南太平洋海域調査研究報告
OCCASIONAL PAPERSI
SSN 1345-0441
No. 37（2003年 2 月）
No. 37（February 2003）

列島火山の噴煙活動を探る
Researching Eruption Clouds of Volcanic Island Chains

木 下 紀 正 編
Edited by Kisei KINOSHITA

鹿児島大学多島圏研究センター
KAGOSHIMA UNIVERSITY RESEARCH CENTER
FOR THE PACIFIC ISLANDS

     
衛星から観た火山と噴煙

 

 


１





 








  












 
 











 









   






 






  



   
  



     





 






本書は，鹿児島大学多島圏研究センター主催により２００２年１１月９−１０日，鹿児島大学で開かれた多島域フォーラム「列島火山の噴煙活動を探る」の講演論文集からなる報告書である．
三宅島噴火が２年を越えて続くとともに，九州の南や南太平洋の島々からも活発な噴火活動が伝えられている．このフォーラムでは，噴火活動と噴煙・火山ガスの動態をめ
ぐる公開講演会を第一日の午後に行い，関連した諸問題を検討するシンポジウムを第二日の午前・午後にわたって行った．また，両日にわたって火山の島々の紹介や講演・研究発表に関係したポスター展示，火山関係のホームページ紹介，パソコンによるデモなどを会場の鹿児島大学総合教育研究棟２階にあるオープンスペースで行った．
公開講演会では，鹿児島以南の西南日本の噴火活動と２０００年以来の三宅島噴火の諸問題について，４人の講演によって一般市民を対象として易しく解説することを試みた．
シンポジウムでは，研究者同士の学際的討論の場として，１７の研究発表の講演が次の４部に分けてなされた．
第１部 三宅島の火山活動（４講演）
第２部 火山ガス拡散シミュレーション （４講演）
第３部 南西諸島の火山活動（５講演）
第４部 衛星による火山監視（４講演）
２日間を通して，それぞれの講演の時間は限られていたが，良く準備された視覚的情報が OHP やスライドに加えてノートパソコンによる液晶プロジェクター表示によって分かりやすく説明された．フォーラム事務局では各講演の電子ファイルを提供して頂いて１枚の CD にまとめ，研究情報交換などのため限定配布を行った．
公開講演会には，多くの火山をかかえる地元鹿児島から様々な職種や高校生を含む幅
広い年齢層の参加があった．また，県外や東京都本土部に避難中の三宅島住民の参加もあり，講演会場は大へん盛況であった．シンポジウムにも，研究者だけでなく興味をもった多くの一般市民の参加が得られた．
このフォーラムで議論された内容を簡単にまとめて述べる．最近の日本各地の噴火は多くの巨大噴火を含む数千年や数万年の歴史の中でとらえられる．噴煙活動によって放出され，大気中を拡散する火山灰や火山ガスは，地上・ヘリコプター・衛星から様々な方法で観測され，その動態の理解が進みつつある．噴煙の放出上昇の観測と動力学的検討，地形効果も含めた火山近傍でのガス拡散シミュレーションや模型実験，長距離移流
広域シミュレーションの最新の成果が報告された．特に，世界的に類例のない大量放出の続く三宅島火山ガスの多角的検討は，このフォーラムの大きな成果であり，今後の帰島と生活再建のための防災対策に生かされることが期待される．また，三宅島や南西諸島を含めて，環太平洋火山帯の噴火活動の衛星と地上観測による監視も総合的に議論された．これは，火山島など地上における緊急避難体制の一助となりうるとともに，航空機の安全運行にとって極めて重要な課題である．
最後に，御多忙中にも関わらず各地からお出で頂き講演された方々，熱心に視聴し討議に参加された方々，ポスター展示にご協力頂いた火山島関係自治体や諸団体および火山関係ホームページ作成者の皆様に厚く御礼申し上げます．
２００３年１月９日
多島域フォーラム「列島火山の噴煙活動を探る」企画責任者
木下 紀正（鹿児島大学教育学部）

………………………………………………………………………………… 木下紀正
K １．南九州および南西諸島における火山の噴火史………………… 小林哲夫，奥野 充 ２K ２．衛星から観た火山と噴煙……………………………………………………… 木下紀正 １２
K ３．三宅島火山からの大量ガス放出……… 風早康平，篠原宏志，斎藤元治，尾台正信，
森 博一，中堀康弘，飯野英樹，平林順一 ２４K ４．種々の安定成層場における三宅島火山ガスの数値的考察……………………………………………………………………… 内田孝紀，大屋裕二 ３２

S０１．三宅島火山の噴煙活動…………………………………………… 寺田暁彦，井田喜明
S０２．ASTER・MODIS による三宅島の SO２観測…………………………………… 浦井 稔
S０３．富士山頂で観測された三宅島火山ガス噴煙中のエアロゾル粒子……………………………………………………………………… 直江寛明，岡田菊夫
S０４．三宅島噴煙の衛星画像と火山ガス高濃度事象………………………………………… 飯野直子，小山田 恵，木下紀正，金柿主税
 
S０５．数値モデルを用いた三宅島火山ガスの地表濃度推定の試み………………………………………… 千葉 長，佐々木秀孝，清野直子，佐藤純次
S０６．阿蘇・安達太良山における火山ガスの拡散………………………………… 近藤裕昭
S０７．メソスケール気象モデルと結合した大気化学物質の輸送モデルによる三宅島噴煙の数値シミュレーション……………………………………… 西沢匡人
S０８．火山ガスの３次元流れの追跡：ラグランジュ粒子モデルの応用……………………………………… 吉田保衡，鵜野伊津志，木下紀正，小山田 恵
S０９．薩南諸島の火山活動と熱映像観測……………… 井口正人，鍵山恒臣，味喜大介
S１０．薩摩硫黄島の活動状況… 篠原宏志，風早康平，斉藤元治，松島喜雄，川辺禎久
S１１．硫黄岳噴煙の継続観測と解析…… 木下紀正，冨山美智隆，町田昌一，高原弘幸
S１２．諏訪之瀬島火山の２０００−２００２年噴出物…………………………………… 嶋野岳人
S１３．観測カメラと衛星からみた諏訪之瀬島噴煙……………… 金柿主税，木下紀正，三仲 啓，土田 理，八木原寛，福澄孝博

４０
５０
５８
６６

７６
８４
９０
９８

１０６
１１６
１２２
１３０
１３６


S１４．空中火山災害の防止・軽減―噴煙の広域監視と対策…………………… 澤田可洋
S１５．インドネシアと南西太平洋の火山噴火の監視（英文）………………………… Andrew TUPPER, Jason P. DAVEY and Rodney J. POTTS
S１６．火山の即時監視を目的とした衛星画像配信システムに関する研究………………………………………… 長 幸平，光本昌也，下田陽久，松前義昭
S１７．噴煙活動の定量的評価と火山活動監視への活用………………………… 福井敬一

１５３

１８１

……………………………

１４４

１６４
１７２







This volume of Occasional Papers, Number 37 in the series, is a report of aforum entitled Researching Eruption Clouds of Volcanic Island Chains , which washeld under the auspices of the Kagoshima University Research Center for the PacificIslands on 9-10 November 2002. On the first day of the forum, lectures open to the generalpublic were given by four speakers about volcanic history in the islands of south-west
Japan, satellite observation of volcanic clouds, the measurement of volcanic gas at
Miyakejima, and simulation studies of the gas dispersion. On the second day, seventeenpresentations of recent results on related problems were done in the following sessions:
Session 1. Volcanic activities at Miyakejima
Session 2. Dispersion analysis of volcanic gas
Session 3. Volcanic activities of South-West Islands in Japan
Session 4. Monitoring volcanoes from satellites
The forum was supplemented with posters and computer demonstrations related tothe talks, the web sites for volcano watching and invitations to volcanic islands. Thus,
the forum contributed to strengthen the ties between the specialists and peoples inand outside Kagoshima prefecture, including inhabitants now evacuated from Miyakejima.
The forum was organized as a domestic one except for one talk in English, S15,
and a few foreign participants. In each report in this volume, an English abstract is
attached at the end.
An important purpose of this forum was interdisciplinary discussions among volcanologists, simulation analysts on atmospheric dispersion, and satellite remote sensing researchers. Many talks were focused on the problem of the extraordinary ejection of volcanic
gas at Miyakejima since the summer of 2000. Approaches from various directions to clarify
this problem may serve as basic scientific understandings of the phenomena for thereconstruction of the lives in Miyakejima in near future. The other point of focus
was the observation of eruption clouds, from space and the ground, at volcanic islands
in Japan and others belonging to the circum-Pacific 'Ring of Fire'. The establishmentof continuous monitoring systems and the elaboration of the detection methods arevery important both for the disaster prevention around the volcanoes and the safetyof the air routes near the chains of volcanic islands around the Pacific Ocean. This
forum may be regarded as an important step in this direction.
January 9, 2003
Kisei KINOSHITA, Editor
Faculty of Education, Kagoshima University












…………………………………………………………………………… Kisei KINOSHITA




K1. Eruptive history of active volcanoes in southern Kyushu and Nansei Shoto islands,
Japan………………………………………………… Tetsuo KOBAYASHI and Mitsuru OKUNO ２
K2. Satellite observation of volcanoes and their clouds…………………… Kisei KINOSHITA １２
K3. Extremely large amount of volcanic gas emission from Miyakejima volcano, Japan……………… Kohei KAZAHAYA, Hiroshi SHINOHARA, Genji SAITO, Masanobu ODAI,
４
Hirokazu MORI, Yasuhiro NAKAHORI, Hideki IINO and Jun-ichi HIRABAYASHI ２
K4. Numerical investigation of the behavior of volcanic smokes from Miyake-jima in stably
stratified fluids…………………………………………… Takanori UCHIDA and Yuji OHYA ３２










   
















S01. Dynamics of ejected volcanic gasses from Miyakejima Volcano………………………………………………………… Akihiko TERADA and Yoshiaki IDA ４０
S02. Sulfur dioxide observation with ASTER and MODIS at Miyakejima volcano, Japan………………………………………………………………………………… Minoru URAI ５０
S03. Composition and size distribution of submicrometer aerosol particles observed at Mt.
Fuji in the volcanic plumes from Miyake-jima……… Hiroaki NAOE and Kikuo OKADA ５８
S04. Satellite imagery of Miyakejima plumes and high concentration events of volcanic gas……………… Naoko IINO, Megumi KOYAMADA, Kisei KINOSHITA and Chikara KANAGAKI ６６





   
















S05. Estimation of surface SO2 gas density of Miyake Island…………………………… Masaru CHIBA, Hidetaka SASAKI, Naoko SEINO and Junji SATO ７６
S06. Volcanic gas diffusion at Mt. Aso and Mt. Adatara………………… Hiroaki KONDO ８４
S07. Numerical simulation of volcanic gases from the Miyake Island by chemical transportmodel coupled with mesoscale meteorological model……………… Masato NISHIZAWA ９０
S08. Simulation of three-dimensional volcanic plume: Application of Lagrangian particle model……………… Yasuhiro YOSHIDA, Itsushi UNO, Kisei KINOSHITA and Megumi KOYAMADA ９８





   















 

S09. Volcanic activity and geothermal measurement by infrared scanners at some volcanoes
in Satsunan Islands, Southwest Japan………………………………… Masato IGUCHI, Tsuneomi KAGIYAMA and Daisuke MIKI １０６
S10. Monitoring of volcanic gas emission from Satsuma-Iwojima volcano……………………………………… Hiroshi SHINOHARA, Kohei KAZAHAYA, Genji SAITO,
１１６
Nobuo MATSUSHIMA and Yoshihisa KAWANABE
S11. Continual observation and analysis of Io-dake plumes………………………………………………… Kisei KINOSHITA, Michitaka TOMIYAMA,
２２
Shoichi MACHIDA and Hiroyuki TAKAHARA １
S12. Products of the 2000-2002 eruptions of Suwanosejima Volcano……Taketo SHIMANO １３０
S13. Ground observation and satellite images of Suwanosejima plumes…………………………… Chikara KANAGAKI, Kisei KINOSHITA, Akira MINAKA,
３６
Satoshi TSUCHIDA, Hiroshi YAKIWARA and Takahiro FUKUZUMI １





 

 


















S14. Prevention and mitigation of aerial volcanic hazard―Regional watch and countermeasure for volcanic ash cloud… Yoshihiro SAWADA
S15. Monitoring volcanic eruptions in Indonesia and the Southwest Pacific……………………………… Andrew C. TUPPER, Jason P. DAVEY, and Rodney J. POTTS
S16. A study on satellite image dissemination system for volcano monitoring…………… Kohei CHO, Shoya MITSUMOTO, Haruhisa SHIMODA and Yoshiaki MATSUMAE
S17. Quantitative estimation of volcanic plume activity and volcano monitoring……………………………………………………………………………… Keiichi FUKUI

１４４
１５３
１６４
１７２








 
………………………………………………………………………… １８１

南太平洋海域調査研究報告
２No．
３７，２−１１，
小林哲夫・奥野
２００3
列島火山の噴煙活動を探る
小

林

哲





 



夫１※・奥

鹿児島大学理学部

１

充

野





充２

福岡大学理学部

２









 





   

















Tetsuo KOBAYASHI１* and Mitsuru OKUNO２
Faculty of Science, Kagoshima University
２
Faculty of Science, Fukuoka University*E-mail: koba@sci.kagoshima-u.ac.jp１


南九州および南西諸島には多くのカルデラ火山とともに活火山が点在している．その中でも桜島火山と諏訪之瀬島火山は現在でも非常に活動的であるが，最近３万年間という時間スケールでみた場合，実に多くの火山が多様な噴火を繰り返している．これら火山の噴火史を総括すると，南九州から南西諸島にかけての噴火の連動性や噴火に伴う地震など，興味深い地学現象が認められる．

テフラ（特に降下テフラ）は噴煙の化石であり，保存状態がよい場合には，噴火の時
代のみならず，噴火様式や堆積時の環境などを推定する手がかりともなる．まさに示準化石と示相化石の両側面を保持しているといえよう．
南九州には４つの大カルデラ（北から加久藤，姶良，阿多，鬼界）の存在が知られており，その内部には現在も活動的な火山が多数存在している．これらカルデラ火山の活動は数十万年前に遡り，現在まで無数の噴火を繰り返してきた．特に南九州では２４．
５kaの入戸火砕流堆積物（A-Ito: Aramaki, 1984）が厚く分布するため，これより下位のテフ
ラの露頭条件は良くないが，テフラ層序についての研究は着実に進歩してきている．また九州本土の南方の南西諸島にも火山が連なっており，それらの火山においても広域に分布する火山灰，特に姶良 Tn テフラ（AT）や鬼界アカホヤテフラ（K-Ah）が鍵テフラとなり，各火山の噴火史が明らかになりつつある．
本報では，AT テフラより上位にある最近約３万年間のテフラ噴出年代を中心に総括
し，次いで噴火の頻度や噴火にまつわる興味深い現象についても議論する．図１は南九州における代表的なテフラの分布図である．

南九州を噴出源とする広域テフラは多数知られているが，姶良 Tn テフラ（AT）と鬼界アカホヤテフラ（K-Ah）が代表例である．

南九州および南西諸島における火山の噴火史

３

姶良 Tn テフラとは，大隅降下軽石（A-Os），妻屋火砕流（A-Tm），入戸火砕流（AIto）および姶良 Tn 火山灰（AT）という一連の火砕物の総称である（Aramaki, 1984; 町
田・新井 , 1992）．本文中では AT テフラと略記する．噴出年代については，１４Ｃ年代は
２４．
５ ka BP，較正暦年では２９ cal ka BP と考えられている（奥野，２００２参照）．
鬼界アカホヤテフラ（K-Ah）は，幸屋降下軽石（K-KyP），船倉火砕流（K-Fn），幸屋火砕流（K-Ky），およびアカホヤ火山灰（K-Ah）という一連の火砕物の総称である（町田・新井，１９９２）．噴出年代については，１４Ｃ年代は６．
５ ka BP，較正暦年では７．
３
cal ka BP と考えられている（奥野，２００２参照）．
図２は２つの鍵テフラを基準に，南九州における最近３万年間のテフラ層序である．

図１．南九州の第四紀火山とおもなテフラの分布図（奥野，２００２）．
A-Os: 大隅降下軽石
Kr-Kb: 霧島小林軽石
Sz-S: 桜島薩摩テフラ
K-KyP: 幸屋降下軽石
K-Ky: 幸屋火砕流の分布の北限
Ik: 池田湖テフラ
Sz-Tk2/P7: 桜島高峠 2/P7 テフラ
Kr-M: 霧島御池テフラ

図２．南九州における最近約３万年間のテフラ層序（奥野，２００２）．

４

小林哲夫・奥野充
テフラは一般に広域に分布するため，ある地域のテフラ層序に遠来のテフラが夾在することも多い，そのため，まず南九州の４つのカルデラに対応する霧島火山群，姶良カ
ルデラ，阿多カルデラ，鬼界カルデラ，および南西諸島の５地域に区分し，各地域に見い出されるテフラの記載を産状を記載した．なお表１〜表４は奥野（２００２）から一部修正し，引用している．


霧島火山は，２０以上の小型火山からなる火山群の総称である．霧島火山の周辺における AT テ フ ラ 以 降 の テ フ ラ 層 序 を 表 １ に 示 す．こ の テ フ ラ 層 序 に つ い て は，井 村（１９９４）をもとに記述する．
AT テフラより上位のテフラとしては，韓国岳スコリア（Kr-Kr），小林軽石（Kr-Kb），
桜島薩摩 /P14（Sz-S/P14），瀬田尾軽石（Kr-St），蒲牟田スコリア（Kr-Km），牛のすね
火山灰（Kr-Us）と鬼界アカホヤ（K-Ah），望原火山灰（Kr-Mh），皇子スコリア（KrOj），前 山 軽 石（Kr-My），御 池 軽 石（Kr-M），中 岳 火 山 灰（Kr-Nkd），片 添 ス コ リ ア（Kr-Kz），宮杉火山灰（Kr-Ms），高原スコリア（Kr-Th），御鉢火山灰（Kr-Oh），新燃
享保軽石（Kr-SmK）などがある．
このうち Kr-Kz，Kr-Th および Kr-SmK は歴史時代のテフラであり，それぞれ AD 788，
AD1235 および AD1716-17 の古記録に対応すると考えられる（Okuno et al．，1998 など）．
また最近３００年間のテフラとしては，新燃岳の１７１６年〜１７１７年の噴出物が最も大規模である（井村・小林，１９９１）．また分布が広いテフラとしては韓国岳起源の小林軽石（KrKb）と御池マール起源の Kr-M があり，前者は北東方向へ，また後者は南東方向に分布軸を有している．
表１中の Kr-Kr と Kr-Kb の年代は，中村（１９８７）および Imura（1992）による層位年代である．Sz-S/ P14 より上位のテフラは，Okuno .（1998）および奥野ほか（未公表）の１４Ｃ年代により修正している．Kr-M の噴出年代は，縄文後期の３ ka とされたが（桑野ほか，１
９５９），その１４Ｃ年代や桜島高峠 2/P7（Sz-Tk2/P7）との層位関係から４．
２ka BP と推定されている（奥野，１９９６；永迫ほか，１９９９）．
上記したテフラのなかで，噴火現象を考えるうえで興味深いのは牛のすね火山灰（Kr-Us）である．特徴の第１は，牛のすね火山灰（Kr-Us）は高千穂峰の形成に伴うテフラであり，ある程度長期にわたる断続的な噴火活動の産物と考えられている（小林，
１９８６a；井ノ上，１９８８）．その２は，Kr-Usは堆積物の中間の層準にK-Ahを夾在しており，
K-Ah を境として Kr-UsL（下部層）と Kr-UsU（上部層）に分けられることである．その境界には腐植土壌などはまったく存在しておらず，牛のすね火山灰の堆積の途中に，広域テフラである K-Ah が堆積したことを示している．すなわち高千穂峰の山頂噴火が長期間継続している途中に，鬼界カルデラで大規模な火砕流噴火が発生し，その細粒火山
灰が飛来・堆積したことを意味している．
このような断続的な山頂噴火（特にブルカノ式噴火）によるテフラは，堆積物としては砂状（時にラミナ構造を示す）であり，火山砂とよばれることも多い．Kr-Nkd や KrOh も同様の堆積物であり，不明瞭な腐植土によっていくつかに細分することが可能である（筒井・小林，１９９２）．

南九州および南西諸島における火山の噴火史

表１．霧島火山群の周辺に分布するテフラの噴出年代．

表２．姶良カルデラ周辺に分布するテフラの噴出年代．
古記録，暦年較正曲線，１４Ｃ年代値の暦年較正曲線への投影，層位年代

５

６

小林哲夫・奥野充

姶良カルデラ（Matumoto, 1943）は，鹿児島湾奥部に位置し（図１），２４．
５ ka BP の入戸噴火以前にも爆発的な噴火活動がおこっている．桜島火山は，このカルデラの南縁に位置する後カルデラ丘である（福山，１９７８）．姶良カルデラ東縁の垂水市深港では，
阿多火砕流より上位のほとんどのテフラが露出している．特に高野ベースサージ（ATkn）については現存する数少ない露頭である．姶良カルデラの周辺におけるＡＴ以降のテフラ層序を表２に示す．その大半は桜島火山起源のテフラである．
桜島火山から噴出したテフラは，桜島テフラ群（Sz）と総称される（町田・新井，
１９９２）．小林（１９８６b）は１７層（P1~P17）を識別し，それらを古期北岳，新期北岳，南岳の３つのステージに区分した．大隅半島に分布するものは，森脇（１９９４）により模式地が設定されている．小林・江崎（１９９７）は，桜島火山の噴火史を再検討し，池田湖テ
フラ（Ik）との層位関係も明らかにしている．
古期北岳ステージは２３ ka BP〜21 ka BPに活動し，その後は長期の休止期が推定されている．この休止期間中に，姶良カルデラから高野ベースサージ（A-Tkn）が噴出している．新期北岳ステージは，１１ ka BP の薩摩 /P14（Sz-S/P14）の噴火からである．SzS/P14 は，Sz の中では最大規模のもので，鬼界カルデラまで分布している（奥野ほか，
１９９４）．新島軽石は姶良カルデラでの海底噴火の産物であるが，Sz-S/P14 より新しいと推定される．Sz-S/P14 後も１０００〜３０００年間隔で大隅半島にテフラを残す噴火が続いた．
高峠 3/P13（Sz-Tk3/P13）は，上野原遺跡で指標テフラとして役立っている．Sz-P5 とSz-P6 の年代が逆転しているが，その理由ははっきりしない．Sz-P5 は山麓に分布する火砕流に含まれる炭化樹幹の１４Ｃ年代であり（小林，１
９８６a, b；小林・江崎，１９９７），Sz１４
P6 は大隅半島での直下の土壌の Ｃ年代（奥野，１９９７；Okuno ., 1997）である．




阿多カルデラ（Matumoto, 1943）は，鹿児島湾湾口部に位置する（図１）．この地域における AT テフラ以降のテフラ層序を表３に示す．
AT テフラの上位には，Sz-S/P14 および K-Ah が分布している．この付近での K-Ah は，
降下軽石・火砕流・降下火山灰の３つがセットとなって堆積している（宇井，１９７３）．
その上位には腐植土壌を介して，池田湖テフラ（Ik），鍋島岳テフラ（Ik-Nb）および開聞岳テフラ群（Km）がくる．Ik は，池崎火山灰（Ik-Ik），尾下スコリア（Ik-Os），池田
軽石（Ik（pfa）），池田火砕流（Ik（pfl）），山川ベースサージ（Ik-Ym），池田湖火山灰（Ik（afa））からなり（成尾・小林，１９８０），その噴出年代は５．
５〜５．
７ ka BP と推定されている（奥野ほか，１９９６）．Ik-Nb は４．
３ ka BP に池田カルデラ南縁から噴出し，一連の噴火で鍋島岳溶岩ドームを形成している（奥野・小林，１９９１；奥野ほか，１９９３）．
開聞岳火山では，４ ka から平安時代までに多数のテフラが噴出している（桑代，
１９６６；中村，１
９６７；成尾，１９８４；藤野・小林，１９９７）．これらのテフラは，開聞岳テフ
ラ群（Km）と総称される（町田・新井，１
９９２）．表３では，藤野・小林（１９９７）と成尾（１９８４）による名称を並記している．Km12a と Km12b は，貞観１６年（AD 874）と仁和元年（AD 885）の噴火に対応するテフラで，紫ゴラ（成尾，１９８４）は Km12a の一部にあたる．これらの噴出年代は，藤野・小林（１９９７）が層位から推定したものであるが，Km11 については，成尾ほか（１９９７）により修正されたものである．

南九州および南西諸島における火山の噴火史

７

表３．阿多カルデラ周辺に分布するテフラの噴出年代．
古記録，暦年較正曲線，１４Ｃ年代値の暦年較正曲線への投影，層位年代





鬼界カルデラ（Matumoto, 1943）は，九州本土から南方３０km の海底にあり（図１）．
カルデラ北縁部の竹島と薩摩硫黄島のみが海面上に出ている．一方，種子島ではＡＴな
どのテフラがよく保存されているが，屋久島での保存状態はよくない．表４に鬼界カルデラとその周辺のテフラ層序を示す．
竹 島 お よ び 薩 摩 硫 黄 島 で は，籠 港 テ フ ラ 群（K-km）と K-Ah が あ り（小 野 ほ か，
1982; Kobayashi and Hayakawa, 1984），特に薩摩硫黄島では，K-Ah の上位にも硫黄岳
テフラ群（K-Io）と稲村岳テフラ群（K-In）がある（図１
１：小野ほか，１９８２；奥野，
１９９６）．ただし，AT の上下の層準は侵食されており確認できない．また，K-km 中にはSz-S（P-14）が夾在している（奥野ほか，１９９４）．またこのテフラは種子島の北部にも分布することが確認されている．
硫黄岳のテフラはほとんど流紋岩質のマグマに由来するが，稲盛岳のテフラは玄武岩
ないし苦鉄質安山岩のマグマに由来している．すなわち両端の組成のマグマが噴出する
特異な火山島である．昭和硫黄島は１９３４〜３５年の噴火で出現した．
表４．鬼界カルデラ周辺に分布するテフラの噴出年代．
古記録，暦年較正曲線，１４Ｃ年代値の暦年較正曲線への投影，層位年代

