規模な火山ガス放出は接近がある．CO2 は溶解度が低く，深部・高圧条件下でもメル

困難な場所で生じている場合が多い．安全面から，噴火

ト相から気相へと移動するため，脱ガスプロセスを考え活動が活発な時期には山頂火口等で直接火山ガス採取をる上で重要である．一方，SO2 は大気中にほとんど存在行う事は難しい．近年，移流してきた火山噴煙を火口近せず，また紫外線リモートセンシングを用いて比較的容傍あるいはリモートセンシングを用いて観測する事に易に定量できるため，火山ガス放出量の指標として扱わ

よって火山ガス組成を推定する技術が開発されてきたれている．その他の火山ガスの主成分として，硫化水素(Mori and Notsu, 1997 ; Aiuppa et al., 2005 ; Shinohara, 2005 ;(H2S)，水素 (H2)，塩化水素 (HCl)，フッ化水素 (HF) 等がShinohara and Witter, 2005 ; Burton et al., 2007a ; Shinohara

挙げられる．多くの島弧火山では H2 O が火山ガス中の

et al., 2008)．

95 mol% 以上を占めるが，イタリアの火山等 CO2 に富む

Aiuppa et al. (2005) 及び Shinohara (2005) は火山ガス組

例外も存在する (Giggenbach, 1996 ; Shinohara et al. 2008)．

成を測定するポータブル観測装置 (Multi-GAS) を開発し火山学における火山ガスの重要性については，既に多た (Fig. 1a)．この装置は H2O，CO2，SO2，H2S，H2 等の小数の日本語の総説が出版されている．例えば，風早・篠型センサーによって構成され，風下で火山噴煙（火山ガ

原 (1994) は揮発性成分のマグマ密度に対する影響に着スと大気の混合物）を観測する事により，各火山ガス成

目し，マグマ上昇プロセスについて論じている．篠原・

分の濃度変化を計測する．これらガス種の濃度変化の相風早 (1995) では主に噴火過程における火山ガスの役割

関を計算する事によって火山ガスの組成比が推定出来についてまとめている．風早・篠原 (1996) は過剰脱ガ

る．火山ガスの主成分である HCl は良好な小型センサー

スに関する火山ガス観測技術及びマグマ脱ガスモデルにが存在せず，現状の Multi-GAS 単体の観測システムではついてまとめている．また，篠原 (2005) では，火山ガス測定する事は難しい．だが，Multi-GAS 観測にアルカリ観測手法からデータの解釈まで簡潔にまとめられていフィルター法を組み合わせる事で HCl，HF 等を含めたる．本総説ではなるべく重複を避け，火山地下のマグマ

主要火山ガスの組成の推定が可能である (Shinohara andの挙動及び噴火現象の解釈について，火山ガス観測研究

Witter, 2005)．これらの観測に用いる機材は軽量のため，

火山ガス観測研究から見る地下のマグマ挙動および噴火現象の解釈

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Fig. 1. Instruments and methods to measure volcanic gas. (a) Multi-GAS instrument. (b) Fourier transform
infrared spectral radiometer (FTIR). (c) Walking traverse method using the DOAS technique (UV spectorometer USB2000+ based ; OceanOptics, Inc.). (d) Closed Chamber Method (Portable Fluxmeter LICOR
based ; Westsystems, S. r. l.) for soil CO2 flux measurement.

噴火発生時にも無人航空機等を用いて安全に噴煙観測が可能である (Shinohara, 2013a)．また，Multi-GAS は小型・低消費電力のため，火口近傍への設置・連続観測が実施されている (Aiuppa et al. 2009 ; Shinohara et al. 2015)．MultiGAS のもう一つの特徴として，秒単位という高い時間分解能で火山ガス成分濃度変化の測定が可能である事が挙げられる．この特性を利用して，Moussallam et al. (2012)は南極エレバス火山において，火山ガス放出メカニズム
変動に起因する周期的な火山ガス組成変化を捉えた．
火山ガスのほとんどの成分は赤外活性であり赤外分光法により測定が可能であるため，実際にフーリエ変換赤外分光放射計 (FTIR) を使用して火山ガス組成比の遠隔測定が行われている (Fig. 1b)．この手法は 1990 年代はFig. 2. Volcanic plume image at Sakurajima volcano, Japan.
(a) Visual image of the plume taken by a normal video
camera. Volcanic SO2 is transparent and invisible. (b)SO2 visualization in the volcanic plume by means of theSO2 camera observation system. The colors correspondto column amount of SO2 as shown in the color bar set
on the right-hand side.

じめに雲仙普賢岳の溶岩ドームから噴出する火山ガスの
HCl と SO2 の組成比の遠隔測定 (Mori et al., 1993) で用ているため，観測位置からみて火山噴煙の背後に何らかいられて以降，世界中の多くの火山で使用されている．

の赤外光源が必要である．赤外光源としては，溶岩や噴この観測手法では火山ガス成分による赤外吸収を測定し気地帯周辺の高温地表 (Mori et al., 1993 ; Allard et al.,

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風早竜之介・森俊哉

2005)，人工光源 (Francis et al., 1995)，太陽 (Francis et al.,が 開 発 さ れ た．Mori and Burton (2006) や Bluth et al.

1998 ; Oppenheimer et al., 1998)，そして月 (Burton et al.,(2007) は紫外線に感度がある CCD カメラと紫外線バン

2001) が使われており，火山ガス成分として，SO2，HCl，

ドパスフィルターを組み合わせることで，火山噴煙中のHF，SiF4，CO2，CO，H2O，COS の成分が測定されていSO2 を可視化・定量する観測装置を開発した (Fig. 2)．こる が (Notsu et al., 1993 ; Mori et al., 1993 ; Francis et al.

