火山 第 60 巻 ( 2015)
第 3 号 365-380 頁

論 説

地球物理学的定点反復観測からみた 1970 年噴火後の秋田駒ケ岳火山の地熱活動
狐 崎 長 琅＊・村 岡淳＊＊（2015 年 4 月 16 日受付，2015 年 7 月 31 日受理）

Geothermal Activity of Akita-Komagatake Volcano after the 1970 Eruption
Observed by Repeated Geophysical Measurements at Fixed Stations
Choro KITSUNEZAKI＊ and Atsushi MURAOKA＊＊
Akita-Komagatake volcano straddles the boundary between Akita- and Iwate-prefectures in Japan. Medake, one ofits central cones, erupted in 1970-71. The condition of this volcano was monitored by geophysical observations from a
few years after the end of the eruption to 2013. Geo-temperature, total magnetic intensity and gravity were repeatedly
measured at fixed stations distributed mainly in and around Medake. As the temperature of the 1970-crater decreased
after the end of the eruption, the geothermal activity was intensified in the surrounding areas. This geothermal activity
was at its peak around the 1977-79 period and decreased gradually to about 1995, and then the geothermal zones almost
diminished to a very small area. The activity, however, re-started to intensify in about 2006, and has been extending to
the eastern side of Medake to date (2014). The maximum temperature at 1 m depth in the thermal zones is about 95℃,
which corresponds to the boiling point of water at the elevation of the site (about 1500 m). Changes of the total magnetic
intensity and the gravity were conformable with that of the thermal activity. The gravity increased and decreased withdiminishing and intensifying of the geothermal activity, respectively. Model analyses suggest that these variations are
due to the change of underground temperature nearly below the boiling point. The change of the magnetic field isconsidered to be caused by the variation of remnant magnetization, while thermal expansion affects gravity. The related
behavior of pore water may also enhance the variation of gravity in some degree.
Key words : Akita-Komagatake volcano, geothermal activity, geo-temperature, gravity, total magnetic intensity

1．序

め だけ

後，学内外の人々と連携しつつ，各種観測によりこの火秋田駒ケ岳の女岳は 1970 年 9 月に突如噴火し，翌年 1山の動向を見守ってきた．若干の試行後，結局は種目限月に終息した．火口自体の冷却と共にその周辺域が次第

定の定点反復観測に移行した．長期間維持し得たのは，に高温化し，当時その動向が注目された．その地熱活動

地温（1975 年より），全磁力（1979 年より），重力（1977も 1977-79 年頃を最盛期とし，漸次減退し，1995 年頃ま年より）の 3 種目である．筆者らの一人村岡は最盛期のでにはごく一部を除き，平常地温状態となった．しかし，

1977 年に秋田大学の卒業研究として地熱活動等の実態

近年 2006 年頃から女岳の残存高温部から地熱活動の復を調査したが，2008 年以後再び本研究に参画し，主とし活の兆しが見られるようになり，2009 年以後高温域は女て重力観測を推進した．

岳山頂域の北東部から女岳の東半域へと次第に拡大し，現在（2014 年）に及んでいる（付録 A1 参照）．
筆者らの一人狐崎は秋田大学在職時（1972-99 年）以＊〒010-0851 秋田市手形字才ノ浜 31-5
31-5 Sainohama, Tegata, Akita 010-0851, Japan.
＊＊〒140-0001 東京都品川区北品川 1-8-20（第 2 林ビル）
総合地質調査株式会社
Sogo Geophysical Exploration Co. Ltd., 1-8-20 Kita-

観測開始以来既に約 40 年，本観測も区切るべき段階となった．そこで現在の視点で全体的に総括し，今後の参考に供することとする．なお，本研究のその時々の成shinagawa, Shinagawa-ku, Tokyo 140-0001, Japan.
Corresponding author : Choro Kitsunezaki
e-mail : kitsucho@r5.dion.ne.jp

366

狐崎長琅・村岡Fig. 1.

淳

Location and topography of the Akita-Komagatake volcano.

(a) Geographical situation. A=Akita, Mo=Morioka.
T=Tazawako district (city hall), KD=Kakunodate, SI=Shizukuishi.
LT=Lake Tazawa-ko, RT=River Tama-gawa,=prefecture boundary.
=Volcano:
AK=Akita-Komagatake,
AY=Akita-Yakeyama,
NT=Nyutosan, IW=Iwatesan.
▲(b) Topography. NC=North caldera, SC=South caldera. TH=Tazawako-kogen.
H=Hachigome, K=Kodake, M=Medake, N=Onamedake, O=Odake,
S=Kunimi-onsen, Y=Yokodake, a=Shirataki, b=Mizusawa, c=Arasawa.
T=Tazawako district (city hall).

果は，秋田大学などの身近な出版物で適宜報告されていkm に田沢湖，東北東約 20 km に岩手山がある．Fig. 1aる（付録 A2 参照）．

にその概況を示す．ここでは火山として，生成年代が約

本稿の構成について記す．まず 2 章で本火山の活動史

100 万年前よりも新しいもののみ図示した（年代判定は等の概要について記し，3 章で本火山に関わる観測体勢

須藤・向山 (1987) に基づく）．Fig. 1b に秋田駒ケ岳火山の推移について概観する．それとの関連において，本件付近の地形図を示す．Figs. 1a, b は共通点 T（仙北市役所

研究の主体である定点反復観測の意義についても述べ

田沢湖庁舎）で対応づけられる．更に同図 a の AK（秋る．その具体的な観測法については 4 章に，観測結果に

田駒ケ岳）は b の最高峰 N（男女岳）に相当する．なお

ついては 5 章に記す．着目対象は女岳域における地熱活方位が明示されていない場合は，すべて上方を北とする．

動の盛衰で，その直接的指標は地温変化であるが，全磁Fig. 1b に示すように，本火山は南北二つのカルデラか

力や重力もこれと整合的に変化している．その解釈を 6らなる（須藤・石井，1987, p. 68）．両カルデラ縁が合体章に記す．そこでの足場は，磁場変化と重力変化についする所に男岳（標高 1623 m）がある．ただし，北部カルデてのモデル計算である．付随的事項は，7 章の議論と補ラについては，複数の凹地形の複合地形と見てカルデラ

足で取り上げる．全体的なまとめを 8 章に記す．図の引としない向きもある（藤縄・他，2004）．本稿では便宜上用資料等は付記で一括説明する．本文の流れからはみ出「」つきで「北部カルデラ」の語を用いる．地形的に明瞭た補足的事項は付録に記す．個々の詳細も本稿に尽くせなのは，南部カルデラで，北東-南西方向に長い楕円形（約ない．そこで関連資料への手引きの説明も付録に収録す3 km× 約 1.5 km）である．単にカルデラといえば，これる．

を指すものとする．1970 年噴火の場であり，本観測の主お だけ対象でもある女岳（標高 1513 m）は，このカルデラ内の2．秋田駒ケ岳の立地と活動史の概要

中央火口丘の一つで，男岳のほぼ南方約 500 m に位置す

本火山は秋田，岩手両県の県境をなす脊梁山脈中に位る．

置し，仙岩地熱地帯の火山群の南端を占める．その主峰

本火山における 1970 年噴火以前の活動は，1932 年 7

男女岳（標高 1637 m）を基点とすると，その西南西約 10

月の水蒸気爆発である（大塚，1932）．それにより，女岳

お な め だけ

地球物理学的定点反復観測からみた 1970 年噴火後の秋田駒ケ岳火山の地熱活動

367の南西側に更に南西方向（カルデラの長軸沿い）約 600

たが，噴火が近づくと出現しがちな B 型地震や火山性微m に亘って連なる 11 個の小火口列が形成された．

動は全く出現せず，火山性らしい A 型地震が 3 個だけ検1932 年以前の活動については確実な歴史記録は存在出された（田中，1971）．

せず，結局地質学的情報に依存することになる．藤縄・噴火後間もなく，東北大学は地震計を増設し，気象庁

他 (2004) によると，本火山の誕生は 10 万年弱前の成層も国見温泉などの 3 地点で地震観測を実施した（気象庁，火山の形成開始に始まる．そして，13000 年ほど前には，

