箱根火山大涌谷における二酸化硫黄放出率の測定
安部祐希 *1・原田昌武 *1・板寺一洋 *1・森健彦 *2・高木朗充 *3・長岡優 *3

Sulfur dioxide emission rate measurements at Owakudani, Hakone volcano, Japanby
1Yuki ABE* , Masatake HARADA* , Kazuhiro ITADERA* , Takehiko MORI*2, Akimichi TAKAGI*3 and Yutaka NAGAOKA*3

1.

1

1

温泉地学研究所（当所）では 2017 年から大涌谷におけはじめに箱根火山では、2001 年以降現在まで数年に一度の頻る SO2 放出率の繰り返し測定を開始することにし、関度で群発地震が発生しており、地震活動活発化と同時に連機器を導入した。本報告では、立ち上げ時に行った測箱根火山を横切る基線長の伸びが GNSS の解析によって定の結果について報告する。

捉えられている。その中でも、2015 年 4 月に始まった群発地震活動は最も活発であり、同年 6 月には大涌谷（図2.

１）においてごく小規模な水蒸気噴火が発生した（原田2.1 観測

方法
SO2 に は 特 定 の 波 長（300‒320nm） の 紫 外 光 を 吸ほか、2015）。
箱根火山では噴火前から、地震活動や地殻変動に関る収する性質があるため、その波長の紫外光は火山活地球物理学的な観測に加え、噴気地帯から放出されるガ動に伴う噴気を通過すると噴気中の SO2 濃度に応じスの組成や濃度の変化についての調査が行われておりて 減 衰 す る。DOAS（Differential Optical Absorption（例えば、大場ほか、2008; 代田、2013）、それらをもSpectroscopy）法はこの性質を用い、噴気を通過することにした火山活動の評価の手法やマグマ熱水系のモデルの波長の自然光の光量を調べることで減衰の大きさ（吸が提案されてきた。一方、噴気地帯から放出される火山

光度）を測定し、その吸光度から SO2 のカラム濃度（光ガスの量については、2015 年 6 月以降、気象庁（2016）の到来方向に存在する SO2 の総量（ppmm））を算出すや気象研究所（2016）によって二酸化硫黄（SO2）放る方法である (Mori et al ., 2007)。このたび当所が導入出率の測定が数回行われたが、長期間にわたる繰り返ししたのは、アイリックス社製の二酸化硫黄濃度遠隔観測測定は現在まで行われてこなかった。

DOAS システムである。この観測装置は、各波長成分の火山ガス放出率の繰り返し測定は、火山活動の評価や光量を測定する分光器（Ocean Optics 社製）と、集光定量的なモデル化のために重要である。例えば、2002

口に設置されたミラーを回転し角度を変えることで光を年から 2016 年までの浅間山における SO2 放出率の測測定する方向を制御するスキャンユニット（リツー応用定結果（気象庁地震火山部火山監視・警報センター、光学社製）から構成されている。

2017a）によると、静穏時には SO2 放出率が数 100 ト

毎回の観測では、噴気の測定に先立ち、まず分光器にン / 日となる日が続くが、噴火前後では放出率が 1000入る光を完全に遮断した状態で機器のノイズレベルを取から 5000 トン / 日程度へと上昇する傾向が捉えられ得し、次いで噴気の存在しない空に向けて集光口を開放ている。同様の変化は、阿蘇火山や三宅島においてもし SO2 による影響を受けていない自然光の波長ごとの見られる（福岡管区気象台地域火山監視・警報センタ

強さ（波長分布）を取得する。噴気を通過する自然光

ー、2017; 気象庁地震火山部火山監視・警報センター、の波長分布を観測し、波長λの観測光、ノイズレベル、2017b）。これらの事例を考慮すると、箱根火山におい噴気の存在しない空からの自然光の強度をそれぞれ P_ても、長期間のモニタリングにより、その活動度に応じplume ( λ )、P_dark ( λ )、P_reference ( λ ) とすると、た SO2 放出率の変化が捉えられる可能性が高い。そこで、観測した光の吸光度 A_plume ( λ ) は、