れにより，SO2 放出率の秒単位の測定が可能となった．

1995, 1996 ; Mori and Notsu. 1997 ; Burton et al., 2000)，上

また，火山噴煙中の SO2 カラム量の分布を面的に可視化

記の成分のうち CO2, H2O などの成分は大気中に多く含して捉えることが出来るため，複数火口からの SO2 放出

まれるため，赤外光源と測定装置間の距離が長い (>1

率の分離定量が可能となった (Tamburello et al., 2010 ;km) 測定条件下では定量が難しい．この観測手法は遠方

Kazahaya et al., 2013)．この観測手法は従来の SO2 放出から安全に測定を行う事が出来るため，特に噴火中の火率観測手法の主な誤差要因であった風速を高精度に測定

山ガス組成の測定に数多く使用されている．噴火時と非できるため，確度が高い SO2 放出率見積が可能である．

噴火時の火山ガス組成の差異を明らかにすることによだが，観測中の天候変化等による紫外線変動の影響を受り，噴火に関与した火山ガスの情報など火山噴火機構をけやすく，観測条件に恵まれないと質の良いデータが得

理 解 す る う え で 貴 重 な 知 見 が 得 ら れ る (Allard et al.,られないという欠点がある．

2005 ; Burton et al., 2007a)．
2-2

火山ガス放出率観測

火山からの火山ガス放出には山体地表面からの拡散放出 (diffuse degassing) という形態がある．拡散放出は噴

火山ガスの放出率時間変化が解ればそれを時間積分す

気孔や火口から放出される噴煙とは異なり，山体土壌地る事で，火山ガス放出量を見積もることが出来る．火山

表面から目に見えない形でしみだすようにガスが放出すガスの主成分である H2O や CO2 は大気中に多く含まれる現象で，1990 年代初め以降注目を集めている (Baubronているため，火山噴煙中の H2O，CO2 の放出率を直接見

et al., 1990 ; Allard et al., 1991 ; Chiodini et al., 1998)．放出

積もる事は一般的に難しい．このため，大気中にほとんされるガスは低温（気温レベルから 100℃以下）で，火山

ど含まれておらず紫外線リモートセンシングを用いて比ガス成分としては CO2 が主要成分となる．CO2 以外の

較的容易に定量が可能な SO2 の放出率が火山ガス放出

ガス種は土壌中を通過する際に凝縮・反応等によって地率の指標として測定されてきた．1970 年台から COSPEC

上に放出される前に失われてしまうと考えられるが，土と呼ばれる観測装置により地上からの火山性 SO2 放出

壌 CO2 の明確な起源は不明である．噴煙活動が活発な率の観測が始まった (Millan, 1980 ; Stoiber et al., 1983)．

火山では火山噴煙を含めた総 CO2 放出率に対する CO2

2000 年初頭に小型紫外分光計を利用した安価・小型な装拡散放出率は 0-50 % を占めており，噴煙活動が活発に置による SO2 定量法（DOAS 法）が開発され (Galle et al.,

も関わらず CO2 拡散放出が確認されない火山もある一2002 ; Horton et al., 2006 ; Mori et al., 2007)，ウォーキング

方で，噴煙活動が低調であるにも関わらず大量の CO2

トラバース等の観測技術の開発・普及が進み (Fig. 1c)，

拡散放出がみられる火山もある (Burton et al., 2013)．

非噴火時の SO2 放出率の連続自動測定等が為されるよ

CO2 の拡散放出率は，土壌にお椀状のチャンバーを被うになった (Edmonds et al., 2003b ; Galle et al., 2010)．一

せその内部の CO2 濃度の上昇率を計測する事によって方，大規模噴火時の噴煙は空間規模が大きいため，地上測定するクローズド・チャンバー法 (Parkinson, 1981 ;から SO2 放出率を測定する事は難しい場合が多い．こBaubron et al., 1990 ; Chiodini et al., 1998) が一般的に用いうした大規模噴火噴煙内の SO2 量は衛星を用いた紫外られている (Fig. 1d)．この手法を用いて火山地域からの線観測によって見積もられてきた (Krueger, 1983 ; Krueger

CO2 拡散放出率の推定 (Chiodini et al., 1998 ; Hernández etet al., 1995 ; Krotokov et al., 2006 ; Carn et al. 2009)．SO2

al., 2001 ; Cardellini et al., 2003)，山体浅部構造との関連付

放出量と前節で述べた火山ガス組成を組み合わせる事

け (Chiodini et al., 1996 ; Carapezza et al., 2009 ; Toutain etで，H2O，CO2 等を含めた全火山ガス放出量を見積もる

al., 2009) が行われている．拡散放出測定の利点の一つことが可能となる．

は，扱うガスが低温で腐食性の高い酸性ガスを含まない

COSPEC や DOAS 法による観測では通常風下で移流ため，直接高温の噴気や火口ガスを測定するのに比べてしてきた噴煙を観測対象とするため，火山ガス放出率の連続測定を行うのが比較的容易である点である．実際，

秒単位の時間変動を捉える事は難しい．また，複数火口

この手法により多くの火山で連続モニタリングが実施さがある火山においては移流に伴う噴煙の混合により，各れていて，火山活動の評価にも使用されている．

火口の SO2 放出率の分離定量をする事が困難であった．

2-3

近年，高い空間・時間分解能を持つ SO2 放出率観測技術

火山ガスはマグマに溶存していた揮発性成分が脱ガス

メルト中揮発性成分測定

火山ガス観測研究から見る地下のマグマ挙動および噴火現象の解釈

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し地表に放出された物であるため，マグマに溶存していに呼応した CO2 拡散放出率の変化が観測された (Pérez

た揮発性成分量の情報があれば，地表で測定された火山

et al., 2012)．また，イタリアのストロンボリ火山においガスデータと火山地下でのマグマ供給系と結びつけてマても 2002-2003 年の噴火活動期の開始 1 週間前に，山頂

グマ脱ガス条件等を推定する事が可能となる．脱ガス前

火 口 縁 の CO2 拡 散 放 出 率 の 急 増 が 観 測 さ れ て い るにマグマに溶存していた揮発性成分量は，結晶に取り込(Carapezza et al., 2004)．こうした土壌 CO2 拡散放出の噴まれたメルトインクルージョンを分析する事によって推火活動に前駆する変化は，マグマの上昇開始や新規マグ定する事が出来る (Devine et al., 1984)．メルトインク

マの注入などの地下でのマグマ挙動の兆候をとらえる重ルージョンの溶存揮発性成分濃度はメルトインクルー

要な指標になると考えられている．ただし，その変化のジョンが結晶に取り込まれた圧力・温度条件を反映してパターンは一定ではなく，これらの変化機構や深部マグいると考えられている (Saito et al., 2005 ; Spilliaert et al.,マの脱ガスとの関連についての詳細は不明であり，今後2006 ; Saito et al., 2010)．メルトインクルージョン中の揮さらなる検討が必要である．

発性成分である H2O 及び CO2 は主に FTIR (Fourier trans-

3-2

form infrared spectrometry) や SIMS (secondary ion mass

マグマの脱ガス温度・圧力の見積は，噴火活動評価のspectrometry) を用いて，S や Cl は EMPA (electron micro-上で重要である．火山ガスは脱ガス直後はマグマと化学

probe analyses) を用いて測定される (Blundy et al., 2010)．

平衡に達していると考えられるが，地表に放出されるま

メルトインクルージョンの総説については斎藤 (2005)