1972）．これらの観測では噴火ごとの爆発地震は多数検

南部カルデラが形成された．その後しばらくは活動の場知されたが，火山性微動は噴火終末期にのみ出現した．

は「北部カルデラ」内であったが，2500 年前頃から活動

A 型地震は少なく，総じて爆発地震以外の地震活動はこの主体は南部カルデラとなった．小岳の形成は 2000 年の火山では不活発であった．

こ だけ

前頃に始まるようで，その最終的な活動は 1100〜1000年前である．女岳も小岳とほぼ同時期に形成されたようである．いずれも玄武岩からなる．ただし，1970 年の女
岳溶岩は安山岩であった．

他機関による諸分野の調査も集中したが，臨時の観測態勢は噴火の終息と共に次第に解消された．
噴火終息後の数年間は主として気象庁が随時の現地調
査（地表状況の観察や地温，ガス等の測定）により，火本火山全体としての噴出物は多様で，安山岩や玄武岩

山状態の推移を追跡した（気象庁地震課・他，1975）．火からなる．本火山南西部の基盤は新第三系で，その主体

口内の最高地温は噴火終息後漸減しつつも 1972 年までは堆積岩であるが，火山岩も含む．南部カルデラでの基は 400℃以上あったが，1973 年には 200℃台にまで低下

盤上面の高さはほぼ海抜 1000 m 程度とみられる（周辺した．その頃から高温域は火口周辺に広がり，火口の北域での基盤層の露頭上限と同程度と仮定）．

北東約 150 m の旧火口縁にも新噴気域が出現した．この1100〜1000 年前 (BP) の基準年を通常通り 1950 年と噴気域は以後次第に拡大した．これが Fig. 4 の B 域であすると，それは一応 AD850〜950 年となる．その頃秋田る．この新噴気は 1972 年 10 月 3 日岩手県雫石町の山岳

県の日本海側では，秋田城が被災した天長地震 (830) やパトロールが発見したもので，その通報により 3 日後秋鳥海山の噴火 (871) が正史に記録されている．しかし当田地方気象台が踏査した．更にその動向が注目され，翌地はなおも関心の及ばぬ奥地であったようである．

年にも火山機動観測班が調査した．

現代の秋田駒ケ岳の活動は約 1000 年の休眠後の活動

以後も異変の通報が現地調査の契機となることがあっのようにも思えるが，実際にはどの程度の活動なら記録た．遠望による異変通報は 2〜4 月頃に多い．たまたまに残るかも問題である．動乱の中世には歴史記録は残り晴れ上がった静穏な日，立ち上る噴気が寒冷な外気で凝難い．しかし，政治的に安定した近世（江戸時代）には，結し，噴煙のごとく見えることがある．その種の通報を

本火山の南側（国見峠）を通り南部-秋田の両藩を結ぶ正確認するため，狐崎は同僚などと共に積雪期の女岳を調規街道も開通しており，1970 年程度の噴火が見逃される査した（1974 年 4 月 18 日）．それを契機として本研究が余地はないが，1932 年爆発程度なら，感知されないこと始動した（狐崎，1977）．

もありうる．この爆発自体悪天候中の事象で，発生日時

1981-82 年には東北大学の地震観測点が本火山周辺域もやや不明確である．事後登山者が発見して話題となに増設され，本火山付近の震源分布も把握されるようにり，調査が及んだものである（狐崎，2013）．登山の習慣なった．そして 1997 年頃までには，本火山周辺の地震が乏しかった近世には見逃されたかもしれない．

観測網は一段と整備された．その一部は直接的には岩手火山の研究を目的にしたものであった．

3．本火山における観測態勢の推移
3-1

全般的状況

1990 年には本火山を対象として，諸大学の協同による集中総合観測が実施された．

1970 年噴火以前には，不活発と見られていた本火山で気象庁は 2003 年に本火山周辺に 3 点の地震観測点をは定常的観測態勢は存在しなかった．1970 年噴火の前設置した．現在では，各種機関の諸設備を包含したかな

兆は同年 8 月 29 日登山者によって発見された女岳山頂り充実した観測網（地震，地殻変動，監視カメラ等）が付近の噴気であった．その後地元の町役場や秋田大学な構築されている．その地震データを取りまとめて気象庁

ど諸機関が現地調査をした．

が震源解析をしている．観測網や震源分布の状況は気象

東北大学は地温分布などの地表調査と共に，9 月 3 日

庁 (2013, p. 406-429) に図示されている．地震は本火山

より田沢湖高原の駒草荘で地震観測を開始した．その観の山麓付近で多発しているが，中心域では比較的乏しい．

測で 9 月 17 日早朝爆発地震を検知したが，噴火自体は 9
月 18 日夜に確認された．この地震観測には欠測もあっ

その他の随時の観測・調査については本論と関わる場
合のみ以後適宜言及する．

368
3-2

狐崎長琅・村岡
本研究の立場淳ら除外した．温度計としては，当初ガラス管式の最高温

3-1 節との関連において本研究の立場について述べる．

度計も用いたが，後ではもっぱらサーミスタ式や白金線

女岳の地熱活動最盛期の 1977-78 年には，地震観測網式の温度計を用いた．測定の際は，センサーを管底に挿は未整備であった．その頃本研究の一環として，予備的入し 3 分程度以上経過して，指示値が十分安定した所でな臨時地震観測もされたが（新井・他，1979），定常観測

読み取るようにした．

網の整備と共にその必要もなくなった．その後は主軸を本方式の地温測定では，実際上日変化は無視できるが，種目限定の長期的反復定点観測（地温，全磁力，重力等）

季節的変化はまぬがれない．そこで，年毎の比較においに移し，一般に欠落しがちな「常時」の状況を追跡した．

ては 8 月後半から 9 月上旬にかけての最高地温期の測定

その際，噴火終息後の現象変化にも，噴火の予兆の手が値を用いることにしたが，やむを得ない若干の時期のずかりが潜むと仮定した．そして時を経て，近年たまたまれは許容した．同じ季節でも気象条件により地温は年毎

再高温化に遭遇した．

に若干変化する．そこで，平常地温の変化を監視するた

長期的監視を本命とする本研究では，定点反復観測をめ観測行路の基点（八合目 : 海抜約 1307 m）にも，地温重視した．実際には地温や重力は，ほぼ恒久的に特設さ点 (No. 1) を設け，観測日ごとにその地温も測定した．

れた地温管底や重力台上で測定された．それらの具体的

その地温は，最高温期においても年により 2℃程度変化

な仕様については 4-1 節や 4-3 節に記す．それらの設するが，着目している地熱活動による変化はもっと大き

定・維持はあまり容易ではない．数を増すにも限度があく，特に補正処理はしていない．

り，選択的な配置とならざるをえない．

地温点は女岳付近の高温域を主体として，カルデラ縁

長期的定点反復観測であることによって，見えやすく

やその外側，更には山麓にも若干設定された．火山状況

なる事象もある．女岳の近年の再高温化は，一般には地によって逐次設置されたため，現在では総数約 100 点に

表観察から 2009 年頃に気づかれたものであるが，本観及ぶが，実際には草木の繁茂や表土の浸食，人為的土地

測では 2006 年にその兆しが注目されていた．

改変等により，発見不能となったものも多い．現在掌握

また，ある時点の観測に基づく解釈の背後には，通常他にも可能な解が潜んでいる．事象の時間的な推移を追下にあるものは全体の半数程度で，重点的に 40 点未満
ほどが随時の測定対象となっている．

跡することで，その解釈は検証され，また訂正の余地も4-2

見えてくる．7-1 節はその具体例である．

地温管は全長 1.10 m で 0.1 m ほどは地表上に突き出て

全磁力

定常観測網が格段に整備された現在では，活動予兆のおり，地温管の上端には常時蓋が嵌め込まれている．こ検知も期待される．しかし，長く休眠傾向にあった本火の（ネジ込み式の）蓋つき状態を管頂として，その直上