*1 神奈川県温泉地学研究所
0052〒 250-0031

神奈川県小田原市入生田 586、*2 気象庁気象研究所火山研究部第一研究室福岡分室

福岡県福岡市中央区大濠１丁目 2-36、*3 気象庁気象研究所〒 305-0052

報告 , 神奈川県温泉地学研究所報告 , 第 49 巻 ,21-28, 2017–21–

茨城県つくば市長峰 1-1〒 810-

130˚

東経139˚

140˚

(a)

(b)

m000

1

東経
箱根カルデラ
10000100m

m
050m

大涌谷

北緯

箱根火山35.3˚

北緯40˚

139.1˚

1000

050m

m

35.2˚
芦ノ湖

30˚

火口
噴気孔
蒸気井(c)

観測点

500 m
図１ （a）箱根火山の位置を示す地図。
（b）箱根カルデラとその周囲の地形図。等高線の間隔は 50m。太い実線でカルデラ壁を示す。四角は（c）の範囲を示す。
（c）Google Earth による観測点近傍の航空写真。星印で観測点を示す。
赤、黄、青の丸印で、2015 年 6 月 29 日の噴火以降に確認された火口、噴気孔 (Mannen et al., 2017)、および蒸気井の位置をそれぞれ示す。

–22–

図２

2017 年 5 月 22 日に撮影した走査中の観測機器と大涌谷の様子。

表１

観測の詳細。左から観測日、走査回数、集光範囲、走査の中心方向の仰角、撮影した動画から推定した噴気の平均上昇速度とその標準偏差。

観測日

走査回数

集光範囲（º） 仰角（º） 噴気上昇速度（m/s）

2017 年 3 月 29 日

14124 ‒ 184

17.0

7.2±2.2

2017 年 4 月 24 日

1386 ‒ 206

45.8

2.5±0.72017 年 5 月 22 日

1460 ‒ 180

35.0

2.4±1.02017 年 6 月 29 日

1282 ‒ 20233.83.4±1.1

2017 年 8 月 9 日

1590 ‒ 210

37.34.7±1.42017 年 5 月 22 日の観測風景を図２に示す。観測点から噴気までの距離が長いと、散乱により集光方向以外から分光器に到来する紫外線の影響でカラム濃度が過小評と表される。

価される可能性があるが、観測点から火口群までの距離

その後、機器の校正を行うため、SO2 濃度が既知のは約 250m であり（図１c）、Mori et al . (2006) を参照

気体が封入されているセルを集光口の手前に設置してするとこの距離では散乱光によるカラム濃度推定への影その吸光度を測定する。セルは SO2 カラム濃度が、88、響はほとんどない。いずれの観測も、観測点を固定し、173、261、442 ppmm の４種類であり、後述の観測で集光口のミラーが一定範囲の角度を往復することで集光得られるカラム濃度を正確に推定する上でふさわしい範方向を変化させるパンニング観測を行った。本報告では囲である。

その片道分を一回の走査と呼ぶことにする。ミラーの回

2017 年 3 月から 8 月までに箱根ロープウェイ大涌谷

転速度を 0.5º/ 秒に設定しており、走査する角度の範囲駅駅舎前（図１c）から 5 回の観測を行った。例としてが 120º であれば一回の走査にかかる時間は 4 分である。
–23–図３150