でに冷却・減圧され気相内で化学平衡の移動が起こる．

に詳細にまとめられているので併せて参照されたい．

だが，低温では化学反応速度が低下するため，冷却途中

マグマの脱ガス温度・圧力に化学反応が温度低下を追随できなくなり，反応は実質
3．火山ガス観測から示唆されるマグマ活動の手掛かり

的に停止する．この過程を反応の凍結 (quench) と呼ぶ．

火山ガス放出量及びメルトインクルージョン中の揮発このため，地表に放出される途中で凍結された火山ガス

性成分濃度によって，火山ガスを供給したマグマの量をの組成は火山地下での平衡状態を保存していると期待さ見積もる事が出来る．また，火山ガス組成はマグマが脱れる（大場，1997）．これを利用すれば，火山ガス組成デー

ガスした圧力や温度を知る手掛かりとなる．熱水系が発タにより火山地下での火山ガスの温度（見かけ平衡温度 ;達し水蒸気噴火を引き起こすような火山では，火山ガス

AET）を見積もることが出来る．よく用いられるのは以がマグマ由来の組成を持っているか否かが噴火活動への下の二つの化学反応式の化学平衡を利用したものである

マグマ関与の有無を判断する上で重要な基準の一つとな(Ohba et al., 1994 ; Shinohara et al., 2008)．

る．本章では観測された火山ガスの放出量及び組成から示唆される火山地下のマグマ活動の知見について述べる．
3-1

CO2 土壌拡散放出

SO2+3H2=H2S+2H2O,(1)

CO2+H2=CO+H2O.

(2)

継続的に大量の火山ガスを放出する火山（例えばイタ

見かけ平衡温度は反応式 (1) と反応式 (2) の計算結果

リアのストロンボリ火山等）では火山噴煙を含めた総に食い違いが生じたり，地表の火山噴気温度と異なる値

CO2 放出率に対する CO2 拡散放出率は通常 10-20 % とを示すことがある．例えば，2003-2008 年の雌阿寒岳の決して無視できる量でない (Burton et al., 2013 ; Hernández

噴気（96-1 火口，ナカマチネシリ，北西噴気，前 96-1 火

et al., 2015)．このため，火山からのガス放出を考えるう

口）では，見かけ平衡温度は反応式 (1) 及び (2) で異なえで CO2 拡散放出はガス放出過程として重要である．

り，地 表 の 噴 気 温 度 (50-400℃) よ り も 非 常 に 高 い 値

マグマが上昇する過程でマグマ中の CO2 は深部・高(250-500℃) を示した (Shinohara et al., 2011)．Shinohara

圧条件下で脱ガスすると考えられており，土壌 CO2 拡

et al. (2011) は，噴気の火山ガス組成・同位体組成・高い

散放出はマグマの上昇の初期段階で変動がみられること

見かけ平衡温度データより，雌阿寒岳に複数存在する噴が期待される．実際，これまでに噴火に先駆して拡散放気のソースは共通で，高温のマグマ由来のガスであると出率の上昇や変動がみられている．例えば，有珠山 2000

結論付けた．このように，火山ガスから見積もられる見年噴火の際には噴火の約 6 か月前に大幅な CO2 拡散放かけ平衡温度は，噴気孔の直接測定や熱赤外観測等から出率の上昇が確認されている (Hernández et al., 2001)．ス

は得られないものであり，地下のマグマの状態を知る上ペインの 2011-2012 年 El Hierro 火山海底噴火では，噴火での重要な手掛かりである．近年では反応式 (1) や (2)地点から約 11 km 離れた El Hierro 島中央部に設置した以外に，H2 の同位体平衡を用いた推定も行われている

CO2 拡散放出率の連続観測装置により，群発地震の開始(Tsunogai et al., 2011)．

160

風早竜之介・森俊哉

火山ガスの溶解度はガス種毎に大きく異なる．例えば固体物質の噴出現象）が発生しない時期にも大量の火山

圧力 100 MPa における玄武岩質メルト中では，溶解度がガスが放出し続けている事が観測されている (Allard,

低い CO2 はメルト中に 100 ppm 程度しか溶存できない

1997 ; Andres and Kasgnoc, 1998 ; Mori et al., 2013 ; Shinohara,のに対し，溶解度の高い H2O は 2.8 wt% 程度溶存でき

2013b)．新燃岳 2011 年噴火の際は噴火後の 2 週間の間る (Lesne et al., 2011)．このガス種毎の溶解度の違いとに 280 kton (Mori and Kato, 2013)，三宅島 2000 年噴火の初期メルトの H2O，CO2 の量，地表に放出された火山ガ際は噴火後に最大 230 kton/day の SO2 放出率が観測されスの組成を用いれば，マグマが脱ガスした圧力を見積もた (Kazahaya et al., 2004)．特に三宅島の場合では，SO2

ることが出来る (Saito et al., 2005 ; Burton et al., 2007a ;

放出率は次第に減少していったが，10 年間以上日平均

Shinohara et al., 2008)．例えば，Burton et al. (2007a) はス

1,000 ton/day 以上という高い SO2 放出率が維持された

トロンボリ火山において定常的な火山ガス放出時とスト(Saito et al., 2010)．これらの非噴火時の高い SO2 放出率

ロンボリ式噴火発生時における火山ガス組成を測定し，は，非噴火時にも火山地下で大量のマグマが脱ガスして定常的な火山ガス放出時の火山ガス組成が低圧条件下脱いる事を示している．これらのマグマの噴出を伴わないガス（0.3-4 MPa ; 地表付近）を，ストロンボリ式噴火発

火山ガス放出も広義の過剰脱ガスである．

生時の火山ガス組成が高圧条件下脱ガス (20-80 MPa ;0.8-3 km) を示唆している事を示した．この結果は，ス4．マグマ脱ガスモデルとその適用

トロンボリ火山において定常的に地表付近までマグマが本章では地表で観測される火山ガス放出現象と地下の上昇し脱ガスしている事，一方でストロンボリ式噴火はマグマ活動を結びつけるために必要なマグマ脱ガスモデ

定常 ガ ス 放 出 と異なり，深 部 に て 生 成 さ れ た巨 大 泡ルについて述べる．マグマと気泡がマグマ溜等の深部で(slug) の 上 昇 が 関 与 し て い る と 解 釈 さ れ る．ま た，

分離する場合と火道上部等の浅部で分離する場合では，Shinohara et al. (2008) は 2005-2006 年におけるエトナ火

マグマの脱ガスプロセスは大きく異なる．マグマを地表

山の火山ガス組成の大きな変動が脱ガス圧力変動に放出せずに持続的に大量の火山ガスが放出されている(0-100 MPa) により生じている事を明らかにした．このという観測事実を説明するために次に示すマグマ脱ガス