山では実活動についての経験が乏しく，多面的に見守る

h の高さにセンサーの中点を保持し，プロトン磁力計で必要がある．本研究もその一端に寄与しうる．

全磁力を測定した．h=2.50 m が標準であるが，全磁力の鉛直勾配を調べるため，臨時に h=2.20 m の測定を追4．観測方式と観測点加したこともあった．後述する気象庁との連携観測で4-1

は，気象庁方式の h=2.00 m の観測も補助的に実施した．

地温

本定点観測は，1975 年の地温（測定）点の設置に始ま

平面的には磁気（測定）点=地温点であり，番号は両者る（狐崎，1977）．気温による日変化を避けるため，地表共通である．因みに，地温管の蓋には測点番号（原則と下 1 m 深での測定とした．長期的維持のためステンレス

して設置順の通し番号）が刻印されている．地温管は非管（地温管 : 外径 19 mm，内径 16 mm）を埋設し，地表下磁性のステンレスであり，地温管によって磁場が乱され1.00 m の管底で温度 (T) を測るようにした．初期のころ

ることはない．

地温管には亜鉛引き鉄管を用いたが（ごく一部はまだ残初期の全磁力測定では，鉄製地温管も残存していた．

存），漸次ステンレス管に取り替えた．地表からの熱擾

その際は鉄管を抜き取って十分隔離して測定したが，誤乱を避けるためには，管材は熱の不良導体である方が望差が許容範囲内（±5nT 程度）であるように，定点保持

ましいが，耐久性があって機械的に強い手ごろな非金属に配慮した．

材料がなく，結局このような材質とした．

全磁力は測点を巡回して観測された．地球磁場は刻々

数日間以上の連続観測によるテストでは，この方式に変化する．その時間的な変化（日変化）はある範囲の領

よる地温はほとんど日変化しない．場所によっては 1℃域では一定であるとみなせる．一般にこの仮定のもと程度の日変化はありうるが，それは許容誤差とした．外に，日変化は近傍領域内の固定点における全磁力連続観気と通じている溶岩塊中では温度は安定せず，地温点か測データ（モニター）を用いて補正される（狐崎・他，

地球物理学的定点反復観測からみた 1970 年噴火後の秋田駒ケ岳火山の地熱活動

369

1989）
．このため，初期には本火山の山域内に自前の固体上面の高さであるが，一般にその変化は小さく，その定観測点を設置した．後では，約 20 km 離れた東北大学

補正は適宜省略した．重力観測においては，ある基準点

岩手山観測所のデータを利用させてもらった．それが故から出発し，各点を往路と復路の 2 度測定し，再び基準

障の際は国土地理院江刺観測所のデータで代用したこと点に戻るループ方式を基本とした．所要の補正を経た後もある．ここは本火山から 80 km ほど離れており，数の往復測定値の平均値を以って相対重力値とし，平均値

nT の誤差が生じるが，実際上あまり支障はなかった．

からの両値の差の絶対値を誤差とした．この誤差は通常

日変化補正済みの全磁力は山腹（八合目付近）の磁気基

G308 では 0.01 mGal ほどであるが，G579 では，その 2

準点 (No. 76) に対する相対全磁力としてひとまず算出倍程度かそれ以上とやや大きい．状況によっては往復のされた．結局の関心は各点の経年的変化である．このた測定ができず，一回のみの測定となる場合もあった．

め最終的には各点ごとに，各年の相対全磁力値を観測初

ドリフト補正におけるドリフト勾配は，基準点での往年（多くは 1979 年）値からの差 (ΔF) に変換した．ΔF

値と復値（器体高・潮汐の補正済みミリガル値）の差をは相対全磁力変化であるが，文脈上語意が明解な場合は，単純に時間差で除して求めた．潮汐補正量は通常通り，

これを単に全磁力と略記することがある．

地球を剛体と仮定しての理論値に，弾性体としての補正

全磁力は 2003 年までは秋田大学のプロトン磁力計で係数 (G-factor=1.2) を乗じて求めた（狐崎・他，1989）．

測定された．それ以後（2006 年以後）の測定は気象庁の4-4

機器（仙台管区気象台）と実務支援による共同研究とし1992 年に火山基本図作成のための測量が国土地理院て遂行された．その際，連続観測点（モニター点）も基によって実施された．これと連携し本研究企画の一貫と準点付近に設置した．それに不具合があった観測初期にして，火山観測用の標石（基点 ; bench mark）が女岳とそは，前記のごとく江刺観測所のデータを借用した．
4-3

重力観測点についての補足の周辺域に設置された．新設点は K1〜K9 の 9 点であるが（K は基点の意），この基点網は既存の三角点（Δ1 ; 横

経年的重力変化の観測のため，1977 年に重力（測定）岳）1 点も含むので，総計 10 点からなる．この企画は当点を設定した．安定した定点で反復測定する必要がある

時の田沢湖町（現仙北市）の協力を得て実行されたもの

ため，コンクリート台を特設した．地表を掘り込んだ深で，基点上面の銘盤には「田沢湖町」と記されている．

さ 30 cm ほど（以上）の穴底に礫を敷き，コンクリート

その様式は国土地理院の四等三角点に準じており，設置を流し込んで作成したものである（狐崎・他，1989）．台法もそれに倣った．材質は炭素繊維入り強化コンクリー

面はラコスト重力計 1 台を乗せる程度の広さ（直径 30

ト (CFRC) である．ただし，男岳山頂の K9 のみ自然石

cm 程度）で，地表面よりも若干低い．常時は台面を礫土上の銘盤である．基点の位置は火山基本図「秋田駒ケ岳」

で覆って保護している．

（国土地理院，1993）に標高つきの参考点マーク (⦿) で

重力点は山麓の田沢湖町役場（現仙北市田沢湖庁舎 :記入されている．K1 以外の基点の近傍には，付属点としFig. 1b の T 点）の玄関を基準点 (A0) として，八合目 (A1)て地温点（一部未設）と重力点を特設した．巡回しにくから女岳山頂に至る登山道にほぼ沿うように設定されい観測点もあり，通常それらは選択的に測定されている．

た．当初は女岳付近に 4 点，カルデラ外に 3 点あったが，Fig. 2 に重力点を主体としての山域内の主要測点の分

1992 年に 4-4 節に記すように更に増設された．行程の布を示す．八合目はこの図では北端の 1 (=A1)，C3 等

都合上増設点は選択的に測定された．

の測点群に相当する．ここが登山歩道の始点である．基使用された重力計は LaCoste-Romberg 社の G 型重力点付属の重力点 () は C を冠して呼ばれる．たとえば

計であるが，器体自体は 1998 年までは G308（秋田大学）

K2 の重力点は C2 である．したがって，図上では C2=で，2008 年以後は G579（総合地質調査（株））である．

K2 とみなせる．若干の地温点近傍には，重力点 () が1999 年から 2007 年までは重力観測は中断された．

併設されている．例えば，No. 11 併設の重力点は A11 と重力計の読み値はメーカー提供の表を用いて重力値ス呼ばれる．Fig. 2 では，表記を簡略化し，A を省略して，

ケールのミリガル値にまず変換される注1．そして，器

単に 11 と記した．因みに No. 11 は地温点 11 でもあり，

高，潮汐，ドリフトの補正を経て，基準点に対する相対

磁気点 11 でもある．図上では勿論 A11=No. 11 である．

重力値とされるまでの一連の処理は一般の重力探査と同山域内での重力基準点は A1 である．その近くの 76 (=様である（狐崎，2001，p. 24-26）．器高は台面からの器

No. 76) は全磁力基準点である．は磁気点（=地温点）

注1である．この種の測点は多数存在するが，Fig. 2 では No.