方位（ ）

200

SO2カラム濃度（ppmm）

300
250
200
150
100
500−50100
0500

1000

1500
時間 （秒）

2000

2500

3000

2017 年 6 月 29 日の観測記録。観測開始からの経過時間の関数として、実線で SO2 のカラム濃度、破線で集光方位を示す。

SO2カラム濃度（ppmm）

300

最も標準偏差の小さい方位190º（36.5±6.1ppmm）

200
1000100

図４120140 160 180
方位（ ）

200

2017 年 6 月 29 日の観測から得られた、各方位の SO2 カラム濃度の平均（実線）と標準偏差（点線）。方位角190˚ で標準偏差が最小となる。

大涌谷を挟んで向こう側の尾根は観測点よりも標高が高2.2 解析く、その尾根よりも上の空から到来する光を観測するたそれぞれの観測で得られたデータ（例として、2017めに集光口を水平よりもやや上向きに構え（図２）、集年 6 月 29 日の観測記録を図３に示す）をもとに、SO2

光方位を変化させながら上昇する噴気を走査した。の放出率を推定した。まず、集光方位ごとにカラム濃度測定したカラム濃度から SO2 の放出率を推定するたの平均と標準偏差を求めた（図４）。ここで、最も標準めには、噴気の上昇速度を知る必要がある。そのために、偏差の小さい方位には SO2 が存在せず、そのカラム濃噴気の背景となる尾根の斜面上に複数の目標を設定して度の平均値は機器の状態変化あるいは分光器内部に入っ観測点からの仰角を測定し、観測と同時に観測点から噴た迷光に起因するドリフトであると仮定して、全てのカ気の様子を動画で撮影した。撮影した動画から、異なるラム濃度から差し引いた。また、この方位の標準偏差を仰角の目標間を噴気が移動するのにかかる時間を計測誤差レベルと仮定した。

し、いずれの測定でも噴気までの距離を 250m と仮定

次に、噴気が直立した円柱状に分布し一定速度で上昇して噴気の上昇速度を推定した。本研究では尾根の稜線していることを仮定して SO2 放出率を推定するために、のやや上側に見える空から到来する光を観測するため、仰角の補正を行った。本観測では、装置に仰角を持たせ斜面上の目標は稜線の近くに設定した。そのため、推定た状態で集光方位を変化させて走査したので、模式図（図した速度は、観測点から稜線のやや下側に見える噴気の５）の太い実線で示された面（走査面）内の SO2 のカ上昇速度に対応する。各観測において、複数の噴気の上ラム濃度が測定される。走査の中心方向の仰角をφ、走昇速度を推定して平均し、その平均値を用いて SO2 の査の中心を基準とする集光方位をθとすると、観測点か放出率を推定した。観測の詳細を表１にまとめた。

ら集光方向に引いた線分は、水平面に投影するとその長–24–走査の中心走査面

θ
φ

観測点

φ
水平面
図５

観測点からの走査方向を示す模式図。星印で観測点を示し、太い実線で SO2 を走査する面を示す。φ：走査の中心方向の仰角、θ：走査の中心を基準とする集光方位。

さが2017 年 6 月 29 日の観測では 4 番目と 5 番目の走査で、倍になる。つまり、装置に入射する光は、噴気柱の範囲が走査範囲を超えている（図６）。6 番目

噴気の移動方向と直交する水平面を走査した場合に比べての走査では、平均値が誤差レベルを下回ることがなく、倍長く透過することになる。

噴気柱の範囲が推定できない。このように噴気柱の範囲倍することでが観測範囲を超えている走査のデータは SO2 放出率推

噴気の中をそこで全てのカラム濃度を仰角の補正を行った。

定から除外した。

噴気の状態は観測中にも変化しており、風の影響で噴走査ごとに SO2 放出率 En（トン / 日）を気が観測範囲に収まらなくなる場合がある。そこで、噴気が観測範囲に収まっているかどうかを走査ごとに判断し、収まっていないデータを除外した（図６）。具体的には、以下に述べるように、観測データから SO2 が検出される範囲（噴気柱の範囲）を走査ごとに定義し、観とした。ここで、n は走査の番号、az1、az2 は走査方測範囲の端の一方あるいは両方が噴気柱の範囲に含まれ位の下限と上限、θは観測方位、c( θ ) は方位θの SO2る走査を除いた。まず、それぞれの走査で SO2 カラムカラム濃度（ppmm）の補正値、r は噴気中心までの距濃度が最も高い方位を噴気の中心方位と仮定した。次に、