火山ガス組成変動は，マグマ溜に集積した CO2 に富むモデルが提唱されている．此処ではマグマ脱ガスモデル

気泡の上昇・混合，あるいは火道内で対流するマグマのとして，浸透流モデル (permeable flow model)，火道内マ

マグマヘッドの深度変化によって解釈が可能であるが，グマ対流モデル (magma convective degassing)，ガスパー

これら解釈の定量的な評価には火山ガス放出率データがコレーションモデルの 3 つを紹介する．

必要であり，今後火山ガス放出率・組成の連続的な観測が重要である．
3-3

噴火活動と火山ガス放出

4-1

浸透流モデル

Edmonds et al. (2003a) は Soufrière Hills 火山における火山ガス観測データを元に，マグマ溜でマグマから分離

火山噴火発生時には溶岩や火山砕屑物と共に大量の火した揮発性成分が火道内の浸透流を通じて地表に放出さ山ガスが放出される．一度の噴火で放出される SO2 ガれるというモデルを提唱した．このマグマ脱ガスモデル

ス量の規模は数千 ton から千万 ton 以上になる場合があにおける火山ガス放出率はダルシー則に従い，次のようる (Bluth et al., 1992 ; Carn et al., 2009)．マグマ脱ガス・火に記述出来る．

山ガス放出の過程を通じて，揮発性成分に乏しいマグマ（脱ガスマグマ）が生成される．メルトインクルージョ
ンと噴出物ガラス中の S 濃度の差と，噴火で噴出したマQ=πR ΔP.
μ L(3)

グマ量から，噴出マグマから脱ガスした SO2 量を見積も此処で Qgas は火山ガス放出率 (m3 /s)，R は火道半径ることが出来る (Devine et al., 1984)．だが，多くの火山(m)，k は火道内を満たしているマグマ・岩石の浸透率において，観測される SO2 放出量は地表に噴出したマグ(m2)，ΔP は圧力差 (Pa)，μgas は火山ガスの粘性 (Pa s)，L

マ 量 か ら 期 待 さ れ る SO2 脱 ガ ス 量 を 大 幅 に 上 回 るはスケール長 (m) である．この浸透流モデルは高圧条(Wallace, 2001 ; Shinohara, 2008)．この食い違いは過剰脱件下でマグマと火山ガスの分離が発生した場合に対応し

ガス (excess degassing) と呼ばれている．この現象を説ている．

明するために，噴火に先んじてマグマ溜に気泡が集積す

浸透流モデルの実際の火山ガス放出現象への適用としる事により増圧し噴火に至るというモデルが提唱されてて，此処では火山ガス放出率，火山ガスの粘性，スケーいる (Wallace, 2001 ; Shinohara, 2008)．一方で活発な噴ル長，及び圧力差を観測量または仮定として与え，火道

煙活動が継続している火山においては噴火（火口からの径，火道内浸透率を推定するという問題を考える (Eq.

火山ガス観測研究から見る地下のマグマ挙動および噴火現象の解釈

1613)．H2 O や CO2 等のガス種を含めた火山ガスの放出率

此処で Qmagma は火道内上昇マグマ流量 (m3 /s)，Rはは SO2 放出率と火山ガス組成データから計算する事がマグマ上昇部の半径，v はマグマ上昇速度，R* は火道半出来る．スケール長は浸透流が起こっている長さに相当径とマグマ上昇部半径の比，Ps はポワズイユ数，g は重しており，マグマとガス相が分離する深度と地表との距

力加速度，Δρ は未脱ガスマグマと脱ガスマグマの密度離に相当する．マグマ溜にてガス相がマグマと分離し火差，R は火道半径，μd は脱ガスマグマの粘性である．こ

道中を上昇する浸透流モデルにおいては，スケール長はの式から示唆される重要な性質として，未脱ガスマグマ

火道の長さ（>1 km 程度）となる．火山ガスの粘性はおの輸送量（火山ガス放出率に比例）は火道径の 4 乗に比よそ 10−5 Pa s として与えられる (Edmonds et al., 2003a)．

例し，マグマの粘性と逆相関する事が挙げられる．例え

Edmonds et al. (2003a) は火道断面積 (πR2) が地表で観ば玄武岩質の低粘性マグマの場合は，火道径が数メート測される火口断面積と同程度と仮定して火道径を与え，ル程度でも火道内でマグマの対流は可能である (Burton

圧力差を十数 MPa から数十 MPa 程度と仮定することにet al., 2007b ; Beckett et al., 2014)．だが，安山岩質や流紋よって，Soufrière Hills 火山の火道中の実効浸透率をおよ

岩質の高粘性マグマの場合は，火道内でマグマを対流さ

そ 10−9-10−12 m2 程度と見積もった．この見積は先行研せるためには数十から数百 m 程度の火道径が必要とな

究 か ら 示 唆 さ れ る 値 よ り も 大 き い が，Edmonds et al.

る (Shinohara and Tanaka, 2012 ; Ohwada et al., 2013)．

(2003a) はこの食い違いを火道内の亀裂や気泡連結によ火道内マグマ対流モデルの火山ガス放出現象への適用

る火山ガスの効率的な放出によるものだと解釈した．

として，観測量からマグマの粘性，密度，上昇マグマ流

Ohwada et al. (2013) は火道径が数 m から数十 m 程度，量を求め，室内実験から火道半径とマグマ上昇部半径のΔP が静マグマ圧と一致すると仮定し，浅間山で浸透流

比，ポワズイユ数を求め，マグマ対流に必要な火道径をモデルにより火山ガスが放出されていた場合，火道の浸求めるという問題を考える．此処では火道内マグマ対流

透率が 10−8-10−12 m2 程度になる事を明らかにした．こモデルの適用例として浸透流モデルの場合と同じく浅間の値は先の Edmonds et al. (2003a) の見積と調和的であ山火山の場合について考察する．浅間山での火道内マグる．
4-2

マ対流の計算は Ohwada et al. (2013) によって既に為さ
火道内マグマ対流モデル

れているが，マグマの密度計算においてメルトのみを考

火道上部までマグマが上昇しマグマとガス相が分離し慮しメルト密度をマグマ密度として近似している．本稿

た場合，持続的な火山ガス放出を説明するためには火道

ではマグマの構成相として，メルト（液相），結晶（固相），上部で生成された脱ガスマグマを火道から取り除く必要

気泡（気相）の三つを考え，マグマの密度計算部分に結がある．この火道上部から脱ガスマグマを取り除くプロ

晶と気泡の影響を加えて議論を行う．マグマの粘性・密セスをモデル化したのが火道内マグマ対流モデルである度を計算するためには温度，圧力，メルト化学組成，メ(Kazahaya et al., 1994 ; Harris and Stevenson, 1997 ; Stevenson

