火山 第 58 巻 ( 2013)
第 3 号 443-459 頁

論 説

HIReTS 法を用いた火山噴気の遠隔温度測定：
薩摩硫黄島における検証
角皆

潤＊・小 松 大 祐＊・中 川 書 子＊＊（2013 年 2 月 25 日受付，2013 年 5 月 10 日受理）

Remote Temperature Sensing on Volcanic Fumaroles Using HIReTS:
Applications to Satsuma-Iwojima Volcano, Japan
Urumu TSUNOGAI＊, Daisuke D. KOMATSU＊ and Fumiko NAKAGAWA＊＊
Molecular hydrogen (H2) in fumarolic gases shows the hydrogen isotope exchange equilibrium with coexisting
H2O at a temperature more than 400℃. Recently, we developed a new remote temperature sensing using thecharacteristics of hydrogen isotopes (HIReTS). In this method, the hydrogen isotopic composition (δD value) of
fumarolic H2 is obtained remotely from the observation of volcanic plume, and the outlet temperature of the fumaroles is
estimated from the δD value, assuming that the hydrogen isotope exchange equilibrium is quenched within volcanic
plume during the process of admixture between fumarolic gases and air. To verify this new remote temperature sensing
at the field which has fumaroles with various temperatures from 100℃ to more than 800℃, we determined bothconcentrations and δD values of H2 in the volcanic plume emitted from the summit crater of Satsuma-Iwojima volcano,Japan. The average H2 concentration of the plume samples (n=22) taken at the crater rim was 3.8 ppm (from 1.0 ppm to14.4 ppm), while that taken apparently outside the volcanic plume was less than 0.65 ppm. The reciprocal of the H2
2
concentration in the plume samples showed a good linear relationship with the δD values (r =0.994). By extrapolating
the linear relationship to exclude the contribution of the tropospheric H2, we estimated that the δD value of the fumarolic
H2 to be −185.0±2.5‰ and the outlet temperature to be 813±10℃. The estimated temperature was in good agreementwith the maximum outlet temperature of the fumaroles inside the crater. The remote temperature sensing using HIReTS
can be applicable to obtain the maximum fumarolic temperature remotely in many volcanoes.
Key words : volcanic plume, molecular hydrogen, isotope exchange equilibrium, remote temperature sensing, HIReTS,
Satsuma-Iwojima volcano
1．序
1-1

論
噴気温度の遠隔測定についてている場合，マグマが火口直下まで迫ってきている可能性が高い．また噴気温度の時間変化から，爆発的噴火が活動的な火山から放出されている火山ガスの噴出時の起きる可能性が高まりつつあるのか（温度が上昇してい温度（以下，噴気温度と呼ぶ）は，その山体内で進行しる場合），それとも噴火活動は収束に向かいつつあるのているマグマ脱ガスの様式や，地下水系との接触の有無，

か（温度が下降している場合），といった点を判断するこ

火山活動度の現況や今後の推移などを推定する上で，極とも出来るだろう．

めて有用である (e.g. Giberti et al., 1992; Menyailov et al.,

しかし，観測者が噴気孔に近づいて温度を直接測定す1986; Stevenson, 1993; Taran et al., 1995; Ripepe et al., 2002)．

るのは危険を伴うことが多く，多くの火山において現実

たとえば，噴気温度の絶対値が火山岩の融点近くに達し的では無い．そこで，物体がその温度に応じて異なる電＊〒464-8601 愛知県名古屋市千種区不老町
名古屋大学大学院環境学研究科
Graduate School of Environmental Studies, Nagoya University, Furo-cho, Chikusa-ku, Nagoya 464-8601, Japan＊＊〒060-0810 北海道札幌市北区北 10 条西 8 丁目
北海道大学大学院理学研究院

Earth and Planetary System Science, Faculty of Science,
Hokkaido University, N10 W8, Kita-ku, Sapporo 0600810, Japan
Corresponding author: Urumu Tsunogai
e-mail: urumu@nagoya-u.jp

444

角皆

潤・小松大祐・中川書子

磁波を放射する性質を利用して温度を測定する機器（以下本論文ではこれを赤外放射温度計と総称する）が，火山における遠隔温度測定に活用され，熱異常域の検出などに威力を発揮してきた（e.g. Fischer et al., 1964; 下鶴・
鍵山，1976; 鵜川・他，2000; 井口・鍵山，2002）．しかし，一般的な赤外放射温度計は，受信画像の各ピクセルについて，そのピクセル内の平均的な温度を計測している．
このため測定対象が広範囲に渡って一様な温度を示す場
合は問題無いが，噴気孔のような高温域が局所的な範囲に限られる対象を測定する場合は，より低温の周辺領域（山体部分など）を含めた平均的な温度となってしまい，
噴気温度としては不正確（過小評価）なってしまう可能性がある．火山ごとに状況は大きく異なるものの，個々Fig. 1.

Schematic diagram showing the principle of HIReTS.

の噴気孔の径は数 cm 程度であることが多く，一般的な
赤外放射温度計で測定する場合，観測距離が 10 m を超

噴気孔の温度に相当するのか明らかになっていない．そえると最小ピクセルより小さくなる．実際，阿蘇中岳にこで本研究では，100℃程度から 800℃超に及ぶ多様な温おける赤外放射温度計を用いた噴気地帯の観測（観測距

度の噴気孔が存在することが知られている薩摩硫黄島の離=約 200 m）では，解像度を上げると最高温度が著し

硫黄岳山頂火口において，火口壁上で採取したプルーム

く 上 昇 す る こ と が 確 認 さ れ て お り (Saito et al., 2005;

試料から HIReTS 温度を算出し，火口内で実測された噴Furukawa, 2010)，赤外放射温度計を用いた遠隔測定で正気温度の記録と比較してみたので，その結果について報

確な噴気温度を求めるのは難しいことを示している．ま告する．

たそもそも赤外放射温度計は対象物からの温度に応じた

また，この HIReTS 法は，火山ガス中の水蒸気分子 (H2O)

電磁波の放射を利用しているため，噴気孔が岩体の陰にと水素分子 (H2) 間に，噴出直前まで水素同位体交換平衡

隠れている，あるいは噴出ガスが多量の火山灰を含んでが成立していることを，温度計として機能する前提としいるなどして直接視認出来ない場合は測定できない．さている（詳細は 1-2 章参照）．硫黄岳の噴気孔は，直接観らに太陽放射や地球放射も測定精度，確度を著しく低下

測することが出来る国内の火山噴気孔の中で，最高レベさせる．少なくとも現在一般に利用可能な赤外放射温度

ルの温度を示す．そこで本研究では，この硫黄岳の高温計を使う限り，100 m 以上離れた場所から活火山の高温噴気孔でも H2O-H2間に水素同位体交換平衡が成立して噴気孔の正確な温度を決定するのはきわめて難しい．

いることを確認したので，その結果も併せて報告する．

そこで筆者らは，火山ガス中の水素分子 (H2) の水素
安定同位体比（D/1H 比）が噴気温度に応じて変化する性

1-2

質を利用し，大気中に拡散した噴煙（プルーム）中の H2

例えば H2O-CO2-SO2-CO 間の O 原子や，SO2-H2S 間の D/1H 比からこれを推定することで，遠隔での噴気温の S 原子や，H2O-H2-H2S 間の H 原子に代表されるよう度測定を実現する新しい温度測定法を開発し（Fig. 1; 詳に，火山ガス中には，複数種の分子間にまたがって共通

細は 1-2 章参照）
，HIReTS (Hydrogen Isotopes for Remoteに存在している原子がいくつか存在する．またそのよう

HIReTS 法について

Temperature Sensing) 法と命名した (Tsunogai et al., 2011)．

な原子の多くは複数の安定同位体から構成されており，

これまで樽前山や九重硫黄山などをフィールドに，ある

例えば H 原子であれば，一般的な1H と重水素（以下本特定の噴気孔が形成するプルーム中の H2の D/1H 比を測

論文中では D と表記）の二種類の安定同位体から成り定することで，その供給元となっている噴気孔の温度（火立っている．この H 原子の二種の安定同位体の相対比

山ガスが大気によって急冷される直前の温度）が遠隔で（D/1H 比）は，各種化学反応に際して，その前後でわず

正確に測定出来ることを実証してきた．

かに変化することが知られており，D/1 H 比は自然界でしかし，実際の活火山の噴気地帯は多様な温度の噴気

進行する諸過程の指標として活用されている．ただし，孔から構成されることが多く，この多様な温度の噴気孔

その変化は極めて微小であるため，その具体的な数値は，から放出された火山ガスが混合して一つのプルームが形

以下で定義される δD 値を使って表記される．

成されるのが普通である．このような混合プルームに対して HIReTS 法で温度を求めた場合，それがどのような

δD=

RX
−1
R STD

(1．
1)

HIReTS 法を用いた火山噴気の遠隔温度測定:薩摩硫黄島における検証445

δD 値と H2 の δD 値の相対値である ln{(δDH2O +1)/(δDH2+1)}は，温度のみの関数となる．
SO2+3H2 ⇄ H2S+2H2O(1．2)

Fig. 2 には，H2O‒H2間に「同位体交換平衡」が成立している時の温度（図中で AETDとして表記）と 1000×ln{(δDH2O + 1) / (δDH2 + 1)} 値 の 関 係 を 示 し た (Bottinga,
1969; Richet et al., 1977)．
従って，ある原子が共通に含まれる異種分子間で同位体交換平衡が成立している場合，その原子の同位体比を
各分子について求めることで，温度を導出することが出来る．さらに，① ある原子が共通に含まれる異種分子間で同位体交換平衡がかつて成立していたこと，および，② その後何らかの過程（急冷など）で温度が変化し非平衡となったが，同位体比が平衡成立時のまま変化していないこと，の両方が保証される場合，その原子の同位体比を各分子について求めることで，平衡が成立していた
Fig. 2. Relationships between the apparent equilibrium
temperature assuming hydrogen isotope exchange equilibrium between H2O and H2 (AETD) and the value of
1000ln{(δDH2O +1)/(δDH2 +1)}, estimated from thefractionation factors in Richet et al. (1977).