８

小林哲夫・奥野充

北から口永良部島，口之島，中之島，諏訪之瀬島，悪石島，横当島，硫黄鳥島，さらに西表島の沖合いにも海底火山が存在する．
口永良部島は新岳と古岳という２つの火山が隣接した複合火山である．新岳の西側山腹から山麓にかけて溶岩が広く分布しているが，噴出年代は８世紀後半または１１世紀（味喜，１９９７），あるいは西暦１１００年頃（松本氏談話）と推定されている．歴史時代の噴火はすべて新岳からであり，最新の噴火は１９８０年に発生した割れ目噴火である．一方，
古岳では江戸時代に相当する 200 ± 80 BP（藤野・小林，１
９９３），あるいは 175 ± 30 BP（小林ほか，２００２）という新しい時代に火砕流噴火が発生している．
口之島は燃岳という溶岩ドームが最新の火山体で，現在でも噴気が認められる．KAh 以降にも多くのテフラが認められ，最新の噴火は１０００年前よりも新しい時代ではな
いかと推定される．
中之島の中央には御岳という成層火山があり，山頂および山腹の火口で活発な噴気が認められる．噴火記録は１つだけで，１９１４年の桜島火山の大噴火に連動するように小規模な噴火が発生した．AT テフラは発見されていないが，K-Ah はほぼ全域に分布が認められる．
諏訪之瀬島は桜島火山とともに，最も活動的な火山である．AT テフラは見つかっているが，不思議なことに K-Ah は発見されていない．長期にわたるストロンボリ式噴火のために，厚い火山砂が形成されている．地表付近には１８１３年の大噴火によるスコリア
層が広く分布している．溶岩は１８１３年と１８８４年の噴火で流出している．
悪石島では北東部にある御岳が新しい火山体であり，AT より新しい可能性がある．
しかし最近の１万年間は活動的ではなかったようである．南山麓には温泉がある．
横当島は奄美大島の北西沖に位置する小島である．明瞭な火口をもつ成層火山であり，その山頂が海面上に聳え立った形態をしている．海岸には温泉の湧出が認められる．いまのところ噴火の時代を特定できるデータはないが，地形から判断して非常に新しい時代の火山と考えられる．当然，活火山に分類されるであろう．
硫黄鳥島は徳之島の西方沖にあるが，行政上は沖縄県に所属している．溶岩ドームとタフコーンが連結したような形態をしている．噴火の記録も多く，１９６７年以降は無人島となっている．最近，徳之島で厚い AT テフラが発見されたが，その上位に数枚のテフラが認められた．これらは層厚，粒径分布から推して，硫黄鳥島起源と考えられる．
１９２４年，西表島の北北東約２０の沖合いで海底噴火がおこり，多量の軽石が漂流した．
西表島北北東海底火山と命名されているが，正確な噴火地点は特定されていない．




桜島の大正噴火（１９１４〜１５年）の前後には，南九州一帯で様々な変動が認められた．
日向灘地震：１９０９年１１月１０日（M7.9）
喜界島近海地震：１９１１年６月１５日（M8.0）
真幸地震：１９１３年５月１９日〜１９１４年１月中旬
第１期：５ /１９-６/８，第２期：６ /２５-９/１，第３期：１０/１７-１１/１６＆１/４-１/１４，
１９１４
日置地震：１９１３年６月２９日（M6.4，翌日も同じ規模の地震）
霧島御鉢の噴火：１９１３年１１/８，１２/９，１９１４年１ / ８

南九州および南西諸島における火山の噴火史

９桜島火山：１９１４年１月１１日 / 前兆地震
桜島火山：１９１４年１月１２日，10AM 大噴火発生 / １年間継続
同日夕方６：２９，鹿児島市周辺で烈震（M7.1）
口永良部火山：１月，鳴動，火口底陥没，硫黄流出
中之島火山：１月，小噴火，山頂火口底から泥土噴出薩摩硫黄島：２月１３日，2AM/3PM にかけ群発地震
諏訪之瀬島火山：３月２１日，鳴動，噴煙
桜島の溶岩の流出は１９１５年５月ごろまで続く．
栗野地震：１９１５年７−８月
また霧島火山でも地震と火山活動が連動するような記録がある．
霧島，新燃岳１９５９年２月噴火
日向灘地震：１９６１年２月２７日（M7.0）
吉松地震：１９６１年３月１４日−４月（日向灘地震に誘発されている）
火山直下での微小地震は発生しなかった．
えびの地震：１９６８年２月２１日（M6.1）−７月
霧島，新燃岳直下で微小地震発生３月上旬
日向灘地震：１９６８年４月１日（M7.5）
最近であれば，地震と噴火の連動性と推定される事例は記録から確認できるが，地質時代においてもテフラを利用することにより，噴火時に規模の大きな地震が発生したことを証明できることがある．例えば６．
５ ka BP に鬼界カルデラで発生したアカホヤ噴火
では，噴火に伴った地震の痕跡が多数みつかった（成尾・小林，２００２）．地震の痕跡は
県本土では噴砂脈であるが，種子島・屋久島では礫が噴き出した噴礫脈である．これら
噴砂・噴礫脈の発生時期であるが，種子島・屋久島地域での噴礫の発生は火砕流噴火の直前 / 同時期の一度だけであったが，九州本土南部での噴砂は，噴礫の発生と同時期だ
けでなく，アカホヤ火山灰（K-Ah）の降下中にも発生した．すなわち最初の巨大地震
は，種子島・屋久島地域から九州本土南部にわたる広い範囲で噴礫・噴砂を発生させたが，２度目の地震は数時間ほど後に発生し，震源はより北部に移動した可能性が大きい．
また５．
７ ka BP の池田カルデラの噴火でも，２つの異なる時期に地震が発生したことが明らかとなった（一部未公表）．最初の地震では山崩れ，地すべり，地割れ，液状化等が発生しており，テフラとの関係から地震の発生は降下軽石の噴火後でカルデラ形成までの間と特定できる．２度目の地震の証拠は後カルデラ期に噴出した池田湖火山灰に発達する多数の噴砂脈である（成尾・小林，１
９９５）．このテフラは堆積時には湿った状態であり，液状化はその地層の内部で発生している．それゆえ２度目の地震は湿ったテフラが固結する以前に発生したことがわかる．


降下テフラではないが漂流軽石も遠方での噴火の情報を伝えてくれる．例えば，１９８６
年の１月に小笠原諸島の硫黄島の南に位置する福徳岡ノ場で多量の軽石を噴出する海底噴火が発生したが，その軽石が同年５月ごろから，１５００〜１９００も離れた南西諸島にも漂着しはじめた（加藤，１
９８８）．広域テフラとは言えないが，時代の対比に使える可能性がある．

１０

小林哲夫・奥野充


松本拓朗氏（国土地理院）には，未公表のデータを見せていただいた．南九州のテフラの１４Ｃ年代は，中村俊夫教授（名古屋大学年代測定総合研究センター），森脇 広教
授（鹿児島大学法文学部），長岡信治助教授（長崎大学教育学部），成尾英仁氏（鹿児島県立武岡台高等学校），筒井正明氏（ダイヤコンサルタント）らとの共同研究によるものである．この研究の一部に，日本学術振興会科学研究費補助金（奨励研究Ａ，課題
番号：１１７８００７７，代表者：奥野 充）を使用した．記して感謝の意を表します．


Aramaki, S. (1984): Formation of the Aira caldera, Southern Kyushu, 22,000 years
ago, 






 







, 8485-8501.
藤野直樹・小林哲夫（１９９２）：開聞岳起源のコラ層の噴火・堆積様式．鹿児島大学理学部紀要
，６９−８３．
（地学・生物学），

，１９５-２１１．
藤野直樹・小林哲夫（１９９７）：開聞岳火山の噴火史，火山，

，３０９-３１６．
福山博之（１
９７８）：桜島火山の地質，地質学雑誌，

Imura, R. (1992): Eruptive history of the Kirishima volcano during the past 22,000
years, 













 










, 71-89.

井村隆介（１９９４）：霧島火山の地質，東京大学地震研究所彙報，
，１８９-２０９．
，１３５-１４８．
井村隆介・小林哲夫（１９９１）：霧島火山群新燃岳の最近３００年間の噴火活動，火山，

，２６-４１．
井ノ上幸造（１９８８）：霧島火山群高千穂複合火山の噴火活動史，岩鉱，

，２１-３０．
加藤祐三（１９８８）：福徳岡ノ場から琉球劣等に漂着した灰色軽石，火山，
小林哲夫（１
９８６ a）：桜島火山の断続噴火によって形成された火山灰層，鹿児島大学南科研資料，１-１２．
センター報告特別号 小林哲夫（１
９８６ b）：桜島火山の形成史と火砕流，火山噴火に伴う乾燥粉体流（火砕流等）の特
質と災害，１３７-１６３．
Kobayashi, T. and Hayakawa, Y. (1984): Geology of Kikai caldera (Source of the Koya
Ignimbrite), Japan. In Ui, T. and Walker, G. P. L.(Eds.), Volcanology of the Koya
ash flow, 







  



 


 

13-14.

小林哲夫・江崎真美子（１９９７）：桜島火山，噴火史の再検討，月刊地球，
，２２７-２３１．
桑代 勲（１９６６）：新期ロームのうち開聞火山噴出物について−薩摩半島中南部の火山噴出物，１-２２．
，知覧文化，
町田 洋・新井房夫（１９９２）：火山灰アトラス / 日本列島とその周辺，東京大学出版会．

Matumoto, T. (1943): The four gigantic caldera volcanoes of Kyushu, 
















 

 



 




, Special number, 1-57.
味喜大介（１９９７）：口永良部島新岳の溶岩流の古地磁気，地球惑星科学関連学会１９９７年合同大会
予稿集，８５５．
森脇 広（１９９４）：桜島テフラ−層序・分布と細粒火山灰の層位，文部省科学研究費（一般研究
C），研究成果報告書鹿児島湾周辺における第四紀後期の細粒火山灰層に関する古環境学的研究，１-２０．
永迫俊郎・奥野 充・森脇 広・新井房夫・中村俊夫（１９９９）：肝属平野の完新世中期以降のテ
，１６３-１７３．
フラと低地の形成．，第四紀研究，
中村真人（１９６７）：開聞岳の火山噴出物と火山活動史−とくに噴出物の量と時代関係について．
，１１９-１３１．
火山，
成尾英仁（１９８４）：開聞火山噴出物と遺跡の関係−特に初期噴出物の関係について−，鹿児島考古， ，１９３-２１５．
，３０６．
成尾英仁・小林哲夫（１９８０）：池田カルデラの活動史（演旨），火山，

南九州および南西諸島における火山の噴火史

１１

成尾英仁・小林哲夫（１９９５）：噴火によって生じたクラスティックダイク，鹿児島大学理学部紀，１１１-１２２．
要（地学・生物学），
成尾英仁・小林哲夫（２００２）：鬼界カルデラ，６．
５ka BP 噴火に誘発された２度の巨大地震，第四，２８７-２９９．
紀研究，
成尾英仁・永山修一・下山 覚（１９９７）：開聞岳の古墳時代噴火と平安時代噴火による災害 / 遺跡
，２１
５-２２２．
発掘と史料からの検討，月刊地球，
奥野 充（１９９６）：南九州の第四紀末テフラの加速器１４Ｃ年代（予報），名古屋大学加速器質量分
，８９-１０８．
析計業績報告書，
，
奥野 充（２００２）：南九州に分布する最近約３万年間のテフラの年代学的研究，第四紀研究，
２２５-２３６．
，
奥野 充・小林哲夫（１９９１）：鍋島岳火山の地質，鹿児島大学理学部紀要（地学・生物学），
２３-３５．
奥野 充・中村俊夫・小林哲夫（１９９３）：南九州，鍋島岳テフラ層中の炭化木片の加速器１４Ｃ年
，９１-９４．
代，火山，
奥野 充・新井房夫・森脇 広・中村俊夫・小林哲夫（１９９４）：鬼界カルデラ，籠港テフラ群に
，１８９-１９７．
挟在する腐植土の加速器１４Ｃ年代，鹿児島大学理学部紀要（地学・生物学），
奥野 充・成尾英仁・中村俊夫・小林哲夫（１９９６）：南九州，池田湖テフラ層に関連する試料の，４９-５５．
加速器１４Ｃ年代，名古屋大学古川総合研究資料館報告，

Okuno, M., Nakamura, T., and Kobayashi, T. (1998): AMS 14C dating of historic
eruptions of the Kirishima, Sakurajima and Kaimondake volcanoes, southern
Kyushu, Japan, 







 

, 825-832.
小野晃司・曾屋龍典・細野武男（１９８２）：薩摩硫黄島地域の地質，地域地質研究報告（５万分の１図幅），地質調査所，８０p．
筒井正明・小林哲夫（１９９２）：霧島・御鉢火山のテフロクロノロジー，日本火山学会講演予稿集
１９９２年度秋季大会，１１４．
，５３-１６８．
宇井忠英（１９７３）：幸屋火砕流−極めて薄く拡がり堆積した火砕流の発見，火山，





 









 





   

















Tetsuo KOBAYASHI１* and Mitsuru OKUNO２
Faculty of Science, Kagoshima University
２
Faculty of Science, Fukuoka University*E-mail: koba@sci.kagoshima-u.ac.jp

１







Many active volcanoes and caldera volcanoes are aligned from southern Kyushu
to Nansei Shoto islands. Among them, Sakurajima and Suwanosejima volcanoes
are very active even at present. However, other volcanoes also have been active,
and have repeatedly erupted during the last 30,000 years. When the eruptive historyof these volcanoes is summarized, some interesting scientific phenomena, such as theinterlock of eruptions, the relation between earthquakes and eruptions, and theearthquakes that happened during the eruptions, become clear.

南太平洋海域調査研究報告
１２
No．
３７，
１２−２３，
２００３木下紀正
列島火山の噴煙活動を探る



木

下

紀

正

鹿児島大学教育学部










 




















Kisei KINOSHITA
Faculty of Education, Kagoshima University
E-mail: kisei@edu.kagoshima-u.ac.jp

変化の激しい噴火活動や噴煙と火山ガスの流れをつかむには，観測機会の多い気象衛星のデータが役立つ．噴煙の形態や火山の地形・地表状態を詳しく調べるには，空間分解能に優れた地球観測衛星のデータが重要である．ここでは桜島や南西諸島の火山を対象に実際の衛星画像を解説し，最近の三宅島噴火と火山ガス問題について検討する．


桜島南岳（１０５４，北岳は１１１７）は１９５５年以来活発な山頂噴火活動を続けている．
さらに南の海上には火山島が連なり，薩摩硫黄島の硫黄岳（７０４）は連続的に噴煙を上げている．諏訪之瀬島御岳（７９９）は数年の休止期をおいて活動期には激しく噴火している．伊豆諸島に属し，東京の南１６０にある三宅島の雄山（８１４）では，２０００年
７月−８月にかけて数回の爆発的噴火があり，８月末から大量の噴煙と火山ガスの連続的放出が続いている．これらの火山噴煙については，衛星観測や地上・空中からの映像
観測によって豊富なデータが蓄積されている［１，２］．このようなデータは自然の大規
模な流れの現象として貴重な研究対象であり，噴煙の動態を解明する事は航空機の灰煙被害や地表の降灰・火山ガス災害を避けるために差し迫った課題である．
以下では，これらの火山噴煙の基本的な特徴を衛星画像に基づき［１］，地上観測［２］とも対比しながら解説し，火山ガス問題［３］について検討する．関連して，衛星データを用いた火山の地表状態の検討や火山地形の立体表示についても述べる．詳しくはホームページ［１−３］や論集［４］などを参照されたい．





人工衛星を観測視野と空間分解能の違いで大別すると，気象衛星とその他の地球観測衛星に分けられる．静止気象衛星ひまわり（GMS-5）は，東経１４０度の赤道上空３５８００
にあって西太平洋・東アジア域の同じ範囲をいつも観測している．テレビの天気概況でよく見られる日本域はその一部であり，１時間毎，緊急時には３０分間隔で南北に走査しているので，大噴火の監視に適しており，経時変化を追うことが出来る．

衛星から観た火山と噴煙

１３

気象衛星ノア（NOAA）は南極と北極の近くを通って周回する極軌道上にあり，搭載されている AVHRR センサーは東西３０００の刈り幅で観測している．約１
００分の周期で回っているので，地球の自転のため軌道は経度約２５度ずつ西に変わり，毎日昼夜または朝夕で全地球を観測出来る．最近では２−３機が働いているので，一つの場所を全機で
１日４−６回観測している．AVHRR の空間分解能は軌道直下で１．
１のため，数十以上のスケールの火山噴煙は容易に捉えられる．刈り幅の端に近いほど分解能は悪くなる．
GMS-5 では東経１４０度の赤道上で，昼夜の観測ができる熱赤外バンドの空間分解能が５
，日本付近では約６，可視バンドではそれぞれ１２. ５，１５. である．
数百上空を１００分前後で周回する地球観測衛星は NOAA と同様な極軌道衛星が主で，地表を空間分解能数十あるいはもっと詳しく観測するために刈り幅は狭くなり，観測機会は数週間おきになる．火山の地表状態や熱異常・小規模の薄い噴煙も検出できるが，雲に覆われると稀な機会が失われる．快晴でも，大規模な噴煙の下流が観測範囲を超える場合がある．LANDSAT-5 の TM センサーは刈り幅１８５で分解能２８．
５，観測周期は１６日である．図１に , NOAA/AVHRR と LANDSAT-5/TM の観測シーンの例を示す．

図１．中国・フィリピン軌道上空からのノア画像（1997.3.9, 14 時）．
ランドサット画像（1997.4.1, １０時）． 夜の九州の熱画像（LANDSAT-5/TM-6, 1993.3.10）．

最高分解能６１の QuickBird 衛星（２００１．１０−）の刈り幅は１６．
５と狭いので，直下でなく斜めを観測する機能で特定の対象物の観測機会を増やす．２
０００年８月末など，
SPOT 衛星や Terra 衛星 ASTER センサーが連日の三宅島噴煙を捉えたのは斜視機能によっている．最近の様々な地球観測衛星とセンサーの仕様は関係ホームページ［５］で
分かる．

１４




木下紀正




衛星に搭載された代表的な光学センサーの観測
バンドと波長域を図２に示す．太陽光のもとでは，その反射による可視光と近赤外線（波長０．
７８〜４図２．衛星搭載光学センサーの観察バンドと波長域．
μm）が 観 測 さ れ る．遠赤外線（４μm 〜６０μm）は，物体の温度と放射率に依存する熱放射によるもので，熱赤
外線とも呼ばれる．図２に挙げた他に，分光反射特性の違いによって地表を覆う物体の識別を進めるため観測バンドをもっと細かく分けたセンサーを搭載した衛星も稼動している［5-7］．
人 間 の 色 覚 の 基 本 で あ る RGB を 識 別 で き る LANDSAT/TM や 海 洋 観 測 衛 星 Sea
STAR/SeaWiFS［７］などでは，火山灰を多く含む灰色や土色の噴煙は普通の白い雲と識別される．水分が主の白い噴煙は，流れている形状が，雲と識別する手かがりとなる．
三宅島の２０００年９月後半からの噴煙は火山灰をあまり含まず，下流では薄い場合が多
いが，NOAA/AVHRR の可視と近赤外のバンド差が噴煙検出に効果的であることが分かった［８］．これは，乾燥大気中で高濃度の火山ガスとともに存在する硫酸エアロゾルなど粒径０．
５μm 以下の微粒子が AVHRR-1 の可視光だけを良く散乱させ，可視・近赤外
どちらも散乱させる粒径１０μm 以上の雲粒と識別されるからであろう．
熱赤外線では昼夜を問わず観測できる．図１は分解能１２０の LANDSAT-5/TM-6 夜間の熱画像であり，温度の高低を白黒で表している．雲仙普賢岳や桜島からの薄い噴煙が上空の冷たい大気温度で海上に漂うのが分かる．雲仙普賢岳の火砕流の余熱や桜島南岳火口の高温部が白くなっている．NOAA/AVHRR-3 でも桜島南岳や諏訪之瀬島火口の熱異常をホットスポットとして観測することがある．このバンドは AVHRR-4,5 に比べ飽和温度値が高いので，空間分解能に比べ僅かな面積の高温部でも，１画素全体の値に影響する．NOAA/AVHRR-3 のホットスポットを用いた火山監視の提案もある［９］．
熱赤外１１，１２μm 波長帯の観測輝度温度の違いは，雲と火山灰煙を識別するのに有効である．これは水と鉱物質エアロゾルの放射率の違いによるもので，AVI(Aerosol Vapor Index)=12,11μm 帯の差は黄砂の検出にも用いられ
る［１０］．NOAA/AVHRR-5,4 の差による図３
では，桜島の爆発噴煙の流れが際立って見える．GMS-5/VISSR の IR1,2 でも AVI は黄砂や火山灰煙を雲と識別するのに有効である．
噴煙とともに存在するガス状の SO2 は，Terra/ASTER では海面を背景とした赤外8-9.5μm の吸収から検出される［１１］．地上・空 図３．NOAA/AVI による桜島の爆発噴煙と済州島下流のカルマン渦の雲中からの COSPEC 観測では，青空の散乱紫外（1999.12.10.6:17）．
線を SO2 ガスが吸収する性質を利用した定量

衛星から観た火山と噴煙

１５

的測定で三宅島火山ガスの大量放出が突き止められた［１２］．衛星からの紫外線観測では，弱い反射の波長依存性から SO2 を検出するので，オゾンホールを観測したニン
バス衛星や現在のTerra, Aqua搭載のTOMSでは水平分解能
数十のような粗さであり，大噴火による高空への火山ガ
ス放出の検知に適している．






諏訪之瀬島御岳の時折の激しい噴煙活動は，図４に示す
ように衛星画像にも捉えられる．御岳は最近も活溌に噴火している［１
３］．薩摩硫黄島硫黄岳の噴煙放出は比較的穏やかであるが［１４］，図５のように屋久島近傍に達する場
合もある．地球観測衛星による画像では，薩摩硫黄島には火口上空に滞留する噴煙がしばしば認められ，口之永良部
島や硫黄鳥島でも白いスポットのような噴煙が見られる場
合がある［１５］．


図４．諏訪之瀬島噴煙

桜島の爆発噴煙は１０４０の南岳山頂から１０００〜２０００
（LANDSAT/TM,
くらい立ち昇り，年に数回は３０００を越える激しい爆発が1988.4.15）．
ある．爆発でなくても噴煙が連続的に放出されて数百上昇することが普通に見られる．急に爆発的に放出される
は大量の火山灰を含むので黒っぽいが，連続的に放出される噴煙は火山灰をかなり含んだ灰色の場合と，あまり含まずに，火口から放出された水蒸気の凝結による白い湯気の雲のように見える場合がある．連続的な噴煙については，同じ勢いで噴煙放出が続くために煙の形がほとんど変わらずに見えると，次々に小さな爆発があって少し高くまで上がった噴煙のコブが並んで流されていく
の２つに大別される．
噴煙は上昇後，周辺大気とバランスした高さで風に乗ってほぼ水平に流れて行く．弱風時の噴煙は真直ぐ上昇し，水平に流れる高さに落ち着く．風が６〜８ /s 程度あると斜めに上昇し，さらに強いと初めからほとんど水平に流れていく．また，非常に強い風の時は３．
３に述べる山岳波現 図５．硫黄岳の噴煙象が見られる．何れにせよ，桜島からある程度離れてから（JERS-1/OPS,は灰を落としながら図６のように大体水平に流れていく．
1995/11/12,11:19）．
上層の自由大気中では鉛直拡散は抑えられている．噴煙放出や移流拡散の様々な形態の地上観測映像はホームページ［２］にまとめられている．
最近では，桜島周辺の web カメラによって様々な方向から噴煙の流れを見ることが出来る［１６］．
地上観測は噴煙の鉛直構造を捉えるのに適している．衛星画像データからは噴煙の様

１６

木下紀正

図６．２１世紀の初日の出と桜島噴煙．

相をはるか下流まで読み取ることが出来る．噴煙の流れや拡がりには様々な形態があるが，基本的なパターンとして，風向が揃っていてあまり拡がらずに流れる，噴煙流の上下端何れかで風向の違いの影響が現れて幅の広がる，噴煙主部の上下幅で風向が異なる場合に見られるの３つがある．これらの形態はホームページ［１］や論集［４］の中で示されている．なお，図３は爆発とそれに続く激しい噴煙放出であるが，上空の偏西風に流されて線状移流のような形態を示している．




桜島の独立峰としての地形は，強風のもとでは広い範囲の気流に影響し，湿った大氣層があると山頂の笠雲や山から離れた吊るし雲が見られることも多い．上昇しようとする熱い噴煙は強風によって周りの大気とすぐ混合し，図７ a の様に噴煙が山腹にそって吹き降ろされてからバウンスするように上昇し，やがて水平に流れる高さに落ち着く山
岳波が見られる．噴煙が大気の波打ちを示すトレーサの役割を果たしており，この様な現象の流体力学的理解は，計算機シミュレーションや風洞・水槽実験で進められている［１７］．
山岳波に沿った噴煙の吹き降ろしは風下の山麓に高濃度の火山ガスを吹きつけるので，
大気中の二酸化硫黄濃度が環境基準の１時間値１００ppb をはるかに超える高濃度事象が度々観測される［３，４］．図７ b はその１例である．このような時，大気中の浮遊粒子状物質 SPM（０．
１−１０μm）の濃度も上昇する．放出直後の噴煙に含まれる火山灰は，粒径の大きなものから段々と落ちていくが，SPM や火山ガスは噴煙本体と挙動をともにすることは，長年にわたる桜島山麓での SPM・二酸化硫
黄濃度連続測定データと噴煙映像・気象データとの対応から結論される［３，４］．気象データとしては，１日４回（３・９・１５・２１時），鹿児島地方気象台の高層気象観測で得られる桜島山頂高度に近い９００hPa やそれよりやや低い約８３０にあたる９２５hPa 面の風が重要である．９・２１時の高層気象観測では温度と湿度の高さによる変化も得られるので，大気安定度と風速の兼ね合いによる山岳波の多様性も調べられる．実際の現象は高層気象観測では捉えきれない時間変化があるが，噴煙の流れそのものを巨
大な風向風速計と見なして研究を進めることが出来る．


図７．強風による吹降ろしと山岳波．
 94.11.23. 06:31. 桜島南山麓有村の SO2 濃度．

衛星から観た火山と噴煙

１７

なお，噴煙と火山ガスが挙動を共にすることは，次のことからも裏付けられる．強風
でなくて噴煙が上空を流れる場合，１００を越える下流の高地で SO2 高濃度事象が観測され，低地で高濃度になるのは日中の大気の対流混合で火山ガスが引き下ろされる場合である［３，４］．





衛星画像では火山地形や土地被覆状態を広い視野で調べることが出来る．さらに，数値標高データと結合した衛星画像の立体表示では，これらを実在感をもって理解するのに役立つ．教育用衛星画像表示システム SiPSE（Satellite image presentation system foreducation）では，LANDSAT-5/TM データと，国土地理院発行の数値地図５０メッシュ
（標高）を統合して簡略化したデータから，ほぼ全国の任意の地域を切り出して立体動画像表示を行う事が出来る［１８］．インターネットで公開しているこのシステムは，グラフィック用の Microsoft DirectX 6.0 ランタイム以上が組み込まれた最近の Windows コ
ンピュータで利用できる．SiPSE グループでは研究用として，元データの精度を保った
まま広い範囲の処理が可能となるオフラインシステムの開発を進めている．ここでは，これらのシステムによる日本の火山地形の検討［１９］の一部を述べる．


桜島の昭和溶岩や地獄河原は植生に乏しいが，大正溶岩原には松などが徐々に進出している．山頂部は水分の欠乏と火山ガスのため殆ど裸地で，特に噴火している南岳周辺
は標高の低い所まで裸地化している．これらは図８の近赤外画像から読み取れる．

図８．
桜島の近赤外画像．
（１９９８．
８．
２６）
平面図，
南方上空から．

１８

木下紀正

図９．南西諸島の活火山．



とは鬼界カルデラの北縁をなし，衛星画像でも薩摩硫黄島内の南西から北西の永良部岬から矢筈山にかけてと竹島南岸にカルデラ壁が認められる．急峻な
とその西側の稲村岳（２３６）の火山地形も図９の様に立体表示で分る．
屋久島の西にあるは，島の東側にある古岳（６３３）と，その北側の新岳（６２６）の山頂部が裸地化しているのが認められる．トカラ列島の
（この島だけ沖縄県）は活火山であり，はその新しい候補である．
小さな無人島のは，東西２つの火山体が重なったひょうたん形をした立派な火山である．これらの一部の立体表示を図９の中に示す．




図１０に示すように，桜島に比べ三宅島はなだらかな地形である．平面図は次節の図１６に示す．これらは快晴のシーンとして１９８７年の TM データを用いたため，１９８３年の噴火で流出した溶岩が近赤外画像で黒く表されている．

図１０．三方向から見た三宅島の立面図．

衛星から観た火山と噴煙

１９

SiPSE システムによる立体表示を利用して地形の見え方から撮影点を求めると，噴煙高度を推定出来る．図１１は飛行機とヘリコプターからの空中撮影との比較である．

図１１．空中撮影された噴煙の高度推定．
 NHK 飛行機からの映像，2000/8/29, 9h. 地調ヘリコプター映像，2000/9/9.