ルトの初期揮発性成分濃度，マグマ中結晶体積分率の情

and Blake, 1998)．このモデルの概要は次の通りである．

報が必要となる．

(1) 気泡・揮発性成分に富み，密度が小さい未脱ガスマグ

まずマグマの粘性・密度計算の前準備として，必要なマが火道中を上昇する． (2) 火道上部にてガス相とマグ情報を整理・仮定しよう．此処では現在浅間山の噴煙活

マの分離が起こり，密度の高い脱ガスマグマが火道上部動に関与しているマグマが浅間山 2004 年噴火の噴出物で生成される． (3) 密度差によって脱ガスマグマが火道と類似すると仮定し，メルト化学組成及びマグマ中結晶中を下降する． (1)-(3) のプロセスにより，未脱ガスマ

体積分率として三宅・他 (2005) が報告している値を採グマと脱ガスマグマが火道上部で入れ替わる事によって用する (Table 3 in Ohwada et al., 2013)．マグマの温度は効率的にマグマから火山ガスが分離・放出される．この

輝石温度計 (Frost and Lindsley, 1992) を用いて 1,323 K 程

脱ガスモデルではマグマは火山浅部で脱ガスするため，度と見積もられる（嶋野・他，2005）．マグマが主に地下放出される火山ガスの組成も低圧条件下における脱ガス

3 km から供給されていると仮定し (Aoki et al., 2013)，静に対応した物となる．

岩圧を仮定すれば圧力は 75 MPa 程度（周囲岩体密度をマグマ対流モデルにおける火道内の未脱ガスマグマと2,500 kg/m3 と仮定）となる．主要な揮発性成分のほぼ全

脱ガスマグマの流れは管状ポワズイユ流によってモデルてが脱ガスしたと仮定すれば (Ohwada et al., 2013)，メル

化される (Stevenson and Blake, 1998)．

トインクルージョンのデータ（太田・他，2007）及び火gΔρR 
.
Q=π(R') v=π(R') Pμ山ガス組成データ (Shinohara, 2013b ; Shinohara et al., 2015)(4)からメルトの初期揮発性成分量は H2 O=2-4 wt%, CO2=1,320-2,640 ppm と見積もられる．一方でマグマ供給

162

風早竜之介・森俊哉

源におけるマグマの粘性・密度を計算するためには，マ
グマ供給源の温度・圧力におけるメルト溶存揮発性成分
濃度と気相体積分率の情報が必要である．メルト中に溶存している揮発性成分は濃度が飽和濃度を超えるとメル
ト相から気相へと移動する．溶解度は揮発性成分ごとに異なり，メルト組成とメルトと共存する気相のガス組成，温度，及び圧力等によって変化する．室内実験のコンパ
イルによって，火山ガスの主要成分である H2 O-CO2 の溶解度モデルが提唱されている (Newman and Lowenstern,
2002 ; Liu et al., 2005 ; Papale et al., 2006)．メルト組成と初期揮発性成分量を溶解度モデルに代入すれば，各温度・圧力条件下でのメルト溶存揮発性成分濃度を見積もることが出来る．また，上記計算によって求められるメ
ルトから気相へと移動した揮発性成分量と状態方程式を用いれば，気相体積分率を計算する事が出来る．火山ガ

Fig. 3. Model results for magma convection of Asama
volcano as a relation between SO2 emission rate andradius of conduit. The crosses and circles correspondto the calculations using undegassed magma densitiesof 1,900 kg/m3 and 2,400 kg/m3, respectively.

ス中 90 mol% 以上を占める H2 O の脱ガスが卓越し CO2
他のガス量が H2O 量に比して無視できる低圧条件下では，状態方程式として理想気体状態方程式を用いて気相相の密度及び気相体積分率については前述の溶解度モデ

体積分率や気相密度の推定が可能である．ただし，高圧

ル及び状態方程式によって計算が可能である．上記よ

条件下で気相における CO2 量が H2O 量に比して無視でり，未脱ガスメルトの密度は 2,300-2,400 kg/m3，脱ガス

きない場合においては，分子体積・分子間力を考慮した

メルトの密度は 2,500 kg/m3 と計算される．Papale et al.

経験式である Modified-Redlich-Kwong 方程式を用いる必(2006) の溶解度モデル及び Modified-Redlich-Kwong 状態

要がある (Holloway and Blank, 1994)．

方程式を用いれば，浅間山のマグマ供給源での気相の密マグマの粘性は温度，結晶量，メルト中の揮発成分量

度は 123 kg/m3，気相体積分率は 3.7-27.4 % と求められ等によってコントロールされる．特に結晶量はマグマ粘る．以 上 か ら 未 脱 ガ ス マ グ マ の 密 度 は 1, 900-2, 500

性に大きな影響を与えることが知られている (Tait and

kg/m3，脱ガスマグマの密度は 2,600 kg/m3 と求められる．

Jaupart, 1990)．結晶部を除いたメルトの粘性は温度，岩火道内上昇マグマ流量を観測される SO2 放出量に換算

石組成，含水量によって計算する事が出来る (Giordano

するためにはメルト中 SO2 濃度が必要となるが，此処でet al., 2008)．浅間山のマグマ供給源の岩石組成，温度，はメルト中 SO2 濃度として浅間山の安山岩質メルトイ

含水量を Giordano et al. (2008) のモデル式に代入する事

ンクルージョンの値である 2,400 ppm を採用する（太田・35により，未脱ガスメルト粘性は 5.8×10 −1.5×10 Pa s

他，2007 ; Ohwada et al., 2013）．Stevenson and Blake (1998)と 計 算 さ れ る．Einstein-Roscoe の 式 (Tait and Jaupart,の室内実験の結果より，火道半径とマグマ上昇部半径の1990) により結晶を含めた未脱ガスマグマ粘性は 2.1×

比を 0.6 と与える．また，ポワズイユ数は未脱ガスマグ

104−5.3×105 Pa s と計算される．また，同様に含水量とマと脱ガスマグマの粘性比の関数として与えられるが，して浅間山 2004 年噴火の噴出スコリアと同等の 0.1 wt%

今回の場合は比が 12 以上であるため，ポワズイユ数と（三宅・他，2005）を用いれば，脱ガスマグマの粘性は 2.5

して 0.064 を仮定する (Stevenson and Blake, 1998)．

×107 Pa s と計算される．

浅間山の SO2 放出率は百 ton/day から数千 ton/day とマグマの密度は結晶，メルト，及び気相の各々の相の静穏期・活動期で大きな差異がある (Ohwada et al., 2013)．