この変換値と真値間には，スケール差とよばれるわ
ずかな差が介在する．それは器体ごとに異なり，器体変更に伴う誤差が 5-3 節で問題とされる．

76 以外は省略されている．

370

狐崎長琅・村岡淳

ると，カルデラ外のそれらは極めて安定している．
5-2

女岳域の地温と全磁力の変化

典型的帯域に区分し，女岳域の地温 T と相対全磁力変化 ΔF の特徴について記す．Fig. 4 に粗破線囲みで示す
ように，女岳山頂域の中央部を C 域，その北側を B 域，
更に北側の女岳山麓を F 域とする．各領域の T と ΔF の
経年的変化を Fig. 5 に示す．その a1, b1, c1 には C, B, Fの各領域の T を，a2, b2, c2 にはそれぞれの ΔF を示す．
各域ごとに左と右に，地温と全磁力の変化図（2013 年まで）を対比している．2011 年からは若干新規の状況も見られるので（それについては本節末で注釈する），まずは2010 年までを前提として各域の基本的な特徴を列記する．続いて若干解説的に補足する．
［1］C 域の地温は 1978 年頃までは微増し，最高温となった後，微減から急落に転じ，1995 年頃には概ね平常
地温まで低下した．これに対応し，全磁力は観測開始の1979 年（ほぼ最高温期）以後，地温とは逆傾向に上昇し，1998 年頃からはほぼ一定状態となった．この温度変化
は女岳のほぼ全体的傾向を代表する．
Fig. 2. Gravity stations in the main area of Akita-Komagatake.

［2］B 域の地温も 1978 年頃までは微増し，それ以後低Some other points are marked for reference.
M=the reference point for total magnetic intensity.
GT=gravity station coinciding with geo-temperature point.
GB=gravity station coinciding with bench mark.
B=bench mark.

落するのは C 域と同様であるが，完全に低下しきらず，
一部に高温部が残存した．2000 年にはそこで再高温化の兆しが見られたが，それが B 域の全体傾向として把握されたのは 2006 年からである．以後この再高温化は急速に進行した．1978 年以後の谷型の地温変化とは逆傾向に，全磁力は山型に変化している．その最大変化量は5．観測結果5-1

カルデラ外の全磁力と温度の変化

430nT ほどに達する．
［3］F 域では，最高温期でも地温はあまり高まらず，CFig. 3 にカルデラ外北部の相対全磁力変化 ΔF を示す．

域の地温変化の振幅を縮小したような傾向を示す．ここその左側に測点分布も併示する．それは八合目から阿弥で特徴的なのは全磁力の変化である注2．それは B 域の陀池（K2 はその北岸）に至る登山路沿いであるが，長年

山型変化に対し，谷型の反転傾向を示す．

月には自然的だけでなく人為的改変も加わり，消失・変上記［3］では B 域と F 域の正負一対の全磁力変化に容する測点も若干あった．可能な範囲で修復したが，注目した．それは，北半球の中緯度帯で地磁気方向に地Fig. 3 では問題のある測点は除いた．Fig. 3 において，下物体が磁化した場合の地上の磁気異常の特徴そのもの

No. 77 が 1979 → 1988 年間に 20nT ほどのやや大きな変である（狐崎，2001，p. 76）．このことは，B 域付近下の化をしているが（多分 No. 77 の 1979 年値の誤差によ

地層の磁化が，温度の下降・上昇により，増加・減少する），その後それは他点とほぼ平行にごく緩慢に（約 0.5ることを示唆する．また，上記［1］，［2］では現象を単

nT/yr）上昇している．

純化し，全磁力変化の領域と地温変化の領域は直接対応

なお，K2 は基点（標石）を意味し，Fig. 2 では K2=C2

するかの如く記述したが，それは厳密には正しくなく，とみなせる．そこでの全磁力は標石上面中心を地温管の少々修正を要する．これらのことについて，以下で更に管頂とみなして（地温管の場合と同方式で）測定された．

補足する．

これは正規地温管が喪失したための代替処置であった．

全磁力の経年変化の空間的様相は，結局はある時期のこの領域では地温も安定しており，地点間の地温差は全磁力分布を基準としての全磁力異常に相当する．した

1℃程度である．No. 1 の地温は 16℃ほどであるが，各年がって，それは一般の全磁力異常と同様な空間分布を呈の気象条件により 2℃以内ほどの上下がある．

注2

次項で取り上げる女岳域の地温や全磁力の変化に比べF 域の No. 33 は 1998-2007 年間に消滅し，簡易測量で復元された．その間の連結にやや問題を孕む．

地球物理学的定点反復観測からみた 1970 年噴火後の秋田駒ケ岳火山の地熱活動

371

Fig. 3. Change of magnetic field in the outside of the south caldera.The observation points areshown in the left side．ΔF=difference of relative total magnetic intensity from its initial value.

高温化による消磁は負の磁化に相当する．しかも，高温域と全磁力減少域がほぼ一致することは，その磁化源上面がごく浅いことを意味する．このことについては，
7-1 節で更に検討する．
B 域の高温化（あるいは低温化）に対応し，全磁力がB 域での減少と F 域での増加（あるいは B 域での増加とF 域での減少）という対の分布をなすことは，磁気異常の性質をよく表している．
詳しくみると冷却過程（1979 → 1998 年間）では，Fig.
5 の C 域にみる如く，磁場変化は地温変化よりも若干遅れる傾向がある．これは地下の冷却が地表よりも若干遅れることを意味する．
Fig. 5 a1 では C 域内東側の No. 49, 41 の地温が 2011 年頃から急に上昇している．これは，再高温化の開始後，女岳の東山腹で新高温域（付録 Fig. A1b の H や G）が発生し，それが拡大してここまで波及したためである．こFig. 4. Observation stations in the Medake area. The
zones enclosed with broken lines (B, C and F) arereferred to in Fig. 5.
=observation point for geo-temperature and total mag-netic intensity.
⦿=gravity station coinciding with geo-temperature point.

のような地熱域分布の推移については，付録 A1 で補足
する．
5-3

重力変化

重力測定は，ほぼ最高温期の 1977 年に開始された．
以後測定年間隔に疎密はあるが，2013 年まで継続され，
A0 と A1 を基準とする相対重力が求められている．5-2
節で述べた地温や全磁力の変化との関連において，当面し，常に南北一対の正負域分布となる．異常磁化源が地は女岳域での重力変化を重視する．標高差等による重力

球磁場方向に磁化する場合を正磁化とすると，正の全磁差をできるだけ軽減するため，まずは A1 基準の相対重力異常は，異常源の直上よりもやや南よりに生じる．正力を取り上げる．因みに，A0（標高約 230 m）を基準と異常の北側にはそれよりも弱い負異常域が現れる．磁化する A1（標高約 1307 m）の相対重力は約 −219 mGal で源が浅ければ，正異常の極値は，磁化源の直上近くに生あるのに対して，A1 を基準とする女岳山頂の A12（標高

じる．しかし，正異常の裾野は更に南側に広がる．した

約 1512 m）の相対重力は約 −59 mGal である．

がって，全磁力変化の B 域は，地温変化の B 域よりも若相対重力の観測初年値からの差を Δg とする．Δg は干南側（地温変化の C 域）にはみ出す．Fig. 4 では，これ相対重力変化であるが，文脈上語意明解な場合はこれをを細破線で示した．したがって Fig. 5 において，このは単に重力と記す．A1 基準相対重力についての Δg の経

みだし域の測点は，地温では C 域に，全磁力では B 域に年的変化を Fig. 6a に示す．観測初年の Δg は当然 0 であ組み込まれている（No. 17, 41, 49 等）．

る．観測初年は多くの点では 1977 年であるが，1992 年

異常磁化源が負に磁化している場合は，そっくり異常
磁場の符号が逆転し，南に負，北に正の異常が発生する．

の点もある．
Fig. 6a において，1977 年から 1998 年にかけて女岳域372

狐崎長琅・村岡Fig. 5.

淳

Changes of geo-temperature and magnetic field in each zone.