２０００年９月の全島避難以来，住民の帰島を阻んできた大量の火山ガス放出は，１日数万トンの SO2 が主役である［１２］．この量は国内の工場や交通などによる人為起源の SO2
総排出量に匹敵する桜島の日量約２千トンよりも一桁大きい．最近は漸減してきたが，なお警戒が必要であり，今後の帰島と安全な生活のためには，火山ガスがどう流れるかを理解することが不可欠である．
噴煙と火山ガスが挙動を共にするとすれば，噴煙の流れを見て火山ガスの危険を察知できる．３．
３で述べた桜島火山ガスの研究に基づき，三宅島の場合も風によって図１２と図１３のように大きく２つに分けて考えられる．

図１２．風が強くない場合．横から．上から．

図１３．強風の場合．横から．上から．

２０

木下紀正

風が強くないと，図１２のように噴煙と火山ガスは上昇した後，周辺大気とバランスした高度でゆっくりと水平に移流する．この時，上空を噴煙と共に流れる火山ガスが好天
では日中の対流混合によって地表に引き降ろされる．図１４のノア画像が得られた２００１年
８月１４日の場合，山頂付近の高度の風は弱く，八丈島９２５hPa では３・９・１５・２１時の
風速は３・５・５・４ m/s であった．この日島内の火山ガス濃度は下流に当たる地点の他はあまり上昇していないが，南よりの風で本土に達し，千葉県袖ケ浦で４７９ppb，東京
都の江戸川で１０１ppb が１６時に観測された．

図１４．ノア画像（2001/8/14 朝）．

図１５．強風と噴煙 2000/12/11. ノア１３:２５

伊豆半島沖上空から９時過ぎ．

衛星から観た火山と噴煙

図１６．東京都による火山ガス連続測定局．

２１

図１７．２００１年１年間に６点の火山ガス測

三宅島空港，阿古今崎，三宅支庁は２０００年１２月から，定局で１ ppm 以上の高濃度事象が起

逢の浜温泉，アカコッコ館及び伊ケ谷老人福祉館はきたときの八丈島９２５hpa 高層風の風

２００１年９月から，三池消防・三宅村役場・坪田・薄向・風速の平均値と標準偏差．

木の４局は２００２年２月から．

強風の場合，図１３a のように噴煙と火山ガスは上昇せずに吹き降ろされ，乱流によって風下の地表に影響する．風下に障害物がないと，図１
３b のように噴煙と火山ガスは狭い範囲に集中して移流する．図１５は２０００年１２月１１日のノア画像と島の北方上空からの映像で，西よりの強風で広がらずに遠く流れているのが分かる．穏やかな火山では，
ゆっくり冷却されて放出される火山ガスには硫化水素 H2S が多く含まれる．桜島や三宅島のように高温で放出される火山ガスでは，硫黄原子 S は主に酸素と結合して SO2 となり，一部はさらに酸化された H2SO4 が水分を取り込み硫酸エアロゾルとなって青白い煙
霧として認められる．三宅島火山ガスの場合，H2SO4 や H2S，さらに HCl なども含んでいるが，有害な主成分は SO2 と考えられる．
東京都では２０００年１２月から三宅島島内で環境大気中の SO2 と H2S の連続自動測定を行っている．測定点は初めの３局から現在の１０局体制に増強されて来た（図１６）．この
内，２００１年１年間に測定局で１ ppm 以上の SO2 高濃度事象が起きたときの八丈島９２５hPa
高層風の風向・風速の平均値と標準偏差を図１７に示す．但し，１日４回の高層風データ
は時間内挿して用いた．火口からの強風が高濃度火山ガスの主因であることを示すこの結果は，衛星データや地上観測映像とも照合して図１２，１３で理解される。
２００１年における６局の SO2 月平
均濃度を図１８に示す．火口の東南東にある空港局が夏季と５月を除いて特に平均濃度が高い．
９月以後測定の３局については，
底上げして右側の目盛りで示す．
図１８．２００１年における６局の SO2 濃度．
これは，太平洋高気圧に覆われ

２２

木下紀正

る夏季を除いて上空は偏西風の影響が強く，冬季には北西の季節風が吹き，空港方面に火山ガスが吹き降ろされることが多い
た め と 理 解 さ れ る．八 丈 島
９２５hPa 高層風の測定時に空港局で SO2 濃度１時間値が０１. ppm
以上の場合の風向と SO2 濃度を
図１９に示す．空港局からみて火口が風上にあたる２８８°に近い風
向に集中している．強風による吹き降ろしが火山ガス濃度上昇の支配的メカニズムであること
図１９．八丈島９２５hPa の風向と空港局 SO2 濃度１時間値
は，ホームページ［１］の O，（０.１ppm 以上の時）．
Pで公開している各局の月別SO2 濃度１時間値の変動と八丈島９２５hPa 高層風のグラフの比較からも読み取ることが出来る．新しいデータも含めて，さらに詳細な検討を進めている［２０］．


衛星データによる噴煙画像解析を，対応する地上観測映像と併せてさらに進め，シミュレーションによる流れのダイナミックスの解明を深めることや，これらの研究を火山災害防止と火山噴火の即時監視に生かすことが大きな課題である．

本稿は鹿児島大学の噴煙火山ガス研究グループ・SiPSE グループの成果によるものです．大学内外の共同研究者の方々や，各種データを御提供頂いた宇宙開発事業団・資源
環境観測解析センター・東京都環境局・鹿児島市環境保全課・鹿児島大学衛星画像受信
解析システム管理委員会の関係各位に深く感謝致します．

［１］SiNG −鹿児島，http://arist.edu.kagoshima-u.ac.jp/sing/［２］火山と噴煙の写真と映像のページ Volc，http://www-sci.edu.kagoshima-u.ac.jp/volc/［３］火山ガスのページ，http://www-sci.edu.kagoshima-u.ac.jp/volc/gas/［４］木下紀正編：火山ガスと噴煙の大気拡散解析，鹿児島大学（１９９８）．
鹿児島大学噴煙火山ガス研究グループ：噴煙と火山ガスの動態を探る，鹿児島大学（２００１）．
［５］宇宙開発事業団地球観測センター：http://www.eoc.nasda.go.jp/［６］MODIS La System: http://rapidfire.sci.gsfc.nasa.gov/gallery/

TOMS: http://skye.gsfc.nasa.gov［７］Sea WiFS: http://seawifs.gsfc.nasa.gov/SEAWIFS.html［８］小山田恵・木下紀正・飯野直子： ２００１年夏季の NOAA/AVHRR に見る三宅島噴煙，
日本リモートセンシング学会 第３１回学術講演会論文集，１
４９−１５０（２００１）．
［９］金子隆之他，ノア AVHRR 画像による活火山準リアルタイム熱モニタリングシステムの開発，地球惑星合同学会，V０３２− P０５２（２００２）．

衛星から観た火山と噴煙

２３［１０］黄砂解析鹿児島グループ，黄砂の衛星画像解析，鹿児島大学（２００１）．
［１１］浦井稔，ASTER・MODIS による三宅島の SO2 観測，本報告号，S02．
［１２］風早康平他，三宅島火山からの大量ガス放出，本報告号，K3．
［１３］金柿主税他，観測カメラと衛星からみた諏訪之瀬島噴煙，本報告号，S13．
［１４］木下紀正他，硫黄岳噴煙の継続観測と解析，本報告号，S11．
［１５］K. Kinoshita, S. Ikebe and K. Isogai, Satellite Observation of Volcanic Phenomena
in Kyushu, Japan, 鹿大教育学部研究紀要自然科学編，
，３７−６３，１９９７．
［１６］桜島の今 http://volceye.edu.kagoshima-u.ac.jp/ など［３］のリンク参照［１７］内田孝紀・大屋裕二，種々の安定成層場における三宅島火山ガスの数値的考察，本報告号，
K４．
［１８］戸越浩嗣・木下紀正・冨岡乃夫也：数値標高モデルとリモートセンシングデータを用いた
教育用３ D 画像表示システムの開発，日本リモートセンシング学会第２７回学術講演会論文集，２７３−２７４，１９９９．
戸越浩嗣・冨岡乃夫也・木下紀正：数値標高モデルと衛星データを用いた教育３次元動画像，８５−９２，２０００；
表示システムの構築，鹿大教育学部教育実践研究紀要，

http://www-sat.edu.kagoshima-u.ac.jp/sipse/［１９］木下紀正・冨岡乃夫也・戸越浩嗣：衛星画像の立体表示による火山地形と植生，日本火山学会秋季大会講演予稿集，４６，２００１．
木下紀正・八田明夫・松井智彰・冨岡乃夫也・戸越浩嗣・池辺伸一郎，衛星画像立体表示で観る西日本の火山地形，日本リモートセンシング学会第３３回学術講演会論文集，７−１０，［２０］飯野直子他，三宅島噴煙の衛星画像と火山ガス高濃度事象，本報告号，S04．










 




















Kisei KINOSHITA
Faculty of Education, Kagoshima University
E-mail: kisei@edu.kagoshima-u.ac.jp







Meteorological satellite data with their frequent observations are useful for theunderstanding of volcanic eruptions and the flow of the gas and clouds. In orderto study the details of the clouds, volcanic topographies and properties of theirsurfaces, the earth observation satellites with high spatial resolution are important.
We discuss satellite images of Sakurajima and other volcanoes in the south-west
islands of Japan. We also discuss the recent activities of Miyakejima, where agreat amount of gas has been emitted.

南太平洋海域調査研究報告
２４
No．
３７，
２４−３１
風早康平・篠原宏志・他，
２００３
列島火山の噴煙活動を探る



風
森

早

康

平１＊・篠

原

宏

志１・斎

藤

元

治１・尾

台

正

信２

博

一２・中

堀

康

弘２・飯

野

英

樹２・平

林

順

一３

産業技術総合研究所

１



気象庁

２

東京工業大学火山流体研究センター

３







    

 














 
 




 
Kohei KAZAHAYA１*, Hiroshi SHINOHARA１, Genji SAITO１, Masanobu ODAI２,
Hirokazu MORI２, Yasuhiro NAKAHORI２, Hideki IINO２ and Jun-ichi HIRABAYASHI３
１
Geological Survey of Japan, AIST
２
Japan Meteorological Agency
３
Tokyo Institute of Technology*E-mail: kazahaya-k@aist.go.jp

三宅島火山２０００−２００２年の活動では，山頂の陥没に伴うカルデラ形成，一連のマグマ
水蒸気爆発活動と推移し，２
０００年８月には大量の火山ガスを放出し始めた．SO2 放出量は２０００年当初，日量４２０００トンで，他の活火山の放出量と比較して一桁大きな値である．
この SO2 放出量は，全世界の活火山が放出する SO2 の総量（２６０００トン／日）を上回る．
絶え間ないガス放出活動はその後も引き続き，２００２年８月現在でも，約１万トン／日となっている．２００２年８月までの SO2 の総放出量は１６００万トンに達し，そのガスを放出したマグマの体積は２．
２km3 と見積もられる．本報告では，SO2 放出量の観測結果と大量のガス放出がマグマ溜まりのマグマの脱ガスに起因しているというマグマの脱ガスモデルを示す．大規模かつ連続的な火山ガス放出は，陥没時に形成された太い火道内におけるマグマ対流の結果生じていると考えられる．


三宅島火山２０００−２００２年の活動では，我々は，気象庁の火山観測業務および産業技術総合研究所の研究の一環として，２０００年８月下旬から，COSPEC（相関スペクトロメー
タ；Resonance 社製）を用いて火山噴煙の中に含まれる SO2 の放出量観測および放出機構に関する研究（風早ほか，２００１）を行っている．本報告では，COSPEC-V 型を用いた
SO2 放出量の繰り返し観測結果について発表するとともに，観測手法および観測結果の検討・評価を行う．その上で，観測結果の変動原因などの考察を行う．

三宅島火山は２０００年６月２７日，約１７年の休止期間をおいて，三宅島西方の海底において噴火した．その後，いったん活動は終わったものと思われたが，遠く神津島，新島周三宅島火山からの大量ガス放出

２５

辺にまで達する地震活動が継続した（酒井ほか，２００１）．島内でも地殻変動や重力異常は引き続き起こり（古屋ほか，２００１），７月８日に山頂の陥没が確認された．以後，山頂の陥没は，小規模なマグマ水蒸気爆発を伴いながら徐々に進行し，８月中旬には，直径１．
６km 深さ５００のカルデラを形成した（Geshi ., 2002）．火山ガス放出は，最初は全く見られなかったが，８月１０日前後から，不規則に大きな噴煙をあげるようになった．８月１８日には，もっとも規模の大きなマグマ水蒸気爆発が発生し，その噴煙柱は高度約１４km に達した．この噴火は島内に噴石および火山灰をもたらし被害を与えた（宇都ほか，２００１）．この噴火の後，山頂の陥没カルデラの南西縁から大量の火山ガス放出がはじまった．８月２９日にも規模の大きなマグマ水蒸気爆発が起き，低温の低速火砕流が発生した．２０００年９月中旬までは，火山灰を含む黒色噴煙がときどき観測された．それ以後は，火山灰を降下させる噴火は減少し数ヶ月に一度程度の頻度となった．しかし，火山ガスの放出活動は２０００年内はまったく衰えをみせず，世界でも例を見ないほどの大量の火山ガスが放出され続けた（風早ほか，２００１）．火山ガス放出活動は２００２年１０月現
在でも，引き続き継続している．
２０００年９月４日には全島民が三宅島から避難し，現在も高濃度火山ガスのため帰島できない状態が続いている．今回の三宅島の火山活動は２−３０００年に一度のイベントとされる山頂陥没によるカルデラの形成を伴い，世界でも例を見ないほど大量の火山ガスが放出されている特異な噴火であった．


SO2 放出量の観測では，主に噴煙が非常に大きくかつ広範囲に噴煙が拡散する場合があるためヘリコプターによるトラバース法を用いた．三宅島火山からの噴煙中の SO2 濃
度はこれまで観測されたことのないほど高濃度であることがわかった．２０００年１０月初旬
から，SO2 が高濃度のため，疑似キャリブレーションを行うことにより測定していたが，２００１年８月からは，新たに高濃度の校正用セルを用いると同時に，COSPEC の内部機器も 高 濃 度 観 測 用 に 換 装 し た．現 在 の キ ャ リ ブ レ ー シ ョ ン カ ー ブ（図 １）で は，7500ppmm までリニアーな関係が得られている．

図１．高濃度 SO2 標準セルを用いて作成したキャリブレーションカーブ．

２６

風早康平・篠原宏志・他

同一の日で繰り返し観測を行っているので，短期的な噴煙のゆらぎについてもある程
度 評 価 が 可 能 で あ る．SO2 放 出 量 の 観 測 値 の ば ら つ き を 検 討 し た 結 果，標 準 偏 差（1 σ）は，１２％程度（偏差値全体の算術平均）であった．なお，風速値は同じ日の観測では，同じ値を使用しているので，風速による誤差は含まない．ヘリコプターを用いたトラバース法を採用しているが，噴煙の状況によっては，円弧を描くようにトラバー
スする，ラウンドトラバースと噴煙を直線的に横切るライントラバースの２種類の手法を用いている．両手法の結果を比較検討したが，大きな違いは得られなかった．一方，噴煙は流下するに従い，拡散・反応などにより SO2 濃度が変化する．そのため，火山ガスが放出されてから，噴煙となって流れる過程でどのような違いを生じうるかについて，比較検討する必要がある．また，火口近傍では，噴煙は白色であり COSPEC による観測
では，問題がある．火口からどの程度離れればよいのかも含めて検討した．様々な検討の結果，観測距離が違っていても，有意な違いは認められないと判断された．ただし，ほとんどの観測が，火口から，５マイル以上離れて行われているため，その条件下での話である．島内において，数回試験的に実施した自動車を用いたトラバース法（23mile 相当）では，おそらく白色噴煙による紫外線不透過などにより，かなり小さな値が得られたので，ヘリコプターを用いて，噴煙がある程度拡散した地点で観測する必要がある．


三宅島における SO2 放出量観測結果を図２に示す．２０００年８月２６日に SO2 の放出量観測を開始した当初は一日に数千トン規模であった．しかし，２０００年９月初旬までは，完
全なトラバース観測法は用いていないこと，および，噴煙に火山灰が含まれており紫外線の透過を阻害していたなどの理由から，噴煙の SO2 濃度を大幅に過小評価している可能性がある．また，２０００年９月中旬までは，COSPEC が高濃度観測用に調整されていなかったため，同様に過小評価している可能性がある．

図２．SO2 放出量（トン／日）の時間変化（縦軸は対数）．

三宅島火山からの大量ガス放出２７

２０００年９月中旬からは，SO2 放出量は数万トン規模に達しており，その後，変動を伴いながら，２０００年内は日量平均４２０００トンの SO2 を放出している．２００１年にはいり放出
量には減少傾向が認められ，２００１年１月の日量４００００トンから６月には日量１５０００トンに減少している（図３）．２００２年１月〜８月の日平均 SO2 放出量は１１０００トンである．しかし，三宅島火山以外の世界中の火山からの一日あたりの SO2 放出量２
６０００トン（Andresand Kasngoc, １９９８）と比較すると，現在でも，非常に多い状況であることにかわりはな
い．２００２年８月末日現在までの SO2 放出量の平均値は日量２
１０００トンであり，世界でも例がないほど多量である（表１）．

図３．三宅島の SO2 放出量月平均値（トン／日）および SO2 積算放出量（百万トン）．

２０００年９月から２００２年８月までの SO2 の放出総量は，約１６００万トンである（図３）．
この量は，２０世紀最大級と言われた１９９１年のピナツボ火山噴火時に放出された SO2 量（１７００万トン）に匹敵する（Bluth 1993）．このSO2 を放出するのに必要なマグマの量は，マグマ中に含まれる S（イオウ）の量がわかれば見積もることができる．２０００
年８月１８日に放出されたマグマに含まれるカンラン石，輝石のメルト包有物の分析により，マグマ溜まりにおけるマグマの S 濃度が 0.13wt% と測定されている．したがって，
この S がすべて脱ガスし，大気中に放出されたとすれば，１
６００万トンの SO2 を放出した
3
マグマの量は６０億トンあるいは２２. km となる．
表１．定常的にガスを放出する世界の火山の SO2 放出量．
SO2 放出量（ton/day）
火山
三宅島
２１０００＊
ポポカテペトル（メキシコ）
８０００
エトナ（イタリア）
４０００
マヨン（フィリピン）
３０００
桜島
２０００
＊現在までの平均値．２００２年では平均１２０００t/d．

２８

風早康平・篠原宏志・他


マグマから大量にガスが放出されるには低圧環境にマグマが存在する必要がある．現
在，もっとも可能性の高い定常的な脱ガスモデルは，火道内マグマ対流によってガスを含んだマグマが火道上部の浅所へ運搬され，脱ガスの後にマグマ溜まりに戻るという脱ガスするモデル（Kazahaya ., 1994）である（図４）．火道内マグマ対流は，火道上部で脱ガスしたマグマの密度が増加し，火道下部にあるガスを含んだマグマと比べて重くなることにより生じる．マグマ火道上部がマグマ溜まりとつながっていれば，この対流により火道内へ新鮮なマグマが供給され続けるため，最終的にはマグマ溜まりそのものが脱ガスする．

図４．火道内マグマ対流の模式図．



２００１年７月以降は，SO2 放出量が明らかに低下していることがわかる（図３）．最近のSO2 放出量は約１００００トン/日で推移しており，２０００年の最盛期と比較した場合，約１/４に減少している．２００１年７月から現在までの放出量は若干減少している可能性があるが，ほぼ一定と見ることもできる．この変動原因を考察することは今後の予測に役立つはずである．
マグマからのガス放出は，Kazahaya (1994) によれば，
１）対流を引き起こすに十分な火道径が必要．

三宅島火山からの大量ガス放出２９２）効率良くマグマがガスを分離する低圧環境が必要である．
１）Stevenson and Blake(1998)によるマグマ対流式によれば，マグマの上昇量が１/４になるためには，火道径が９から６．
５になればよい．今回の三宅島火山活動は，山頂の陥没事件によりはじまっており，マグマ火道は，陥没に伴って強制的にできていると考えられる．おそらく実際のマグマ火道は単純なパイプ状の形状ではなく，陥没した山体構成物の破断面などの割れ目の集合として存在しているのではないだろうか．
不必要に大きな火道は，まわりからの応力，あるいは，間隙に存在するマグマの固化等により適性な（必要十分な）大きさに変化するであろう．したがって，火道の実効的径の減少が長期的なガス放出量の低下を招いている可能性がある．
２）一方，大量脱ガスのためには，高効率でマグマからガスを分離する過程が働かなけ
ればならない．マグマ中の気泡は，マグマの粘性が高いので中々動くことができない
ため，十分低圧な環境でマグマが発泡し，さらに気泡同士がお互いに合体するなどの過程が成立してはじめて高効率な脱ガスが生じる．この過程は単純ではないが，簡単に言えば，マグマの脱ガス環境の圧力が上昇すると，マグマからガスを分離する効率が低下する．したがって，徐々にマグマヘッドが降下するような場合は，次第にマグマ火道の上部が崩壊などにより塞がれてゆき，マグマヘッドの圧力が上昇することにより，ガスの放出量が低下することになる．この場合は，脱ガス環境の圧力が上昇するため，CO2/SO2 の上昇および Cl/S の下降することが期待されるが，実際の観測結果
では，CO2/SO2，Cl/S ともに依然一定である（Shinohara ., in press）．
以上より，現時点では，SO2 放出量の長期的低下傾向は，長期的な火道径の縮小による可能性があると考えられる．


特徴的な SO2 放出量変動が，２
００１年９月末から１０月にかけて，および，２００２年４月に見られる（図２）．２００１年９月末は，一度放出量が低くなり，その後増加し徐々に減少している．この時は，同時に山頂火口内で複数回小規模な噴火が起きている．一方，
２００２年４月では，やはり小規模噴火活動と同時に生じているが，逆に SO2 放出量は噴火後に減少している．したがって，傾向は逆であるが，どちらも噴火活動に関連した SO2
放出量の変動であると考えられる．
先に述べたように，SO2 の放出量は，火道内マグマ対流でマグマが脱ガス可能な浅い深度まで運搬される量が関係する．そして，マグマ運搬量は火道の実効的な径に大きく依存する．すなわち，火道径が大きくなれば SO2 放出量は増え，小さくなれば放出量が減る．上述した短期的変動の原因の可能性として，１）長期的火道の収縮に伴い目詰まりしていた最上部のマグマ火道が小規模噴火により，再び大きくなった（２００１年９月−
１０月），および，２）噴火に伴い火道上部が崩壊し，実効的火道径が収縮した，などが考えられる．小規模な噴火活動の原因は不明であるが，噴火によって，マグマ火道の最上部の環境が変化し，SO2 放出量が短期的に変動している可能性がある．