時の温度を導き出すことが出来る．このような温度測定
法は，「同位体交換平衡温度計」もしくは単に「同位体温度計」と呼ばれ，特に鉱物・鉱床学分野では，地質温度計として広く活用されている．
H2と H2O の間の水素同位体交換反応は，H2O の δD 値
測定にも応用されており (Ohsumi and Fujino, 1986)，きわ

ここで，RXは対象となっている物質の D/1H 比であり，めて速やかに平衡に到達することが知られている同位体

また RSTDは基準物質の D/1H 比である．本論文中では敢交換反応の一つである．火山ガス中では具体的にどのよ

え て 断 ら な い 場 合 は，国 際 標 準 物 質 の 一 つ で あ る

うな化学反応が H2‒H2O 間の同位体交換に介在している

VSMOW (Vienna Standard Mean Ocean Water) の D/1H 比かは不明であるが，高温の火山ガス中では，この水素のを RSTDに用いて δD 値を表記している． δD 値はそのま同位体交換反応が平衡に到達しており，H2‒H2O 間で水までは，きわめて小さい数値となるため，‰（パーミル，

素の同位体交換平衡を仮定して算出した推定温度（以下=10−3）を付記して，1000 倍に拡大して表記する．例え「平衡温度」と呼び，AETDと表記する）は実際の噴気孔ば δD 値が−0.0053 の場合は，−5.3 ‰と表記する．なの噴気温度と一致することが経験的に知られている

お，式 (1．
1) による δD 値の定義は，IUPAC から推奨さ(e.g. Mizutani, 1983; Kiyosu and Okamoto, 1998; Tsunogai et

れた最新のδ値表記法に則っている (Coplen, 2011)．

al., 2011)．

数 100℃を超える高温の火山ガス中では，噴気孔の温度，圧力条件下で多くの化学反応が熱力学的平衡に近い

H2O+HD ⇄ HDO+H2(1．3)

状態に達していることが知られているが (e.g. Ellis, 1957;

例えば，昭和新山では 1954 年に 800℃だった噴気孔がMatsuo, 1961; Giggenbach, 1987; Shinohara et al., 1993;

1977 年に 617℃へ，また那須岳では 1960 年に 489℃だっ

Ohba et al., 1994; Symonds et al., 1994)，ある原子が共通にた噴気孔が 1969 年には 277℃へ温度が低下したが，この含まれる複数種の分子間で何らかの化学反応が進行して噴気温度の減少に追随して，火山ガス中の H2-H2O 間の熱力学的平衡状態に到達すると，その原子の各分子にお水素同位体の平衡温度 (AETD) も，昭和新山では 750℃

ける同位体比の相対値は，各分子の構造 (=種類) と温から 630℃に，那須岳は 470℃から 290℃に低下したこと

度のみの関数となり，経由する化学反応の種類に依存しが報告されている (Mizutani, 1983)．

なくなる (Urey, 1947)．これが「同位体交換平衡」と呼ばこのような過去の一連の観測から，① 少なくともれる状態である．例えば H2O と H2が関与する以下の反400℃を超えるような高温の火山ガス中では H2-H2O 間応がある温度で平衡に到達すると，H2O と H2に共通にの同位体交換反応が速やかに進行しており，その平衡温含まれる H 原子の同位体比の相対値，すなわち H2O の度は H2 や H2 O の起源とは無関係に噴気温度と一致す

446

角皆

潤・小松大祐・中川書子

る，② 火山ガス中では H2と比較して H2O が圧倒的に多(ppm) に対して，プルーム中の H2濃度は，噴気孔から風いため，温度が変化しても H2O の δD 値はほとんど変化

下側に約 15 m 離れた場所で 12.5 (ppm)，約 50 m 離れた

せず，平衡温度の変化はおもに H2の δD 値の変化として

場所で 2.1 (ppm)，約 100 m 離れた場所でも 0.65 (ppm) に反映される，③ 室温付近では H2‒H2O 間の同位体交換反達しており，これらのプルーム試料 (n=7) 中の H2の δD応は完全に停止しており，試料採取によって火山ガス由値から推定した火山ガス由来の H2 の δD 値 (−260±30

来の H2の δD 値は変化せずに火山ガス中の δD 値を保持‰) が，噴気孔における実測値 (δD=−247.0 ‰) と誤差している，④ 室温から 400℃までの間の何処かに，H2-内で一致することを証明した．また噴気孔における温度

H2O 間の同位体交換反応が実質的に停止する温度があや δD 値が不明な阿蘇中岳では，一般大気中の H2濃度がり，この温度以下に急冷されるとその急冷直前の温度が0.54 (ppm) に対して，プルーム中の H2濃度は，噴気孔か平衡温度に反映される，等が明らかになっていた (e.g.

ら約 150 m 風下側に離れた場所で最大 2.1 (ppm)，噴気孔

Mizutani, 1983; Kiyosu and Okamoto, 1998)．化学反応速度から約 300 m 離れた場所でも最大 2.3 (ppm) であり，こは温度低下に対して指数関数的に遅くなるため，③ やれらのプルーム試料 (n=12) 中の H2の δD 値から，火山④ の結論はきわめてリーズナブルである．

ガス由来の H2の δD 値を，−172±16 ‰と求めている．

噴気孔内の火山ガス中で成立していた H2-H2O 間の水一方，H2O は一般の対流圏大気でも主要成分となって素同位体交換反応が，噴出直後の試料採取によって室温いる上に，一部は噴気孔の周辺で凝縮している可能性も付近に急冷されると停止することから，火山ガスが大気あるため，プルーム中の H2O の δD 値から火山ガス中の中に放出・急冷されることで形成される噴煙（プルーム）

H2O の δD 値を見積もるのは困難である (Tsunogai et al.,中の H2 や H2 O も，やはり急冷直前の δD 値を保持して2011)．しかしながら，Tsunogai et al. (2011) では，H2Oいることが十分期待される (Fig. 1)．つまり，プルームの δD 値は実測せずとも，平均的なマグマ水の文献値で中の H2 や H2 O は，火山ガスの温度情報をその δD 値に代用可能なことを指摘し，その具体的な δD 値として，記録したまま拡散していることになり，もしプルーム中

Giggenbach (1992) 等の結果をもとに，−24.5±7.3 ‰を提に含まれる H2 と H2 O の δD 値から火山ガス中における案している．これを利用する場合，プルーム中の H2 の

δD 値を見積ることができれば，両者の間に同位体交換δD 値を実測して，ここから火山ガス由来の H2の δD 値

平衡を仮定することで噴気温度を遠隔測定することがでを求めるだけで，噴気温度を遠隔測定できることになる．

きる．

以上が HIReTS 法に基づく遠隔温度測定法の基本原理

火山ガスを構成するような主要気体分子間の同位体分である．HIReTS 法であれば，赤外放射温度計と違って，別の中で，H2-H2O 間の平衡水素同位体分別は，各温度対象となる噴気孔の大きさは問題にならない．また噴気において最も大きな同位体分別係数を示す (Bottinga,

孔が直接視認出来る必要は無く，噴気孔が岩体の陰に隠1969; Richet et al., 1977)．さらに，この同位体分別係数のれていても，多量の火山灰を含んでいても直接の影響は

温度変化も，H2-H2O 間の平衡水素同位体分別が最大でない．もちろん太陽放射の有無や地球放射の有無も無関ある．このため，H2-H2O 間の水素同位体分別を使った係である．

温度測定は，どの分子間の，どの同位体間の同位体分別

先に例を挙げた樽前山では，プルームから求めた火山を使った温度測定よりも，原理的に正確なものになるポ

ガス中の H2の δD 値と，平均的なマグマ水の δD 値から，

テンシャルを持っている (Tsunogai et al., 2011)．さらに，噴気温度を 583±88℃と推定しており (Fig. 2)，実測温度

H2は，高温火山ガスの主成分であり，H2O を含めた全火である 609℃と誤差範囲内で一致することを証明した

山 ガ ス 中 で 1000 ppm 以 上 を 占 め る の が 普 通 で あ る(Tsunogai et al., 2011)．また，阿蘇中岳では，プルームか(Symonds et al., 1994)．一方，一般大気中では微量成分でら求めた火山ガス由来の H2の δD 値と，平均的なマグマ

あ り，対 流 圏 大 気 中 で 0. 5 ppm ほ ど し か 存 在 し な い

水の δD 値から，噴気温度を 868±97℃と推定している(Novelli et al., 1999)．このため，火山ガスが形成するプ(Fig. 2; Tsunogai et al., 2011)．

ルームは，周辺の大気と比べて H2に富んでいる (McGee,

火山ガス中で成立していた H2-H2O 間の水素同位体交

1992; Symonds et al., 1994)．従って，プルーム中の H2濃換反応が，室温付近に急冷されると停止することは，遅度とその δD 値を定量し，この δD 値から大気 H2の寄与

くとも 1980 年代初頭には広く知られていた．しかし，分を補正することが出来れば，火山ガス由来の H2の δD

HIReTS 法に基づく遠隔温度測定はごく最近まで実現し

値 を 見 積 も る こ と が で き る．実 際 こ れ を 検 証 し た

なかった．HIReTS 法が実現した背景には，2000 年代に

Tsunogai et al. (2011) の観測によれば，例えば噴気温度なって急速に進展した連続フロー型質量分析システム

609℃の樽前山 A 火口では，周辺大気中の H2濃度が 0.51

(CF-IRMS) を利用した δD 値測定の高感度化がある．90

HIReTS 法を用いた火山噴気の遠隔温度測定:薩摩硫黄島における検証

447

年代までの同位体分析技術で大気（プルーム）試料をある程度の精度で測定するには，H2量として少なくとも 1µmol を必要とした (Bainbridge et al., 1961; Kiyosu, 1983;
Gerst and Quay, 2001)．これは 0℃，大気圧の一般大気試料（H2濃度 0.5 ppm）で換算すると，45 L 以上に相当す
る．またこの大容量の試料を実験室に持ち帰り，H2 分
子のみを沸点差等を利用して選択的に取り出した上でH2O 化して捕集し，これを再度還元して H2化して質量分析計に導入し測定する必要があった．この作業は，一試料あたり 3 時間程度を必要とする．先に例示した阿蘇
中岳では，プルーム試料 12 個とプルーム外の一般大気
試料 2 個を採取し，実験室に持ち帰ってそれぞれの δD値を定量し，HIReTS 法による温度測定を実現した．90
年代までの同位体分析技術しか無かった場合，試料分析はもちろん，試料を採取して実験室に持ち帰るだけでも，実現は難しい．
連続フロー型質量分析システムを利用した δD 値の高Fig. 3. Topographic map showing the Satsuma-Iwojima
volcano, together with the location of the Iwodake
cone. The dotted square at the summit of Iwodake cone
indicates the summit crater area shown in Fig. 4.