T=geo-temperature. ΔF is explained in the caption of Fig. 3.
で顕著な系統的変化がみられる．女岳の麓から頂上へ，とやや不安定である．

A30, A10，A11, A12 とたどると，変化の度合いは順次増2008 年以後は既述のように重力計も替わった．そこ加する．重力の経年的増加傾向は 5-2 節で述べた地熱活でのスケール差由来の誤差は検討の結果，Fig. 6a につい

動の減退傾向と合致する．しばらくの中断後，2008 年よてはほぼ無視できる程度と一応結論されたが（狐崎・村り重力測定は再開された．これによると，1998 年以後女岡，2010），不安は残る．結局，その種の誤差を軽減する

岳の重力は低下傾向にあるが，2008 年以後の変化を辿るには，相対重力値を小さくすることが望ましい．また，

地球物理学的定点反復観測からみた 1970 年噴火後の秋田駒ケ岳火山の地熱活動

Fig. 6.

373

Change of gravity. Δg=difference of relative gravity from its initial value.

(a) Δg referred to A1. (b) Δg referred to the mean value of gravities at CΔ1 and C4.

やや広域な地殻変動等の擾乱を避け，女岳域での変化を

6．観測結果の解釈引き出すためには，重力的に安定している範囲内で，基6-1 全磁力変化の解釈

準点をできるだけ変化域に近接させた方が良い．そのた火山での磁場変化は，地球磁場内での温度変化によるめの試みとして，カルデラ縁の CΔ1 (1583 m,−72 mGal)

熱残留磁化の消失や獲得によることが多い．マグマの固とカルデラ床の C4 (1365 m,−17 mGal) との平均値を基化・冷却に伴う（キュリー点以下での）磁化はその典型準とする新規の相対重力方式を採用した．ここで，( ) 内

で，以前は狐崎・他 (1989) も女岳の磁場変化全体についの前値は標高，後値は A1 基準相対重力の概略値である．

てそのような見方をしていた．B 域での磁場変化は非常

前記の平均値を［CΔ1, C4］と表記すると，新方式の相に大きく，しかも狭い領域に集中している．そのため対重力は各相対重力値から［CΔ1, C4］値を差し引いたも1970 年噴火の際，B 域下に薄板状のマグマがごく浅部のである．その際の基準点は CΔ1 と C4 の丁度中間に位（地表下 10〜20 m 程度）まで貫入し，冷却したとした（狐置 す る 仮 想 的 な 点 (1474 m, − 44 mGal) と な る．［C Δ 1,

崎，1991）．その場合，地表に地割れや火山性ガスの噴出

C4］基準の女岳域内の相対重力の絶対値は 15 mGal 未満兆候などの異変がありそうであるが，それがなく疑問もと小さくなるため，重力計の器差に由来する系統的な誤残った．そして，一旦殆ど冷却した後に，そこが近年再差は殆ど解消する．この［CΔ1, C4］基準の相対重力につ高温化した．上記の異変や地震もなく，再度マグマが貫いての Δg を，Fig. 6b に示す．

入したとすることには無理がある．

CΔ1，C4 で重力が測定されるようになったのは，1992

本研究と連携した秋田大学卒業研究（多田，1975，p. 29,以後である（1998 年は欠測）．この両点で測られていな

p. 40）によると，1970 年溶岩の自然残留磁化（=熱残留い場合は，［CΔ1, C4］基準の Δg は，A1 基準の Δg に等磁化）は平均 14 A/m で，女岳の全体的磁化約 10 A/m としいと仮定した．したがって，1977-1992 年間についてほぼ同程度であった．後者は地表上約 2.3 m の全磁力異は Fig. 6 の a と b は全く等しく，1977-1998 年間につい常分布（実測値）と山体が一様に磁化した場合の計算値ても両者の差は小さい．Fig. 6b では Fig. 6a の 2008 年以との対比により求められた．誘導磁化は自然残留磁化の後にみられる不規則な変化も大分減少しており，全体的

1/10 以下で，当面は無視する．前述の「貫入仮説」ではに妥当なものと思われる．

この 10 A/m ほどの磁化変化がそのまま生じるとした．

Fig. 6b によると，女岳山頂の A12 では，Δg は 1977 年

しかし，その 10 % ほどの磁化変化（1 A/m 程度）なら，以後 1998 年までに約 0.23 mGal 増加し，1998 年以後 2013

地表の温度変化に見合う程度の比較的小幅な地下温度の年までに約 0.05 mGal 減少した．この重力変化は 5-2 節

変化でも生じそうである．そこで 1978-1998 年間の B

で見た地熱活動の推移と対応しており，重力は地熱活動域-F 域 1 対の全磁力変化を主対象として，モデル計算の低下と共に増加し，地熱が高まるにつれ減少している．

により地表上 2 m の全磁力異常を算出してみた（狐崎，2012）．
磁場変化の源をなす磁化体として，B 域の地表下ごく
浅部を頂面とする高さ 220 m ほどの台形状立体を設定し

374

狐崎長琅・村岡淳

Fig. 7.

Simulation for the change of magnetic field.

(a)

The model of magnetized body, which issuggested by the broken lines.
(b1) The sectional view of ΔF, shown in Fig. 7(c),along the ys-axis.
(b2) Vertical sections of the topography and the model
along the ys-axis.
(c) The calculated anomaly (Δ F) of total magnetic
intensity at 2 m above the ground surface.

た．磁化体は冷却の際の磁化増加に相当する．全磁力変(JGD2000) の座標値であり，東方向を x , 北方向を y と化の正値は狭い B 域に強く集中し，負値は広く F 域に分する．Figs. 7a, c の縦横の座標枠値はこの y, x の m 単位

布する．この条件を満たすため，磁化体の頂部は狭く浅値である．磁化体モデルは (xs, ys) 座標系に基づく 1 辺

く，底部は深く広くした．

20 m の柱状体の集合である．算出点の格子間隔 (x, y) も磁化体モデルの形状を，Fig. 7a の女岳の地形図上に，20 m である．標準磁場は偏角=8º（西偏），伏角=53º と破線で概念的に示した．頂部（太破線矩形域）は 60 m×した．磁化体の磁化はこれと同方向で 1 A/m の強さを持

160 m, 下底（細破線矩形域）は 180 m×240 m で SE 方向

つとした．磁化体の基本的な形態は Fig. 7b2 から汲み取(xs) に長い．その標高は地表下数 m 程度である．そのれる．各柱状体の高さは地表につき出さない様に調整さ概形を表すため，Fig. 7b2 に，NE 方向 (ys) の断面（地表れたので若干不規則である．その詳細値は狐崎 (2012)と磁化体）を示す．その上図 (b1) は同一断面上の全磁の表 A1 に記した．

力異常分布である．磁化モデル座標 (xs, ys) の原点は，(x,上記モデルによる全磁力異常 (ΔF) の分布を Fig. 7cy)=(−3260 m,−27400 m) の点で，Figs. 7a, c では，これに示す．これはほぼ B 域と F 域に相当する正負一対のを ┼ 印 で 示 し た．な お，(x, y) は 平 面 直 角 座 標 Ⅹ 系場からなる．その ys 軸沿いの断面を Fig. 7b1 に示した．

地球物理学的定点反復観測からみた 1970 年噴火後の秋田駒ケ岳火山の地熱活動

375

正の極値は約 400nT，負の極値は約 −100nT である．こ化をつなぐ機構としては，まず地層の熱膨張効果が考え

れらは Fig. 5 における 1998 年頃の B 域，F 域の ΔF に対られる．この問題については，狐崎 (2015) が熱膨張モ応する．この全磁力変化の符合を反転すると，減磁期のデルを提案し，解析している．以下ではそれに基づいて

全磁力変化となる．これは 1998 頃を基準としての高温(a)，(b) 2 項に分けてその要点を記し，(c) で考察する．

期（1979 年頃あるいは 2013 年頃）の ΔF の変化分に相(a) 基本モデル．熱膨張モデルにおいては，状況を大当する．ΔFの正の頂域は B 域よりも 20〜30 m ほど南幅に単純化し，大地を均質等方な半無限弾性体とし，地西に偏している．このことなどモデルには更に調整の余表を自由平面とする．そして，地下のある領域の温度が地があるが，計算結果と観測結果はほぼ調和する．