大量かつ連続的な SO2 放出の原因は，現在，比較的実効径の大きな火道においてマグ
マヘッドとマグマ溜まりの間でマグマ対流が生じていることが原因である．したがって，
安定な火道が存在する限り，このマグマ対流プロセスは働き続けることが考えられる．
この場合，ガスの放出は，深部に存在するマグマ溜まりのマグマがすべて脱ガスし終え３０

風早康平・篠原宏志・他

るまで継続すると考えられる．現在までに２．
２km3 のマグマが脱ガスしていると推定されているが，実際のマグマ溜まりの大きさは依然よくわかっていない．Kumagai 





(2001) は，現在までに脱ガスしたマグマよりも一桁大きい体積のマグマ溜まりがあると推定している．これが，正しければ，三宅島の火山ガス放出活動は長期にわたり継続する可能性がある．
一方，マグマ火道が不安定となり閉塞した場合には，火道内マグマ対流プロセスは働かなくなり，マグマの脱ガスも停止するであろう．マグマ火道の閉塞は，マグマ頭位が下がった場合に，その上部火道がくずれてふさがる場合が考えられる．しかしながら，
このような閉塞が起こるかどうか等についての予測は難しい．


本観測は気象庁の火山監視業務の一環として行われ，気象庁火山課はじめ多くの関係者の方々の努力により本観測は成り立っている．ここに深く謝意を表します．また，ヘリコプター観測に多大な便宜をはかっていただいている，東京都（消防庁，警視庁），
海上保安庁，防衛庁（自衛隊）およびその関係者の方々に厚く感謝します．最後に，
COSPEC の高濃度域での観測に関し多くのご助言をいただきました米国地質調査所ハワ
イ火山観測所の A. J. Sutton 博士に深く感謝します．

Andres, R. J. and Kasngoc, A. D. (1998): A time-averaged inventory of subaerial
volcanic sulfur emissions, 






  

, 25251-25261
Bluth, G. J. S. (1993): The contribution of explosive volcanism to global
atmospheric sulfur dioxide concentrations, 




, 


, 327-329.
古屋正人ほか (2001): 重力の時空間変化でとらえた三宅島２０００年火山活動におけるカルデラ形
, 217-225.
成過程─，地学雑誌，
Geshi 
. (2002): Caldera collapse during the 2000 eruption of Miyakejima
Volcano, Japan, 







 



, 55-68.
Kazahaya, K., Shinohara, H. and Saito (1994): G., Excessive degassing of Izu-Oshima
volcano: Magma convection in a conduit, 







 



, 207-216.
風早康平ほか (2001): 三宅島火山２０００年噴火における火山ガス−火山灰の付着ガス成分およびSO2 放出量から推測される脱ガス環境−，地学雑誌，, 271-27.
Kumagai . (2001): Very-long-period seismic signals and caldera formation at
Miyake Island, Japan, 






, 


, 687-690
Shinohara ., Variation of CO2/SO2 ratio in volcanic plumes of Miyajkejima:
Stable degassing deduced from heliborne measurements. , in press.
,
酒井慎一ほか (2001): 地震活動から見た三宅島２０００年噴火時のマグマの移動─地学雑誌，
145-155.
Stevenson, D. S. and Blake, S. (1998): Modeling the dynamics and thermodynamics
of volcanic degassing, 







 



, 307-317.
宇都浩三ほか (2001): 三宅島火山２０００年噴火のマグマ上昇モデル−８月１８日噴出物および高濃, 257-27.
度 SO2 火山ガスからの考察−，地学雑誌，

三宅島火山からの大量ガス放出

３１







    

 














 
 




 
Kohei KAZAHAYA１＊, Hiroshi SHINOHARA１, Genji SAITO１, Masanobu ODAI２,
Hirokazu MORI２, Yasuhiro NAKAHORI２, Hideki IINO２ and Jun-ichi HIRABAYASHI３
１
Geological Survey of Japan
National Instite of Advanced Industrial Science and Technology
２
Japan Meteorological Agency
３
Tokyo Institute of Technology*E-mail: kazahaya-k@aist.go.jp







An extremely large amount of volcanic gas has been released since mid-August
2000 from the volcanic island of Miyakejima, Japan, after the formation of a summit
caldera. In late-2000, the emission rate of SO2 measured by airborne COSPEC
averaged 42 kt/d, which is an order of magnitude larger than that of other volcanoes.
The SO2 flux exceeds the global SO2 emission from volcanoes (26 kt/d). The
degassing continues in 2002 and still exceeds 10 kt/d. The total SO2 emitted was
16 Mt as of August 2002, and necessary amount of the degassed magma is estimatedto be 2.2km3. Here we present both observational results and a simple degassing
model, which explain the gigantic SO2 emission from a magma chamber. Thislarge and continuous degassing phenomenon is interpreted as the result of degassinginduced magma convection in conduits with a large diameter, which might havebeen created during the caldera collapse.

南太平洋海域調査研究報告
３２
No．
３７，
３２−３９，
内田孝紀，大屋裕二
２００３
列島火山の噴煙活動を探る
内田
孝

紀＊・大

屋

裕

二

九州大学応用力学研究所





  





 












 

  
























Takanori UCHIDA＊ and Yuji OHYA
Research Institute for Applied Mechanics, Kyushu University＊
E-mail: takanori@riam.kyushu-u.ac.jp

数百 m 〜数十 km 程度の局所域における風に対する地形効果を数値予測する計算プロ
グラム RIAM-COMPACT を用いて，安定成層場における急峻な３次元山まわりの気流性状を，特に一様近寄り流速に対する流れの増速率とその発生場所に注目して調べた．次に三宅島まわりの風況場解析を行い，火口付近からパッシブ粒子を放出し，その様子か
ら実際の噴煙挙動に対する考察を行った．

我々は数百〜数（十）程度の局所域に的を絞り，風に対する地形効果を高精度に数値予測する計算プログラムを開発している［１］．これを RIAM-COMPACT（ResearchInstitute for Applied Mechanics, Kyushu University, Computational Prediction of Airflow
over Complex Terrain）と称する．本研究では，RIAM-COMPACTを用いて安定成層場における急峻な３次元孤立峰まわりの気流性状を調べた．特に一様近寄り風速に対する流れの局所的な増速率とその発生場所に注目した．次に安定成層場における三宅島まわりの風況場解析を行った．まず得られた風況場において，雄山火口付近からパッシブ粒子を放出し，その様子から実際の噴煙挙動に対する一考察を行った．次に空気と等密度のスカラー濃度に関する移流拡散方程式を付加した計算を行い，より現実に近い状況を模擬した．
 
 
 
本 研 究 で は ，地 形 の 十 分 上 流 で 線 形 な 温 度 勾 配 を 有 す る 非 圧 縮 の 安 定 成 層 流
（
θ



= 1）を考える．代表的な地形高さスケールを とし，近寄り風速 は鉛直方向に一様とする．Boussinesq 近似を用い，流れの代表スケール 
θ０（参照値）で無次元化した LES 基礎式を用いる．SGS モデルには標準 Smagorinsky モデル［２］を用いる．ここで，流れ場を支配する無次元パラメータは，Reynolds 数（ = ν ），Froude 数
（ =



は浮力振動数），Prandtl 数（＝０．
７１，空気）である．

種々の安定成層場における三宅島火山ガスの数値的考察

３３

地形近傍の波動および流動現象を高精度に数値予測するため，一般曲線座標系（ξη- ζ ）のコロケート格子を導入し，LES 基礎式を計算面に変換する．変換後の LES 基
礎式は（有限）差分法によって離散化を行い，数値解を求める．時間積分法はオイラー
陽解法に基づいた部分段階法である．空間項の離散化に関しては，対流項に３次精度風上差分を適用し，残りの全ての空間項には２次精度中心差分を用いる．但し，対流項の４次精度中心差分には補間法［３］を用い，数値拡散項の重みは K−K スキームタイプ［４］のα = 3 に対してα = 0.5 とし，その影響は十分に小さくする．







計算領域は３次元孤立峰の高さを として主流方向



に 80
，スパン方向



に 40
，
鉛直方向に 6の空間を有する．孤立峰は流入境界面から５０下流のスパン中央に設置する．ここで，孤立峰上流へ伝播する擾乱波動の影響を避けるため，孤立峰上流の領域
 は十分に長く設定する．断面形状は









×




π

）で記述する．ここで，地形形状パラメータは ＝２５
. とする．計算メッシュ数は 方向に 201 × 101
× 81 点である．孤立峰頂部における最小格子幅は Δ 
0.0035である．計算は =
3000 とし，中立成層流の = ∞と安定成層流の = 1, 0.5, 0.1の４ケースに対して行った．初期条件はインパルシブスタートとした．速度の境界条件に関して，流入境界面は一様流入条件，側方境界面と上部境界面は滑り条件，地表面は粘着条件，流出境界面は
対流流出条件とした．全てのケースともに無次元時間刻みはΔ = 0.002 とし，LES のモ
デルパラメータは = 0.1, 
= 0.5 とした．


図１と図２に中立成層流の
=∞と安定成層流の= 1, 0.5, 0.1に関して，瞬間場（= 100）の流線図（図１）とこれに対応した主流方向

の速度成分


の等値線図（図２）を示す．両者ともにスパン中央断面を示す．中立成層流の = ∞では，孤立峰背後において３次元的な渦構造が示唆される．この渦構造はほぼ周期的に孤立峰下流へ放出されて流下する．安定成層流の = 1 では，長波長の風下波が孤立峰下流に形成されている．これに伴い孤立峰の頂部付近からの流れの剥離が抑制されるとともに，孤立峰の下流側斜面に沿って流れの局所的な増速域（> 1）が発生している．孤立峰の下流側斜面に沿った流れは，風下波の上昇流により裾野付近から剥離して逆流域を形成している．
安定成層流の = 0.5 では，成層度の増加に伴い = 1 と比べて波長の短い風下波が孤立
峰下流に形成されている．結果として，孤立峰の下流側斜面に沿った局所的な増速流（> 1）は，中腹付近から剥離し孤立峰からすぐ下流の上空に逆流域が誘起されている．なお，= 1, 0.5 において励起される風下波は定在波的であり，その波長は線形理論による予測値（ 2π）とほぼ一致する．最も強く安定成層した = 0.1 では，鉛直方向の流体運動は強く抑制され，孤立峰を水平的に回り込む流れ場を呈している．

３４

内田孝紀，大屋裕二

（a）中立成層流，
＝∞．

（b）安定成層流，
＝１．


＝０.５．
（c）安定成層流，

（d）安定成層流，
＝０.１．
図１．孤立峰まわりの流線図，スパン中央断面，瞬間場，
＝３０００.

その結果，図３に示すように，孤立峰下流にはカルマン渦列に類似した流れパターン（渦構造）が形成されている．より強く安定成層した流れ（ < 1）の挙動に関しては，
分離流線高さ （ = 1-）と呼ばれるクライテリアが知られている．これは孤立峰上流において，よりも上層の流体は孤立峰の頂部を乗り越え，よりも下層の流体は
孤立峰を水平的に回り込むというものである．本研究の = 0.5, 0.1 においても が観察され，その値は理論値とほぼ一致した．

種々の安定成層場における三宅島火山ガスの数値的考察

＝∞．
（a）中立成層流，

（b）安定成層流，
＝１．

（c）安定成層流，
＝０.５．


＝０.１．
（d）安定成層流，
図２．孤立峰まわりの主流方向速度成分の分布，スパン中央断面，瞬間場，
＝３０００.

* ＝０．
図３．Fr ＝０．
１における水平断面内の流線図，
５
，
瞬間場，
＝３０００

３５

３６

内田孝紀，大屋裕二







実地形の形状は国土地理院の 50m 標高数値データに基づいて 100m に設定した．計算
メッシュ数は 方向に 161 × 145 × 81 点である．本研究では西風を対象とし，三宅島の高さ 
（雄山，標高 814m）と流入境界面における での風速に基づいた Reynolds 数は = 10000 とした．その他の条件は先の計算と同様である．


図４に雄山火口付近から放出したパッシブ粒子の挙動を示す．ここで，粒子は無次元
時間 = 100~120 においてΔ= 0.2 で放出した．中立成層流の = ∞では，地形背後において３次元的な渦構造（剥離流）に取り込まれた粒子の様子が観察される．特に，三宅島下流の比較的広範囲に粒子が分布していることが特徴的である．よって，粒子の挙動
を実際の火山ガスに見立てると，三宅島の下流側斜面や裾野付近の広範囲において火山

（a）中立成層流，
＝∞．


＝１．
（b）安定成層流，

（c）安定成層流，
＝０.５．

（d）安定成層流，
＝０.１．
図４．雄山火口から放出したパッシブ粒子の挙動，瞬間場，
＝１００００．

種々の安定成層場における三宅島火山ガスの数値的考察

３７

ガスの影響が示唆される．これに対し安定成層流の = 1, 0.5 では，風下波の局所的な強い下降流に乗って粒子が山の下流側斜面を移流している．両ケースともに鉛直方向の粒子の広がりはほとんど無く，そこで火山ガスの高濃度域が発生することが予想される．
最も強く安定成層した = 0.1 では，粒子は三宅島の下流側斜面や裾野付近に達することはなく，ほぼ雄山の高さで水平的に移流している．この場合には，三宅島の下流側斜面や裾野付近において火山ガスの影響はほとんど無いものと推測される．
より現実に近い状況を模擬するため，空気と等密度のスカラー濃度に関する移流拡散
方程式を付加した計算を試みた．それぞれのケースにおいて，三宅島まわりの流れ場が十分に発達したと考えられる無次元時間 = 100 の計算結果を初期値とし，時間積分を行った．さらに，雄山火口から放出される噴煙の熱浮力による上昇効果を模擬するため，
0.05（は一様近寄り風速）の噴出速度を与えた．図５に無次元時間 = 200 におけるスカラー濃度分布（スパン中央断面）を示す．定性的な挙動に注目すると，図５は図４

＝∞．
（a）中立成層流，

（b）安定成層流，
＝１．


＝０.５．
（c）安定成層流，

＝０.１．
（d）安定成層流，
図５．雄山火口から放出したスカラー濃度の挙動，瞬間場，
＝１００００．

３８

内田孝紀，大屋裕二に示したパッシブ粒子の挙動と類似なパターンを示している．すなわち，スカラー濃度の分布についても，パッシブ粒子の挙動と同様，バックグラウンドの地形近傍の流れパ
ターンに大きく依存していることが示された．より定量的な考察については今後の課題である．


局地的風況予測モデル RIAM-COMPACT を用い，定成層流体中の急峻な３次元孤立峰
まわりの気流性状を調べた．次に安定成層場における三宅島まわりの局地風況場解析を行い，雄山火口付近から放出したパッシブ粒子とスカラー濃度の挙動を観察し，実際の火山ガスの噴煙挙動に対する考察を行った．今後は，より定量的な検討を行う予定である．
［１］内田孝紀・大屋裕二：一般曲線座標 LES による局地的風況予測法の開発−安定成層流体中における孤立地形の周辺風況場の推定−，第１４回数値流体力学シンポジウム講演要旨集，148 (2000).
［２］Deardorff, J. W.: A numerical study of three-dimensional turbulent channel

flow at large Reynolds numbers, 










, 453-480 (1970).

［３］梶島岳夫：乱流の数値シミュレーション，養賢堂 (1999).
［４］Suzuki, M. and Kuwahara, K.: Stratified flow past a bell-shaped hill, 








, 1-18 (1992).





  





 












 

  
























Takanori UCHIDA＊ and Yuji OHYA
Research Institute for Applied Mechanics, Kyushu University＊
E-mail: takanori@riam.kyushu-u.ac.jp







In order to develop an overall efficient and accurate model of simulating
an unsteady three-dimensional airflow over complex terrain with characteristic
length scales of the order of kilometers, we have been examining the largeeddy simulation (LES) technique using a finite-difference method (FDM). TheseLES codes are referred to as the RIAM-COMPACT (Research Institute for Applied
Mechanics, Kyushu University, Computational Prediction of Airflow over Complex
Terrain), and are based on two grid systems and corresponding variable arrangement: one is an orthogonal staggered grid; the other is a generalized curvilinear
collocated grid. In this paper, using the RIAM-COMPACT with a generalized
curvilinear collocated grid, we have performed the calculations of stably stratified
airflows over an isolated steep hill. A strong wind area caused by a lee wave
was clearly seen near the first trough behind the hill. Next, we made calculationsof stably stratified airflows over Mt. Miyake. Particularly, the behavior of the種々の安定成層場における三宅島火山ガスの数値的考察

３９

passive particles released from the top of Mt. Miyake was clearly investigated.
Furthermore, the investigation of scalar transport and dispersion was conducted.

南太平洋海域調査研究報告
４０
No．
３７，
４０−４９，
寺田暁彦・井田喜明
２００３
列島火山の噴煙活動を探る



寺

田

暁

彦１*・井

田

喜

明２

東大地震研究所

１

姫路工業大学理学研究科

２







１


 














 



Akihiko TERADA１* and Yoshiaki IDA２
Earthquake Research Institute, University of Tokyo
２
Himeji Institute of Technology*E-mail: terada@eri.u-tokyo.ac.jp


陥没火口南部に形成された火砕丘の頂上付近から，ほぼ透明の火山ガスが噴出している．この火山ガスは陥没火口内の空気と混合しながら２００ｍ前後上昇したところで水蒸
気の凝結が起きて塊状の噴煙となる．この噴煙塊は陥没火口よりも上空ではサーマル的特徴を持つ．噴煙の到達高度や上昇速度，半径は長期的に減少する傾向が見られる．

三宅島火山では，２０００年７月８日に山頂付近で最初の陥没が発生した．その後，陥没が進行するとともに爆発的噴火が何度か発生し，同８月１８日の噴火では当日の圏界面高度に達する噴煙を上げた．同９月上旬には二酸化硫黄を含む火山ガスを連続的に噴き上げる活動に転じ，その規模は衰えながらも２年間以上にわたり継続している（例えば中田ほか，２００１；気象庁地震火山部・三宅島測候所，２００２）．
三宅島火山の噴煙の特徴およびその変化を把握しておくことは，噴煙として放出される火山ガスの量を推定したり，二酸化硫黄等の有毒ガスの拡散過程を理解する上で重要である．しかし，三宅島では２０００年９月４日に全島民の島外避難が実施されたこと，噴煙は山頂部に形成された陥没火口の底部から噴出していること等から，噴煙の運動を継続的に観察することが困難である．
そこで，我々は三宅島火山および御蔵島に自動噴煙撮影システムを設置して，陥没火
口壁より上部の噴煙について自動連続撮影を行った．また，２００２年８月に陥没火口壁頂上部付近の「スオウ穴」付近から，陥没火口内部の噴煙がビデオ撮影された．本論文では，これらの画像を元に，主として２００１年１月以降の三宅島火山噴煙の特徴とその長期的変化について述べる．

三宅島火山の噴煙活動

４１

図１．観測点の配置．黒丸は地震研自動噴煙撮影システムの位置を，白丸は臨時で行われた陥没火口内の撮影位置を示す．



噴煙運動を安全かつ確実に観測するために，我々は Windows マシンとデジタルカメラ
を組み合わせた簡易的な自動噴煙撮影システムを構築した（寺田ほか，２００１）．図１に
三宅島火山の周辺図と観測点の位置を示す．観測期間は，三宅島坪田観測点が２０００年８月１２日から同９月４日，御蔵島観測点は２０００年９月１日から２００２年５月１３日である．撮影時間間隔は１０秒間で，画像には撮影時刻が秒単位で挿入される．撮影時刻の絶対精度
は１−３秒である．
撮 影 し た 画 像 の 例 を 図２に 示 す．画 像 の 解 像 度 は６４０×４８０pixel で，元 画 像 はRGB２４bit フルカラーである．図２a は，坪田観測点により得られた今回の活動で最大規模の噴火発生初期の画像である．図２b は，御蔵島観測点に設置した広角撮影用カメラ（御蔵島カメラ１）が撮影した２００１年１月３１日の画像，図２c は望遠撮影用カメラ（御蔵島カメラ２）により得られた画像であり，図２b とほぼ同時刻に撮影されたものである．このように，天候および風向きに恵まれれば，本システムによって三宅島火山の噴煙を鮮明に捉えることができる．
一方，図１に示した白丸は２００２年８月２３日に産業技術総合研究所地質調査所の下司信夫氏が陥没火口内の撮影を行った位置である．撮影時間は１２時３４分から１３時３４分までの
約６０分間である．

４２

寺田暁彦・井田喜明

図２．撮影した画像の例．元の画像は RGB２４bit フルカラーである．（a）坪田カメラが撮影した今回の活動で最大規模の噴火．２
０００年８月１８日１７時０７分０５秒．（b）御蔵島
カ メ ラ１が 撮 影 し た こ の 時 期 の 典 型 的 な 噴 煙．２
００１年１月３１日０９時５６分３５秒．
（c）御蔵島カメラ２が（b）とほぼ同時刻に撮影した画像．２
００１年１月３１日０９時
５６分４０秒．



以上のようにして得られた画像から，噴煙の高さ，幅，上昇速度を次のように定量化した．図３a のように，噴煙頂部を画像左下端を原点とする座標（，）を用いて pixel
単位で読み取る．
次に，位置が既知の点（0，0）を基準点として，この基準点の鉛直座標 と噴煙頂
α部の鉛直座標 の差を求める．カメラの鉛直方向の視野角と画像の鉛直方向の全ピクθ
セル数 が既知であれば，カメラから見た基準点の仰角 θと噴煙頂部の仰角との差0
θ 0 を加えれば，を知ることができる．この差にカメラから見た基準点までの既知の仰角θθ
水平面から測った噴煙頂部の仰角が得られる．すなわちは Y − Y0 
θ =
 α + θ0
 Py 

（１）と表される．基準点（0，0）は，三宅島の陥没火口壁上端部の地形的に特徴的な部分に設定し，この基準点の位置を地形図から確定して θを計算した．以上のように求め
0θ
たを用いれば，噴煙の海抜高度
は，
h = d tan θ + h0（２）と表される（図３b）．観測点から噴煙までの水平距離  は，噴煙の形状や風向きの不確定のために１点の観測では独立に求めることができない．このため，本研究ではカメラから陥没火口内の噴煙噴出口までの水平距離を  とした．御蔵島観測点の場合，
は２１km である．
噴煙半径についても，高さと同様に噴煙の水平幅の見込み角を求め，陥没火口内の噴煙噴出口までの水平距離を を用いて計算した．
噴煙の上昇速度は次のようにして計測した．後に述べるように，三宅島火山の噴煙はサーマル状であるから，これらサーマルの位置を時間に対して追跡することにより，サーマルの上昇速度を測定できる．本研究では，図３c に示すように噴煙画像を等撮影
時間間隔に並べて噴煙塊の中心付近を追跡し，時刻 における上昇速度 を以下の式を用いて求めた：三宅島火山の噴煙活動

４３

図３．噴煙運動を定量化する方法．
（a）噴煙の高さの読取方法．
（b）噴煙高度の計算方法．（c）上昇速度の計測方法．

wi =

zi +1 − zi −1
ti +1 − ti −1（３）

次に計測誤差について述べる．測定に最も影響を与えるのは，カメラから噴煙までの水平距離 である．噴煙が風に流されるとき の不確定が大きくなるから，本研究では風の影響がほとんどない無風から微風の時のみ計測を行った．次に読み取り誤差について述べる．気象条件が良いときに望遠の御蔵カメラ２を用いれば，噴煙の位置を１pixelの精度で読み取ることができる．１pixel は角度に変換すると約２×１０−２度であり，これを長さに変換すると三宅島火山の陥没火口付近では約７ｍに相当する．また，レンズの歪みは平均２６. ×１０−３度であり，三宅島火山の陥没火口付近では約１ｍに相当する．
撮影時間間隔は１０秒であるから，上昇速度の計測誤差は０７. −１４. m/s と考えられる

４４

寺田暁彦・井田喜明


陥没火口内部とそれより上空では噴煙運動の様子が異なる．従って，本論文では噴煙の運動を陥没火口内と火口壁より上空の部分に分けて議論する．


陥没火口の形成は２０００年７月８日に始まり，同８月中旬には直径は１６. km，深さは最大４５０ｍ前後とほぼ現在（２００２年）の大きさとなった．その後は火口壁の崩落と火口壁
直下にテイラスの形成が進行したが，陥没火口の形状に大きな変化はなかった（Geshi.，２００２）．

図４．三宅島陥没火口の様子．
（a）２００２年４月５日の陥没火口内部の画像．（b）陥没火口内部の模式図．

図４a に２００２年４月５日の三宅島火山陥没火口内部の写真を示す．この日の噴煙は，その前後の時期と比べて小さく，陥没火口内部や噴煙の噴出口をよく観察できる．図４
b に，図４a の写真および国土地理院製作の地形図（１：５０, ００，三宅島噴火地形図）を参考に作成した模式図を示す．陥没火口南部には火砕丘が形成され，その上部に直径約２００ｍの火口状地形が見られる（図中 A 領域）．A 領域内部には径数ｍ以下の孔が複数存在しており，これらの孔から火山ガスが勢いよく噴出している．A 領域の南部には，直径約１００ｍの深さ不明の縦穴が形成されており，この縦穴からも火山ガスが噴出している（図中の B 領域）．噴煙は，主として A や B の領域から噴出した火山ガスから形成されているが，その量比は日によって異なるように見える（下司，私信）．この他，図中C と示した領域や，火砕丘に発達したガリー等からも白煙が噴出している様子が見える．
しかし，これら C 領域の活動は A，B 領域と比較して弱く，噴煙の形成にはほとんど寄与していない．
図５a に，産業技術総合研究所地質調査総合センターの下司信夫氏がスオウ穴付近からビデオカメラにより撮影した陥没火口内部の噴煙画像を示す．撮影は２００２年８月２３日
１２時３４分から約１時間である．また，当日の風向は南南東，風速は約５−１０m/s であった（気象上八丈島測候所高層大気１５時の観測値）．図５a に示した画像から噴煙運動に注目して作成した模式図を図５b に示す．この日の噴煙は，主として B 領域の縦穴から噴出した火山ガスから構成されているように見える．噴出口付近の火山ガスは半透明で，周囲の大気と盛んに混合している様子が見られる．この火山ガスが噴出口から高さ２００三宅島火山の噴煙活動