感度分析の実現は，まず量的な制約を大幅に緩和した(Rahn et al., 2002; Rhee et al., 2004; Komatsu et al., 2011)．
これを用いれば，H2 濃度 0.5 ppm の一般大気試料であっ

Matsubaya, 1975; Marty et al., 1989; Shinohara et al., 1993;て も，200 mL 程 度 の 試 料 量 で δD 値 定 量 が 実 現 す る

Saito et al., 2002; Sato et al., 2002; Shinohara et al., 2002）．

(Komatsu et al., 2011)．さらに，高感度分析実現の副産物

それによると，火山ガス中の主要成分 (H2 O, CO2, SO2,

として，分析の前処理に要する時間も大幅に短縮出来る

H2S, HCl, H2, CO) はすべてマグマ起源であり (Shinohara

ようになった．筆者らの名古屋大学の例であれば，50 分

et al., 1993)，噴気温度に近い高温下で熱力学的平衡に到程度の前処理と分析時間で一般大気中の H2 の δD 値測達していると考えられている (Shinohara et al., 2002)．

定が実現できるようになり，これが HIReTS 法に基づく
遠隔温度測定を現実的なものとした．

数年毎に観測されている噴気の最高温度は，90 年代中頃には 900℃を超えることもあったが，2000 年以降は839±13℃（平均値およびその標準偏差 ; 篠原，私信）と

2．手法

2-1 研究フィールドについてなっており，90 年代後半から 2000 年前半にかけて低下した可能性が高い（篠原・他，2002）．一方，鵜川・他

薩摩硫黄島は，九州南端の薩摩半島からさらに 40 km(2000) は 1997 年 10 月に航空機を用いて，井口・鍵山

ほど南の海域に位置する火山島で，隣の竹島とともに，(2002) は 2001 年 2 月にヘリコプターを用いて，上空か

鬼界カルデラの一部となっている (Fig. 3)．この薩摩硫ら硫黄岳火口域全体について赤外放射温度計を用いた温黄島の東半分を構成するのは，標高 703 m の流紋岩質の度計測を行っているが，観測最高温度はそれぞれ 311℃

硫黄岳であり，鬼界カルデラの中央火口丘の一つでもあと 525℃に止まり，やはり赤外放射温度計では，噴気温る．山頂付近の火口から，少なくとも 40 年以上，おそら

度の遠隔測定には成功していない．

く 800 年以上の長期に渡って，活発な火山ガスの放出をまた，硫黄岳山頂火口では 1991 年頃から火口原内に続けている (鎌田，1964; Kazahaya et al., 2002)．SO2放出

クレータ状の窪地が現れ，それが徐々に拡大し大きな「脱フラックスは一日 500 ton 前後で，過去 20 年間ほとんどガス孔」となっている（Fig. 4 の degassing vent）．松島・

変化していない (Shinohara et al., 2002)．山頂火口内に多他 (2002) らの見積もりによると，現在の主要なガス放数存在する噴気孔は，最も高温のものだと 800 から 900℃

出はこの脱ガス孔から進行しており，そのガス放出量や前後を示し (Shinohara et al., 2002)，国内で火山ガスが直放熱量は，火口原内の一般の噴気孔（高温・低温）によ接採取可能な噴気孔としては，最も高温の噴気孔となっるそれを圧倒していると見積もられている．

ている．このため古くから火山ガスに関する地球化学的

2-2

試料採取・分析な調査・研究の対象となっており，化学組成に関する知火口内の噴気温度データの取得と高温噴気孔における見 も 充 実 し て い る（e. g. 松 葉 谷・他，1975; Sakai and

水素同位体交換平衡の成立を検証するため，2013 年 1 月

448

角皆

潤・小松大祐・中川書子

9 日に硫黄岳山頂付近の高温噴気孔において，噴気温度の計測と，火山ガス試料の採取を行った．当初は可能な
限り多くの噴気孔において噴気温度を計測する予定であったが，火口内の視界が極めて悪かったことから断念
し，火口内東側火口壁上の高温噴気地帯（通称，中之江● 印）噴気地帯）下部に位置する噴気孔 1 箇所（Fig. 4 中の●のみで，噴気温度を計測するとともに，そこから放出される火山ガス試料を採取して持ち帰った．
火山ガス中の H2の δD 値を測定するために，大気と混合して急冷された後の火山ガスを，噴気孔から 15-30 cm程度離れた場所で，予め真空に引いておいたブチルゴム
セプタム栓付きガラスヴァイアル瓶内（内容積 65 ml）に
シリンジ経由で大気圧まで導入し，シリンジを引き抜いてそのまま瓶内に保存した．また，高温火山ガス中の
H2O の δD 値測定用に，同じ噴気孔の火山ガスを石英ガラス管とシリコンチューブ経由で 0℃に冷却されたパイレックス製の二重管トラップに導入し，トラップ内に
H2O を凝縮させて回収し，ポリプロピレン製の容器内に密封保存した．またトラップ内に凝縮しなかった気相の体積を計測するとともに一部をブチルゴムセプタム栓付
きガラスヴァイアル瓶（内容積 65 ml）に入れて持ち帰って H2濃度を計測することで，高温火山ガス中の H2/H2O比を定量した．
また，HIReTS 法を用いて噴気温度を測定するため，

Fig. 4. Topographic map showing the summit crater of the
Iwodake cone, together with the sampling stations of
the plume (stations A, B, C, D, E, and X; shown as
black circles) and the fumarolic gases (shown as awhite circle). The dotted bold line indicates theapproximate outer rim of the summit crater and theshaded ellipses denote the major fumarolic area
determined in 1990s (reproduced from Shinohara etal., 2002). Approximate location of the “degassingvent” is also shown by a shaded area enclosed with adotted line.

火口外縁部の 4 点（Fig. 4 の測点 A から D）と，火口内の1 点（Fig. 4 の測点 E）の計 5 測点で，硫黄岳山頂火口かでは，主に火口中心部から流入するプルーム試料を採取

ら放出されるプルーム試料を採取した．測点 A から Eしたと考えられる．

の各点では，予め真空に引いたガラス容器（内容積 200

火山ガス試料およびプルーム試料中の H2の濃度と δDもしくは 300 ml）を持った手を火口の中心部に向かって

値は，名古屋大学の連続フロー質量分析システム (CF-いっぱいに伸ばした姿勢で直立し，ガラス容器のニード

IRMS) を使用して定量した (Komatsu et al., 2011; Tsunogai

ルバルブ（バイトン製 O リング付き）を開放することで，et al., 2011)．このシステムは超高純度のヘリウムをキャ

地上や観測者自身からなるべく離れた場所のプルーム試

リヤーガスとした，自作の自動 H2精製濃縮システムと，料を大気圧まで容器内に導入し，30 秒ほど待機してから

GC-C/TC III インターフェイス付きのキャピラリーガス

ニードルバルブを締めて密封・保存した (Tsunogai et al.,

クロマトグラフ (Thermo 社製 Trace GC ULTRA) を付設

2003)．プルーム試料の容器内への導入は，2-3 分程度のした Thermo 社製の Delta V 質量分析計より成り立って

待機時間内でなるべく高濃度のプルームが飛来した時をいる．分析の概略を以下に説明する．

目視で狙って実行した．また，火山ガスがほとんど混入

各試料は，真空下で圧力差を利用して，それぞれの H2

していない一般大気試料を採取するため，同じ火口縁上濃度に応じた適度な容積（例えば H2 濃度 0.5 ppm ならにありながら火口からなるべく離れた場所（Fig. 4 の測250 ml STP 程度，H2濃度 5000 ppm なら 0.25 ml STP 程度）

点 X）において，（火口中心ではなく）風上側に向かってを分取して，自動 H2 精製濃縮システム内に導入する．

同様に試料採取を行った．火口縁上におけるプルームお

試料中の H2は，システムの中を超高純度ヘリウムのキャ

よび一般大気試料採取時は北東から北北東方向の風が卓リヤーガスとともに移動しながら，以下に示す順番で精越しており，風速は平均 8 m/s 程度であった (Fig. 4)．た

製・濃縮される．まず−197℃に冷却された無充填の精だし火口内は風向が大きく異なり，測点 E（火口内）に製トラップと，−110℃に冷却された Molecular sieve 5A

おいてプルーム試料を採取した時は，西風すなわち火口

充填の精製トラップを通過させることで，共存成分（O2，

中央部からの風が卓越していた．このため，測点 X 以外

Ar，N2，CH4，CO2，SO2，H2S，H2O 等）から粗分離し，

HIReTS 法を用いた火山噴気の遠隔温度測定:薩摩硫黄島における検証

449

Table 1. Chemical and isotopic compositions of fumarolic gas samples, together withthe apparent equilibrium temperatures for the δD (H2) value assuming hydrogenisotope exchange equilibrium between H2 and H2O (AETD).

−197℃に冷却した Molecular sieve 5A 充填カラムの先端

また各試料の H2濃度はワーキング標準と質量数 2 の部（全圧約 4 気圧）に，一度濃縮する．濃縮が完了した

ピーク面積を比較することで見積もる．濃度定量の測定

らカラムの温度を室温付近まで昇温して H2を溶出させ，精度は 3 % 以下である．一方 δD 値の分析精度は H2の導

−197℃に冷却した HP-PLOT Molsieve キャピラリーカ

入量に依存し，5 nmol の H2を導入したときは±4 ‰程度，

ラムの先端部分に再濃縮する．再濃縮が完了したらカラ

50 nmol の H2を導入したときは±1 ‰程度であった．分

ムの先端部を急速に室温まで温め，H2をキャピラリーカ

析 手 順 全 体 の 総 ブ ラ ン ク 量 は 約 50 pmol 程 度 で，ラム内に導入する．共存成分と完全分離してキャピラ

Gelwicks and Hayes (1990) の手法を用いて求めたその δD

リーカラムから溶出してきた H2 は，GC-C/TC III イン

値は+1300‰であった (Komatsu et al., 2011)．これらはターフェイス経由で Delta V 質量分析計内に導入し，電定量した濃度と δD 値の定量結果から差し引いた．

子衝撃型イオン源によるイオン化と磁場による分離を経

H2O の水素同位体組成 (δD(H2O)) は，キャビティリンて，コレクターで検出する．質量分析計で得られた質量

グダウン分光計 L2120-i (Picarro Inc., USA) に，専用の蒸数 3 (HD+) と質量数 2 (HH+) の各コレクター出力値の発器とオートサンプラー (HTC Autosampler) を組み合わ1

時間積分値（ピーク面積）の比を，試料の D/ H 比とす

せた北海道大学の測定システムを用いて定量した．試料る．また試料由来の H2 導入を確認した直後に，高圧ボに 加 え て，国 際 標 準 物 質 で あ る VSMOW と VSLAP