割合及び密度によって決定される．結晶密度については

浅間山の火道内マグマ対流モデルの計算から，活動静穏

各種書籍やデータベースを参照されたい (Henderson and期（SO2 放出率 100 ton/day の場合）に必要な火道半径はHenderson, 2009)．メルト密度は溶存揮発性成分濃度に10 m，活動活発期（SO2 放出率 4,000 ton/day の場合）によって大きく変化する．マグマ中に溶存する揮発性成分

必要な火道半径は 40 m と計算される (Fig. 3)．この結果

は主に H2 O であるため，メルト密度変化計算においては地殻変動研究による見積 (50 m ; Aoki et al., 2013) とも

は含水量のみを考慮すればよい．メルト密度はメルト中調和的であり，浅間山の噴煙活動は火道内マグマ対流モ

部分モル体積と組成によって計算する事が出来る

デルによって説明可能である．だが，火山地下の火道径(Bottinga and Weill, 1970 ; Lange and Carmichael, 1987)．気の見積には不確かな点が多く，より定量的な議論を行う

火山ガス観測研究から見る地下のマグマ挙動および噴火現象の解釈

163

ためにはミューオン観測等による火道径の実測が重要である (Shinohara and Tanaka, 2012)．
火道内上昇マグマ流量をコントロールする主要パラ
メータは，未脱ガスマグマと脱ガスマグマの密度差，火道半径，脱ガスマグマの粘性の三つである (Eq. 4)．脱ガ
スマグマの粘性は岩石組成，結晶体積分率により桁で変化しうるため，マグマ対流に必要な火道半径を見積もる
上で支配的なパラメータである．また，本計算ではメルトの初期揮発性成分濃度を H2O=2-4 wt%，CO2=1,3202,640 ppm と幅広く見積もっているため，粘性程ではな
いにせよ未脱ガスマグマ密度も 1,900-2,500 kg/m3 という幅を持ち，必要火道半径の見積に対する影響が大きい(Fig. 3)．より定量的な議論を行うためには，メルトイン
クルージョンや火山ガス組成研究を通じた高精度なメルトの初期揮発性成分濃度の推定が重要である．また，上記の物理モデル計算では暗示的に未脱ガスマグマは火道
上昇中もマグマ供給源での物性（粘性・密度）を保持するという仮定が置かれている．この仮定については今後十分な検証が必要である．特にマグマの密度を大きく変化させる気相体積分率は，マグマの上昇に伴う減圧作用による気相の体積膨張によって増加する．このため，実際には未脱ガスマグマの密度は火道上部と下部で異なっていると考えられる．圧力に対応したマグマの密度及び気相体積分率変化は前述の溶解度モデル (Papale et al.,2006) や MELTS (Ghiorso and Sack, 1995 ; Asimow andGhiorso, 1998 ; Gualda et al., 2012) によって計算できる．
浅間山における数値計算例を Fig. 4 に示す．これより，
マグマ密度がメルトの初期揮発性成分濃度によって大きく変化する事，また，低圧条件下では急激に気相体積分率が上昇し，マグマ密度が減少する事が解る．特にマグマの入替が起こると考えられる火道上部（例えば 100
MPa 以下）では未脱ガスマグマと脱ガスマグマの密度差
は 1,000 kg/m3 以上となり，必要火道半径の見積る上でマグマの密度差が無視できなくなる．次節にて，気相体
積分率変化を考慮したマグマ脱ガスモデルについて紹介する．
4-3

ガスパーコレーションモデル

マグマの気相体積分率がある閾値を超えた所でマグマ

Fig. 4. Pressure-dependent behavior during magma decompression in closed-system calculated by MELTS(Ghiorso and Sack, 1995 ; Asimow and Ghiorso, 1998 ;Gualda et al., 2012) and the solubility model of Papale
et al. (2006) with the Modified-Redlich-Kwong equation of state. Chemical composition of the melt isassumed to be the same to the scoria emitted from the2004 eruption at Asama volcano, Japan (Miyake et al.，2005). Lines with diamonds, triangles, and squares
represent the initial H2 O concentrations dissolved in
the parental melt of 2, 4, and 6 wt%, respectively, calculated using MELTS. The MELTS considers only H2O
as the volatiles dissolved. Black crosses correspond to
the points of the initial H2 O and CO2 concentrations
dissolved in the parental melt of 4 wt% and 2,640 ppm,
respectively, calculated using the model of Papale etal. (2006) which takes into account H2O and CO2 as
the volatiles dissolved. (a) Density of ascending magma
as a function of pressure for three different H2O contents dissolved in parental melt. The effect of bubbles
and crystallization for the magma density was taken
into account for the MELTS calculation. (b) Calculated gas volume fraction as a function of pressure forthree different H2O contents.

は 破 砕 し 噴 火 へ と 至 る (Dingwell, 1996 ; Papale. 1999 ;Zhang, 1999)．このため，マグマの噴出なしに大量の火山ガスを放出するためには火山地下でマグマと気泡に相気泡の相対運動が支配的になるかは明らかではない．

対速度が生じ，マグマと火山ガスが分離するプロセスを

Burton et al. (2007b) は気相体積分率 30-50 % の条件でマ考える必要がある．気相体積分率が増加すると，気泡サ

グマと気泡の相対運動が支配的になると仮定して，火山イズの増加に伴う気泡上昇速度の増加や気泡連結によるガス・岩石学的観測事実に基づいて，ストロンボリ火山

チャンネルフロー・浸透流によってマグマと気泡に相対での脱ガス現象を火道内マグマ対流を基にモデル化した速度が生じる．だが，実際にどのような条件でマグマと(Fig. 5)．このモデルでは，気相体積分率が 30-50 % 未満

164

風早竜之介・森俊哉
4-4

マグマ脱ガスモデルの検証

本章では三つのマグマ脱ガスモデルの概要について述
べた．特に三つ目のガスパーコレーションモデルは，ある意味で火道内マグマ対流モデルの高度化である．このような，火道下部ではマグマ対流，火口直近では浸透流によってマグマ脱ガスが生じるというモデルは，例えば
薩摩硫黄島の火山ガス放出活動についても考案されている (Shinohara and Tanaka, 2012)．
噴火活動の理解のためにはこれらのマグマ脱ガスモデ
ルの検証・適用が重要であるが，特にモデルの検証については不十分な点が多い．例えば，浸透流モデルに関しては，気相の移動によってどの程度マグマ溜から地表への熱輸送が可能か (Giberti et al. 1992 ; Harris and Stevenson,1997)，また火道を埋める半固結マグマを噴火発生時にどのようなプロセスで取り除くかという問題の検証が不十分である．マグマ対流モデルに関しても，マグマ対流
Fig. 5. Schematic diagram of magma degassing process
within a volcano proposed by Burton et al. (2007b). A
transition of two degassing mechanisms as permeable
flow and magma convective degassing in conduit isconsidered. The gas volume fraction increases alongwith the magma ascent that includes decompression. If
the gas volume fraction reaches a threshold (e.g., 50%), the transition of the closed- to open- degassing
occurs. Where the gas volume fraction is less than thethreshold, the volatiles dissolved in the magma ascendwith the magma as the results of the magma convective
degassing in the conduit. After the gas volume fraction
reaches the threshold, gas escapes dominantly throughpermeable flow and the gas volume fraction of thethreshold value is maintained in the ascending magma.
Above the magma head, the pressure is atmosphericand the volcanic gas freely emits to the surface.