４５

図５．三宅島火山すおう穴付近から撮影した陥没火口内部の噴煙．（a）陥没火口内の映像．２００２年８月２３日１３時ごろ下司信夫氏撮影．（b）陥没火口内における噴煙運動の模式図．

ｍ前後に達すると水蒸気の凝結が顕著に起きて噴煙の外形を明瞭に認識できるようになる．形成された噴煙は，それより下部の噴煙と不連続で孤立した塊状で，１０分につき数個の割合で認識できる．これら噴煙塊の表面には，様々なスケールの渦が発達しているが，噴煙塊全体としては渦輪的な運動（例えば Turner，１９７９）をしている（図５b 矢印）．
噴煙塊が陥没火口壁の頂上付近に達すると，南南東の風に流されて北北西方向（図５の右上方向）に移動する．噴煙塊の下部には噴煙から分離したミストが見られる．ミストの一部は再び噴煙内に取り込まれる．




図６に，御蔵島カメラにより得られた噴煙の連続写真を１０秒間隔で並べた図を示す．
撮影は２００１年１０月１６日１０時２２分１１秒から同２４分０１秒までで，図５に示した時期とは異なる．図６から，塊状の噴煙が次々に出現して上昇する様子がわかる．これらの噴煙塊は概ね孤立しており，噴煙の形は上昇する過程で概ね相似形を保っている．噴煙塊の高さに対する半径の拡大率は概ね一定で，比率は３−５：１のことが多い．このように，火口壁よりも上部の三宅島火山の噴煙は典型的なサーマルとしての特徴（例えば Scorer，
１９５７）を備えている．

図６．御蔵島カメラにより得られた噴煙の連続写真を１０秒間隔で並べた図．撮影日時は２００１年１０月１６日１０時２２分１１秒から同２４分０１秒までである．

４６

寺田暁彦・井田喜明

図７に，各噴煙塊の初期半径と初期上昇速度を計測してヒストグラムに表した図を示す．ここで初期半径および初期上昇速度とは，海抜７５０−８５０ｍ付近における各噴煙塊の半径と速度である．図７a，b は２００１年１月３１日の０９時３０分から同１
０時３０分までの１時間の計測結果を，同様に図７c，d は２００２年４月６日１０時００分から同１１時００分までの１
時間の計測結果である．初期半径はユニ・モーダルでほぼ対照的な分布を示すことが多い．初期上昇速度の頻度分布も多くの場合ユニ・モーダルだが値のばらつきが大きく，分布に明確なピークがない日もある．分布の対照性は初期半径よりも悪い．

図７．各噴煙塊の初期半径と初期上昇速度のヒストグラム．ここで初期半径および初期上昇速度とは，海抜７５０−８５０ｍ付近における各噴煙塊の半径と速度を指す．
（a）（b）はそれぞれ２
００１年１月３１日の０９時３０分から同１
０時３０分までの１時間計測した初期半径と速度である．（c）（d）は同様に２００２年４月６日１０時００分から同１１時００分までの１時間計測した初期半径と速度である．








噴 煙 の 上 昇 速 度 は，噴 煙 の 半 径 や 浮 力 に 関 係 す る 量 で あ る．こ こ で は，Scorer（１９５７）の関係を用いて噴煙塊の形成について考える．図８に各噴煙塊の初期半径と初期上昇速度の分布を示す．ここで初期半径および初期上昇速度とは，海抜７５０−８５０ｍ付
近における各噴煙塊の半径と速度を表す．丸が２００１年１月３１日，三角が２００２年４月６日の実測値であり，図７で使用した観測値と同一である．図８に示した解曲線は，サーマ
ルの浮力を半径および上昇速度の関数として表したもので，

三宅島火山の噴煙活動

ρe − ρ
w2
=
ρe
Cgr

４７

（４）


e
ρ
である（Scorer，１９５７）．ここで ρはサーマル周辺の密度，，，はそれぞれサーマルの密度，上昇速度，半径，g は重力加速度である．は実験的に与えられる定数であり，ここでは０８. ９を用いた．

図８．噴煙の初期上昇速度と初期半径の関係．丸は２００１年１月３１日の観測値を，三角は２００２年４月６日の観測値を示す．解曲線は Scorer（１９５７）から計算したサーマルと周辺との密度差である．

図８から，２００１年１月３１日の噴煙塊の初期半径と初期上昇速度の間には相関が見られないことがわかる．火口から放出される火山ガスの温度は短時間であまり変わらないと仮定すれば，火山ガス放出量の短期的変動や乱流のゆらぎを反映して，噴煙塊の火山ガ
スと大気との混合比が不規則に変動していると考えられる．一方，２００２年４月６日のように，大きな噴煙ほど周囲との密度差が小さい傾向が見られることもある．これは，周囲とよく混合して大きくなった噴煙ほど周囲との密度が小さいと解釈できる．このように，陥没火口内で形成される噴煙塊の火山ガスと大気との混合メカニズムは時期により変化していることが示唆される．


図９に，風の影響が少ない弱風時に計測した三宅島火山噴煙の長期的変動を示す．図９a は噴煙の到達高度を１
０分間ごとに計測して日平均した値であり，標準偏差をエラー
バーとして付した．同様に，図９b は噴煙の初期上昇速度，図９c は初期半径の変化を示す．２００２年以降の噴煙高度は，噴煙が高く上昇しやすい弱風の環境でも，平均到達高度１５００ｍ前後と，２００１年と比較して半分程度に減少した．噴煙の初期上昇や半径についても，２００２年以降は２００１年に比べて２−３分の１程度に減少した．これら観測値の長期的変化の傾向はよく似ている．すなわち，噴煙のスケールがそのまま小さくなっていると考えられる．

４８

寺田暁彦・井田喜明

図９．弱風の時に御蔵島カメラを用いて行った噴煙の計測値．各データに付したエラー
バーは標準偏差を表す．
（a）噴煙の到達高度の日平均．
（b）０９時前後１時間に測定した噴煙の初期半径と，（c）初期上昇速度．


御蔵島および陥没火口壁付近から三宅島火山噴煙について観察した．陥没火口内部の噴出口からほぼ透明の火山ガスが噴出している．この火山ガスは陥没火口内の空気と混合して温度が下がり，２００ｍ前後上昇したところで水蒸気の凝結が起きて塊状の噴煙となる．この噴煙塊は陥没火口よりも上空ではサーマル的特徴を持つ．噴煙の規模は長期的に小さくなる傾向が見られる．

産業技術総合研究所地質調査総合センターの下司信夫博士には映像資料を提供していただいたほか，噴出口について情報を頂きました．ここに記して感謝の意を表します．
Geshi, N., Shimano T., Chiba T., Nakada, S. (2002): Caldera collapse during the 2000
eruption of Miyakejima volcano, Japan, 







 



, 55-68.
気象庁地震火山部・三宅島測候所（２００２）：最近の三宅島の火山活動（その４）−活動の概況−（演旨），地球惑星科学関連学会合同大会予稿集（CD-ROM），Ｖ０３２−０２５．
中田節也・長井雅史・安田敦・嶋野岳人・下司信夫・大野希一・秋政貴子・金子隆之・藤井敏嗣
，１６８−１８０．
（２００１）：三宅島２０００年噴火の経緯：山頂陥没と噴出物の特徴，地学雑誌，

Scorer, R. S.(1957): Experiments on convection of isolated masses of buoyant fluid,









, 583-594.

三宅島火山の噴煙活動

４９

寺田暁彦・大湊隆雄・井田喜明・千木良康志・渡辺義宗（２００１）： Windows マシンを用いた自動噴煙撮影システムの構築−三宅島火山の噴煙観測−，噴煙と火山ガスの動態を探る−三宅島
２０００年噴火にあたって−，鹿児島大学，5-10．

Turner, D.C.(1979): 







bridge, 368p.














Cambridge University Press, Cam-


 














 



Akihiko TERADA1* and Yoshiaki IDA2
Earthquake Research Institute, University of Tokyo
2Himeji Institute of Technology

1*E-mail: terada@eri.u-tokyo.ac.jp







Translucent volcanic gasses were ejected from the top of the cone that wasformed in the south of the collapsed crater. These gases ascended with entrained
ambient air and became saturated at about 200m above the cone. Above the topof the wall of the collapsed crater, these volcanic gasses have some characteristics
of a thermal. On the long term since September 2000, the maximum heights,
ascending velocities and width of the ejected clouds have tended to decrease slowly.

南太平洋海域調査研究報告
５０
No．
３７，
５０−５７，
２００３浦井
列島火山の噴煙活動を探る稔
 
浦

井

産業技術総合研究所

稔
地質調査総合センター




 








 








 



Minoru URAI
Geological Survey of Japan,
National Institute of Advanced Industrial Science and Technology
E-mail: urai-minoru@aist.go.jp

衛星搭載型熱赤外域マルチスペクトル・スキャナーによってカラム SO2 量の二次元分布が観測できることを示した．また，軌道方向立体視画像ペアを用いて噴煙高度と風速を求める方法を提案した．これらの方法を ASTER 画像に適用して三宅島の SO2 放出量を推定した結果，２０００年１１月８日の SO2 放出量は５万トン程度であった．

火山から放出される火山ガスの総量やその組成をモニタリングすることによって火山の下にあるマグマの特性を推定することができる．火山ガスの主成分は水蒸気であり，その放出量をリモートセンシング技術を用いて観測する手段はいくつか提案されている（例えば福井，１
９９５）．水蒸気以外の火山ガス成分については COSPEC による二酸化硫
黄（SO2）の観測が実施されることが多い（大喜多，１９７１）．COSPEC は SO2 の紫外線領域における吸収を利用して SO2 を観測する装置である．COSPEC による SO2 の観測は火山から数１００m から数１
０km の地点から実施されることから，アクセスの悪い火山における観測には相当の費用を要する．

SO2 は熱赤外域にも吸収特性を示すことが知られており，Realmute .（１９９４）や




浦井ほか（１９９９）はASTER（Yamaguchi .，１９９８）やMODIS（Justice .，１９９８）等の衛星搭載型熱赤外域マルチスペクトル・スキャナーを用いて SO2 の空間分布が観測可能であること理論的に示した．２０００年６月に噴火を開始した三宅島の雄山は２０００年９月以降４万トン／日程度の大量の SO2 を放出している．これは世界で最も大量の SO2 を放出するエトナ火山の約１０倍に達する． 報告では熱赤外域マルチスペクトル・スキャ
ナーを用いての SO2 放出量を求める手法を提案し，これを三宅島における ASTER 画像に適用した結果を Urai（２００３）に基づいて報告する．
  SO2 
大気は水平方向には一定で垂直方向に温度・成分等が変化すると仮定する．SO2 はあASTER・MODIS による三宅島の SO2 観測

５１

る特定の大気の層に存在すると仮定すると，衛星高度で観測される熱赤外域の分光輝度は以下の通り，地表，SO2 および大気全体からの分光輝度の合計であると仮定できる．



B (λ , Tso 2 ) B (λ , T )
Rλ = τ so 2τ λ  ε λ+ (1 − ε λ ) Rd ,λ  + τ 1 (1 − τ so 2 )+ Ru,λ


π
π

（１）

Rλ ：衛星高度における分光放射輝度 ［W m −２ m −１ sr −１］τso2：SO2 による分光透過率τ λ ：SO2 以外の大気成分による分光透過率ελ ：地表の分光放射率c1c

λ5  exp 2  − 1




λT


：３７
. ４２ × １０−１６［W m］＝２hc2 （はプランクの定数，は光速）：００. １４４［m K］＝  （はボルツマンの定数）λ ：波長［m］ ：地表温度［K］
Rd,λ ：大気の下方向分光放射輝度［W m −２ m −１ sr −１］τ 1 ：SO2 層より上部の大気による分光透過率so2：SO2 層の温度 ［Ｋ］−２Rm −１ sr −１］u,λ ：SO2 以外の大気成分による上向分光放射輝度［W m
SO2 は，図１に示すように，８-９５. μm に吸収特性を示す．式の第１項目は SO2 が存在することによって減少するが，第２項目は増加する．一般的に，SO2 が存在する大気層の温度は地表の温度より低いので，衛星高度で観測される熱赤外域の分光輝度は低下
する．
B (λ , T ) ：

プランクの関数［W m −２ m −１］＝

図１．MODTRAN で計算した熱赤外域における大気の分光透過率．
実線は Tropical Model による大気の分光透過率，点線は Tropical Model に１０g/m2 のSO2 を加えた大気の分光透過率．上部の番号と太線は ASTER および MODIS のバンド番号と観測波長域を示す．

５２

浦井

稔





カラムSO2 量はMODTRAN等の放射伝達コード（Berk .，１９８９）を用いて推定す








ることが可能である（Realmuto .，１９９４；Realmuto .，１９９７；Realmuto，２０００）．
今回採用した方法では，まず，SO2 による影響の無いバンドを用いて地表の温度を推定する．次に，SO2 に敏感なバンドの分光放射輝度を，いくつかの SO2 濃度について，計算する．このとき，SO2 を含む大気層の高さと厚さを一定と仮定し，SO2 を含む大気層の温度は元の温度と同じであると仮定した．カラム SO2 量は MODTRAN によって計算された分光放射輝度と SO2 に敏感なバンドの観測分光放射輝度から推定した．この方法をシーン全体に適用して SO2 の二次元分布を求めた．
C = f ( H , TK , R1 , R2 ,

Rn )

（２）

：カラム SO2 量［g m −２］，
：大気の垂直プロファイルによって決まる関数
：噴煙高度［m］，
：噴煙の厚さ［m］，






：観測された熱赤外域の分光放射輝度［W m-2 m-1 sr-1］．
SO2放出量は任意の測線に沿ったカラムSO2量と風速の積として以下の式で計算できる．
Q = V sin α∫ C ds（３）

C ≥ th：SO2 放出量［g s −１］，
：風速［m s −１］，α：測線と風向がなす角：測線の微小区間［m］，：カラム SO2 量の閾値［g m −２］

一般的に，軌道方向立体視画像ペアは直下視画像と，直下視画像が撮られる前か後に撮られた，前方視画像または後方視画像からなる．衛星とセンサシステムの違いから二つの画像が撮られる時間間隔と観測角度は異なる．JERS-1 衛星の OPS センサの場合は時間間隔が２１１. ６秒，観測角度は前方視１６７. °（高崎ほか，１９９４），ASTER センサの場合
は，それぞれ，５５秒と後方視３０９. ６°である（Fujisada .，１９９８）．
時刻 ．次に，点１に噴煙中の点 P１は直下視で点 Q１として撮像されたとする（図２）
P１は風に流されて時刻 t２に点 P２に移動し，後方視で点 Q２として撮像されたとする．図２の 軸はセンサの移動方向，直下視の視線ベクトルの要素は 方向のみ，後方視の視線ベクトルの要素は と 方向のみ，
１と ２の間で風速の変化は無いと仮定する．
P２を直下視画像に投影した点 Q３を考えよう．Q３は実際に観測されることの無い仮想の点である．Q１（０），Q２（０）および Q３（０）の関係は以下の式
１，
１，
２，
２，
３，
３，
で表すことができる．
x3 − x1 = v x t

（４）

ここで 
，

および
 成分，＝は風速の
２− １である．後方視の視線ベクトルは
y3 − y1 = v y t

ASTER・MODIS による三宅島の SO2 観測

５３

y 成分を持たないので，Q２と Q３を結ぶ線は 軸に平行であり，噴煙高度 に対応する
視差に等しい．
x3 − x 2 = h tan θ
y3 = y2（５）θ
ここでは後方視の観測角度である．，式から
３と ３を消去すると以下の式が得られる．
x 2 − x1 = v x t − h tan θ（６）
ここで，未知数は ，の３個であり，式は２個であるため，解けない．しかおよび 
し，水平方向の風向が既知であるとすると，未知数は風速の水平方向の絶対値 とと 
なり解くことが可能となる．
y2 − y1 = v y t

x 2 − x1 = vh t sin φ − h tan θ（７）y2 − y1 = vh t cos φφ
ここでは水平方向の風向である．上記の式を書き換えて以下の式が得られる．



vh =

y2 − y1t cos φh=x1 − x 2 + vh t sin φ
tan θ

（８）

図２．軌道方向立体視画像ペアにおける移動点の幾何．

 ASTER 
前章で述べた方法を２０００年１１月８日に取得された ASTER 画像に適用して，三宅島から放出されるSO2 量を推定した．ASTERは熱赤外域マルチスペクトル・スキャナーと軌
道方向立体視機能を有することから，ASTER だけで SO2 放出量を推定できる．処理フ
ローチャートを図３に示す．噴煙中の３点についてその高度と風速を計算した（表１）．

５４

浦井

稔

噴煙高度は２００-８００ｍ，風速は９-１３ｍであった．これらの値は艦船やヘリコプターからの観測と矛盾はなかった．

図３．ASTER による SO2 放出量算定フローチャート．
表１．ASTER 軌道方向立体視画像ペアから求めた噴煙の高さ，風速，風向．
＊：風向は北から時計周りで計測．

No

Height m

Wind velocity ms-1

Wind direction degree*

１
２
３

２８６
７６５
７９４

９.０
１１.７
１２.５

３０５
２９６
２９８

八丈島で午前９時にラジオゾンデによって観測された大気の温度・圧力・湿度の垂直
プロファイルと MODTRAN に内蔵された大気モデルを用いて，ASTER バンド１３の分光
放射輝度を海面温度に変換した．次に，観測された噴煙高度から SO2 が０-１００ｍに一様に分布するとして，ASTERバンド１１の分光放射輝度と海面温度からカラムSO2 量を求めた．カラム SO2 量の分布を図４に示す．

ASTER・MODIS による三宅島の SO2 観測

５５

図４．ASTER によって２０００年１１月８日に観測された二次元カラム SO2 量．
画像の中央から東へ流れる高濃度部が三宅島から放出された SO2．上部の高濃度部は雲をSO2 と誤認したもの．

風速を１１１. m/s，風向と測線がなす角を７１°として９００ｍ毎の測線で SO2 放出量を推定した（図５）．この図から同日の SO2 放出量は５万トン程度であったと推定される．しかし，噴煙の高さを０-５００ｍとすると SO2 放出量は１５万トン程度，５
００-１５００ｍとすると２万トン程度となる．正確な SO2 放出量の推定には正確な噴煙高度の推定が不可欠である．
同日に COSPEC によって推定された SO2 放出量は２７. -３３. 万トンであった．

図５．ASTER によって２０００年１１月８日に観測されたの三宅島の SO2 放出量
実線，点線，鎖線はそれぞれ噴煙が０-１０００ｍ，０-５００ｍ，５００-１５００ｍに分布していることを仮定して計算した結果．横軸は火口からの距離．

５６

浦井

稔

MODIS 
MODIS は同一地点を１-２日に１回観測可能である．ASTER が１６日に１回しか観測できないことを考えれば，MODIS を使うことによって飛躍的に観測頻度を高めることができる．MODIS の空間分解能１km は，ASTER の空間分解能９０ｍに比較して低いが，火山から放出される SO2 を観測するには大きな問題は無い．また，三宅島においても SO2による海面の輝度温度の低下が MODIS によって観測されていることから MODIS による
SO2 観測は可能と思われる．しかし，MODIS には噴煙の高さや風速を求めることができないため，噴煙の高さや風速を MODIS 以外の観測から推定する必要がある．また，
MODIS 画像に輝度温度に換算して０２. 程度のスキャンノイズが見られることから，ノイズ対策にも留意する必要があると思われる．

熱赤外域マルチスペクトル・スキャナーによってカラム SO2 量の二次元分布が観測できることを示した．また，軌道方向立体視画像ペアを用いて噴煙高度と風速を求める方法を提案した．ASTER は熱赤外域マルチスペクトル・スキャナーと軌道方向立体視機能を有することから，ASTER だけで SO2 放出量を推定できる．これらの方法を ASTER
画像に適用して三宅島の SO2 放出量を推定した結果，２
０００年１１月８日の SO2 放出量は５万トン程度であった．しかし，噴煙高度の見積もりを変化させると，SO2 放出量は２-１５万トンの間で変化する．正確な SO2 放出量の推定には正確な噴煙高度の推定が不可欠である．

COSPEC で観測された SO2 の分布は気象庁 COSPEC 観測隊の森 博一氏，尾台信弘氏，
中堀康弘氏から提供していただきました．ASTER データは資源・環境観測解析セン
ター（ERSDAC）から提供していただきました．MODIS データは NASA の Web サイト（http://daac.gsfc.nasa.gov/MODIS/index.shtml）からダウンロードさせていただきました．
記して感謝の意を表します．
Berk, A., Bernstein, L. S. and Robertson, D. C. (1989): MODTRAN: A Moderate
Resolution Model for LOWTRAN 7, 38 p. (1998): 











, GLTR-89-0122.
Fujisada, H., Sakuma, F., Ono, A. and Kudoh, M., Design and Preflight Performanceof ASTER Instrument Protoflight Model, 





 


  









 , 36, 1152-1160.
福 井 敬 一（１９９５）：阿 蘇 火 山 か ら 非 噴 火 時 に 放 出 さ れ る H2O と エ ネ ル ギ ー，火 山 第２集，４０，２３３-２４８．
Justice, C. O., Vermote, E., Townshend, J. R. G., Defries, R., Roy, D. P., Hall,
D. K., Salomonson, V. V., Privette, J. L., Riggs, G., Strahler, A., Lucht, W.,
Myneni, R. B., Knyazikhin, Y., Running, S. W., Nemani, R. R., Wan, Z., Huete,
A. R., van Leeuwen, W., Wolfe, R. E., Giglio, L., Muller, J.-P., Lewis, P.
and Barnsley, M. J. (1998): The Moderate Resolution Imaging Spectroradiometer(MODIS): Land Remote Sensing for Global Change Research, 






 














   








, 36, 1228-1249.

ASTER・MODIS による三宅島の SO2 観測

５７

大喜多敏一（１９７１）： Barringer 相関スペクトロメータによる川崎工業地帯からの SO2，NO2の地域発生量および三原山からの SO2 の発生量の測定，公衆衛生院研究報告，２０，４７−５３．

Realmuto, V. J., Abrams, M. J., Buongiorno, M. F. and Pieri, D. C. (1994): The
use of multispectral thermal infrared image data to estimate the sulfur dioxide
flux from volcanoes: A case study from Mount Etna, Sicily, July 29, 1986,







 
, 99, 481-488.
Realmuto, V. J., Sutton, A. J. and Elias, T. (1997): Multispectral thermal infrared
mapping of sulfur dioxide plumes: A case study from the East Rift Zone ofKilauea Volcano, Hawaii, 






 
, 102, 15,057-15,072.
Realmuto, V. J. (2000): The Potential Use of Earth Observing System Data to
Monitor the Passive Emission of Sulfur Dioxide from Volcanoes, 






 






  , 101-115, American Geophys Union.
高崎健二・杉村俊郎・田中總太郎（１９９４）：JERS-1/OPS データによる移動物体の速度計測，日本リモートセンシング学会誌，１４，２１３−２１９．
浦井 稔・福井敬一・山口 靖・David C. Pieri (1999): ASTER による火山観測の可能性とグローバル火山観測計画，火山第２集，４４，pp.１３１−１４１，１９９９．

Urai, M. (2003): Sulfur dioxide (SO2) flux estimation from volcanoes using Advanced
Spaceborne Thermal Emission and Reflection Radiometer (ASTER) - A casestudy of Miyakejima volcano, Japan -, 







 


, submitted.
Yamaguchi, Y., Kahle, A. B., Tsu, H., Kawakami, T. and Pniel, M. (1998): Overview
of Advanced Spaceborne Thermal Emission and Reflection Radiometer (ASTER),







 


  













 , 36, 1062-1071.




 








 








 



Minoru URAI
Geological Survey of Japan,
National Institute of Advanced Industrial Science and Technology
E-mail: urai-minoru@aist.go.jp







The author estimates the two-dimensional spatial distribution of volcanic SO2
using space borne multispectral scanners operated in the thermal infrared region
such as ASTER and MODIS. The author proposes a method to estimate wind velocity
and plume height using an along-track stereoscopic pair image. Volcanic SO2 flux
can be estimated from the spatial distribution of SO2 and wind velocity. Since
ASTER has both the Thermal Infrared Radiometer (TIR) and the nadir-backward
stereoscopic viewing function, we can estimate the volcanic SO2 flux by the ASTER
data alone. These methods are applied to the Miyakejima volcano, Japan. The SO2flux derived from ASTER is around 5 x104 ton/day, which is larger than that derived
from COSPEC.