ンベ中の純 H2ガス（以下これをランニング標準と呼ぶ）(Coplen and Hopple, 1995) を使用して正確に校正した研をやはり GC-C/TC III インターフェイス経由で質量分析究室のワーキング標準試料 (δD(H2 O) が既知の深層海計内に導入し，試料と同様に D/1H 比を測定する．こう水，水道水，南極氷水) も各日二度以上の測定を行い，試して得られた試料 (sa) とランニング標準 (rs) のそれぞ料のδD(H2O) 値を国際標準スケールに校正した．δD (H2れの D/1H 比から，1.1 式を用いて，ランニング標準 (rs)O) 値の分析精度は 0.5‰であり，1 試料の測定に所要す

を基準物質とした時の試料 (sa) の相対δ値 (δsa-rs) を求める時間は 15 分である．

る．また，H2濃度および δD 値既知のワーキング標準（H2濃度=221 ppm）を各測定日毎に試料と同じ手順で D/1H

3．結果および考察

比を測定し，やはりランニング標準 (rs) を基準物質とし3-1た時のワーキング標準 (ws) の相対δ値 (δws-rs) を求める．

高温噴気孔における火山ガス組成と水素同位体
交換平衡

こうして求めたδsa-rsとδws-rsから，次の 2 式を用いて国際本研究で試料採取が実現した高温噴気孔 (716℃) にお

標準物質 (VSMOW) スケールの δD 値 (δsa-std) へ校正す

ける火山ガスの化学組成と同位体組成を Table 1 に示す．
H2濃度は µmol/mol を単位として H2O に対する相対濃度

る．
δ =δ +δ +δ ×δ δ =δ −δ δ +1

(2．1)
(2．2)

で示した．Table 1 中で火山ガス中の H2 の δD 値としているのは，噴気孔近傍 (15-30 cm) で採取した，大気と混合して急冷された後の火山ガス中の H2の δD 値である．
厳密にはこの δD 値から大気由来の H2の混入の効果を補ここでδrs-std はランニング標準の国際標準物質スケー正する必要があるが，次節でも紹介するように一般大気

ルの δD 値であり，δws-std はワーキング標準の国際標準

中の H2 濃度は 0.6 ppmv 以下と極めて希薄であるため，

物質スケールの δD 値である．δws-std が既知量であるこ

高濃度試料であれば，大気由来の H2 の混入の効果は無とから，δsa-rsとδws-rsから，δrs-stdとδsa-stdが求められる．

視出来ると考えられる．本研究では，当該試料の中で，

450

角皆

潤・小松大祐・中川書子衡が成立していることが確認された (Fig. 5)．同じ結論
は，1960-70 年代に昭和新山の高温噴気孔における観測でも報告されているが (Mizutani, 1983)，当時の分析法では，火山ガス中に H2と共存する CH4由来の H 原子の寄与によって H2 の δD 値が真値からずれている可能性があった（Tsunogai et al., 2011 の Appendix A 参照）．H2分
子単独の δD 値を定量する本研究でも同じ結果が得られたことで，700℃を超えるような高温噴気孔でも，火山ガ
ス中の H2O‒H2間に水素同位体交換平衡が成立していることが再確認された．
HIReTS 法では，火山ガス中の H2 の δD 値以外に，火山ガス中の H2O の δD 値も同時に決めないと，温度が決定出来ない．しかし，プルーム中の H2O の δD 値から火山 ガ ス 中 の H2 O の δD 値 を 推 定 す る の は 困 難 で あ る

Fig. 5. The calculated temperatures assuming isotope exchange equilibrium between H2 and H2O in fumarolicgases (AETD) determined in Satsuma-Iwojima volcano
plotted as a function of the outlet temperatures offumaroles (black diamond), together with thosedetermined in Tsunogai et al. (2011) (black circle:
Tarumae, black square: Kuju, black triangle: E-san),and Mizutani (1983) (open circles: Showashinzan,
open squares: Nasudake, open triangles: Yakedake).

(Tsunogai et al., 2011)．この問題に対して Tsunogai et al.
(2011) は，沈み込み帯の陸上火山の高温噴気であれば，平均的なマグマ水の文献値で代用出来ることを指摘し，その具体的な δD 値として−24.5±7.3 ‰を提案している．つまり，プルーム中の H2の δD 値から火山ガス由来の H2の δD 値を推定するだけで，噴気温度を決定できると し て い る．そ こ で 本 研 究 で は，こ の Tsunogai et al.
(2011) の提案に問題が無いかどうか検証するため，仮に火山ガス中の H2O の δD 値が未知であったとして，これを上記のマグマ水の δD 値で代用した場合の平衡温度を

H2濃度が 100 ppm を超えた試料は δD 値に対する大気由求めた（Table 1 中の presumed の AETD）．すると AETD

来の H2 の混入の効果が無視出来ると判断し，その平均は 708±20℃となり，実測した H2O の δD 値から求めた値を火山ガス中の H2の δD 値とした．

AETD (719±9℃) とも，また実測の噴気温度 (716℃) とShinohara et al. (2002) は，1990 年から 1999 年にかけも誤差内で一致した．温度測定値の誤差は若干大きくなて高温噴気（840℃以上）において採取した H2O に関しるが，それを除けばマグマ水の文献値で代用しても問題て，− 23‰ か ら − 31‰ の δD 値 を 報 告 し て い る．今 回が無いことが確認された．

716℃の噴気孔で採取した H2 O の δD 値 (−28.7‰) は，

H2O は火山ガスの主要成分であり，火山ガスの H2/H2O

上記の過去の報告値の範囲内であり，硫黄岳山頂の高温比は最大でも 0.04 程度，通常は 0.01 未満である（例えば，噴気孔の H2O の δD 値として妥当な値であると考えられ

Symonds et al., 1994）．火山ガス中の H2O‒H2間に水素同る．また，火山ガス中の H2O の δD 値は，ほとんど時間

位体交換平衡が成立している状態で温度変化が進行して変化していないことを示唆している．硫黄岳山頂火口かも，H2 O の δD 値の変化は極めて小さく，無視出来る．

らの SO2放出量や噴煙高度，火口の噴気活動の外見などしたがって，火山ガス中の H2O の δD 値は噴気温度によには顕著な時間変化はみとめられておらず，H2O の δD

らずほぼ一定であり，また火山ガス中の全 H 原子の δD値の結果と整合的である．

値とほぼ等しいとみなすことが出来る．400℃を超える

Tsunogai et al. (2011) に倣い，火山ガス中の H2O と H2ような高温噴気であれば，火山ガス中の全 H 原子の大部の間に水素同位体交換平衡が成立していると仮定して，分はマグマから脱ガスして来た H2O の H 原子となるだ

火山ガス中の δD(H2 O) 値および δD(H2) 値の実測値と，ろう．H2 O の δD 値としてマグマ水の δD 値を使用してFig. 2 に示した関係式から，みかけの平衡温度 (AETD)

差し支えないのには，こういった背景がある．さらに，を見積もった（Table 1 中の measured の AETD）．その結マグマ水のものとして想定されている δD 値 (−24.5±

果，AETD (719±9℃) は実測した温度と誤差範囲内で一

7.3 ‰; Tsunogai et al., 2011) は，中・低緯度の天水の δD致した．硫黄岳でみられるような 700℃を超える高温噴

値とほとんど差が無いため，仮に火山ガス中に天水が少気孔でも，火山ガス中の H2O‒H2間に水素同位体交換平量混入しても，それが H2O の δD 値に与える影響は小さHIReTS 法を用いた火山噴気の遠隔温度測定:薩摩硫黄島における検証
Table 2. Concentration and isotopic ratio of H2 involcanic plume samples.

451のプルーム試料よりも H2 濃度が低く，平均 H2 濃度は0.62 ppm (1σ=0.02) しかなかった．これは対流圏大気のバックグラウンドレベルである 0.5 ppm (Novelli et al.,1999) にほぼ等しかった．火山ガス由来の H2 がプルー
ム試料中の過剰 H2 の供給源であることは疑いない．つまり，火山ガス由来の H2と周辺一般大気中の H2の混合比の変化が，基本的に各プルーム試料間の H2 濃度を変化させているものと考えられる．
そこで測点 X で採取した 4 試料の平均 H2濃度を一般
大気中の H2濃度と仮定して，各プルーム試料中の全 H2に占める火山ガス由来の H2の混合比の平均を求めたと
ころ，火口内（測点 E）で 91 %，火口壁上（測点 A-D）
で 76 % であった．また最大混合比は，火口内で 96 %，火口壁上で 87 % であった．阿蘇中岳において火口壁上で採取したプルーム試料 (n=12) の場合，平均濃度が 1.
2 ppm（混合比に換算すると 59 % に相当），最大濃度でも2.3 ppm（混合比に換算すると 78 % に相当）しかなかったことから，それぞれの火口壁上で比較する限り，硫黄岳のプルームは阿蘇中岳のプルームと比べて H2に富んでいると考えて良さそうである．
3-3

火山プルーム中の H2の δD 値

次に火山プルーム中の H2の δD 値の結果を見てみる．
すると Fig. 6 に示すように，測点 X を含む全プルーム試料の H2の δD 値は，H2濃度の逆数 (1/[H2]) と明瞭な直線関係を示すことが解った．同様の 1/[H2]と δD 値の直線
いと考えられる．

関係は，阿蘇中岳や樽前山，九重硫黄山，恵山のプルー

ただし，天水の δD 値がマグマ水の δD 値と大きく異な

ム中でも確認されている現象で (Tsunogai et al., 2011)，

る高緯度域や内陸域の火山では注意が必要である．まH2 濃度だけでなく，プルーム試料間の δD 値の変化も，た，マグマ水の起源が本質的に異なる可能性のある沈み

すべて二種の端成分間の単純混合で説明することができ込み帯以外の火山（ホットスポットなど）では，別の δDることを示していると考えられる (e.g. Tsunogai et al.,値を用いる必要がある．さらに，過去に高温噴気中の1998; Tsunogai et al., 2003; Tsunogai et al., 2005)．この理

H2O の δD 値が実測されている火山に関しては，その過由は以下に示す．

去の実測値を使った方が，より誤差の小さい温度測定が実現するだろう．
3-2

火山プルーム中の H2濃度

今，H2濃度と δD 値がそれぞれ[H2]fとδDfである気塊 fと，それぞれ[H2]aとδDaである気塊 a が，α : 1-αの体積比で混合し，H2 濃度と δD 値がそれぞれ[H2]s とδDs であ