その外部領域に対して，T だけ高まったとする．外部領

B 域には C 域下の磁化変化の影響も若干及ぶが，C 域

域の温度は常に一定（基準温度）に保持されているとすは非地熱域の旧火口を挟んで B 域から隔離されており，る．温度 T の高温域（熱域）は熱膨張し，地表面も変位

その影響は比較的小さいとみて無視した．2011 年以後する．その鉛直変位を h とする．

は Fig. A1b の G 域や H 域の高温化が顕著になるが．そ

熱域を微小な熱膨張要素の集合とみなすと，各要素はれらの B 域中核部への影響は位置関係からみて無視で各々の外部に対して圧力源として機能する．因みに，そきる．ただし，G 域や H 域自体の全磁力変化についての機能は茂木モデル（萩原，1977 ; Mogi, 1958）の圧力源

は，観測が十分及んでおらず，深くは立ち入れない．

球と基本的に同等である．熱域全体による h は各要素に

多田 (1975, p.59-102) は 1970 年溶岩（安山岩）についよる h の総和として求められる．

ての（自然残留磁化の）熱消磁試験も実施した．それを熱域として半径 a の垂直な円柱域を想定する．
（地表

再編した熱消磁特性図は狐崎 (2007, 2012) に掲示されて面からの）その上面の深さを D，下面の深さを D+Z といる．それによると，室温→ 200℃程度の加熱で，磁化する．円柱域中心軸上の地表点を O 点とする．D=0 のは 100℃につき 10 % ほどの割合で減少する（5 試料の平場合，O 点での h は次式で与えられる :均的傾向）．地球磁場中の冷却では，可逆的に磁化するものと仮定する．そして，女岳の対象領域がこれと類似

h=2(1+ν) aαT [1+Z/a−{1+Z2/a2}1/2]の磁化特性を持つなら，100℃の温度変化で 1 A/m ほど

ただし，α=線膨張率，ν=ポアソン比である．

の磁化変化が生じることになり，全磁力変化の推移を全

ここで円柱域が下方に無限長 (Z=∞) なら，体的に説明できる．
ただし，女岳は 7 個ほどの小火口を持つ火砕丘で，その磁気的構造はまだ十分解明されていない．1970 年溶岩の岩質も女岳の主体（玄武岩）とは若干異なる．
噴火終息後，火道に貫入したマグマは火口からの放熱や周囲への伝熱によって次第に冷却し，周辺域は逆に高温化した．したがって，しばらくは火道の磁化と周辺域の消磁とが同時に進行した．C 域の火口近傍は両効果の影響を受けた．しかし，全磁力観測開始の 1979 年頃以後 1998 年頃までは全体的に冷却過程に入り，火道も C

h=2(1+ν)aαT

(1)

(2)

重力変化 Δg は地表面（つまり重力観測点）の高さの変化による成分（フリーエア効果）ΔgF と，それ以外の変化分（質量分布の変化等による）Δg0 とからなる :Δg=ΔgF+Δg0 ; ΔgF=−Fh

(3)

ここで
F=フリーエア係数=0.3086 mGal/m，h=隆起量［m］

域も磁化が進行し，C 域の ΔF が高まった．その磁化機である．当面の熱膨張の場合は膨張源内の質量の変化が構は基本的には B 域と同様である．

なく，

6-2

重力変化の解釈

磁場異常は重力異常よりも短波長成分に富み，局地性Δg0=0, Δg=ΔgF=−Fh(4)が強い．このため磁場変化については，Fig. 7 の如く特重力点は十分配置されておらず，重力変化の面的分布定域に着目したモデル化も一応許容される．しかし重力を論じることはできない．そこで，変化が最も顕著な女変化については，高温域全体として考察する方がふさわ

岳山頂の A12（A11 の変化もこれとほぼ同等）に着目し，しい．

A12 を重力変化域の中央点 O とみなす．地熱活動最盛

重力変化 (Fig. 6) の様相は Fig. 5 の C 域や B 域の温度期（Fig. A1a 参照）には火道の熱は周辺域に広がってい変化の様相と対応する．すなわち低温化と共に重力 (Δg)

たはずで，それを等価的に半径 a の垂直円柱状とみなす．

は増加し，高温化につれ減少する．特に 1977-1998 年間

重力測定開始の 1977 年はほぼその時期であった．そしについては，そのことは明確である．地熱活動と重力変て，1998 年頃にはほぼ平常地温まで冷却した．この間の376

狐崎長琅・村岡淳

温度変化を T とする．a や T は全高温域を包括した（等0.15 と仮定し，βf=5×10−4/℃（20〜100℃程度の平均）

価的）実効値である．この前提の下に下記の ① のごとを用いると，

くパラメータを仮定し，(2)，(4) 式により ② の如く O 点
での h と ΔgFを求めた :①

a=200 m, T=−100℃，α=1.0×10−5/℃，ν=0.3②

h=−0.52 m, Δg=ΔgF=0.16 mGal

A=0.392, B=0.13,

Δg0/ΔgF =0.44

Δg=ΔgF (1+Δg0/ΔgF)=0.16×1.44=0.23 mGal

(6a)
(6b)

(c) 補足的考察．上記 (6b) 式値は，Fig. 6b における

因みに ① の T は高温→低温の温度変化であるため，特1998 年頃の A12 の重力変化 0.23 mGal に合致する．しかに負値とされている．

し理論モデルにおいては，状態はかなり単純化されてい(b) モデルの拡張．女岳とその付近は火山砕屑物，溶る．仮定値は概ね常識的であるが，任意性がある．Δg0

岩層，貫入岩などからなり，総じて間隙（亀裂を含む）

を支配する間隙水の実情も不明で，浅部まで帯水というに富むように思われる．間隙は水で満たされていること

条件も保障しがたい．この種の諸仮定に関わる問題は，が多い．狐崎 (2015) は地層全体をごく大まかに間隙率

狐崎 (2015) で検討されている．それらには |Δg| の減少

ϕ の均質等方な水飽和多孔質媒質とみなし，間隙水の影につながるものもあるが，若干増加の余地を残すものも響を近似的に見積もった．以下では細部の条件や式過程ある．結局，(6b) 式の数値は予察的参考値に留まるが，は省略し，その論理の大局と結果のみ記す．

重力変化の原因としての熱膨張効果の実効性を示唆する．

水飽和多孔質媒質は固体物質で構成された骨格と間隙

これまでは，熱域内でも水は液相であることを前提とを満たす流体からなる．以下では当初の前提である弾性

した．しかし，1977 年段階では火道内はなお高温で，水体をこの水飽和多孔質媒質に置き換える．その間隙は流蒸気が蓄積し低密度の圧力源となるような部分もあった

通的（開放性）で，このため骨格が歪んでも流体圧は変かもしれない．また高温の熱域内では蒸発が強まり，水化せず，骨格は間隙水とは独立に弾性体として挙動する，の質量が減少することもあり得る．これらはいずれもと仮定する．また，温度は水の沸騰点を越えない，と仮Δg を増幅するように働く．1977-1998 年間（前期）の重定する．結局，(2)，(4) 式の h や ΔgF は，そこでの α, ν

力変化には，この種の熱効果も若干加勢しているかもしを骨格の量とみなせば，そのまま成立する．

れない．

(4) 式の Δg0=0 は，熱域（圧力源域）内の質量の不変1998-2013 年間（後期）の Δg の変化分（絶対値）は，性を前提としたものである．水の体膨張率 βf が骨格のA12 で約 0.05 mGal である．これは前期の約 1/5 である．

体膨張率 βb(=3αb) よりも十分大きいため，余分な膨張

このことは，2013 年段階での高温域主部が A12 から離分は熱域から流出し，熱域内の質量は減少する．熱域外

れていることや，熱活動自体が 1977 年段階よりも弱いに流出した水は拡散・冷却し，熱域外は恒常的に基準状ことによるだろう．

態を維持するもとの仮定する．この熱域内の質量減少に
より Δg0 が生じる注3 :7．議論と補足

Δg0/ΔgF =A(1+B) ;(5a)

A=(πGρf /F){ϕβf /[αb(1+νb)]} ; πGρf /F=0.0679(5b)