ヘッドにおける未脱ガスマグマと脱ガスマグマの入替プ
ロセス等，未だに明らかではない点が多い．ガスパーコ
レーションモデルでは浸透流とマグマ対流の遷移条件を
気相体積分率によって仮定しているが，実際にどのような物理プロセスがこのマグマ脱ガス遷移を支配している
かは未だに不明であり，気相体積分率 (30-50 %) という遷移条件の仮定が適切であるかは吟味が必要である．
これらの脱ガスモデルを検証するための重要な手法として火山ガス組成観測及びメルトインクルージョン解析が挙げられる．前述の通り，火山ガス組成はマグマが脱ガスした圧力・温度を反映している．例えば，マグマ溜で脱ガスした揮発性成分が浸透流として火道を通り抜けて地表に放出されたならば，メルト中の揮発性成分は完
全には脱ガスせず，その火山ガス組成は CO2 等溶解度の低いガス種に富むことが期待される．この場合，地表で観測される火山ガス組成とメルトインクルージョン解析から示唆されるメルトの初期揮発性成分濃度は一致しの高圧条件下では，揮発性成分は主に火道内マグマ対流

ない．一方，マグマが火道内マグマ対流によって地表付によって輸送される．マグマと気泡の相対運動が生ずる

近まで運ばれ脱ガスし地表に放出されたならば，メルト

低圧部では，気相体積分率は 50 % に保たれ，火山ガスは中の揮発性成分は（塩素等の極めて溶解度の高い成分をマグマと共に上昇しながら，主に気泡連結によって生じ除いて）ほぼ完全に脱ガスし，地表で観測される火山ガ

たチャンネルを通じて浸透流として地表に放出される．

ス組成とメルトの初期揮発性成分は一致する (Saito et

このモデルの一つの特筆すべき点は，マグマ脱ガスの支

al., 2001)．実際，こうした火山ガス組成・メルトインク

配的プロセスの遷移を考える事で，マグマ上昇に伴う気ルージョンの議論から，例えばチリのビジャリカ火山

相体積分率増加によるマグマの破砕を起こさずに大量の(Shinohara and Witter, 2005) や三宅島 (Saito et al., 2010) で

火 山 ガ ス 放 出 を 説 明 で き る 点 で あ る．Burton et al.

火道内マグマ対流モデルが提唱されている．モデル計算(2007b) はこのモデルにストロンボリ火山における火山例で触れた浅間山のような場合にはメルト初期揮発性成

ガス放出率，火山ガス組成，岩石学的知見を当てはめる

分の見積幅等の問題があるためマグマ脱ガスモデルの定事によって，ストロンボリ火山浅部の火道径を 2.5-2.9 m

量的検証は困難だが，多くの場合はこれらの研究手法に程度と見積もった．

よって個々の火山における浸透流モデルやマグマ対流モ

火山ガス観測研究から見る地下のマグマ挙動および噴火現象の解釈

165

デルの半定量的検証は可能である．マグマ脱ガスモデルを与える．これらの観測研究により示唆される地下のマの定量的評価のためには，火山ガス組成観測の質及び量グマ挙動をより定量的に評価するためには，火山ガス・の向上が必要である．例えば，浅間山のように火口内壁

地球物理研究を相補的に組み合わせることが肝要であ周辺に低温噴気帯が存在する場合，火口縁で観測される

る．近年，火山ガス観測技術の高度化や火山周辺の観測

噴煙はメインの火口から放出された高温噴煙と低温噴気網の充実によって，地球物理・火山ガス観測データを多帯からの噴煙の混合となり，火山ガス組成はこの混合比

角的に評価することが可能となりつつある．

に よ っ て 大 き く バ ラ つ い て し ま う (Shinohara et al.,

火山性地震活動と火山ガス放出には密接な関係があ2015)．この問題の解決方策としては，無人機を用いたる．世界中の活動的火山にて観測される火山性微動や長火口直近での火山ガス組成観測の実施等が挙げられる

周期地震は，以前から地震学や室内実験等によって得ら(Shinohara, 2013a)．また，火山ガス組成の火口近傍でのれた知見により火山地下の流体（マグマやガス）によっ

連続観測は 2006 年以前から一部の火山で実施されていて励起されることが示唆されてきた (Chouet et al., 2010 ;るが (e.g., Aiuppa et al., 2009)，低圧におけるマグマ脱ガ

James et al., 2004)．特に此処数年で，火山ガス観測研究

スと火山ガス組成観測データを結びつけて議論するためによる両者の関係の解明が進んでいる．Nadeau et al.

には，様々な火山での研究事例の積み重ねを通じた各々(2011) は，フエゴ火山において SO2 カメラによる SO2の火山の脱ガス活動の特徴抽出とマグマ脱ガスプロセス

放出率高時間分解能測定を行い，SO2 放出率と火山性微の多様性・普遍性の評価が必須である．

動の強度の間に相関関係を見出した．Kazahaya et al.