次にプルーム試料の H2濃度とその δD 値の分析結果をる新しい気塊 s が生成したとする．もしこの両気塊の混Table 2 に示す．最高濃度を示したのは火口内の測点 E合過程が単純混合過程であって，生成や分解といった混で採取された試料のうちの 1 つで，14.4 ppm に達してい合以外の H2濃度や δD 値が変化する要素が存在しない場

た．それ以外の試料も，プルーム内で採取したと考えら

合，[H2]sとδDsは気塊 f と a の混合比だけで決まるので，れる試料（=測点 A，B，C，D，E の各点で採取した試[H2]s，[H2]f，[H2]a，δDs，δDf，δDaの間には以下の 2 本の料）であれば，どの試料も H2に富んでいた．火口内の測関係式が成立する．

点 E で採取した 6 試料の平均 H2 濃度は 6.9 ppm (1σ =3.9) に達しており，火口壁上の測点 A から D で採取した 16 試料でも 2.6 ppm (1σ =1.2) で，全 22 試料で 3.8
ppm (1σ=2.9) であった．一方，プルーム外の一般大気を採取したと考えられる測点 X の 4 試料は，いずれもどH =H  ×α+H×1−α(3．1)

δD×H =δD  ×H  ×α+δD×H×1−α (3．2)(3．
1) より，

452

角皆潤・小松大祐・中川書子となる．つまり，[H2]sの逆数 (1/[H2]s) とδDs値は，βを傾き，γを y 切片とする直線関係となることがわかる．
したがって，1/[H2]と δD 値の間に Fig. 6 に示すような直線関係が成立するということは，例えば H2 の生成反応や分解反応とか，H2 と他の含 H 分子との間の水素同位体交換反応といったような，気塊の混合以外の要素でH2が増減したり，δD 値が変化したりするような過程は，プルームの中では無視出来ることを意味している．
また，(3．7) 式で[H2]s =[H2]f とすると，δDs =δDf とな
り，また[H2]s=[H2]aとするとδDs=δDaとなることからも解るように，(3．7) 式で表される直線は，1/[H2]‒δD プ
ロット上では，各端成分の組成を単純に直線で結んだものとなっている．つまりこの直線上で，1/[H2]が最も大きいデータのさらに外側の延長線上のどこかに低濃度側の端成分の組成が，また 1/[H2]が最も小さいデータのさらに外側の延長線上で，かつ 1/[H2]>0 となっている領域の何処かに，高濃度側の端成分が存在していることになる．
既に 3-2 章で推定したように，二種の端成分のうち，Fig. 6. Relationship between δ D of H2 and the reciprocalof H2 concentration in the volcanic plume emitted from
Iwodake cone, Satsuma-Iwojima volcano. The solidline is the least squares fitting of the plume samples.

低濃度側の端成分（=1/[H2]が高い方の端成分）は，一般
大気中の H2であり，また高低濃度側の端成分（=1/[H2]が低い方の端成分）は，火山ガス由来の H2と考えられるが， δD 値の結果もこの結論と整合的である．H2濃度が低い方の端成分は，H2濃度が約 0.5 ppmv 付近， δD 値が約+100‰付近に向かって収束していくが，これは北半α=H −H
H  −H

球対流圏の一般大気中の H2の濃度と δD 値である (Gerst(3．3)の δD 値は，第 1-2 章で紹介したように噴気温度に応じこれを (3．2) 式のαに代入してαを消去すると，δD=+(Tsunogai et al., 2011)．H2濃度が高い方の端成分は，H2濃度が低い方の端成分と比較して， δD 値が低い方に向
(3．4)

γ=

H  H
×δD−δD  H  −HδD  ×H  −δD×H
H  −H

そこでこの直線関係を利用して一般大気中の H2の寄与を除外した火山ガス中の H2（つまり高濃度側の端成(3．5)

分）の δD 値を見積もってみる．先に述べたように，1/[H2]が最も小さいデータのさらに外側の領域へ直線関係を延長した線上で，かつ 1/[H2]>0 となっている領域の(3．6)

何処かに，火山ガス由来と考えられる H2 の端成分が存在していることになる．つまり，火山ガス中の H2の δDとすると，βやγは [H2]f，[H2]a，δDf，および δDaで決まる定数となり，1+γδD=β×H 

かって収束していくことから，H2濃度が高い方の端成分は間違いなく火山ガス由来の H2である．

となる．ここで，β=て大きく変化はするものの，北半球対流圏の一般大気中の H2に比べれば，いずれも低い δD 値で特徴付けられる

H  H
1
×δD−δD   ×
H 
H  −HδD  ×H  −δD×H
H  −H

and Quay, 2001; Rice et al., 2010)．また，火山ガス中の H2

値は，プルーム試料中の最小値である−167 ‰から，近似直線の y 切片である−185 ‰の間の約 20 ‰の範囲の何れかということになる．端成分の H2 濃度は不明なの(3．7)

で，厳密にはこれを確定することは無理である．しかし，3-1 章で報告した噴気孔における観測結果を見てみる

HIReTS 法を用いた火山噴気の遠隔温度測定:薩摩硫黄島における検証

453と，噴気孔から 15-30 cm ほど離して採取したある程度

22 試料から求めたものである (Fig. 4)． δD 値の決定に

空気で希釈された火山ガスであっても，H2濃度は最大で大きな役割を果たしているのは火口内の測点 E で採取

259 ppm に達していた．つまり火山ガス中の H2 濃度はされた高濃度試料ではあるが，火口壁上の測点 A，B，D

259 ppm 以上と考えられる．Fig. 6 の近似直線上で，[H2]の各点でも 4 ppm を超えるような高濃度試料が採取されが 259 ppm 以上（すなわち，1/[H2]<0.004）となる領域のており (Table 2)，これら全てが端成分の δD 値である−

δD 値を調べてみると，ほとんど y 切片の値と等しく，実185.0±2.5 ‰の決定に対して相応の寄与をしている (Fig.

質的に 1/[H2]=0 と近似出来る領域である．つまり近似6)．つまり，求めた−185.0±2.5 ‰という H2の δD 値は，

直線の y 切片の値 (=γ) こそが火山ガス中の H2 の δD

硫黄岳火口内に多数存在する噴気孔全体から放出されて値となる．これは，(3．6) 式において，[H2]f ≫ [H2]a，すいた全 H2の平均的な δD 値とみなして良いだろう．

なわち，[H2]a/[H2]f ≒ 0 と近似すると，γ≒ δDfにとなる

火山ガス中の H2の δD 値は，主に火山ガスの温度を反ことからも理解出来る．各データの 2σの誤差を考慮し映して変化する (Mizutani, 1983; Tsunogai et al., 2011)．硫て，York 法 (York, 1966) を用いて求めた最小二乗法近似

黄岳の火口内には，低いものでは 100℃の噴気孔から，

直線を，y 切片まで外挿することで火山ガス中の H2 の高いものでは 800℃を超えるものまで多種類の温度の噴

δD 値を求めると，−185.0±2.5 ‰となった (Fig.6)．また気孔が存在するため，H2の δD 値は噴気孔毎にバラバラ

この H2の δD 値を元に HIReTS 温度を求めると，H2O のになっており，高温噴気孔はより δD 値の大きい H2 を，

δD 値として，716℃火山ガスの実測値を使った場合でまた低温噴気孔はより δD 値の小さい H2を放出している

813±10℃ (Fig. 2)，マグマ水の文献値を利用した場合でと考えられる．ということは，1/[H2]‒δD プロット上で805±25℃となった．

全データから得られた最小二乗近似直線に対して，個々

なお，実際の火山ガスは 1/[H2] > 0 なので，最小二乗の観測データは，高温噴気孔由来の H2が飛来した時は δD

法近似直線の y 切片として求めた火山ガス中の H2の δD

値が大きくなる側に，また低温噴気孔由来の H2 が飛来

値は，実際の火山ガス中の H2の δD 値よりも小さい．しした時は δD 値が小さくなる側にプロットされはずであたがって，本来はその差分を δD 値の誤差として考慮する．

る必要がある．しかしながら，y 切片で代用することにしかしながら，測点 E で採取された高濃度試料はもちよって生じると想定される真値との差異は非常に小さろん，火口壁上の測点 A，B，C，D の各点で採取された

く，近似直線の y 切片値そのものに付随する誤差（個々

試料も，1/[H2]‒δD プロット上でほぼ同一の直線上にプの観測データの分散に起因する誤差で，本研究の薩摩硫ロットされ，近似直線からのズレはほとんど見られない

黄のプルームの場合だと±2.5 ‰）と比較すると無視で(Fig. 6)．これは，各測点に飛来する火山ガス由来の H2

きるレベルである．このため，本論文では火山ガス中のの δD 値は，どこの測点でもほぼ等しいことを示していH2の δD 値を y 切片値で代用し，またこれによって生じる．これは，各測点に飛来する H2 を供給している噴気る δD 値の誤差は無視している．

孔の温度は，測点間でほとんど差が無いということを意

硫黄岳の火口内では，低いものでは 100℃の噴気孔から，高いものでは 800℃を超えるものまで多種類の温度

味していることになるため，火口内が多様な温度の噴気孔から構成されている事実と一見矛盾する．

の噴気孔が存在している (Shinohara et al., 1993)．今回測この一見矛盾するプルームの観測結果を合理的に説明定した HIReTS 温度 (813±10℃) は，その中で同火口内するには，硫黄岳山頂火口内から放出されるプルームのの噴気温度の最高温度に近い．硫黄岳では，プルーム中

起源と挙動に関して，二つの異なるモデルのいずれかをの H2の大部分は高温噴気から供給されており，HIReTS

考える必要がありそうである (Fig. 7)．一つは硫黄岳の温度は実質的に火口内の噴気孔の最高温度を反映してい山頂火口内の空間が半閉鎖的になっていて，多様な δDる可能性が高いことが示された．次章ではこの点に関し値を持つ火山ガス由来の H2 がよく混合され，均一化さて，もう少し詳細な検討を加えてみる．

れてから，各観測点に飛来しているというモデルである

3-4

HIReTS 温度と噴気温度の関係(Fig. 7 (a))．このモデルであれば（混合比は変化しても）以下では，得られた HIReTS 温度 (813±10℃) と，硫

常に同じ δD 値を持つ H2が測点によらず観測されること

黄岳火口に多数存在する噴気孔の温度との関係を，もうは合理的に説明出来る．また今回得られた 813±10℃と少し詳細に考察してみたい．813±10℃という HIReTS