離（本解析では 250m と仮定した）、θ c は噴気中心その中心から両側に一定範囲を除外してカラム濃度を平の方位、w は噴気の上昇速度（m/s）（表１参照）、s は均した。この平均にはその範囲外の全てのデータを用いSO2 の密度（2.76 × 10-3 トン /m3）としている。そして、るのではなく、噴気中心に最も近く除外した方位の幅と除外していない走査から得られる放出率の平均値を推定同じ幅に入る方位のデータだけを用いた。例えば、観測値とし、最小値から最大値までを誤差範囲とした。

範囲が 0˚‒120˚ で噴気中心の方位が 40˚ の時、データを除く方位の幅が噴気中心から 15˚ ずつであるならば３．結果とまとめ平均するデータの方位は、10˚‒25˚ と 55˚‒70˚ である。

それぞれの観測における SO2 放出率の推定値およびもし除く幅が 30˚ であれば、平均するデータの方位は、誤差範囲を図７に示す。図７には、上述の結果のほか、

0˚‒10˚、と 70˚‒100˚ とし、観測していない方位は平均気象庁（2016）および気象研究所（2016）による測定には含めない。噴気中心からデータを除外する幅を 10˚結果も示した。図７を見ると、2016 年以降 SO2 放出率から 1˚ ずつ増やしながらこの平均値を計算した。そしは数 10 トン / 日以下で推移しており、放出率の明瞭なて平均値が先に求めた誤差レベルを初めて下回ったと時間変化は見出せない。しかし、噴火が発生した 2015

き、除外した範囲を噴気柱の範囲と定義した。例えば、

年 6 月 29 日（原田ほか、2016）付近では 100 トン /–25–12SO2カラム濃度（ppmm）

250200150
10050034SO2カラム濃度（ppmm）

250200150
100500除外

25020015010050025020015010050056除外

SO2カラム濃度（ppmm）

100 120 140 160 180 200

250200150
10050025020015010050078SO2カラム濃度（ppmm）

80

250200150
100500250200150100500910SO2カラム濃度（ppmm）

100 120 140 160 180 200

250200150
100500250200150
1005001112SO2カラム濃度（ppmm）

80

250200150100500除外80
図６100 120 140 160 180 200
方位（ ）250200150
10050080

100 120 140 160 180 200
方位（ ）それぞれの走査で得られた方位と SO2 カラム濃度の関係（2017 年 6 月 29 日の観測）。ドリフト補正、仰角補正
後の SO2 カラム濃度の値を示す。それぞれのパネルの左上の数字は走査の番号に対応する。星印は噴気の中心（SO2カラム濃度が最大値となる）方位を示し、横向きの実線で噴気柱の範囲を示す。6 番目の走査では噴気柱の範囲が推定できていない。縦の実線は、走査した方位の範囲を示す。
「除外」と書かれたパネルのデータは、SO2 放出率の推定に用いなかった。
–26–

SO2放出率（トン/日）

1000

図７

噴火1001012015

2016
時刻（年）

2017

観測日と SO2 放出率の関係を示す。丸印、バーはそれぞれ推定値、誤差範囲を示す。点線で大涌谷における噴火の日時である 2015 年 6 月 29 日（原田ほか、2015）を示す。2017 年より前の測定結果は気象庁（2016）と気象研究所（2016）によるものであり、気象庁（2016）による測定結果は誤差範囲のみを、気象研究所（2016）による測定結果は推定値と誤差範囲の両方を示した。