南太平洋海域調査研究報告
５８
No．
３７，
５８−６５，
直江寛明・岡田菊夫
２００３
列島火山の噴煙活動を探る
直江
寛

気象研究所

明＊・岡

田

菊

夫

環境・応用気象部








  
 












 
   








   











  Hiroaki NAOE* and Kikuo OKADA
Atmospheric Environment and Applied Meteorological Research Department,
Meteorological Research Institute*E-mail: hnaoe@mri-jma.go.jp

自由対流圏内に位置する富士山頂で，２０００年９月に大気化学の集中観測を行った。そこで静電式エアロゾル採集器で個々のエアロゾル粒子を採集し，それを電子顕微鏡で観察して粒径分布や組成を調べた。その結果，期間の前半には硫酸を含んだ粒子が数多くみられ，半径００. ６μm でピークをもつ粒径分布が得られた。このとき南の海上から湿った空気が関東平野の方へ流れ込み，また富士山に到達した流跡線は三宅島の上空を通過していた。三宅島は２０００年８月から大量の二酸化硫黄を放出しており，富士山頂に到達した硫酸を含む粒子には三宅島火山の影響が考えられる。自由対流圏内に放出された火山ガス（二酸化硫黄）は，昼間光化学反応によって気体−粒子変換で粒子化し，半径１μm 以下の粒子濃度を増加させる。これらのエアロゾル粒子は光学特性を変化させ雲核の濃度に影響を与えるため，大気放射や雲形成について重要な役割を果たす。
一方，観測の後半では硫酸を含んだ粒子はほとんどみられなかった。このとき，日本
付近は大陸からの移動性高気圧に覆われ，また流跡線は西の方から富士山頂に到達していることから，上空の清浄な空気塊が富士山頂に到達したと考えられる。したがって，
この期間得られたエアロゾル粒子は自由対流圏のバックグラウンド大気を代表するものと考えられる。

エアロゾル粒子は光散乱・吸収過程により，大気の放射収支に直接影響を及ぼすとともに（直接効果），雲の構造やその放射特性を変えることを介して大気の放射収支に影響を与える（間接効果）（Charlson 
.，１９９２）．
自然起源のエアロゾルには，海塩粒子，土壌起源の粒子，火山噴出物やガスが粒子化したもの，有機物などがある．人為起源エアロゾル粒子には，化石燃料の燃焼の結果として排出される SO2 から生成された硫酸・硫酸塩，バイオマス燃焼や燃料の燃焼の結果生成された有機物や煤などがある．これらのエアロゾル粒子は大気中での光学的厚さ（エアロゾル粒子による放射強制力への直接効果の尺度）を変化させる．光学特性は化
学組成や粒径分布に強く依存するが，大気中での化学反応の影響を受けるため，単純に富士山頂で観測された三宅島火山ガス噴煙中のエアロゾル粒子

５９

エアロゾル発生強度と結びつけることはできない．硫酸粒子が主として光散乱を起こすのとは対照的に，煤粒子は光を吸収する．
火山噴火は高濃度のガスや粒子状の物質を大量に大気中に放出する．SO2 は火山ガスに大量に含まれており，気体―粒子変換によって硫酸粒子へと変質し粒子化する．火山性エアロゾル粒子の組成や粒径分布を調べることは，大気放射の影響や雲への影響を評価するのに重要となる．これまで火山性エアロゾルの研究は，成層圏へ放出するような大規模な噴火の研究（例えば，Mossop, １９６４; Woods and Chuan, １９８３）や，対流圏で火山噴煙を直接採集した研究（例えば，Stith .，１９７８；Rose .，１９８２）にみられる．また１μm よりも小さい（サブミクロン）エアロゾルについて，火山性粒子の粒径分布を調べた研究はいくつかみられる（Radke, １９８２；Hobbs .，１９８２，１９９１）．しかし，火山性エアロゾルについての知見は未だに不十分である．
三宅島は２０００年７月８日より，山頂の雄山（８１４ｍ）から活発な火山活動を続け，８
月１８日には噴煙の高さが１２km にも達するような大規模な噴火がみられた．また世界的にみてもまれに見る大量の SO2 が放出されており，１日あたり数万トンにも達すると見積もられている．これまで火山噴火による SO2 放出量は７６. TgS/y，つまり１日４万トンと推定されてきたので（資源環境技術総合研究所，１
９９６），これまでの全地球上の火山
ガス排出量に匹敵する規模の SO2 がたった一つの火山から放出されていることになる．
２０００年８月，９月には，南風に乗って高濃度の SO2 が本州で数多く観測された（鹿角ら２００２）．また火山噴煙の移流拡散を衛星画像（NOAA AVHRR など）と地上天気図とあわせて解析例がある（Kinoshita and Togoshi, ２００１；小山田ら，２０００；Iino .，２００１）．
自由対流圏中のエアロゾル粒子は，長距離輸送されやすい高度に存在している．富士山の山頂は孤立峰で急峻であることから，ごく近傍からの汚染を避けて長距離輸送された物質や大気中の化学反応をその場で観測できる利点がある．我々は２０００年９月に富士山頂でエアロゾル粒子を採集した．この期間三宅島から大量の火山ガスが放出されていて，その影響が富士山頂まで及んできたと考えられる．これまで大気エアロゾルの研究は，大きさ別に分けたバルクサンプルで多くの研究が行われ，大きさ別に粒子の化学成分を調べてきた．しかし，エアロゾル粒子の混合状態を解明するためには，狭いサイズ
範囲内でも多くの粒子がそれぞれ異なった成分からなっているため，バルクサンプルの分析だけでは不可能である．その点我々が行った電子顕微鏡を使った直接観測は，火山性エアロゾル粒子の成分や粒径分布の情報を得ることができる．今回は火山ガス起源と思われる硫酸エアロゾル粒子に着目しながら，１μm 以下の微小エアロゾル粒子の組成と粒径分布の特徴を示す．


富士山観測は２０００年９月１３〜２１日，富士山測候所で行った．個々のエアロゾル粒子は，
静電式エアロゾル採集器（EAS）（TSI, Model ３１００）を用いて，炭素補強したコロジオ
ン膜の上に粒子を採集し，体積流量５L/min で８時間断続的にサンプリングした．採集
後，コロジオン膜上に白金／パラジウム合金を arctan０５. （２６６. 度）の角度でシャドーイ
ングを施し，個々の粒子を電子顕微鏡（日立，H-６００；H-６０１０）で観察した．また EDX（電子線を粒子に照射することで発生する特性Ｘ線）分析により，粒子の元素組成を調
べた．EAS で得られた試料は画像処理装置を活用し，粒子の大きさ別に個数濃度を測定した．みかけの直径  は二次元断面積 S から求められた円相当径とし，影の長さ は６０

直江寛明・岡田菊夫

手動で測定した．粒子体積  は，採集した粒子の形が球形キャップをしていると仮定して，みかけの直径  と影の長さ より求めた．硫酸塩を含んだ粒子はサテライト構造をしているため，その中心部分とリングの部分の体積を Gras and Ayres（１９７９）の方法でそれぞれ計算し，トータルの体積を求めた．EAS のエアロゾル捕集効率は Yamada（１９８３）に基づき，エアロゾルの個数濃度の評価に用いた．富士山頂の気象データは富士山測候所で得られたものを用いた．

図１．富士山頂での気象データの時系列．２０００年９月１３〜２１日，富士山測候所（３７７６ｍ）．
上から気温，相対湿度，風速，風向．

富士山頂で観測された三宅島火山ガス噴煙中のエアロゾル粒子

６１
富士山頂での気象データを図１に示す．９月９日から１６日にかけて停滞前線が日本付
近にあり，また台風１４号が南海上にあって九州の西を通って日本海に進んできた．図をみるとこの期間，湿度が高く南から東よりの風が吹いていた．１６−１７日は湿度が９０％を越えていて，雲に覆われていた．９月１８−２２日になると大陸からの移動性高気圧に覆われて晴天になり，その空気は乾燥していた．

図２．富士山頂で得られた粒径分布．

(a) Sample 4:
９月１５日０８：００〜１６：００，(b) Sample 5:
９月１５日２０：００〜１６日０６：００，(c) Sample 7:
９月１９日０８：００〜１６：００．
半 径 範 囲０.０２か ら０.２μm は，EAS
でエアロゾル粒子を採集してそれを電子顕微鏡で観察し，それぞれの粒
子の大きさを計測して得られた．半径範囲０.１５から０.２５μm は，OPC で測定して得られた．

図２にエアロゾルの粒径分布を示す．９月１５日昼間のサンプルは，半径００. ６μm にモードがあり，これは１５−１６日夜間のサンプルと同じモードであるが個数濃度が１桁小
さい．こ の よ う な 半 径００. ６μm 付 近 に モ ー ド を も つ 個 数 濃 度 は こ れ ま で Stith 
.
（１９７８）や Hobbs .（１９９１）などに報告されている．Hobbs . はアラスカ州リダウト火山の噴煙を航空機で測定し，その中で００. ５μm と０４
. μm にモードがあることを示した．一方，９月１９日昼間のサンプルは，それらと違った分布をしており，図に示した

６２

直江寛明・岡田菊夫

図３．電顕写真と粒子 A と膜 B 点での X 線スペクトル．サンプルは，EAS を用いて９月
１５日０８：００〜１６：００に得られたもの．Pt* のピークは，Pt/Pd 合金をシャドーイングに施したため．Cu* のピークは，電顕グリッドに銅を使用していることによる．

半径範囲ではピークがなく，半径とともに減少していた．観測後半に得られた粒径分布は，バックグランド大気と考えられる自由対流圏で，航空機を用いて観測された分布（Zaizen 
.，１９９６）とよく似ていた．
図３に９月１５日静電式エアロゾル採集器で採集したエアロゾル粒子の電子顕微鏡写真を示す．矢印で示してある粒子Ａは，中心部分のまわりに粒粒のリングがあり，サテラ
イト構造を示している．このような形態は硫酸を含んでいる場合にみられ，硫酸を含んだ粒子と決定することができる．粒子の成分を調べるためにEDX分析を行った．A粒子のスペクトルは S にピークがある．フィルム上の任意の点 B でのスペクトルは，Cu*，
Pt*，Si* にピークがある．これらは，銅メッシュやコロジオン膜を使用していること，
Pt/Pd 合金でシャドーイングを施していることによる．従って，これらのスペクトルから粒子は硫黄 S を含んでいることがわかる．
硫酸を含んだ粒子個数の全粒子数に対する相対割合を図４に示す．これをみると観測
前半，硫酸を含んだ粒子が多数を占めた．特に９月１５日昼間のサンプルでは，ほとんどがサテライト構造をした粒子であった．一方，観測後半のサンプルでは，その割合が低かった．富士山頂で硫酸粒子を捕捉した例は Ono（１９７８）にみられ，彼は沈降空気中にそれらの粒子を見出した．しかし硫酸を含んだ粒子が大半を占めるようなサンプルは，
火山ガスプリューム内での特徴と考えることができる．
硫酸を含んだ粒子は，気体−粒子変換（粒子化現象）の過程で生成できる．新粒子は，均質過程，例えば２成分（H2O-H2SO4）の蒸気の凝結によって生成する．その後，生成した新粒子（液体，固体）に周囲の蒸気が凝結（不均質過程）することにより粒子が成富士山頂で観測された三宅島火山ガス噴煙中のエアロゾル粒子

６３

図４．硫酸を含んだ粒子の相対割合．２
０００年９月１３日〜２１日．０.０２〜０.２μm 半径範囲を４つのサイズレンジに分けた．グラフの上側にある数字は計測した硫酸を含んだ粒子数，かっこ内の数字は計測した全粒子数である（各サンプル毎）．

長する．雲がない場合，昼間オキシダント（O3）があると，SO2 が酸化されて反応が速く進む．雲がある場合，液相反応が重要となり SO2 の酸化がさらに促進する．
このように火山ガスが大気中に放出されると，粒子が生成・成長することによって，大気の雲過程や放射特性に影響を与え易い大気エアロゾルの濃度が増加することになる．


富士山頂での観測にあたり，富士山測候所長をはじめ，職員の皆様からいろいろと御協力頂きました．心より感謝いたします．流跡線解析には気象庁の客観解析データを使用しました．

Charlson, R. J., Schwartz, S. E., Hales, J. M., Cess, R. D., Coakley, J. A., Hansen,
J. E., Hofmann, D. J. (1992): Climate forcing by anthropogenic aerosols, 






255, 423-430.
Hobbs, P.V., Tuell, J.P., Hegg, D.A., Radke, L.F., Eltgroth, M.W. (1982): Particles
and gases in the emissions from the 1980-1981 volcanic eruptions of Mt. St.
Helens, 







  






 

87, 11,062-11,086.
Hobbs, P.V., Radke, L.F., Lyons, J.H., Ferek, R.J., Coffman, D.J. (1991): Airborne
measurements of particle and gas emissions from the 1990 volcanic eruptionsof Mount Redoubt, 







  






 

96, 18,735-18,752.
Gras. J.L., Ayers, G.P. (1979): On sizing impacted sulfuric acid aerosol particles,








 

 






18, 634-638.
Iino, N., Kinoshita, K., Koyamada, M., Saitoh, S., Maeno, K., Kanagaki, C. (2001):
Satellite imagery of ash clouds of Miyake-jima Volcano,   


６４

直江寛明・岡田菊夫







  

 













 

 



















  13-18.
鹿角孝男・川村實・薩摩林光・西沢宏・村野健太郎（２００２）：長野県北部で観測された三宅島の火山ガスにより生成した高濃度硫酸エアロゾル，大気環境学会誌，37，７５−８０．

Kinoshita, K. and Togoshi, H. (2000): Rise and flow of volcanic clouds observed
from the ground and from satellites, 







 




3, 71-78.
小山田恵・木下紀正・飯野直子・金柿主税（２０００）：三宅島噴煙と火山ガス移流の衛星データによる検討，日本リモートセンシング第２９回学術講演会論文集，３７−４０．

Mossop, S.C. (1964): Volcanic dust collected at an altitude of 20 km, 



203,
824-827.
Ono, A. (1978): Sulfuric acid particles in subsiding air over Japan, 












 12, 753-757.
Radke, L.F. (1982): Sulphur and sulphate from Mt. Erebus, 299, 710-712.
Rose, W.I., Chuan, R.L., Woods, D.C. (1982): Small particles in plumes of Mount
St. Helens, 







  






 

87, 4956-4962.
資源環境技術総合研究所（１９９６）：硫黄のバジェット及び技術開発に関する調査研究報告書，工業技術院，７３p．

Stith, J.L., Hobbs, P.V., Radke, L.F. (1978): Airborne particle and gas measurementsin the emissions from six volcanoes, 







  






 

83, 40094017.
Woods, D.C., Chuan, R.L. (1983): Size-specific composition of aerosols in the El
Chichon volcanic cloud, 








 
10, 1041-1044.
Yamada, Y. (1983): A new method for the determination of collection efficiency
of an aerosol sampler by electron microscopy, 











17,
369-372.
Zaizen, Y., Ikegami, M., Tsutsumi, Y., Makino, Y., Okada, K., Jensen, J., Gras,
J.L. (1996): Number concentration and size distribution of aerosol particles in
the middle troposphere over the western Pacific Ocean, 












30, 1755-1762.








  
 












 
   







   











  Hiroaki NAOE* and Kikuo OKADA
Atmospheric Environment and Applied Meteorological Research Department,
Meteorological Research Institute*E-mail: hnaoe@mri-jma.go.jp







In September 2000, individual aerosol particles were collected with an electrostatic aerosol sampler at the summit of Mt. Fuji (3776 m above sea level) andthe number-size distribution and composition were examined by electron microscopy.
During the first half of the campaign (September 13-15), high number proportionsof sulfuric-acid containing particles with the mode radius of 0.06µm were observed

富士山頂で観測された三宅島火山ガス噴煙中のエアロゾル粒子

６５in the radius range of 0.02 to 0.2µm when a humid maritime air-mass came fromthe south. Sulfate and sulfur dioxide also showed high concentrations in this period.
These results suggested that the volcanic plumes of Miyake-jima were transported
up to the summit of Mt. Fuji. On the other hand, during the latter half (September
18-20), low proportions of sulfuric-acid containing particles in total particles were
measured when the dry continental air-mass came from the west. It is suggested
that in the free troposphere volcanic SO2 plays an important role in the enhancementof aerosols in the accumulation mode.

南太平洋海域調査研究報告
６６
No．
３７，
６６−７
飯野直子・小山田
５，２００３
列島火山の噴煙活動を探る



飯

恵・他

野

直

子＊１・小 山 田恵２・木

鹿児島大学工学部

１
下

紀

正２・金

柿

主

税２

鹿児島大学教育学部

２











  












  










  
Naoko IINO1*, Megumi KOYAMADA2 , Kisei KINOSHITA2
and Chikara KANAGAKI2
1
Department of Mechanical Engineering, Kagoshima University
2
Faculty of Education, Kagoshima University*E-mail: iino@mech.kagoshima-u.ac.jp

三宅島島内の SO2 高濃度事象は強風時に風下の局で観測されることが，これまでの研究でわかった．ここでは，２００１年の９月から１２月について，０５. ppm 以上の SO2 濃度が観測されているにも関わらず八丈島の９２５hPa 風向と三宅島島内の高濃度事象観測局の位置関係が合致しない場合について，大気の状態やフルード数，天気図などを総合的に検討した．また，衛星画像が得られている２００２年１月から７月の SO2 高濃度事象日と低濃度日の数例について，衛星データや高層風，SO2 濃度変化，および大気の状態やフルー
ド数，天気図などを検討した．その結果，比較的風が強くて，高濃度事象が起きている
場合の大気の状態は中立か安定であった．他方，低濃度で推移する日の大気の状態は安定で，火口高度から噴煙高度にかけて顕著な逆転層は見られないことがわかった．


三宅島火山は２０００年７月８日の雄山（８１４ｍ）の山頂噴火以来，活発な火山活動が続いている．同年９月１日に，爆発的噴火や火砕流などの危険を避けるために全島避難が実施された．しかし，同年８月末からの大量の火山ガス放出が，現在でも島民の恒常的な帰島を阻んでいる．２００２年にはいり，地上観測で確認される噴煙の勢いは弱まり，気象衛星 NOAA による噴煙の検出も難しくなってきた．また，COSPEC 観測によると，現
在は SO2 の放出も減少しているものの［１］，２００２年７月でも島内の火山ガス濃度の１時間値は数 ppm に達することがある．
２０００年８月の爆発的噴火以降，われわれは主に鹿児島大学受信の NOAA/AVHRR を用いて噴煙検出を行い，学会発表［２］やホームページ［３］での公開を行ってきた．２
０００年
９月中頃までの火山灰を多く含む噴煙については，１１μm と１２μm 帯の熱赤外差画像で検出が可能で，それ以降の灰をあまり含まない白っぽい噴煙については，可視域と近赤外域の差画像が有効である．また，短波長赤外域や中間赤外域のバンドも合せてカラー
合成画像を作成することによって，噴煙と雲との識別が非常に良く出来る．MODIS に三宅島噴煙の衛星画像と火山ガス高濃度事象

６７

よる噴煙検出にも取り組みはじめている［４］．
２０００年夏季に本土において 異臭騒ぎ として大きな問題となった火山ガスの長距離移流について，衛星データと高層風データおよび火山ガスデータを用いた解析［５］や山頂付近の風と衛星画像に示される噴煙形態のタイプについての検討［６］も行った．衛星
データでは本土部まで達する噴煙がしばしば確認され，環境省の大気汚染物質広域監視システムによる SO2 観測値［７］などとの照合から，並風によって本土上空まで移流した火山ガスが日中の対流混合によって地表面付近へ引き降ろされて高濃度が発生するメカニズムが示唆された．また，三宅島の南南東１１０km に位置する八丈島の高層風観測デー
タを入力とする鉛直シヤーモデルによって，衛星画像に示される噴煙のさまざまな形態を再現できることがわかった［６］．
三宅島島内の火山ガスに関する問題に関して，従来の火山ガスの危険性に関する解説
が低温型火山ガスへの注意に偏っていることを危惧し，２０００年９月からはインターネッ
トの掲示板や火山ガスのページ［８］，論文［９］などで，三宅島や桜島など活発な活動を行っている火山が放出している高温型火山ガスによる危険性について発言をしてきた．
また，東京都によって２０００年１２月から三宅島島内で連続自動測定が行われている火山ガ
スデータを分析し，SO2 高濃度事象について衛星データや地上観測映像［１０］および気象データを用いて総合的な解析を行い［例えば１１］，以下のことが明らかになった：
島内の高濃度事象は強風時の風下の狭い幅の範囲が非常に危険である 並風〜弱風で噴煙が火口から数百メートル上昇しているようなときには，山麓付近で高濃度事象はあまり起こらない．
２００１年３月にはそれまでに行ってきた桜島や阿蘇などの火山ガスに関する研究と２０００
年の三宅島に関する発表論文について論文集［１２］にまとめた．２
００１年の三宅島島内高濃度事象については，簡単なまとめを学会発表し［１３］，詳細については別稿にまとめた［１４］．２００２年についても同様の研究を継続中であり，２００２年１月から７月までの噴煙の NOAA 画像が得られた日の島内の SO2 濃度および高層風とを比較した結果については［１５］などで発表予定である．
ここでは，島内火山ガス測定局が６局に増強された２００１年の９月から１２月について，
０５. ppm 以上の濃度が観測されているにも関わらず，八丈島の９２５hPa 風向と三宅島島内の高濃度事象観測局の位置関係が合致しない場合の SO2 高濃度事象についてまとめる．
次に，衛星画像が得られている２００２年１月から７月の SO2 高濃度事象日と低濃度日の数例について，大気の状態やフルード数を検討する．


 NOAA  AVHRR

図１に気象衛星 NOAA に搭載された AVHRR センサの波長図を示す．２０００年９月半ば
以降の三宅島噴煙は火山灰の少ない白色噴煙が主であるので，可視（channel 1）と近赤外（channel 2）の差画像で噴煙を検出する．水雲と氷雲の違いに敏感な短波長赤外のChannel 3A を含めて R : G : B= channels 1: 2: 3A のカラー合成画像を作成すると，ほとんどの噴煙と雲を区別できる．朝夕も含めて日中のデータを解析する．




東京環境局による島内での火山ガス連続測定は，２０００年１２月から支庁・空港・阿古で始まり，２００１年９月中旬に逢の浜・アカコッコ館・伊ヶ谷の３局が増設された．さらに，

６８

飯野直子・小山田恵・他

図１．気象衛星 NOAA/AVHRR の波長．

２００２年２月に三池消防・三宅村役場・坪田・薄木の４局が増設された．測定局の位置を
図２に示す．なお，島内での火山ガス測定は気象庁も行なっている．
データは５分値と１時間値がある．５分値に見られる細かい時間変化は１時間値では平均化されるが，比較の対象である高層観測データは６時間毎であるので，ここでは１
時間値を使用する．

図２．三宅島島内の火山ガス観測点．
■：測定局， ＋：雄山火口図３．三宅島の位置と周辺の高層気象観測点．



高層気象データは，三宅島に最も近い高層気象観測点である八丈島のデータを用いた．
高層風の観測点と三宅島の位置関係を図３に示す．高層気象観測は，３，９，１
５，２１h（JST）の６時間毎に行われており，風データは全観測時に得られるが，温度や湿度のデータは９h と２１h にのみ観測されている．
雄山山頂付近の風として，八丈島の指定気圧面９２５hPa の風向・風速を使用した．また，３０００m までの逆転層や大気の安定度について，温度データや式で計算した温位θの鉛直プロファイルを作成した．フルード数（）は式で計算した．ここで，：定圧比熱，：乾燥空気の気体定数，
：重力加速度，：標準気圧，
：気圧，：気温，
：最下層の気温（地表面を除く）である．式で与えられる はブラントバイサラ
振動数，は代表長さ（ここでは雄山の高さ），は火口高度付近の風速である．ただ三宅島噴煙の衛星画像と火山ガス高濃度事象

６９

し，の中の d θ /dz は，最下層の観測点の高度（地表面を除く）と火口高度との間の温位勾配を表わしている．
Rd p  Cp
θ = T  0  ………（１）
 p
Fr =

U
…………（２）
NH

N=

g dθ
………（３）
T0 dz


ここで，




三宅島の地上観測映像は，２０００年８月から２００２年５月まで三宅島の火口付近およびその上空の自動連続撮影を行い，画像の一部がWeb上［１０］で公開されている御蔵島カメラによる画像および公開されていない広角観測画像と，気象庁によって三宅島島内で高感度カメラを用いて撮影されている遠望観測映像のうち，２００１年１１〜１２月を参照した．


 

表１に八丈島の９２５hPa 高層風の流向が，火口を中心とした１６方位で，各火山ガス観
測点の方位から±２（±４５°）より外れているにも関わらず，０５. ppm 以上の SO2 高濃度
事象が記録されているイベントを示す．表にはイベントの日時と測定局，最も近い時刻の高層風の風速（ただし０h や６h については前後の時刻で内挿），NOAA 画像が得られている日については衛星観測時刻と噴煙の流向も示す．また，３時間毎の地上天気図による概況も示す．天気図の欄で，H は高気圧，L は低気圧を示す．
表１．２００１年９月から１２月の例外事例．

７０

飯野直子・小山田恵・他

三宅島付近への低気圧の接近や寒冷前線の通過が見られたり，高気圧の周辺部に位置する場合は，高層気象観測点の八丈島と三宅島が１００km 以上離れていることが原因と考えられる風の空間一様性の問題や，風向変化のタイムラグからだいたい理解できる．
しかし，高気圧が支配的な１１月２３〜２５日や，高層風データや気圧配置から空港局で検出されると予想される１２月１０日に空港局では高濃度が観測されず，阿古で観測されている状況はよくわからない．なお，１１月２３日の２１時の高層観測によると，逆転層はなく，大気の状態は安定で，フルード数は０４. ７である．１２月９日の２
１時は，高度１７３１−１８１９ｍに１２. の逆転層が見られ，１５００ｍあたりまでの大気の状態は中立に近い安定でフルー
ド数は０９. ５，１２月１０日の９時の大気の状態は，１４２３−１４４９ｍに０７. の逆転層があり，
１５００ｍまでの大気の状態はほぼ中立で，フルード数が０５. ５である．
気象庁による遠望観測映像は，高感度カメラによる観測なので，夜間の噴煙の様子も捉えられている．ここでは，１１月２３〜２５日と１
２月１０日の空港付近（以後，空港カメラとよぶ）と小手倉鉄塔（阿古付近：以後，阿古カメラとよぶ）の映像を参照した．１
１月２３
日の２０時ごろの映像では，噴煙が少し上昇しながらも，山麓に もや のように流れ下っている様子が，空港カメラで捉えられている．その後は，阿古カメラの映像から流向が島の北東部へ変化している様子がわかる．１２月１０日の０−１時ごろについては，空港カメラの映像では，噴煙はかなり大きな角度に拡がりつつ，島の西部方向に流れている様子がわかる．阿古カメラでは，０−１時ごろはあまり濃くないものの，２−３時頃
は，はっきりと阿古に向かって流れ下っている様子が捉えられている．同日１３−１４時については，残念ながら阿古カメラの映像は１
２：３０までしか得られていないが，阿古方面に噴煙が流れて来ている様子が捉えられている．空港カメラでは，１３−１４時頃までは阿古方面へ流れているが，１４−１５時には伊ヶ谷方面に流向が変化した様子が捉えられている．以上のことから，高層気象観測や天気図では捉えきれていない，雄山山頂付近の局
地的な風の影響で高濃度事象が起きたと考える．