いう HIReTS 温度は，過去 10 年間に同火口内で実測さ温度算出の元となっている−185.0±2.5 ‰という火山ガ

れた火山ガスの最高温度（十分な観測時間が確保出来なス中の H2の δD 値は，火口壁上および火口内に設定した

かった直近の観測を除く）である 839±13℃（篠原，私

測点 A から E までの 100 m 以上の範囲から採取した，信）と比較すると若干低くなっており，このモデルに好

454

角皆

潤・小松大祐・中川書子
口内の様々な温度の噴気孔に対して測定された火山ガスの化学組成を見ると，100℃前後の低温噴気の H2濃度は500 ppm 前後しかないのに対して，800℃を超える高温噴
気の H2 濃度は 5000 ppm 前後と低温噴気の 10 倍に達している (Shinohara et al., 1993)．つまり高温噴気孔と低温噴気孔が単位時間あたり等モル量の火山ガスを放出したとしても，H2供給量で比較すると，高温噴気孔は低温噴
気孔の 10 倍となり，低温噴気孔由来の H2はほとんど寄与しなくなる．
さらに，高温噴気孔はマグマからの主要脱ガス経路となっていることが多く，多様な温度の噴気孔が存在する
場合でも，脱ガス量で低温噴気孔を圧倒している可能性が高い．実際，松島・他 (2002) は，本研究と同じ硫黄岳
火口内で，地表付近の放熱活動を，1) 低温噴気孔からの放熱，2) 山体の熱伝導による放熱，3) 高温噴気孔からの放熱，4) 通称「脱ガス孔」（Fig. 4 の degassing vent）からの放熱，の 4 種に大別した上で，それぞれの総放熱量を計測して比較し，高温噴気孔や「脱ガス孔」からの放熱量が，他を圧倒していることを報告している．脱ガス孔
内はアクセス不能であるためそれが噴出した時の温度は未確認ではあるが，火口原内の最高温度と等しい可能性

Fig. 7. Schematic diagram showing the relation between
the plume and the fumaroles with various temperatures
within the summit crater of Satsuma-Iwojima volcano,for the two possible cases of (a) and (b) (see text forthe detail). Each value corresponds to the temperatureof each fumarole and the dimension of each arrowcorresponds to the H2 emission flux of each fumarole.
The temperatures presented in the figures are merely
examples.

が高いものと考えられている（松島・他，2002）．つまり，硫黄岳山頂火口では「脱ガス孔」をはじめとした高温噴
気孔からの H2 放出量が，火口原内の一般の噴気孔からの H2 放 出 量 を 圧 倒 し て お り，こ の H2 が 示 す δD 値(−185.0±2.5 ‰) が，観測点によらず均一な δD 値，および均一な HIReTS 温度に帰結したものと考えられる．
従 っ て，こ の δD 値 か ら 求 め ら れ た 813 ± 10℃ と い う
HIReTS 温度は「脱ガス孔」の噴気温度であり，また同火
口内における観測時の最高噴気温度を反映していると考意的であるようにも見える．しかしながら，Fig. 4 を見えられる．つまり，観測が行われた 2013 年 1 月 9 日は，ても解るとおり，火口内の地形は中の空気を均一化する

この最高噴気温度が通常の平均より 30℃程度低かったほど閉鎖的な形状には見えない．またプルームを目視観ものと考えられる．

察した限りでは，個々の噴気孔から放出された個別の小観測時の最高噴気温度が過去 10 年強の間の平均よりプルームは，風に流されながらもすみやかに上昇してそ30℃程度低かった原因は不明であるが，例年 10-11 月にのまま火口内から大気中に排出されており，火口内で他実施されていた観測が，今回だけ 1 月に実施されたことの噴気孔由来のプルームと混合し，撹拌されるような過が，原因の一つとして挙げられる．平均気温を比較する

程を経ているようには見えない．

と 5-10℃程度低く，これが山体内を上昇する火山ガスの

火山ガス由来の H2の δD 値がプルーム中で均一になっ冷却を促進した可能性がある．さらに観測前日には降雨ていることを合理的に説明するもう一つのモデルとしがあったが，例年はあまり見られておらず，これも冷却て，ある特定の温度の噴気孔の H2供給量が，他の温度のを 促 進 し た 可 能 性 が あ る．ま た，例 え ば メ キ シ コ の噴気孔の供給量を圧倒しているというモデルが考えられ

Colima 火山における約 550℃の高温噴気の連続温度測定る (Fig. 7 (b))．火山ガス中の H2濃度は， δD 値同様温度では 30℃を超える日変化が観測されており (Connor etの関数となっており，高温になるほど，H2濃度が高くな

al., 1993)，この程度の温度変化は日常的な変化とも考えることが知られている (e.g. Giggenbach, 1987; Symonds etられる．今後機会を見つけて，詳細な噴気温度分布が測al., 1994; Taran et al., 1995)．例えば，1990 年に硫黄岳火定出来る噴気地帯で本研究と同様の HIReTS 法にもとづHIReTS 法を用いた火山噴気の遠隔温度測定:薩摩硫黄島における検証

455

く温度観測を実施して，HIReTS 温度と噴気温度の関係

濃度を比較してみると，阿蘇中岳のプルーム試料 (n=12)の詳細を検証する必要があるだろう．

の平均 H2濃度が 1.2 ppm，最高 H2濃度が 2.3 ppm であっ

HIReTS 法で決定した温度測定値の誤差についてたのに対して，火口内の測点 E を除いた硫黄岳のプルー

本研究によって，阿蘇中岳だけでなく硫黄岳でも火口ム試料 (n=16) の平均 H2濃度が 2.6 ppm，最高 H2濃度が3-5

壁上からの観測で HIReTS 法による噴気温度測定が可能

4.8 ppm と，硫黄岳の方が H2濃度は有意に高かった．つであることが証明された．しかし，硫黄岳におけるプ

まり Fig. 6 中で y 切片に近いデータが多いほど，端成分

ルーム観測から求めた HIReTS 温度は，813±10℃（H2O（y 切片）の δD 値の定量精度が良く，結果としてより測の δD 値として火口内噴気孔の実測値を使った場合）お定温度の誤差が小さくなったものと考えられる．

よび 805±25℃（H2 O の δD 値としてマグマ水の文献値

では次に，同じような火口壁上におけるプルーム採取を利用した場合）であるのに対して，阿蘇中岳においてにも関わらず，硫黄岳でより H2 濃度が高いプルームが同じくプルームから求めた HIReTS 温度は 868±97℃得られた理由について考えてみたい．試料採取地点か（H2O の δD 値としてマグマ水の文献値を利用）となってら，主 要 噴 気 地 帯 ま で の 直 線 空 間 距 離 は，い ず れ もおり，硫黄岳のプルームから求めた方が，誤差が小さい．

150-200 m 程度で特に大きな差は見当たらない．また

硫黄岳では火口内の測点 E でも観測しているのに対し

COSPEC を用いて観測された SO2放出フラックスを比較て，阿蘇中岳では火口壁上から採取した試料のみである

しても，阿蘇中岳も硫黄岳も 500 ton/day 前後で特に大きため，少し条件が異なる．そこで両者の間の条件を揃えな差異は無い（Shinohara et al., 2002; 齋藤・他，2007）．

るため，火口壁上で採取した試料（測点 A から D で採取

ただ，H2 /SO2 比は阿蘇中岳が 0.28 と推定されているのしたプルーム試料と測点 X で採取したバックグランドに対して（篠原，2008），硫黄岳火口の高温噴気は 0.5 か試料）のみを使って条件を阿蘇中岳と揃えて再計算する

ら 0.6 (Shinohara et al., 2002) となっていて，倍近い差がと火山ガス由来の H2 の δD 値は−185.9±3.2 ‰となり，ある．つまり，H2放出フラックスで比較すると硫黄岳のここから HIReTS 温度を求めると，815±13℃（H2O の δ方が倍近く大きいことになる．噴気孔からの観測距離はD 値として火口内噴気の実測値を使った場合），および同程度であったにも関わらず，硫黄岳の方がプルーム中

801±24℃（マグマ水の文献値を利用した場合）となった．

の H2濃度が高かったのは，硫黄岳の方が H2放出フラッ

温度測定値はもちろん，誤差もほとんど変化していない．

クスが大きかったことを反映したものと考えられる．

つまり火口壁上からの観測データだけで比較しても，硫国内外の火山と H2/SO2比を比較すると，硫黄岳の H2

黄岳のプルームから求めた HIReTS 温度の方が，阿蘇中/SO2比は特に大きいわけでは無い．例えば，Symonds et

岳のプルームから求めた HIReTS 温度より，温度測定値

al. (1994) がまとめた世界の主要火山の火山ガスデータの誤差が小さい．

と比較すると，St. Augustine や Merapi，Momotombo，St.

この両者間の誤差の大きさの違いは，各プルーム中のHelens，昭和新山，有珠，Nyiragongo，Surtsey といった火H2 の 1/[H2]-δD プロット (Fig. 6) から，最小二乗近似直山の方が H2 /SO2 比は大きい．つまり，硫黄岳と同程度

線の y 切片として求められる端成分の δD 値に関して，の SO2放出フラックス（500 ton/day 前後）の火山であれ

硫黄岳プルームから求められる δD 値（全プルーム試料

ば，噴気地帯から 200-300 m 程度離れた場所で試料採取から求めると−185.0±2.5 ‰，測点 E を除くと−185.9±を行うことで，硫黄岳と同程度の誤差で HIReTS 法にも

3.2 ‰）の方が，阿蘇中岳プルームから求められる δD 値とづく温度測定が可能となることが期待できる．また(−172±16 ‰) より精度が良い（誤差が小さい）ことに

St. Helens における火山ガスプルームの観測では，プルー

主に起因している．もし両者間で観測データの 1/[H2]値

ムは風下に 1 km 流下する毎に断面積が約 2 倍に広がり，の範囲に差が無ければ，求めた δD 値の誤差が小さいと濃度が半減する様子が観測されている (McGee, 1992)．

いうことは，プルーム中の H2の δD 値の均一性が良いこ

この関係を硫黄岳から放出されるプルームにそのまま適とを反映していることになる．しかしながら，H2濃度が用すると，風下側に 1 km 程度離れた場所において採取ほぼ等しい試料間の δD 値の分散を比較してみても，硫した試料であっても，阿蘇中岳の場合と同程度の平均