B=2(1−ϕ)(1−2νb)αb / [(1−νb)ϕβf](5c)

F はフリーエア係数，G は万有引力定数で，ρf は水の密度 (1.00 g/cm3) である．ここでの αb, νb は骨格の膨張率7-1

全磁力異常分布と地温分布の地形的特徴

狐崎・他 (1989) は女岳域の相対全磁力分布図を提示した．岡崎・他 (1990) は，女岳域において地上 3 m で全磁力測定を実施し（1983-85 年），地球標準磁場を基準とする全磁力異常図を作成した．両者は基本的に類似するが，後者は前者の測点の一部をも含み，更に緻密で領域も広い．そこでは次のような特徴が注目された．
①

全磁力異常の大局的様相は女岳の山頂域から南麓とポアソン比であるが，固体物質自体の α, ν と等しいとにかけては正で，北麓では負である．これは主として女仮定し，前記の ① の数値をそのまま用いる．したがっ

岳山体の正磁化による局地異常を表す．

て ② の h 値や ΔgF 値はそのまま通用する．更に，ϕ=
注3(5a, b, c) 式は，骨格の体積弾性率が構成固体物質のそれよりも十分小さいとしての近似式である．また
熱域内では，骨格の膨張と共に拘束圧も強まり，ϕ が変化する．B はその ϕ 変化の影響を表す．

②

更に局所的な異常も重なる．特に．Fig. 4 の B 域に相当する狭い領域に強い正異常が見られ，それに隣接する南西側（B 域と C 域との中間域にほぼ相当）には相対的負異常が見られる．それぞれ PB，NB と仮称する．
岡崎・他 (1990) は上記 ① については，女岳山体を一

地球物理学的定点反復観測からみた 1970 年噴火後の秋田駒ケ岳火山の地熱活動

377

様磁化の円錐台で近似して算出した全磁力異常と，観測取ることも試みた（狐崎・村岡，2010）．実作業は 1989

異常とを対比して，女岳山体の平均磁化を 7 A/m と算定

年頃専門会社に委託した．写真上で判読しやすく且つ安した．これは筆者らが採用している 10 A/m よりは小さ定した目標物（大岩塊など）を現地で多数選定し，それいが，両者に大差はない．

について計測した．結局，使える写真は 1973 年と 1988

上記 ② を説明するため，彼らは NB 域下に消磁体を想の 2 組だけであった．1973 → 1988 年の高度変化は女岳

定し，それは 1970 年噴火の際に貫入した高温岩体を中の麓では殆ど 0 m で，女岳山頂域では −0.3〜−0.5 m で核とする熱消磁域であるとした．ここは北西-南東に連あった．機器上の公称精度は 0.15 m で精度は乏しいが，なる二つの旧火口からなる凹地帯である．上記貫入岩体

この間に火口周辺では一応 0.4 m 程度沈降したことになの上面は深さ 10 m 程度でごく浅い．この点については

る．噴火終息後は火口周辺では火口の冷却による沈降と筆者らの見解は異なる．そのことについて以下に記す．

周辺域の高温化による隆起とが相殺し，1973 年頃から地

岡崎・他 (1990) は「狐崎・他 (1989) は本論のダイク

熱最盛期の 1977 年頃までは，高度変化はなかったとす（貫入岩体）の位置に局所的な全磁力異常の増加を見出

ると，1977 → 1988 年の沈降も 0.4 m ほどとなる．これした」という趣旨の記述をしているが，それは誤認で，は，6-2 節の ② の h に基づく 1977 → 1998 年間の約 0.5全磁力異常が増加しつつあったところは，既に見たよう

m の沈降とほぼ調和する．

に旧火口縁の PB 域（B 域）そのもので，NB 域ではない．

今では人工衛星技術による地殻変動観測が普及していなおこれまで，NB 域下の旧火口底自体では地熱活動はるが，本稿で特に重視した 1980 年代以前には，それは実見られず，その直下浅部に高温体貫入の気配はない．

用域に達しなかった．4-4 節で述べた基点網において，貫入岩体の論拠には，そこが高重力異常と見られたこ

1993 年に GPS 測量も試みられたが（中井・他，1994），とも重なる．ここにも若干議論の余地があるが，細部に継続できなかった．近年本火山でも気象庁は GPS 観測

及び過ぎるので深く立ち入らない．

を拡充しており，今後その成果が期待される．

② の局所異常は結局は浅部磁化の不均質性に起因す

近年干渉 SAR の活用が成果をあげている．干渉 SARる．旧火口底は比較的浅い凹地である．深かった原火口

解析は同一衛星・同一軌道のある 2 時期に撮像されたが低温時の崩落により二次的に埋積されたとすると，埋SAR データの位相差を計算し，その間の地殻変動を検出

積層はランダムな磁化の集積となり，実効的には消磁層する技術である．国産の SAR 衛星は 1992 年 4 月−1998を形成し得る．更には，PB 域下の磁化が局所的にやや

年 10 月（① JERS-1 衛星）と 2006 年 1 月−2011 年 4 月

強ければ，それも加勢効果を生む．結局，NB 域直下への（② ALOS 衛星）に運用されている．① は女岳での重力高温岩体の貫入という仮説は必須ではない．この貫入仮変化の停滞期に相当し，不向きである．安藤 (2013) は説は，冷却過程の磁場変化を追跡することで検証できる② のデータを用いて，諸火山の変動を解析した．本火山

はずのものであるが．本研究の磁気測点は NB 域では乏では 2007 年 10 月 14 日−2010 年 9 月 6 日について解析

しく，その面には対応できない．

しているが，ノイズレベルを越える明確な変動は見出さ

これとは別に狐崎・他 (1989) や狐崎 (1991) でも一旦れていない．

は B 域下浅部へのマグマ貫入を想定したが，現象の推移

Takada and Fukushima (2013) は東北地方太平洋沖地震

全体としては矛盾があるため，本稿ではそれを放棄した（2011 年 3 月 11 日）前後の ② のデータを用いて，その（6-1 節参照）．

地震に伴い顕著な地殻変動が東北の諸火山域で発生した

一般に，地温は旧火口底（凹地）では低く，旧火口縁

ことを示した．それによると本火山の中央域は山麓域では高い．これを次のように解釈する．相対的に低所の（A0 付近）に対し，相対的に数 cm 程度沈降したようで

旧火口底には，周りの旧火口縁から雨水が流入するし，あるが，それに直接対応する重力変化は明確には認めら

雪も吹き溜まる．その冷水は透水性の旧火口内に入り込れなかった．注目すべき重力変化は A0-A1 の中間域にみ，比較的深くまで冷却する．その浸透水は深部からのおいて（ここにも重力点を漸次若干設置した），2011 年 7

熱で加熱され，熱水や水蒸気となって対流的にその周囲

月と 2012 年 7 月の観測間で見られたが，この間には重から上昇し，旧火口縁を高温化する．あるいは横に流れ

力計の修理という問題も介在し，現象を十分確証できな

出て，山腹も若干加熱する．

かった．結局はこの種の由来の不明解な変動をノイズと

7-2 地殻変動データ

みなし，その影響を避けるため着目対象を女岳域の重力重力データは本来標高データを伴うべきである．しか変化に限定し，基準点も可能な限りこれに近づけた．そし，山上でのその観測は実際上当初は困難であった．その不足を補うため，既存の空中写真から高度変化を読みの結果が Fig. 6b である．

378

狐崎長琅・村岡8．総括と結論淳

現地観測においては当時の田沢湖町（現仙北市）消防［1］本研究では秋田駒ケ岳において，1970-71 年噴火後

分署長の故田口良平氏に何かとお世話になった．その後の火山状態の推移を地球物理的諸観測によって追跡し任でもあった難波和夫氏は今日まで引き続き支援して下た．主たる足場は定点反復観測であり，1975 年から地

さる共に，自ら地温も測定し，また観測写真も提供して

温，1977 年から重力，1979 年から全磁力の観測が開始さくださった（1995 年以後の地温データの多くは同氏の測れた．観測は 2013 年までは続行されたが，観測年間隔