SO2 

表２に衛星画像が得られた日について SO2 高濃度事象時に最も近い時刻と低濃度日の表２．２００２年１月から７月の SO2 高濃度事象日と低濃度日の大気の状態．

三宅島噴煙の衛星画像と火山ガス高濃度事象

７１

９時と２１時の火口高度から上空３０００ｍまでの逆転層と大気の状態，雄山山頂付近の高度におけるフルード数の結果をまとめた．本文中では，高濃度事象日と低濃度日について，
衛星データや高層風，地上観測画像の結果も述べる．


２００２年１月２８日の３・９・１５・２１h の風向は，２８６・２８６・２８４・２５８゜と安定している．
風速は，２３・２０・１３・１４m/s と強風であった．１
３：２８の NOAA 画像でも線状に細く移流する噴煙が見られた．SO2 高濃度事象は島内東側山麓のみで検出され，とくに空港局で１ppm をこえる高濃度が検出された．また，東大地震研究所火山センターの三宅島噴煙カメラ［１０］では，東北東に吹き降ろす噴煙が見られた．典型的な強風のパターンである．９h の大気の状態は中立で，４１. と比較的大きな逆転層が１７００から２０００ｍ付近に見られる．
２月１６日の３・９・１５・２１h の風向は２８６・１
７・３５８・２２８゜と安定せず，９・４・２・６m/s と弱風であった．SO2 濃度は，９h に風向が大きく変わったとき，南西の阿古局で０３. ７ppm の小さなピークが現れ，夜間に逢の浜や空港局で高濃度事象が現れている．
２１h の大気の状態は安定で，１２００ｍ付近に１６. の逆転層が見られる．フルード数は１２.
で吹き降ろしが起きていたと思われる．
３月１３日には，３・９・１
５・２１h の風速が１０・１２・７・３m/s と夜間になって弱風になっている．SO2 グラフでは午前中に薄木で１ppm を超える高濃度事象が続いていたが，午後には島内の濃度が急激に下がっている．９h の大気の状態は安定で，フルード数が４５. と大きい．
４月１日の３・９・１５・２１h の風向は３・４２・１９６・２４０゜と変化が大きい．これより，
図４a の三宅島の西側の白い部分も噴煙であると考えられ，図４b の６時の薄木局で３ppm を超える高濃度を引き起こしたと考える．９h の大気の状態は中立で，１４００ｍ付近に１の逆転層が見られる．フルード数は２９. で，高濃度事象が起こることはうなずけ
る．一 方，３・９・１５・２
１h の 風 速 は１
４・８・３・９m/s で あ る の で，３m/s と 弱 風 の
１５h 前後は低濃度である．しかし，１０局すべてで３時間にわたる０２. ppm 程度の増減が見られ，風向の変化のために吹き戻しが起きたと思われる．図４９も吹き戻しの結果と理解
される．




図４．２００２年４月１日１３：４１の NOAA 画像と同日の島内 SO2 濃度値変化．

７２

飯野直子・小山田恵・他

５月１９日の３・９・１５・２１h の風向は２６３・２５１・２３３・２１８゜と安定している．風速は６・７・７・７m/s とそれほど強風ではないが，NOAA 画像（図５a）には島の東へ線状移流する噴煙が見られ，図５b に示されるように午前には７ppm を超える高濃度事象がある．９h の大気の状態は安定で，火口高度付近に０９. の逆転層がある．フルード数は
０７. ４で吹き降ろしがあると思われ，逢の浜では２ppm，三池局では４ppm を超える高濃度が観測されている．


図５．２００２年５月１９日１３：１５の NOAA 画像と同日の島内 SO2 濃度値変化．



２００２年５月２８日 の３・９・１５・２１h の 風 向 は２２８・２８５・２９２・２７０゜ で あ り，１
３：１７のNOAA 画像では東南東に噴煙が流れている（図６a）．風速は８・６・７・６m/s とあまり強風ではなく，島内では SO2 が低濃度の状態が続いている．９h の大気の状態は安定（フルード数は０６. ５）なので，高濃度事象が起きないことはうなずける．しかし，２１hの大気の状態は，高濃度事象が見られた５月１９日の９h の状態と類似で，フルード数は
０９. ４で１９日の０７. ４よりも大きいが，図６b からも明らかなように低濃度で推移している．
地上天気図を見ると，１９日は寒冷前線の通過後，翌日にかけて気圧の谷がゆっくりと移
図６．２００２年５月２８日１３：１７の NOAA 画像と同日の島内 SO2 濃度の変化．

三宅島噴煙の衛星画像と火山ガス高濃度事象

７３

動中で，上空に寒気が入り大気の状態が不安定であったと記載されている［１６］．一方，
２８日は高気圧が支配的である．これらの天気概況の違いが高濃度事象の有無を分けたと思われる．すなわち，高気圧に覆われて大気が安定な状況では低濃度で推移し，前線や気圧の谷が通過する際には比較的短期間で風の変化が起こるためと思われる．
６月７日 の３・９・１
５・２１h の 風 向 は３
３・７６・３１３・２０８゜と 変 化 が 大 き く，１３：０８の
NOAA 画像では三宅島付近に滞留する噴煙がみられる．風速は４・２・１・１m/s と極めて弱風であり，島内は１ppm 以下である．本州付近は広く高気圧に覆われている．
９h と２１h の大気の状態は安定で，フルード数はそれぞれ０１. ６と０２. １で小さく，高濃度事象が起こりにくい条件下と理解できる．


これまでの研究で，三宅島島内で１ppm 以上の高濃度事象が起こる場合の条件は，火口高度付近の高層風が，８m/s 以上の強風時の風下にあたる局であることがわかった．
ここでは，島内６箇所での火山ガス測定が開始された２００１年の９月から同年１２月までの，０５. ppm 以上の高濃度が観測されているにも関わらず，上記の条件を満たさない場合について，大気の状態や天気図，気象庁による三宅島島内遠望観測映像を検討した．
いくつかの事例については，天気図との照合から，三宅島付近への低気圧の接近や寒冷前線の通過，高気圧の周辺部にあたるときに約１００km 離れた観測点の風データを適用するためであるとわかった．これらの情報からだけでは理解できない事例が残るが，それらは夜間に出現しているため，衛星データや噴煙映像による検討は困難である．気象庁の高感度遠望観測映像では，それらの時間に噴煙が測定局付近に向かっている様子が確認できる場合があった．今後，MODIS の夜間観測データ利用の検討や，遠望観測映
像や地上風などの詳細な検討，地形の効果なども考慮する必要がある．
また，２００２年１月から７月までの NOAA 衛星データが得られている日の高濃度事象
日と低濃度日の数例について，大気の状態を確認した．高濃度事象とフルード数とは概ね対応することがわかった．一方，風向・風速や大気の状態は類似でも，高濃度と低濃度の日があった．その場合でも，地上天気図に示される天気概況で判断できる可能性が示唆された．
比較的風が強くて，高濃度事象が起きている場合の大気の状態は中立か安定であった．
他方，低濃度で推移する日の大気の状態は安定で，火口高度から噴煙高度にかけて顕著な逆転層は見られないことがわかった．

御蔵島カメラ映像を提供して頂いた東京大学地震研究所の寺田暁彦氏に深く感謝いた
します．三宅島の SO2 データを提供された東京都環境局，NOAA データを提供された鹿児島大学衛星画像受信解析システム運用委員会と三宅島島内の遠望観測カメラ映像をご提供下さいました気象庁に厚く感謝いたします．

７４

飯野直子・小山田恵・他

［１］COSPEC 観測結果：http://staff.aist.go.jp/kazahaya-k/miyakegas/COSPEC.html［２］小山田恵・木下紀正・飯野直子・金柿主税：三宅島噴煙と火山ガス移流の衛星データによる検討，日本リモートセンシング学会第２９回学術講演会論文集，３７−４０（２０００）．
小山田恵・木下紀正・飯野直子・金柿主税：三宅島噴煙と火山ガス移流の衛星データによる検討Ⅱ２
０００年１０〜１２月，日本リモートセンシング学会第３０回学術講演会論文集，５７−６０（２００１）．
小山田恵・木下紀正：衛星画像に見る三宅島島内の火山ガス濃度，日本火山学会２００１年度秋
季大会講演予稿集，１２７（２００１）．
小山田恵・木下紀正・飯野直子：２００１年夏季の NOAA/AVHRR に見る三宅島噴煙，日本
リモートセンシング学会 第３１回学術講演会論文集，１４９−１５０（２００１）．
［３］SiNG Kagoshima: http://arist.edu.kagoshima-u.ac.jp/sing/［４］K. Kinoshita, C. Kanagaki, N. Iino, M. Koyamada, A. Terada and A. Tupper:

Volcanic plumes at Miyakejima observed from satellites and from the ground,






  














 


 










 








in press.
［５］木下紀正・小山田恵・飯野直子・金柿主税：三宅島火山ガスの動態と気象条件，自然災害科学研究西部地区部会報，２５，１４５−１４８（２００１）．

N. Iino, K. Kinoshita, M. Koyamada, S. Saitoh, K. Maeno and C. Kanagaki:
Satellite imagery of ash clouds of the 2000 eruption of Miyake-jima Volcano,






    











  















 











 



 


［６］飯野直子・小山田恵・木下紀正・金柿主税：三宅島噴煙と火山ガスの移流拡散形態，第４８
回風に関するシンポジウム講演要旨集，９−１０（２００２）．

N. Iino, K. Kinoshita, S. Torii and T. Yano: Satellite monitoring of advectionof volcanic clouds, Progress in Transport Phenomena, 






 








 
 

７７９−７８４（２００２）．
［７］大気汚染物質広域監視システム「そらまめ君」： http://w-soramame.nies.go.jp/［８］火山ガスのページ： http://www-sci.edu.kagoshima-u.ac.jp/volc/gas/public/index_p.html［９］木下紀正：火山ガスの正しい理解を −三宅島噴煙活動をめぐって−，科学，７１，１２７７−
１２７９（２００１）．
［１０］三宅島噴煙観測カメラ： http://www.eri.u-tokyo.ac.jp/topics/MIYAKE/kansi/［１１］小山田恵・木下紀正・寺田暁彦・金柿主税・飯野直子：三宅島火山ガスの危険性評価，自然災害科学研究西部地区部会報，２６，２９−３２（２００２）．
［１２］鹿児島大学 噴煙火山ガス研究グループ：噴煙と火山ガスの動態を探る−三宅島２０００年噴
火にあたって−，鹿児島大学，１４３p（２００１）．

K. Kinoshita ed.: 






110 p (2001).





















Kagoshima University［１３］飯野直子・木下紀正・小山田恵・金柿主税・寺田暁彦：三宅島山麓における火山ガス濃度変動と帰島問題，第２１回日本自然災害学会学術講演会概要集，１４５−１４６（２００２）．
［１４］小山田恵・木下紀正・寺田暁彦・飯野直子・金柿主税：三宅島島内の火山ガス高濃度事象と八丈島高層風の特徴，天気，投稿中．
［１５］木下紀正・小山田恵・金柿主税・飯野直子：三宅島噴煙の NOAA 画像と火山ガス高濃度
事象−２００２年１月〜９月−，鹿児島大学教育学部研究紀要（自然科学編），５４，印刷中，（２００３）．
小山田恵・飯野直子・金柿主税・木下紀正：NOAA/AVHRR 画像における三宅島噴煙の経
年変化，日本リモートセンシング学会第３３回学術講演会論文集，６５−６６（２００２）．
［１６］日々の天気図 ２００２年５月：天気，４９，５５４−５５５（２００２）．

三宅島噴煙の衛星画像と火山ガス高濃度事象

７５











  












  










  
Naoko IINO1＊ , Megumi KOYAMADA2 , Kisei KINOSHITA2
and Chikara KANAGAKI2
1
Department of Mechanical Engineering, Kagoshima University
2
Faculty of Education, Kagoshima University*E-mail: iino@mech.kagoshima-u.ac.jp







It has been identified by our previous studies that SO2 high concentration
episodes at Miyakejima are observed at the volcanic gas-measuring stations locatedin the lee of strong winds.
In this report, we discuss cases of the high concentration events, observed during
September - December 2001, the causes of which were not clear in our previous
studies, by analyzing the atmospheric conditions and the remote monitoring videos
taken at Miyakejima. We also report several cases with satellite images during
January - July 2002. For these cases we examined SO2 concentrations, upper wind
data, ground observation images, weather maps, and atmospheric stabilities.
Our results are that when the high concentration events caused by strong winds
were observed, the atmosphere was neutral or stable. On the other hand, whenhigh concentrations were not observed, the atmosphere was stable and there wereno significant temperature inversions at altitudes between the summit and plumeheight.

南太平洋海域調査研究報告
７６
No．
３７，
７６−８
千葉
３，
２００
長・佐々木秀孝・他
３
列島火山の噴煙活動を探る




千

葉

長＊・佐々木
気象庁

秀

孝・清

気象研究所

野

直


子・佐

藤

純

次

環境・応用気象研究部








   






   







Masaru CHIBA*，Hidetaka SASAKI，Naoko SEINO and Junji SATO
Atmospheric Environment and Applied Meteorological Research Department,
Meteorological Research Institute, Meteorological Agency of Japan*E-mail: mchiba@mri-jma.go.jp

数値モデルを用いた三宅島火山ガスの地表面濃度を推定する方法の開発を行った．気象庁の領域スペクトルモデル（RSM）と非静力学モデル（NHM）の多重ネスティング
によって三宅島を１００m 格子で表現できるようにした．噴煙モデルは火口からの噴出速度および濃度を火口中心からの半径の関数として与え，粒子追跡法（ラグランジュモデル）を採用している．サブグリットスケールの渦による拡散は，ガスの鉛直拡散については気象モデルから与えられる拡散係数によって，水平拡散は拡散係数を 200m2/sec とするランダムウォークモデルによって評価した．
実際の観測されたケースについて４例の実験を行い，そこそこの再現性を得ている．
また風向，風速，安定度に関する感度実験を行った結果，風が弱いときには昼夜の地表
面濃度の差が著しいが（夜間に高濃度が発現する），風が強くなるとこの差は小さくな
り，風下側に高濃度領域が広がる事が確かめられた．風向に対する応答は特に北東風の時には大気安定度が大きいこともあって風下側の広範囲の領域にガスが広がる事がわかった．

三宅島の火山噴火が発生し，全島民の避難が行われている．噴火口から放出される
SO2 の放出量は数万トン / 日に達し，このため地表で観測されるガス濃度も環境基準をはるかに超える高いものとなっている．
地表面でのガス濃度を評価し予測を行うことができればこの情報は三宅島の災害復旧作業や島民が帰島した際の安全確保の観点からきわめて有益であると考えられ，われわ
れはこれを数値モデルを用いて行う仕組みの開発を行うとともに，これを用いた評価実
験，感度実験を実施した．


使用した数値モデルは気象庁が現業の天気予報モデルとして採用している領域スペク

数値モデルを用いた三宅島火山ガスの地表濃度推定の試み

７７

トルモデル（RSM）と気象研究所が中心に開発を進めてきた非静力学モデル（NHM）
である．外側境界および初期値は気象庁が行っている客観解析データ（GANAL）を用いている．図１はモデルのネスティングを模式的に示したもので一番外側が GANAL，
次が RSM１０モデル，次が NHM2km モデル，次が NHM４００m モデルで最後に１００m 格子の NHM が三宅島全体を覆うようにカバーしている．島の地形はほぼ三宅島の実地形を模しているが，噴火によって生じた山頂での大規模な陥没地形は急峻ながけを作っており，差分モデルによる表現は著しく困難であるため，火口付近の地形は滑らかなものにスムージングを行っている．
噴煙は小さな粒子として取り扱い一つ一つの粒子を追跡していく粒子追跡法（ラグラ
ンジュモデル）を採用している．一日３万トンの SO2 ガスが噴出すると仮定し，また一個一個の粒子は火口中心からの距離に応じた鉛直速度を持っている．粒子の放出密度も火口中心からの距離の関数として中心部ほど高く（４５. m/sec），周辺では小さい（図２参照）．

図１．ネスティングモデルの計算領域．

７８

千葉

長・佐々木秀孝・他

図２．ガス濃度分布（実線）と粒子の上昇流分布（破線）．


図３は実際に観測された事例について開発したモデルがどの程度の再現性を持っているかを比較したものである．事例によって濃度の予測は良く合うこともあればまずますといった例もあるが，発現する時間についてはどの結果も実況を良く捕らえていると考
えている．

図３．

計算された SO2 濃度と実測との比較（坪田）

○：モデル

●：観測．

左上：２０００年 １２月３〜４日

右上：２０００年 １２月５〜６日

左下：２００１年

右下：２００１年

２月１８〜１９日

４月１５〜１６日

数値モデルを用いた三宅島火山ガスの地表濃度推定の試み

７９

濃度の予測は大気安定度に強く依存している．また風の強い場合，ガス濃度は流れの主軸に直角な方向に強い濃度勾配を持っており，わずかな風向のずれによって再現される濃度に大きな違いが出ることがわかる．このことは寒気吹き出しのときのように比較的風の向きが一定しているような場合にモデルは実況をよく再現する可能性が高いが，低気圧の通過などがある場合には風向きが変わるのでそのタイミングをはずさないように予測しなければいけないことを意味している．同時に天気が晴れになるか曇りになる
かによって地表付近の安定度が変わるのでこの予測精度も十分高いことが求められる．


実況に基づいたモデルの検証実験は，これを開始した当時は三宅島にわずか３点のSO2 観測点があるだけであったので，これ以上同じ実験を行うことは困難であった．そこで，風向，風速，安定度などの関数として SO2 ガスに地表面濃度はどのように変化す
るかについての実験を行うこととした．参照する大気は気象庁で行っている RSM による三宅島に最も近いグリットポイント値（GPV）の統計を取りその平均的な風，温度の鉛直分布を求め，これを風上側での条件とする実験を行った．ここで示す結果は５，６月における統計をもとに作成した大気の鉛直構造を使っている（表１）．出現頻度のもっとも大きい風向は南西，ついで北東となっている．海上での地上風速は南西風で8m/sec，北東風では 6-7m/sec のところの出現頻度が高い．
図４は南西2m/secのケース，夜間は斜面を吹き降ろす風が火山ガスを地表面まで運んでくるので広い範囲で高濃度の領域が分布している．昼過ぎには逆に地面が暖められて斜面を這い上がる風が卓越することから火山ガスは山頂のほうに吹き上げられ，地表面濃度は小さくなっている．図５は4m/secの場合で大まかな特徴は図４と同じであるが風表１．三宅島最近格子点）における海上風の風向風速別出現頻度分布．

８０

千葉

長・佐々木秀孝・他

図４．南西 2m/sec の風

左側：午前３時

右側：午後１時．

図５．南西 4m/sec の風

左側：午前３時

右側：午後１時．

図６．南西 8m/sec の風

左側：午前３時

右側：午後１時．

数値モデルを用いた三宅島火山ガスの地表濃度推定の試み

８１

下側に高濃度領域が広がっている．風速が8m/secとなると夜も昼も火山ガスは風下側に帯状に流れ，遠くまで高濃度領域が広がっている（図６）．三宅島の山の高さが約８００m，
ブラントバイサラ振動数の逆数が約０．
０１であることから，8m/sec の風はフルード数で約１に相当する．
図７は風速4m/secのときの風向依存性を示している．北東風のときの広がりが一番大きくなっているのはこの風向のときの大気安定度が一番大きく，火山ガスが大気下層に閉じ込められていることによっている．

図７．風速 4m/sec，午前３時における地表での SO2 濃度．
左上：南風
右上：南西風
左下：南東風右下：北東風８２

千葉長・佐々木秀孝・他


以上，実測濃度との対応，風向，風速への依存性について行ったモデル実験の結果を紹介した．これらをまとめると① 実測濃度との対応それなりに合う
合わない事例・・・総観場の変化が明瞭な例 気象場の再現性
夜間，安定度が強い場合 火口付近のガス拡散の気象条件依存性② 濃度分布特性
海上風速４ m/s 以下：夜間は島内風下側で高濃度が現れやすい
日中は島の中央山頂付近に向かう風が卓越，沿岸部では濃度低い
一般風速の増加と共に昼夜の濃度分布の違いは小さくなり風下側で SO2 が帯状分布
濃度分布は一般場の安定度及び地上付近の気温（地面温度）の日変化にも依存という特徴が挙げられる．これからの課題としては大気安定度が強くて地表濃度が高くなると予想される北東風の事例の検証，島周辺の地形応答特性の解析を進めていきたい．


Sasaki H, N. Seino, J. Sato and M. Chiba (2002): Development of a Dispersion
Model for Volcanic Gas over Miyake Island, 







80, 12791288.








   






   







Masaru CHIBA，Hidetaka SASAKI，Naoko SEINO and Junji SATO
Atmospheric Environment and Applied Meteorological Research Department,
Meteorological Research Institute, Meteorological Agency of Japan*E-mail: mchiba@mri-jma.go.jp







We developed a method of estimating the ground level density of volcanic
gases from Miyakejima, using a numerical model. We used a 100 meter grid nested
within the territory spectrum model of the meteorological agency (RSM) and a
non-hydrostatic model. The plume model adopts a Lagranian approach, and gives
the spouting speed and density as a function of the radius from the crater center.
The spread by sub-grid scale vortices was estimated vertically with a diffusion
coefficient from the weather model, and horizontally using a random walk approach
which gives a diffusion coefficient of 200m2/sec. We were able to approximately
obtain reproducibility for 4 observed cases. We also performed sensitivity experimentswith stability, and wind direction and speed. When the wind is weak, there is a

数値モデルを用いた三宅島火山ガスの地表濃度推定の試み

８３

considerable difference in surface concentrations between day and night, with highconcentrations at night. When the wind is strong, the diurnal differences are small.
With high atmospheric stabilities, the gas concentrations at the surface are highover a wide area leeward of the volcano, especially in north easterly winds.

南太平洋海域調査研究報告
８４
No．
３７，
８４−８９，
２００３近藤裕昭
列島火山の噴煙活動を探る
近藤
裕（独）産業技術総合研究所

昭環境管理研究部門







   




















Hiroaki KONDO
Institute for Environmental Management Technology,
National Institute of Advanced Industrial Science and Technology
E-mail: kondo-hrk@aist.go.jp

平成９年に起こった３件の火山ガス死亡事故は，それぞれ異なった火山ガスのタイプによる事故であった．ここではそれらのうち阿蘇山と安達太良山について，模型実験と数値実験によって火山ガスの拡散状況を検討した結果を報告する．

平成９年度は３回火山ガスが原因となる死亡事故が起こった．まず７月１２日青森県八甲田山麓において自衛隊員が夜間訓練中に高濃度の CO2 がたまっていた窪地に転落し３名が死亡した．９月１５日には，福島県安達太良山の沼ノ平火口の火口壁で道に迷った登山者が火口へ降りる途中硫化水素ガス吸い込み４名死亡した．さらに１１月２３日熊本県阿蘇山火口西駅付近で観光客が二酸化硫黄ガスによって（一説には塩化水素ガスとも言われているが）２名死亡した．この３地点で起きた火山ガス事故の原因となったガス成分
はそれぞれ異なっている（表１）．
表１．３地点の火山ガス事故における火山ガス成分と推定濃度．

・阿蘇山

： SO2

高温（〜１４０） １〜１０ppm 程度・安達太良山： H2S

低温？

数百 ppm（推定値）

・八甲田山

低温（１０）

２０％程度

： CO2

このように立て続けに起こった火山ガス事故について，旧科学技術庁では平成９年度に火山ガス災害に関する緊急研究を行った．ここでは，この緊急研究で行った阿蘇山と安達太良山について，火山ガスの拡散について模型実験と数値実験を行った結果について述べる［１，２］．



緊急研究を始めた当初，阿蘇山における状況には混乱があった．事故が起きたとき，現場の風速は３m/s 程度で弱風ではなかった．草津白根山などの硫化水素による火山ガ阿蘇・安達太良山における火山ガスの拡散

８５ス事故などの場合では，低温のガスが地形沿って流れあるいは窪地に滞留してそこに人が入り込んで起こったもので，非常に風が弱い場合に起きている［３］．一方で直江らは，阿蘇において弱風時には火口上空に火山ガスが蓄積して高濃度になることを指摘している［４］．火山ガスの比重は前者が重く，後者が高温の影響で軽いにもかかわらず
いずれも弱風時に高濃度になるという結果であり，ガスが重いのか軽いのか，弱風時と強風時のどちらが危険なのか誰も回答できない状況であった．このため，まず旧資環研の風洞を用いた模型実験と，火山ガスの浮力に着目した数値実験を行った．
これらの実験を行うためには，火山ガスの発生源の位置，ガスの温度と量に関する情報が必要である．発生源の位置は，小坂［５］により図１の地点に設定した．

図１．阿蘇山の地形と噴気口の位置（環境庁資料［６］より）．

二酸化硫黄の量は，太田［７］により平穏時の値である４０t/day とした．またガスの温度は環境庁資料より９０とした．風洞模型は１/１０００として高度１
１３０ｍより上の部分を作成した．風洞風速はこの風洞で設定できる最低風速の０２. m/s としたが，これは実風速に換算すると約９m/s になる．また，風洞での噴出ガス量は２５. L/s とした．
風洞実験の結果を図２に示す．ここで左側の図は模型表面ごく近くでの濃度（ただし火口内では高度１２５０ｍに相当する高度での濃度），右側は地上５０ｍに相当する高度での濃度分布（SO2 の濃度に換算してある）である．左図では星形のところに噴気口があるが，火口内におきている逆流のため噴気は一旦風上側の火口壁に運ばれ，そこから上昇してくる．この実験での南側の展望台付近での SO2 濃度は約０５. ppm 程度である．若干濃度が低めなのは，火口内でガスが一旦拡散してから火口外へ出てくるためと考えられる．
高温の火山ガスの浮力の影響を見積もるために，一般化座標の標準 k − εモデルを用いた火口周辺の気流計算と Lagrangean 粒子拡散モデルによる濃度計算を行った．粒子拡散には Luhar and Britter［８］の方法を用いた．火山ガスの浮力を推定する条件としては次のように考えた．まず噴気の浮力フラックス