黄岳プルーム中の H2の δD 値は阿蘇中岳のプルームと同

H2 濃度を観測し，阿蘇中岳の誤差 (97℃) と同程度の誤程度の分散しか示さなかった．ということは，硫黄岳で差で温度測定が実現出来ることが期待される．また放出

火山ガス由来の H2の δD 値推定値の誤差が小さいのは，

フラックスがより大きければ，より高精度，もしくはよ

プルーム中の H2の δD 値の均一性が良いことを反映してり遠方における同等の精度の観測も実現出来ることにないるのでは無く，1/[H2]値がより広い範囲に分散している．

たことを反映していると考えられる．そこで両者の H2

ただしこれは，流下してくる火山プルームのコア付近

456

角皆

潤・小松大祐・中川書子に存在する，比較的 H2 濃度の高い部分を採取すること

その H2O の δD 値が未知であったとして，温度測定値のが前提となっている．当然ながら火口は火山の山頂付近

誤差 (2σ) を計算してみる．温度の絶対値を求める場合に存在するのが普通である．またここから大気中に放出

は，マグマ水の δD 値の不確実性も考慮する必要がある

された火山プルームは，ある程度上昇した後に，風下側ため，その誤差は 25℃となる（3-3 章参照）．しかし，相に水平に広がっていく．従って，火口からある程度水平

対温度変化を見積もる場合は，H2O の δD 値は一定とみ方向に離れた場所が観測地点となる場合，プルームのコなせるため，誤差は 10℃となる．つまり硫黄岳では，

アは，地面あるいは海面より，上方に大きく離れている

10℃を超える噴気温度の変化があれば，HIReTS 法で有可能性が高い．従って HIReTS 法を用いて誤差の小さな

意な温度変化として検出できる可能性がある．同様に阿温 度 測 定 を 実 現 す る に は，有 人 機 (e. g. Fiske and蘇中岳のプルームを例にとると，測定温度の絶対値の誤

Sigurdsson, 1982; Shinohara et al., 2003; Wardell et al., 2004)

差 (2σ) は 97℃であるが，相対温度変化を見積もる場合や無人機（e.g. 佐伯・大場，2010），気球 (e.g. Belousov

は 70℃となる．

and Belousova, 2004) などを使用して，コア付近のプルー
ム試料を採取する必要がある．今後の HIReTS 法にもと

4．ま

と

め

づく遠隔温度測定の誤差は，このような機器を用いたプ

HIReTS 法は活動的な噴気孔を持つ火山の最高噴気温

ルーム試料採取技術の進展にも依存すると考えられる．

度の遠隔測定に広く利用可能と考えられる．その温度測

3-6

赤外放射温度計との比較

定値の誤差は，基本的に得られるプルーム試料の H2 濃

最後に赤外放射温度計と比較した場合の HIReTS 法の度に依存し，平均 H2濃度が 2.6 ppm の硫黄岳のプルーム

短所と長所をまとめておく．HIReTS 法の最も大きな短の場合で 25℃ ，1.2 ppm の阿蘇中岳のプルームの場合で所は，温度決定までに時間がかかる点である．赤外放射97℃であった．ただしこれらの誤差には共存する H2 O

温度計であれば現地で温度を決定することができるが，の δD 値の不確実性が含まれており，H2 O の δD 値が別

HIReTS 法は現地での試料採取以外に，研究室に持ち帰法で確定出来る場合や，同一噴気孔や同一火口の相対温り測定する必要があるため，観測から温度決定まで数日度変化を計測する場合には，誤差はそれぞれ 10℃およびかかってしまう．また低温噴気には適用できないため，70℃となる．

測定に先立って噴気温度が 400℃以上あることを赤外放このように HIReTS 法にもとづく温度測定値の誤差

射温度計などの他の方法を利用して確認しておく必要がは，プルーム試料の H2濃度の大きさに依存するため，よある．さらに HIReTS 法の温度測定値の誤差の大きさ

り誤差を小さく抑えた温度測定を実現するには，なるべ

は，火山ガス中の H2O の δD 値に左右される．H2O の δD

く高濃度のプルーム試料を採取する必要がある．場合に値の不確実性が大きい場合，温度測定値の誤差は著しく

よっては有人機や無人機，気球などを用いた試料採取が大きくなる可能性がある．

必要不可欠となるケースもあると考えられる．また噴気一方，最大の長所は，個々の噴気孔の径が小さい，多の最高温度が 400℃以上であることが HIReTS 法使用の量の火山灰を含む，岩体などで遮られていて噴気孔が視前提となっているため，可能な限り赤外放射温度計と組認できないといった理由で，赤外放射温度計では温度測み合わせて観測を実施したほうが良い．さらに，現場で定が不可能だった噴気孔であっても，正確な遠隔温度測は SO2センサー等を見ながらなるべく高濃度のプルーム定が実現可能な点である．また，一部の赤外放射温度計

試料採取を心がけたほうが，より誤差の小さな温度測定

は日中の温度測定には適さないが (Saito et al., 2005)，が実現出来ると考えられる．

HIReTS 法では昼夜を問わず温度を決定することができ

本研究によって HIReTS 法の遠隔温度計としての信頼る．さらに，フィールドワークは容易で，予め真空に引性はさらに向上したと考えられるが，例えば，① 温度測

いた内容積 200-300 ml 程度のガラス容器（1 本約 200 g）

定値の誤差と観測距離の関係（つまりどの程度の距離でを複数個用意し，噴気地帯の風下側に持参して開封して観測すればどの程度の誤差で温度測定可能か），② 適応

容器内に導入し，密封して持ち帰ればよい．また温度測

下限温度（これまでの観測データでは水素同位体交換平定値の確度は火山ガス中に共存する H2O の δD 値に左右衡が保証されていない 400℃未満の噴気孔に関して，どされてしまうが，同一噴気孔（or 同一火口）の相対的なこまで HIReTS 法の適応温度範囲を拡大出来るか），③

経時温度変化を計測する場合は，H2O の δD 値は一定と一般の低温の噴気孔で水素同位体交換が非平衡となる理みなせる（3-1 章参照）ことから，温度測定値の誤差を下由や，逆に低温であるにも関わらず水素同位体交換平衡

回るような小さな温度変化でも検出出来る可能性があが成立している一部の噴気孔で，平衡が成立する理由，

る．例えば本研究で得られた硫黄岳のプルームを例に，④ 有人機や無人機，気球などを用いた HIReTS 用の試料

HIReTS 法を用いた火山噴気の遠隔温度測定:薩摩硫黄島における検証
採取法開発と検証，など，HIReTS 法には未解決の重要な課題が多く残っている．これらの課題を解決するには，追加の観測を実施して，関連するデータを積み上げていくしかないが，火山学や火山観測を専門としていな
い著者ら自身による観測には，質的も量的にも限界がある．今後は，関連する専門分野の方々と協力しながら諸課題の解決を目指したい．もし本稿を読んで HIReTS 法を用いた観測にご興味を持っていただけた場合は，ご連
絡いただけると幸いである．
5．謝

辞

（独）
産業技術総合研究所の篠原宏志博士には，本研究の企画から，観測，データ解析に至るまで，広範に渡ってご支援いただいた．同研究所の風早康平博士，大和田道子博士，東京工業大学の平林順一名誉教授にも，観測に際してお世話になった．名古屋大学大学院環境学研究科の佐久間博基さん，大山拓也さん，南翔さん，および
名古屋大学全学技術センター教育・研究技術支援室装置
開発技術系の皆様には観測機材の準備や試料分析作業にご支援いただいた．東海大学の大場武教授，および匿名の査読者の方からは，本稿の改訂に際して的確なご助言を賜った．なお，HIReTS 法は，北海道大学理学部の舘脇裕之さん，安齋沙耶さん，神村奏恵さんの卒業研究を通じて開発されたものである．また，本研究は科研費23740399 および 23241001 の助成を受けている．
引用文献
Bainbridge, A. E., Suess, H. E., and Friedman, I. (1961)
Isotopic composition of atmospheric hydrogen and methane.
Nature, 192, 648-649.
Belousov, A. and Belousova, M. (2004) The first attempt ofsampling of volcanic cloud. Priroda, 4, 42-54 (in Russian).
Bottinga, Y. (1969) Calculated fractionation factors for carbon
and hydrogen isotope exchange in the system calcite carbon dioxide - graphite - methane - hydrogen - water
vapor. Geochim. Cosmochim. Acta, 33, 49-64.
Connor, C.B., Clement, B.M., Xiaodan, S., Lane, S.B., andWest, T. J. (1993) Continuous monitoring of hightemperature fumaroles on an active lava dome, Volcan
Colima, Mexico: Evidence of mass flow variation in
response to atmospheric forcing. J. Geophys. Res., 98,19713-19722.
Coplen, T. B. (2011) Guidelines and recommended terms forexpression of stable-isotope-ratio and gas-ratio measurement results. Rapid Commun. Mass Spectrom., 25, 25382560.
Coplen, T. B. and Hopple, J. (1995) Audit of VSMOW
distributed by the United States National Institute ofStandards and Technology. In Reference and intercomparison materials for stable isotopes of light elements,

457

51-66. Proceedings of a consultants meeting held in
Vienna, 1-3 December 1993, IAEA.
Ellis, A.J. (1957) Chemical equilibrium in magmatic gases.
Am. J. Sci., 255, 416-431.
Fischer, W.A., Moxham, R.M., Polcyn, F., and Landis, G.H.
(1964) Infrared surveys of Hawaiian volcanoes. Science,
146, 733-742.
Fiske, R.S. and Sigurdsson, H. (1982) Soufriere Volcano, St.
Vincent: Observations of Its 1979 Eruption from the
Ground, Aircraft, and Satellites. Science, 216, 1105-1106.
Furukawa, Y. (2010) Infrared thermography of the fumarole
area in the active crater of the Aso volcano, Japan, using a
consumer digital camera. J. Asian Earth Sci., 38, 283-288.
Gelwicks, J. T. and Hayes, J. M. (1990) Carbon-isotopic
analysis of dissolved acetate. Anal. Chem., 62, 535-539.
Gerst, S. and Quay, P. (2001) Deuterium component of the
global molecular hydrogen cycle. J. Geophys. Res., 106,
5021-5031.
Giberti, G., Jaupart, C., and Sartoris, G. (1992) Steady-state
operation of Stromboli volcano, Italy. Bull. Volcanol., 54,
535-541.
Giggenbach, W. F. (1987) Redox processes governing thechemistry of fumarolic gas discharges from White Island,
New Zealand. Appl. Geochem., 2, 143-161.
Giggenbach, W. F. (1992) Isotopic shifts in waters fromgeothermal and volcanic systems along convergent plateboundaries and their origin. Earth Planet. Sci. Lett., 113,495-510.
井口正人・鍵山恒臣 (2002) 薩摩硫黄島火山における空中赤外熱測定．薩摩硫黄島火山・口永良部島火山の集中総合観測，京都大学防災研究所附属火山活動研究センター，43-50.
鎌田政明 (1964) 鹿児島県硫黄島の火山と地熱．地熱，3,
1-23.
Kazahaya, K., Shinohara, H., and Saito, G. (2002) Degassing
process of Satsuma-Iwojima volcano, Japan: Supply ofvolatile components from a deep magma chamber. Earth
Planets Space, 54, 327-335.
Kiyosu, Y. (1983) Hydrogen isotopic compositions of hydrogen and methane from some volcanic areas in northeasternJapan. Earth Planet. Sci. Lett., 62, 41-52.
Kiyosu, Y. and Okamoto, Y. (1998) Variation in fumarolic H2
gas and volcanic activity at Nasudake in Japan. J. Volcanol.
Geotherm. Res., 80, 27-37.
Komatsu, D. D., Tsunogai, U., Kamimura, K., Konno, U.,
Ishimura, T., and Nakagawa, F. (2011) Stable hydrogenisotopic analysis of nanomolar molecular hydrogen by
automatic multi-step gas chromatographic separation. Rapid
Commun. Mass Spectrom., 25, 3351-3359.
Marty, B., Jambon, A., and Sano, Y. (1989) Helium isotopes
and CO2 in volcanic gases of Japan. Chem. Geol., 76,
25-40.
松葉谷治・上田 晃・日下部実・松久幸敬・酒井 均・
佐々木昭 (1975) 薩摩硫黄島および九州のニ，三の地域の火山ならびに温泉についての同位体化学的調査報
告．地質調査所月報，26, 375-392.
Matsuo, S. (1961) On the chemical nature of fumarolic gases