定による）．なお，1992-93 年の地温データは水沢高校地

は状況により一定ではない．

学部から提供された．2006 年以後の全磁力観測は，気象［2］1971 年の噴火終了後，火口の冷却と共にその周辺

庁仙台管区気象台の巻和男氏や越後覚氏等のご配慮で同域が広く高温化した．その地熱活動は 1977-78 年頃を最庁の実務支援による共同研究として実施された．近年の盛期として漸次縮小減退し，1995 年頃には概ね平常地温

現地観測では長崎康彦氏（現中部電力（株）），加藤努氏となった．しかし，2006 年頃より地熱残存部から復活（（株）ソフテック），石井英二氏（ジオテックコンサルタ

し，地熱域は女岳の東山腹の新規領域に拡張し，現在ンツ（株））等の秋田大学卒業生のご協力を得た．須藤公（2014 年）に至っている．この地熱活動と調和的な変化

也氏 (Terra Australis Geophysica Pty Ltd) からは英文表現

が全磁力や重力においても観測された．それらの変化は等について貴重な助言を得た．

温度による地層物質の磁化変化や熱膨張等に由来するも

船木實氏（元国立極地研究所）には岩石試料の磁気試のと解釈された．その際の温度変化域は山体の比較的深験で，また気象研究所の鬼澤真也氏・安藤忍氏らには別部から浅部にまで及ぶが，高温期でも温度は概ね水の沸種重力計による現地観測でご面倒をおかけしたが，それ点未満であるとしてほぼ説明できる．結局，女岳域におらの結果を十分生かすに至らなかった．前記安藤氏にはける磁場変化の原因として，（1970 年火口以外では）ごSAR について，また地質については林信太郎氏（秋田大く浅部へのマグマの直接的貫入を想定する必要はない．

学）に教えていただいた．植木貞人氏（元東北大学）は［3］噴火終息後の地熱活動の活発化は，火道等に残存

地震観測等の情報を提供して下さると共に，ていねいにしたマグマの放熱によるもので，そこには間隙水の対流

原稿を閲読して下さった．横山泉先生（元北海道大学）等が関与したものと思われる．近年の再高温化は，深部からは本研究の過程でいろいろ貴重なご意見をいただいからの熱水（気相や液相）の上昇によるようで，直接マた．

グマが上昇・接近した兆候は今の所みられない．この面

長期の観測では，仙北市や旧田沢湖町の防災担当者なの監視は一段と整備された観測網に期待されるが，現象

ど，多くの方々にお世話になった．一々記名しきれず，がどのように出現するかは本火山では経験則が乏しく必関連報告に記名済みの方々や古い時期の方々は，概ね割

ずしも定かではない．多方面からの重合的監視が必要で愛した．それらの方々も含め，改めて皆様のご好意・ごある．そこでは，本研究の経験も生かされる余地があり協力に感謝します．査読者（藤田英輔氏と匿名 1 氏）とそうである．また，従来の異常探知が常にそうであった

編集担当の小園誠史氏の助言により本稿を改善した．記

如く，山になじんだ地元の目も今後なお貴重である．

して謝意を表します．

謝辞

本研究の多くは，狐崎が秋田大学在職中 (1972-99) 学
内外の人々と協働して遂行したものである．その主要部は学内外の出版物で随時報告されているが，秋田大学鉱山学部鉱山地質学科の卒業論文や修士論文に留まっているものもある．本研究ではそれらも参考にした．協力して下さった当時の同僚，学生，院生等関連の方々にはご苦労をおかけした．当時の同学科教授故乗富一雄先生には懇切に指導していただいた．その頃，田中和夫氏（元弘前大学）には情報交換等のご厚誼を得た．三品正明氏（元東北大学）には岩手山観測所の全磁力データを提供していただいた．岡崎紀俊氏（北海道立総合研究機構・地質研究所）にも当時の関連研究について教えていただ
いた．

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Takada, Y. and Fukushima, Y. (2013) Volcanic subsidence379

triggered by the 2011 Tohoku earthquake in Japan. Nature
Geosci., doi : 10.1038/ngeo1857.
田中和夫 (1971) 秋田駒ケ岳 1970-71 年の噴火活動の経
過 1．1970 年噴火に先立つ活動．火山，16，107-111．
（編集担当 小園誠史）

付記

図に引用した資料等の説明

Fig. 1a と Fig. 2 の地形図の作成にはカシミールの機能と付属の標高データ（50 m メッシュと高密メッシュ）を用いた．Fig. 1b の地形図にはアジア航測（株）公開の赤色立体地図を，Fig. 4 と Fig. A1 の地形図には 1/10000 火山基本図「秋田駒ケ岳」（国土地理院）を用いた．Fig. 7aの地形と，Fig. 7c の計算上の地表標高には 10 m メッシュ
火山標高「秋田駒ケ岳」（国土地理院）を使用した．Figs.
7a, c でのコンター図化には，Sufer8 を用いた．
A．付録
A1．地熱活動の推移の概況（補足）本文 5 章では女岳の主要域について，現象の時間的な変化を追跡した．しかし，全体的広域分布については，
表現し尽くせない面もあった．ここではその不足を補うことにする．
地熱活動における特徴的な時期として，最盛期（1978年頃）とごく近年（2013 年頃）に着目し，それぞれの高温域分布の概況を Fig. A1 の a と b に示す．高温域の一応の目安としては，1 m 深で 40〜60℃程度以上の所を選んだが，それは厳密ではなく，噴気の発生，植物の枯死，
積雪期の融雪等によって全体的に判断した．高温部も多少まばらに分布するが，ここでは概括して図示した．
Fig. A1a において，Ⅰ域は 1970 年火口である．Ⅱ域とⅢ域の中核部は Fig. 4 の C 域と B 域に相当する．Ⅳ域
はカルデラ壁である．Ⅴ域は狭いが．1970 年溶岩流に蓋をされた熱の漏れ出しのようで，溶岩流底の高温化を示唆する．Ⅳ域ではカルデラ壁沿いに伏在するはずの断裂が熱水の上昇路になっているのかもしれない．
（詳し
くは狐崎・菊池 (1988) 参照．）
Fig. A1a 以後は冷却が進み，1998 年頃には，高温域は殆ど消え，B 域内の微小部（No. 20 付近）に点状に残存した．そしてやがてそこから地熱活動は復活し，G 域やH 域へと飛び地状に波及した．それらが拡大して，B 域
や C 域の東側に接続し，Fig. A1b の状態となった．それが 5-2 節末で述べたように Fig. 5a1 の No. 49, 41 等の地
温上昇をもたらした．その間の過程は狐崎・村岡 (2010)
や狐崎 (2012) の類似の図から伺える．
Ⅳ域は 1992 年には平常地温まで冷却し，以後草木の繁茂や表土の崩落で，9 点あった地温点も探索不能と

380

狐崎長琅・村岡Fig. A1.

淳

Geothermal zones in Medake and its surrounding areas at two active stages.
(a) 1977-79, (b) 2013-14.

なったが，再高温化の気配はない．ここは飛び地状に隔［2］本稿では経年的変化図に重点を置き，具体的な観離しているため，本文の 5，6 章では除外されている．

測値表は省略した．それらの多くは下記のごとく既刊報

A2．関連資料の説明

告に記載されている．1987 年以前の地温データは狐崎［1］2010 年段階における本研究に関する資料一式につ(1977)，狐崎・村岡 (1979)，狐崎・菊池 (1988) 等に，1988

いては，狐崎・村岡 (2010) に記載されている．そこには年以前の全磁力データは狐崎・他 (1989) に，2008 年以

本稿の引用文献に収録されている公刊報告と共に，関連

前の重力データは狐崎・他 (1989)，狐崎 (1996)，狐崎・他の卒業論文・修士論文や内部的資料も含まれている．ま(2009) 等に収録されている．他のデータや関連情報も適た，狐崎・村岡 (2010) では既刊報告中の数値等の訂正も当な方法で開示し，今後の参照に供したい．

掲載している．