日前後の放出率となり、箱根火山においても噴火活動期

参考文献にはそれ以外の時期に比べて放出率が増加していたこと

代田寧 (2013) 箱根火山において 2013 年 1 月から発生もわかる。

した群発地震活動に伴う噴気ガス組成の時間変化 ,図７を見ると、2017 年 5 月 22 日の SO2 放出率が他

温泉地学研究所報告 , 45, 29-34.の日の放出率に比べてかなり小さいことがわかる。この福岡管区気象台地域火山監視・警報センター (2017)

日の SO2 放出率は、実際に小さかったという可能性も

阿 蘇 山 の 火 山 活 動 解 説 資 料（ 平 成 29 年 8 月 ）,あるが、2017 年の他の観測日と同程度なのに何らかの

http://www.jma-net.go.jp/kumamoto/volcano1/

理由で過小評価されたという可能性もある。もし過小評

aso_kaisetu.pdf

価であるならば、その原因として、例えば、放出された

原 田 昌 武・ 板 寺 一 洋・ 本 多 亮・ 行 竹 洋 平・ 道 家 涼 介

SO2 の大部分が走査面の高さまで上昇できなかったとい(2015) 2015 年箱根火山活動に伴う地震活動と地う可能性が考えられる。我々は噴気が鉛直に一定速度で殻変動の特徴（速報）, 温泉地学研究所報告 , 47,上昇していることを仮定しており、このような事象には1-10.

対応できていない。

気象庁 (2016) 箱根山、第 135 回火山噴火予知連絡会資SO2 放出率の測定結果を火山活動の指標として用いる料（その７）, 58-66.

ためには、過小評価・過大評価につながる要因を明らか

気象庁地震火山部火山監視・警報センター (2017a) 浅間にし、その影響を低減する工夫をするか、あるいは、そ山の火山活動解説資料（平成 29 年 8 月）, http://の影響によりどの程度の過小評価・過大評価が見込まれwww.data.jma.go.jp/svd/vois/data/tokyo/STOCK/

るかを明らかにしてそれを誤差推定に反映させる必要がmonthly_v-act_doc/tokyo/17m08/306_17m08.

あり、それが今後の課題である。

pdf
気象庁地震火山部火山監視・警報センター (2017b) 三宅島の火山活動解説資料（平成 29 年 8 月）, http://謝辞2017 年 3 月 29 日の観測では道家涼介氏にご協力いwww.data.jma.go.jp/svd/vois/data/tokyo/STOCK/

ただきました。萬年一剛氏と一名の匿名査読者には原稿

monthly_v-act_doc/tokyo/17m08/320_17m08.

を改善する上で非常に有益な助言をいただきました。記pdf

して感謝いたします。

気象研究所 (2016) 箱根山、第 135 回火山噴火予知連絡会資料（その７）, p.67.

–27–

Mannen, K., Yukutake Y., Kikugawa G., Harada M.,

Mori T., Hirabayashi J., Kazahaya K., Mori T., Ohwada

Itadera K., Takenaka J. (2017) Chronology ofM., Miyashita M., Iino H., Nakahori Y. (2007)

the 2015 eruption of Hakone volcano, Japan –A Compact Ultraviolet Spectrometer Systemgeological background, mechanism of volcanic(COMPUSS) for monitoring volcanic SO2 emission:unrest and disaster mitigation measures during theValidation and preliminary observation, Bull.

crisis, submitted to Earth Planets, and Space.

Volcanol. Soc. Japan, 52, 2, 105-112.

Mori T., Mori T., Kazahaya K., Ohwada M., Hirabayashi

大場武・代田寧・澤毅・平徳泰・攪上勇介 (2008) 箱J., Yoshikawa S. (2006) Effect of UV scattering on

根カルデラ中央火口丘大涌谷地熱地帯における火SO2 emission rate measurements, Geophys. Res.

山ガス組成の時間変化 , 温泉地学研究所報告 , 40,Lett., 33, L17315.

1-10.

–28–