458

角皆

潤・小松大祐・中川書子

of Volcano Showashinzan, Hokkaido, Japan. J. Earth Sci.,
Nagoya Univ., 9, 80-100.
松島喜雄・風早康平・西 祐司・斎藤元治 (2002) 薩摩硫
黄島硫黄岳山頂火口からの放熱量および水蒸気放出
量．薩摩硫黄島火山・口永良部島火山の集中総合観測，
京 都 大 学 防 災 研 究 所 附 属 火 山 活 動 研 究 セ ン タ ー，
51-64.
McGee, K.A. (1992) The structure, dynamics, and chemicalcomposition of noneruptive plumes from Mount St. Helens,
1980-1988. J. Volcanol. Geotherm. Res., 51, 269-282.
Menyailov, I.A., Nikitina, L.P., Shapar, V.N., and Pilipenko,
V.P. (1986) Temperature increase and chemical change offumarolic gases at Momotombo volcano, Nicaragua, in
1982-1985: Are these indicators of a possible eruption? J.
Geophys. Res., 91, 12199-12214.
Mizutani, Y. (1983) Deuterium fractionation between water
vapor and hydrogen gas in fumarolic gases. Geochem. J.,
17, 161-164.
Novelli, P.C., Lang, P.M., Masarie, K.A., Hurst, D.F., Myers,R., and Elkins, J. W. (1999) Molecular hydrogen in the
troposphere: Global distribution and budget. J. Geophys.
Res., 104, 30,427-30,444.
Ohba, T., Hirabayashi, J., and Yoshida, M. (1994) Equilibrium temperature and redox state of volcanic gas at
Unzen volcano, Japan. J. Volcanol. Geotherm. Res., 60,
263-272.
Ohsumi, T. and Fujino, H. (1986) Isotope exchange techniquefor preparation of hydrogen gas in mass spectrometric D/Hanalysis of natural waters. Anal. Sci., 2, 489-490.
Rahn, T., Kitchen, N., and Eiler, J. (2002) D/H ratios ofatmospheric H2 in urban air: Results using new methods foranalysis of nano-molar H2 samples. Geochim. Cosmochim.
Acta, 66, 2475-2481.
Rhee, T.S., Mak, J., Röckmann, T., and Brenninkmeijer, C.A.
M. (2004) Continuous-flow isotope analysis of thedeuterium/hydrogen ratio in atmospheric hydrogen. Rapid
Commun. Mass Spectrom., 18, 299-306.
Rice, A., Quay, P., Stutsman, J., Gammon, R., Price, H., andJaeglé, L. (2010) Meridional distribution of molecularhydrogen and its deuterium content in the atmosphere. J.
Geophys. Res., 115, doi:10.1029/2009JD012529.
Richet, P., Bottinga, Y., and Javoy, M. (1977) A review ofhydrogen, carbon, nitrogen, oxygen, sulphur, and chlorine
stable isotope fractionation among gaseous molecules. Ann.
Rev. Earth Planet. Sci., 5, 65-110.
Ripepe, M., Harris, A. J. L., and Carniel, R. (2002) Thermal,
seismic and infrasonic evidences of variable degassing rates
at Stromboli volcano. J. Volcanol. Geotherm. Res., 118,285-297.
佐伯和人・大場 武 (2010) 火山観測ツールとしての無人観測機の開発．火山，55, 137-146.
Saito, G., Shinohara, H., and Kazahaya, K. (2002) Successive
sampling of fumarolic gases at Satsuma-Iwojima and Kuju
volcanoes, southwest Japan: Evaluation of short-term
variations and precision of the gas sampling and analyticaltechniques. Geochem. J., 36, 1-20.
齋藤政城・松島 健・松尾紃道・清水 洋 (2007) 阿蘇中

岳火山の二酸化硫黄および二酸化炭素ガス放出量の測定．九大理研報（地球惑星），22, 51-62.
Saito, T., Sakai, S., Iizawa, I., Suda, E., Umetani, K., Kaneko,
K., Furukawa, Y., and Ohkura, T. (2005) A new techniqueof radiation thermometry using a consumer digital camcorder: Observations of red glow at Aso volcano, Japan.
Earth Planets Space, 57, e5-e8.
Sakai, H. and Matsubaya, O. (1975) Stable isotopic studies ofJapanese geothermal systems. Geothermics, 5, 97-124.
Sato, M., Mori, T., Shimoike, Y., Nagao, K., and Notsu, K.
(2002) Carbon isotope systematics of CO2, CO and CH4 in
fumarolic gases from Satsuma-Iwojima volcanic island,
Japan. Earth Planets Space, 54, 257-263.
下鶴大輔・鍵山恒臣 (1976) 改造型赤外放射温度計による三原火口底の表面温度測定．火山第二集，21, 95105.
篠原宏志 (2008) 阿蘇火山噴煙組成から推定される火口
湖 と 火 山 ガ ス の 相 互 作 用．日 本 地 球 惑 星 科 学 連 合2008 年大会，幕張メッセ国際会議場，V170-004, 2008
年 5 月 27 日．
Shinohara, H., Giggenbach, W. F., Kazahaya, K., andHedenquist, J. W. (1993) Geochemistry of volcanic gases
and hot springs of Satsuma-Iwojima, Japan: Following
Matsuo. Geochem. J., 27, 271-285.
篠原宏志・風早康平・斉藤元治・平林順一 (2002) 薩摩硫
黄島硫黄岳における火山ガス観測．薩摩硫黄島火山・
口永良部島火山の集中総合観測，京都大学防災研究所
附属火山活動研究センター，65-72.
Shinohara, H., Kazahaya, K., Saito, G., Matsushima, N., andKawanabe, Y. (2002) Degassing activity from Iwodake
rhyolitic cone, Satsuma-Iwojima volcano, Japan: Formationof a new degassing vent, 1990-1999. Earth Planets Space,54, 175-185.
Shinohara, H., Kazahaya, K., and Saito, G. (2003) Variationof CO2/SO2 ratio in volcanic plumes of Miyakejima: Stable
degassing deduced from heliborne measurements. Geophys.
Res. Lett., 30, doi:10.1029/2002GL016105.
Stevenson, D.S. (1993) Physical models of fumarolic flow. J.
Volcanol. Geotherm. Res., 57, 139-156.
Symonds, R.B., Rose, W.I., Bluth, G.J.S., and Gerlach, T.M.
(1994) Volcanic-Gas Studies: Methods, results, and applications. In Volatiles in Magmas (Carroll, M.R. and Holloway,
J.R. eds), 1-66. Reviews in Mineralogy 30, MineralogicalSociety of America.
Taran, Y. A., Hedenquist, J. W., Korzhinsky, M. A., Tkachenko,
S. I., and Shmulovich, K. I. (1995) Geochemistry ofmagmatic gases from Kudryavy volcano, Iturup, Kuril
Islands. Geochim. Cosmochim. Acta, 59, 1749-1761.
Tsunogai, U., Ishibashi, J., Wakita, H., and Gamo, T. (1998)
Methane-rich plumes in Suruga Trough (Japan) and theircarbon isotopic characterization. Earth Planet. Sci. Lett.,
160, 97-105.
Tsunogai, U., Hachisu, Y., Komatsu, D. D., Nakagawa, F.,
Gamo, T., and Akiyama, K. (2003) An updated estimationof the stable carbon and oxygen isotopic compositions ofautomobile CO emissions. Atmos. Environ., 37, 4901-4910.
Tsunogai, U., Nakagawa, F., Gamo, T., and Ishibashi, J.

HIReTS 法を用いた火山噴気の遠隔温度測定:薩摩硫黄島における検証(2005) Stable isotopic compositions of methane and carbon
monoxide in the Suiyo hydrothermal plume, Izu-Bonin arc:
tracers for microbial consumption/production. Earth Planet.
Sci. Lett., 237, 326-340.
Tsunogai, U., Kamimura, K., Anzai, S., Nakagawa, F., andKomatsu, D. D. (2011) Hydrogen isotopes in volcanic
plumes: Tracers for remote temperature sensing of fumaroles.
Geochim. Cosmochim. Acta, 75, 4531-4546.
鵜川元雄・矢崎 忍・宮坂 聡 (2000) 火山専用空中赤外映像装置 VAM-90A による薩摩硫黄島火山の山体表面
温度観測．防災科学技術研究所研究報告，60, 41-51.

459

Urey, H. C. (1947) The thermodynamic properties of isotopic
substances. J. Am. Chem. Soc., 57, 562-581.
Wardell, L. J., Kyle, P. R., and Chaffin, C. (2004) Carbon
dioxide and carbon monoxide emission rates from analkaline intra-plate volcano: Mt. Erebus, Antarctica. J.
Volcanol. Geotherm. Res., 131, 109-121.
York, D. (1966) Least-squares fitting of a straight line. Can. J.
Phys., 44, 1079-1086.
（編集担当

橋本武志）