マグマ脱ガスプロセス検証の上でもう一つの問題は，(2011) や Waite et al. (2013) は SO2 カメラによって長周SO2 や H2 S 等を含めた多数のガス種を用いたマグマ脱期地震発生に伴う火山ガス噴出活動における SO2 放出

ガス実験及び低圧条件下での実験研究事例が少ない事で量を定量し，火山ガス放出量と地震モーメントの間に正ある．特に低圧条件下ではメルトへの溶解度が高い HClの比例関係が存在する事を報告している．長周期地震モ

等のガス種が重要である．だが従来のマグマ脱ガス実験

デルにおいて地震モーメントと地震ソースでの体積変化

は，H2O-CO2 の二つのガス種に絞ったものが多く，前述

量 は 比 例 関 係 に あ る た め (Kawakatsu and Yamamoto,の通り溶解度モデルもこの二つのガス種に関するものが2007)，火山ガス放出量と地震モーメントの比例関係は，

多 い．多 数 の ガ ス 種 を 用 い た 脱 ガ ス 実 験 と し て は，

火山ガスが地震ソースを通過する事によって長周期地震

Lesne et al. (2011) が挙げられる．彼女らは H2 O-CO2 -S-を励起される事を示唆している．だが，放出される全て

Cl を含めた玄武岩におけるマグマ脱ガス圧力実験をの 火 山 ガ ス が 長 周 期 地 震 を 励 起 す る わ け で は な い．

行っているが，100 MPa 以下の領域での脱ガス圧力につKazahaya et al. (2015b) は火山ガス放出量と地震モーメン

いては明らかでない点が多い．このため，今後極低圧領トの比例関係を利用して地震を励起した火山ガス量を見域での脱ガス圧力についての実験研究を進めていくこと

積もり，浅間山 2008-2009 噴火前後で火山ガスが長周期が肝要である．

地震を励起する率が変化している事を示した．一方，また，上記によってモデル化される火山ガス放出過程

Zuccarello et al. (2013) はエトナ火山において同様の研究を通じてどのような地球物理学的現象（例えば火山性地を実施しているが，エトナ火山においては長周期地震の震や地殻変動）が発生するのか，というのは今後の重要

地震モーメントと火山ガス放出量の間には比例関係は見な課題である．火山ガスと地球物理学的知見を組み合わ

出されてはいない．この事実は，火山毎に火山ガス放出せる事により，火山ガス放出現象と地球物理現象の因果及び長周期地震発生プロセスが異なる可能性を示唆して関係が明らかになれば，双方からの火山噴火現象のモデいる．今後，観測事例を増やす事によってこの火山ガス

ル化及び検証を進める事も可能であろう．こうした火山と長周期地震の関係の普遍性評価を行う事が火山現象の学の重要な課題である噴火現象の多角的評価について次

理解のために肝要である．

章で紹介する．

一方で，火山で観測される地殻変動と火山ガス放出も切り離せない関係がある．近年，火山ガスと地殻変動観

5．火山ガス放出過程と地球物理観測データ

測を組み合わせることで，火山地下のマグマ挙動把握を

噴火活動に伴うマグマの浅部への上昇や火山地下への目的とした研究が盛んにおこなわれている (Voight et al.,

マグマ供給は主に地震や地殻変動等の地球物理観測に2010 ; Poland et al., 2012)．Poland et al. (2009) はハワイのよって捉えられてきた．だが，これらの地球物理現象のキラウェア火山において，2007 年の噴火活動中に急激な物質科学的実体は未だに不明な点が多い．一方，火山ガ

山体収縮と SO2 放出率増加を観測した．彼らは，山頂部

ス観測研究はマグマ供給系における物質科学的な手掛りのマグマ溜からマグマが除去される事によって山体収

166

風早竜之介・森俊哉

縮・減圧が起こり，減圧に伴いマグマ中の揮発性成分のデリングについて以前よりも理解を深める必要があるで脱ガスが促進される事によって SO2 放出率が増加したあろう．また，地球物理学者の方々にも，火山ガス研究と結論づけた．だが，この減圧による脱ガス促進プロセの問題点と課題の理解，及びマグマ脱ガスプロセスに付スの物理的実体は不明瞭なため，今後この減圧脱ガスプ

随する種々の物理現象について地球物理学的観点からのロセスと実際の火山地下のマグマ及び火山ガスの挙動を検証が進められていく事を期待する．本総説では火山ガ結びつけるためのマグマ脱ガスのモデル化が必要であスの紹介に始まり，その観測方法，観測量の意味づけ，る．一方，火山ガス放出によってマグマ溜内の減圧が起

マグマ脱ガスモデルを通じた解釈，火山ガスと地球物理

こる事がモデル計算によって示唆されている．Girona et

観測との関連について述べた．本稿が火山ガス研究に携

al. (2014) は脱ガスモデルとして火道内マグマ対流と浸わる学生や初学者だけでなく，地球物理学者等の火山ガ

透流の二つのモデルを仮定し，火山ガス放出によるマグス観測研究の理解の一助になる事を願う．

マ溜の減圧量を計算した．彼らは，数か月から年単位の火山ガス放出によってマグマ溜が数 MPa 程度減圧され謝る可能性を示している．また，Kazahaya et al. (2015a) で

宮城磯治氏には，浅間山における圧力に対応するマグ

辞は浅間山において火山ガス放出によるダイク状火道内のマ密度・気相体積分率についての MELTS での計算結果

マグマ体積減少量を計算し，地殻変動観測結果から推定を提供いただいた．染谷雅美氏には原稿準備の手伝いをされるダイク状火道内の体積変化と比較を行い火山地下して頂いた．大場のマグマ収支を見積もった．この研究によって，火山ガである篠原宏志氏には丁寧な査読，原稿の不備を指摘しス放出により大規模な山体収縮が発生する可能性が示唆て頂いた．また，編集委員長である橋本武志氏には原稿されている．また，マグマ脱ガスモデルとして火道内マの不備を指摘・修正頂いた．此処に各位に深くお礼申し

グマ対流を仮定した場合，火山浅部に供給されるマグマ

上げる．

量は地殻変動で観測される山体膨張量よりも一桁以上大きくなる．この火山ガス放出の地殻変動への影響を考慮
せずに地殻変動観測によって得られた山体膨張量をそのままマグマ供給量と解釈してしまうと，著しくマグマ供給量を過小評価してしまう恐れがある．このため，特に火山噴煙活動が活発な火山においては，火山ガス放出の地殻変動に対する影響をきちんと定量化する事が重要で
ある．
6．結

文

火山ガス観測技術はこの 10 年間で目覚ましい発展を遂げた．この発展により，火山ガス放出量や組成の連続的なデータの取得が可能となり，噴火活動推移と火山ガ
スデータを結びつけ，従来よりも詳細な議論をする事が可能となった．また，火山ガスの高時間分解能測定技術の開発を通じて，地震等の短い時間スケールの物理現象と火山ガス放出過程を直接比較し，両者の関係を検証する事が可能となった．こうした火山噴火現象の多角的評
価は，噴火活動のモデリング，ひいては噴火活動推移予測を実現するために必要不可欠である．今後，種々の火
山噴火現象を対象とした火山ガスと地球物理観測研究の相補的な適用事例は増えていくことが期待される．地上で観測される地球物理観測量は火山地下のマグマ脱ガス
プロセスと密接に関係している．今後，火山ガス研究者（或いは広く地球化学者）は火山ガス放出プロセスの理解のために，地震や地殻変動等の火山現象の地球物理モ

武氏，匿名査読者，ならびに編集者

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（編集担当

篠原宏志）