８６

近藤裕昭

図２．風洞実験の結果．左側が地上付近，右側が地上５０ｍに相当する．等値線（太線）はSO2 への換算濃度で単位は ppm．図は上方が北．矢印で流入風の風向を示す．

Fb = rs2 ws g

∆T
T0


を考える［９］．ここで s は噴気口の出口での排出速度（１０m/s），
s は噴気口の直径T（０５. ｍ），は重力加速度， ∆は噴気と周りの空気の温度差（
９０K），
０はまわりの空
気の温度（２８０K）である（b ＝７９. ）．このような噴気口がここでは２５個あるとすると
b ＝２００となる．次に無次元浮力パラメータ *F* =Fbw u zi2*uを考える．ここで * はDeardorffの速度スケール（１m/s），は平均風速（
１０m/s），
iは対流境界層の高度（４００ｍ）である．以上（）内の値を用いて計算すると * ＝００. ５となる．
浮力を考慮した場合と考慮しなかった場合について，地上での SO2 濃度を見ると図３のようになる．浮力を考慮しない場合，南展望台付近での SO2 濃度は２０ppm を超えるのに対し，浮力を考慮した場合には SO2 濃度は５ppm 程度にとどまる．

 
安達太良山でおきた火山ガス事故について，火山ガスが出た位置，量，温度の詳細についてはよくわかっていない．福島県の事故約１ヶ月後の調査によれば［６］，現場付
近の谷筋の地上１ｍの高度で４００ppm 以上の硫化水素が検出されている．当時沼ノ平の火口底では噴気活動が比較的活発であり，高温の水蒸気とともに火山ガスが出ていたが，事故現場での硫化水素の噴出はこのような活動によるガスの噴出ではないとされている．
このように火山ガスの発生に関する情報が乏しいので，事故が弱風時に起きたことを考えて水槽実験によって火山ガスの拡散を定性的に調べてみた．模型は１/２０００で図４の範囲を作成した．発生源として福島県の調査で火山ガスの噴出が活発であった沼ノ平
火口底の４カ所と事故現場の合計５カ所より染料を放出してその拡散の状況を観察した．

阿蘇・安達太良山における火山ガスの拡散８７

図３．計算による SO2 の地上濃度．左側が浮力を考慮しない場合．右側は考慮した場合．

図４．模型を作成した範囲と染料を放出した位置．Ｆからは放出していない．

この際，模型を冷蔵庫に入れて冷やす（模型温度は７程度），水中に長時間静置した後に実験を行う（水温と模型温度がほぼ同じ），模型をホットカーペットで長時間暖めてから（模型温度は３２程度）実験を行う，の３ケースについて実験を行った．なお，
水温は１７−１９の範囲にあった．また使用した染料は火口底の４地点からは黄色いフル
オレセインナトリウム，事故現場からは青色のブリリアントブルーに１％塩水を加えて少し比重を重くした状態で流出させた．結果を図５に示す．図５の結果より染料の拡散の状況は，模型の温度によって大きく異なることがわかる．図５c の状態は，火口底が暖まっている場合，また日射によって地面全体が暖められている状態に対応するが，このような状況下では沼ノ平全般に火山ガスが漂っており，事前にガスのにおいを感知できたはずでである．

８８

近藤裕昭

図５．a：模型を冷やした場合，すべての染料は地形に沿って流れていく．b：水と模型が等温の場合，一部が沼ノ平に溜まって拡散する．c：模型を暖めた場合，拡散はさらに進み，青色の比重の重い部分も上方にも拡散する．


以上平成９年度科学技術庁科振費緊急研究で行った阿蘇山と安達太良山における火山
ガスの拡散について簡単に報告した．火山ガス災害の予測には火山ガスの発生する場所，
量，温度（密度），成分の情報が必要である．また，大気中に火山ガスが放出されたあとも，急激な温度変化，複雑な地形，水蒸気の相変化に伴う濃度変化等扱いが難しい問題が多く取り残されており，今後の研究の進展が望まれる．

本研究にあたりご協力をいただきました環境庁，福島県，青森県の皆様に感謝します．

［１］水野建樹・近藤裕昭・菱山剛秀・政春尋志・久松文男：火山ガスの局所拡散シミュレー
ションによる火山ガス災害の気象・地形条件に関する研究，平成９年度科学技術振興調整費
火山ガス災害に関する緊急研究成果報告書，８０−９１（１９９９）．
［２］近藤裕昭・水野建樹・劉発華・福田寿：火山ガスの拡散シミュレーション，資源と環境，
８，１２３−１３８（１９９９）．
［３］小坂丈予：火山ガスによる中毒事故，中毒研究，１２３−１３２（１９９２）．
［４］直江寛明・池辺伸一郎・木下紀正・金柿主税・今村和樹：阿蘇草千里における SO2 高濃度

阿蘇・安達太良山における火山ガスの拡散

８９

事象の気象解析，日本気象学会１９９４年秋季大会予稿集（１９９４）．
［５］小坂丈予：私信（１９９９）．
［６］環境庁：平成９年度阿蘇火山ガス濃度測定調査解析報告書（１９９８）．
［７］太田一也・松尾細道・鎌田政明：阿蘇火山における二酸化イオウ放出量の観測（１９７６−
１９８２年），阿蘇火山の集中総合観測（第２回 １９８１）報告，８５−８８（１９８４）．
［８］Luhar, A.H. and R.E.Britter: Random-walk modelling of buoyant-plume dis-persion in the convective boundary layer, 











26A, 12831298 (1992).
［９］Deardorff, J. M., Laboratory experiments on diffusion: The use of convective
mixed-layer scaling,   
., 24, 1143-1151 (1985).
［１０］福島県：安達太良山火山ガス性噴出状況業務報告書（１９９８）．







   








 

Hiroaki KONDO
Institute for Environmental Management Technology,
National Institute of Advanced Industrial Science and Technology
E-mail: kondo-hrk@aist.go.jp







Three volcanic gas disasters occurred in 1997 at Mt. Hakkoda, Mt. Adatara
and Mt. Aso, and 9 people were killed. The volcanic gas of these three disasters
was CO2, H2S, and SO2, respectively. Here numerical simulation and physical modelexperiments were conducted to analyze the volcanic gas diffusion in the vicinityof the crater.

南太平洋海域調査研究報告
９０
No．
３７，
９０−９７，
２００３西沢匡人
列島火山の噴煙活動を探る

西沢

匡人

日本原子力研究所

    

  






    

 







 
 

Masato NISHIZAWA
Japan Atomic Energy Research InstituteE-mail: mnishi@sakura.tokai.jaeri.go.jp

三宅島の噴火に伴う火山ガスの放出により，関東・中部・関西地方において高濃度の二酸化硫黄（SO2）が観測された２００
０年８月下旬から９月を対象に，メソスケール気象
モデルと結合した大気化学物質の輸送モデルを用いて，この火山ガスの動態の数値シ
ミュレーションを行った．その結果，火山ガスの本州への到達において，日本周辺に位置していた低気圧，台風，前線，移動性高気圧が重要な役割を果たした．

東京都の南方約２００に位置する三宅島雄山は，２０００年８月１８日に発生した大規模な噴火以降，現在に至るまで大量の火山ガスや火山灰を放出し続けている．風早らによる
COSPEC を用いた二酸化硫黄（SO2）放出量の観測結果によると，２０００年８月下旬から
２００２年５月中旬までの日平均放出量は約３万トン，総放出量は約１５００万トンにおよぶ［１］．特に２０００年８月下旬からの１年間の総放出量は約１０００万トンである．これは中国における人為起源の SO2 年間排出量（約２０００万トン）の半分，日本における人為起源のSO2 年間排出量（約８０万トン）の１２５. 倍に相当する［２］．
この噴火によって大気中に放出された火山ガス中の SO2 は，その時々の気象条件によって日本上空に高濃度状態をもたらす．実際，大規模な噴火以降，SO2 濃度の環境基
準（１時間値が０１. 以下）を超える観測値，それに伴う強い異臭が各地で報告された．
三宅島噴火の環境への影響は，高濃度の SO2 による異臭だけでなく，SO2 の酸化によって生じる硫酸イオンの沈着量増加や降水のｐＨ低下にもおよんだ．噴火以降，酸性物質の沈着量の観測データが蓄積されるにつれて，降水中の化学組成と三宅島噴火との関連を論ずる研究結果が多く発表されている（たとえば［３］）．
こうした背景の下，本研究では，三宅島噴火からの火山ガスの放出による日本周辺のSO2 濃度と硫酸イオンの沈着量増加を定量的に評価することを目標に，大気化学物質の輸送モデルを用いた数値シミュレーションを行った．特に，大規模な噴火が起こり各地
で異臭が発生した２０００年８月下旬から９月を対象に， 三宅島からの火山ガスの挙動とメソスケール気象モデルと結合した大気化学物質の輸送モデルによる三宅島噴煙の数値シミュレーション ９１

気象条件との関連，および 関東・中部・関西地方の SO2 濃度分布と硫酸イオンの沈着量分布に対する三宅島噴火の影響を調べた．


三宅島からの火山ガスの動態を再現するために，本研究では，メソスケール気象モデ
ルと結合した大気化学物質の輸送モデルを使用した．これは，気象モデル内に大気化学
物質の移流・拡散・化学反応・沈着過程を挿入することによって，気象場（風速，気温，
水蒸気量，拡散係数など）と化学物質の濃度および沈着量を同時に計算するものである．
今回使用したモデルでは，気象場の計算を，ペンシルバニア州立大学と NCAR によって開発されたメソスケール気象モデル MM5 によって行った．このモデルはいわゆるコミュニティーモデルで，入手および利用が自由であり，世界各国で気象予報や気象研究の分野で用いられている．
σ
大気化学物質の輸送モデルは，次式のように座標系で書かれ，MM5のスカラー変数（水蒸気量，雲水量，雨水量）に対する式と同じ形を取る．
σ=p0 − ptop
psurf − ptop=

p0 − ptopp* ∂  Ci*u  ∂  Ci* v   ∂ Ci*σ˙∂ Ci*+ m2 
− Ci ⋅ DIV

+

 +
∂t
∂σ
∂ x  m  ∂ y  m   ∂  ∂ Ci*  ∂  ∂ Ci*    g ∂ Ci* 
∂ 
K
ρ
ρ
+
K
= m2 
+
K

  0
 h

 h

 0 z
 + Ri + Si + Di
∂x  ∂y∂ y    p* 
∂σ 
∂σ 
∂ x 2 ∂  p*u  ∂  p* v   ∂ p*σ˙
DIV = m 2 

 +

+
∂σ
∂ x  m  ∂ y  m  

ただし，
は化学物質の番号，（＝ ）は化学物質濃度， ρ0 は空気の密度，
，，は風速成分，はマップファクター，は重力加速度，，はそれぞれ水平，鉛直方
向の拡散係数，は化学反応項，は放出源項，は沈着項，
は発散項を表す．水平・鉛直移流項は，それぞれ TVD 法［４］，一次の風上差分法を用い，拡散項は２次の
中心差分法を用いて計算した．化学反応過程は，Lurmann .［５］の気相化学反応メ
カニズムを用い，セミインプリシット法［６］によって計算した．乾性沈着過程は，場所を問わず物質毎に一定の乾性沈着速度を，モデルの最下層に適用して除去計算を行った．湿性沈着過程は北田［７］による方法を，降水が起こっている全ての気柱に対して除去計算を行った．そして，Time-splitting 法を用いて上記の各過程を順々に計算して時間積分を行った．


前章で述べたメソスケール気象モデルと結合した大気化学物質の輸送モデルの計算領域は，図１に示すように東北地方南部から関西地方までをカバーしている．計算領域は，
水平方向を８０×８０のセルで分割し，セル幅を１０km とした．また，鉛直方向を地上から
σ
約３００hPa までを座標上で２３層に分割した．計算期間は２０００年８月２０日００GMT から１０
月１日００GMT までの４２日間である．
気象場の計算において，初期・境界条件およびナッジングによる４次元同化用のデー

９２

西沢匡人

図１．シミュレーション計算において設定した領域．黒丸（●）は，SO2 濃度の比較に用いた国設大気環境測定所を示す．

タを，気象庁提供の全球客観解析データ，アメダスデータ，地上気象観測原簿，そして高層気象観測データから，MM5 のプリプロセッサである regridder, little_r, INTERPF によって作成した．また，標高，植生分布，海陸分布データとして USGS データを使用し，海面温度として NCEP Reynolds OISST データを使用した．
大気化学物質の初期条件は，日本周辺のバックグラウンド濃度を設定した．境界条件
も初期条件と同様の濃度を設定し，時間に対し一定とした．地上から排出される化学物
質は，アイオワ州立大学 CGRER で作成されたデータを使用し，NOx，SO2，NMVOC を
考 慮 し た．三 宅 島 噴 火 に よ る 火 山 ガ ス は，放 出 物 質 を SO2，放 出 量 を４００００（ton‐SO2/day）とし，８１０〜１５００ｍの範囲にあるグリッドボックスから一様に放出させた．
本研究では，日本周辺の SO2 濃度と硫酸イオンの沈着量増加を定量的に評価するため，
三宅島噴火による SO2 放出を「有り」と「無し」の２ケースの計算を行った．






図２は，２０００年９月のモデル最下層における SO2 濃度の時間変化を，国設大気環境測定所（以下国設局）で測定された時間変化と比較したものである．比較に用いた測定点
は，千葉県市原市，川崎市，新潟市，名古屋市，京都府八幡市の５点である．
図２によると，三宅島から離れた３点（新潟，名古屋，京都）では，濃度や期間に多少の差はあるものの，測定値に時々現れるピークを再現している．このピークは，図示
しないが SO2 濃度分布を調べた結果，三宅島火山ガスによるものであることがわかった．
比較的三宅島に近い２点（市原，川崎）においてでも，三宅島火山ガスによる濃度のピークは捕らえられている．しかし，両測定点における計算値のピークがほぼ同時期に現れるのに対し，測定値の方では各々異なる時期にピークが現れることがある．この例を図２中にアルファベットで示す．両測定点間の距離が約４０と近接していることを考えると，三宅島からの噴煙は，放出直後はあまり拡散されずに細長いプリュームの状態で輸送されているものと考えられる．このことは人工衛星から撮影された画像からも確認することができる（たとえば［８］）．

メソスケール気象モデルと結合した大気化学物質の輸送モデルによる三宅島噴煙の数値シミュレーション ９３



図２．２０００年９月の国設局における SO2 濃度の測定値と計算値の比較．＋印は測定値，実線は計算値を示す．測定点の位置については図１を参照．アルファベットについては４.１節を参照．

９４



西沢匡人



今回のシミュレーション計算期間中，本州上空に三宅島からの火山ガスの到達により，各地で高濃度の SO2 が断続的に観測された．ここでは，関東・東北地方，東海・北
陸・関西地方，そして 関西以西での火山ガス到達事例を取り上げ，図３のように地上 SO2 濃度分布と地上天気図を比較し，高濃度時の気圧分布について調べた．なお，古野らは，２０００年１０，１１月に続発した東海地方における高濃度の SO2 と気圧配置との関連を調べた．そして，この地方での濃度上昇は，主に日本を覆っていた移動性高気圧が日本の東海上に移し，気圧の谷が近づきつつあるパターンで発生したという結論を得ている［９］．
まず，９月１２日に三宅島火山ガスが関東・東北地方に到達した事例では，北海道の東海上に中心を持つ低気圧と，そこから寒冷前線が南西方向に張り出していた．この気圧配置において，三宅島上空の風は，低気圧の中心に流れ込む形を取り，結果として SO2
高濃度がこの地方に発生したと考えられる．
９月１５日に三宅島火山ガスが東海・北陸・関西地方に到達した事例では，日本の南海上にある熱帯低気圧の東側の南西方向の風が，日本に向かうにつれて東シナ海上に位置する台風１４号に流れ込むように風向を南西から西南西に変え，それが東海・北陸・関西
地方に高濃度をもたらしたと考えられる．
９月２１日に三宅島火山ガスが関西以西に到達した時，三宅島上空では，日本海上に中心を持つ移動性高気圧の南縁を流れる風が，火山ガスを関西以西に輸送したものと考えられる．
このように，シミュレーション計算期間中の三宅島火山ガスは，日本上空にある低気圧，台風，前線，そして移動性高気圧等によって輸送方向を変え，高濃度の SO2 を各地にもたらしたことがわかった．
SO2 


図４に地上 SO2 濃度と硫酸イオン（SO42-）沈着量（乾性，湿性沈着量の合計）に対す
る三宅島火山ガスの寄与率を示す．ここで寄与率は，（火山ガス放出有り−火山ガス放出無し）／火山ガス放出有り×１
００（％） によって算出される．SO2 濃度については９
2月の平均濃度を，SO4 沈着量については９月分の総量を用いて寄与率を求めた．
SO2 濃度に対する三宅島火山ガスの寄与率は，関東平野，濃尾平野，そして地方都市を除く計算領域の大部分で９０％を超えた．特に海上のような人為起源の SO2 の影響が少ない場所では９５％を超える寄与率を示している．ちなみに海上における火山ガス放出有りの時の SO2 平均濃度は約２〜５ppb であったのに対し，無しの時の SO2 平均濃度は約０１. 〜０２. ppb であった．
一方，SO42- 沈着量については，関東・甲信越・東北地方，そして遠州灘沖で５０％を超える三宅島火山ガスの寄与率を示した．特に新潟県，福島県では，寄与率が９０％を超える地域があった．
３章で述べたように，今回のシミュレーション計算期間における三宅島からの SO2 放
出量は４００００（ton  SO2/day）一定とした．風早らによると，８月下旬から９月中旬の火山ガス放出量の測定体制はまだ整備されていなかったため［１］，今回設定した放出量は実際の放出量とはかなり異なる可能性もある．そのため，SO2 放出量の増減に対する濃度および沈着量の感度解析や広範囲にわたる測定値との比較・検証を行い，SO2 放出量測定開始時（８月下旬〜９月中旬）における妥当な放出量を推定した上で寄与率を計

メソスケール気象モデルと結合した大気化学物質の輸送モデルによる三宅島噴煙の数値シミュレーション ９５

算する必要があると考えられる．

図３．三宅島火山ガス本州到達時の地上 SO2 濃度分布および風速ベクトル（左）と，同時刻の地上天気図（右）．上段から９月１２日０９JST，２１日０９JST の順に並んでいる．
濃度分布の等値線は，１，２，５，１０，２０，５０，１００，２００，５００ppb の順に引いて
いる．

９６

西沢匡人

図４．三宅島火山ガスが，地上 SO2 濃度（左図）と SO42- 沈着量（右図）に及ぼす影響．
左図の等値線は８０，８５，９０，９５（％）の順に引いている．右図の濃淡部は５０（％）
から描かれ，等値線は５０，６０，７０，８０，９０（％）の順に引いている．


本研究では，三宅島噴火からの火山ガスの放出による，日本周辺の SO2 濃度と硫酸イオンの沈着量増加を定量的に評価することを目標に，メソスケール気象モデルと結合した大気化学物質の輸送モデルを用いた数値シミュレーションを行った．その結果，以下のことがわかった．モデルによる SO2 濃度は，シミュレーション期間中に発生した国設局における測定値のピークをおおむね再現することができた．しかし，三宅島近傍の測定点では，衛星写真で見られる火山ガスの細長いプリュームを再現できず，ピークの現れ方に違いが見られた．シミュレーション期間における三宅島火山ガスの本州への到達には，日本周辺に位置していた低気圧，台風，前線，移動性高気圧が重要な役割を果たした．そしてこれらの配置により，各地に高濃度の SO2 をもたらした． SO2 濃度と SO42- 沈着量に対する三宅島火山ガスの影響は非常に大きかった（５０〜９０％の寄与率）．
しかし，シミュレーション期間における火山ガス放出量には不確定さが大きいため，今後の調査によってはかなり異なる可能性もある．
以上の結果を踏まえ，今後は，シミュレーション領域の高解像度化または粒子モデルの導入，濃度および沈着量の測定データとの広範囲にわたる検証等を行い，長期間にわたる三宅島火山ガスの環境影響評価を行いたいと考えている．

本論文では，アイオワ州立大学のGregory R.Carmichael教授，Jung-Hun Woo博士，アルゴンヌ国立研究所の David G.Streets 博士から御提供頂いた排出量データを使用した．
この場を借りて感謝いたします．

［１］風早康平・篠原宏志・宇都浩三・森 博一・中堀康弘・飯野英樹・平林順一：COSPECによる SO2 放出量測定，第４３回大気環境学会年会講演要旨集，１２０−１２３（２００２）．
［２］http://www.cgrer.uiowa.edu/EMISSION_DATA/anthro/table/so2_2000_final.htm［３］山川和彦：全国の酸性雨に及ぼす三宅島の影響，第４３回大気環境学会年会講演要旨集，１３２

メソスケール気象モデルと結合した大気化学物質の輸送モデルによる三宅島噴煙の数値シミュレーション ９７−１３５（２００２）．
［４］藤井孝蔵：流体力学のための数値計算法，東大出版会（１９９４）．
［５］Lurmann, F. W., A. C. Lloyd, and R. Atkinson: A chemical mechanism foruse in long-range transport/acid deposition computer modeling, 






 
,
91, 19,905-10,936. (1986).
［６］Preussner, P. R., and K. P. Brand: Application of a semi-implicit Euler method
to mass action kinetics, 




 
, 36, 1633-1641 (1981).
［７］北田敏廣：酸性降水の輸送・反応・沈着モデル，気象研究ノート，182，９５−１１７（１９９４）．
［８］http://www.mech.kagoshima-u.ac.jp/lab/netu/miyake008/miyake-j.htm［９］古野朗子・永井晴康・梅山信昭・茅野政道：三宅島火山ガスのリアルタイム広域拡散予測
，２３−３４（２００２）．
と解析，大気環境学会誌，





 
  



















   


 







 

Masato NISHIZAWA
Japan Atomic Energy Research InstituteE-mail: mnishi@sakura.tokaijaeri.go.jp







A three-dimensional chemical transport model coupled with a mesoscale meteorological model has been used to simulate the behavior of the volcanic gases
from Mt. Oyama on Miyake Island from August to September 2000. The simulationshows that cyclones typhoons, fronts, and traveling anticyclones around Japan haveolayed an important role in advecting the volcanic gases to Honshu.

南太平洋海域調査研究報告
９８
No．
３７，
９８−１
吉田保衡・鵜野伊津志・他
０５，
２００３
列島火山の噴煙活動を探る吉

田

保
１

衡１・鵜

野


伊



津

志２・木

九州大学院総合理工学府

下紀

正３・小 山 田恵３

九州大学応用力学研究所，

２

鹿児島大学教育学部

３






 






















  
 
 









Yasuhiro YOSHIDA1*, Itsushi UNO2 , Kisei KINOSHITA3 andMegumi KOYAMADA3
1Interdisciplinary Graduate School of Engineering Sciences, Kyushu University
2Research Institute for Applied Mechanics, Kyushu University
3Faculty of Education, Kagoshima University*E-mail: yasuhiro@riam.kyushu-u.ac.jp

ラグランジュ粒子モデルを用いて，２００１年３・４月の三宅島、桜島起源の SO2 の輸送
拡散シミュレーションを行った．衛星画像と地上 SO2 観測データからモデルは輸送過程を再現していることが示された．観測値の高濃度は三宅島起源であると考えることができ，気象条件によっては三宅島・桜島起源の SO2 が日本海中部や朝鮮半島に到達していることが説明できた。


わが国は，世界有数の火山活動が活発な国の一つである．日本を代表する活火山である桜島は１９５５年１０月から噴火や爆発を繰り返しており，近年では三宅島で２０００年７月に大規模な噴火が起こり，今でも地元住民が避難生活を強いられている．噴煙に伴って排出される火山性ガスの二酸化硫黄は噴煙と共に鉛直方向にあまり拡散せずに水平方向に移流し大気中で酸化し硫酸エアロゾルとなり酸性雨の一因となっている．これらの二酸
化硫黄は桜島から年間約１００万トン，三宅島から年間約５００〜１０００万トン排出されており，
日本の人為起源総排出量の約１００万トンに比べて火山起源による二酸化硫黄がいかに重要であるかが理解できる．そのためには移流拡散モデルを用いた研究が重要であり，様々な取組みが行われている（鵜野・若松，１９９６；千葉，２００２；古野ほか，２００２）．
本研究では地域気象モデリングシステム RAMS（Regional Atmospheric Modeling
System）を 用 い て 気 象 場 を 計 算 し，物 質 輸 送 モ デ ル HYPACT（HYbrid Particle andConcentration Transport Model）用いて三宅島，桜島起源の二酸化硫黄の輸送拡散シミュ
レーションを行い，その挙動を把握することを目的とする．

火山ガスの３次元流れの追跡：ラグランジュ粒子モデルの応用

９９
RAMSRegional Atmospheric Modeling System
RAMSはコロラド州立大学（Pielke ., 1992）で開発された圧縮性非静力学方程式
系のメソスケール気象モデルである．このモデルはユーザー独自の設定で計算領域，計算領域の基礎方程式系，乱流モデルや微物理過程の選択がオプションとして容易に変更可能である．今回の計算における計算領域は日本全土を囲むように図１とした．またRAMS における設定は表１に示した．
表１．ＲＡＭＳの設定．

計算中心

北緯３６.５°東経１３４°

座標系

ポーラーステレオ座標系

水平方向グリッド

１２０×１２０（１格子＝２０）

水平方向計算領域

２４００×２４００

鉛直層

２３層（０〜２３）

シミュレーション期間 ２００１年３月１日〜５月１日（ACE-Asia 期間）
乱流モデル
境界層データMellor-Yamada レベル２.５クロージャー
ECMWF１×１度６時間間隔の客観解析データ
海水面気温は週平均データ（１×１度）

HYPACTHybrid Particle And Concentration Transport model

HYPACT（Walko .,1995）はハイブリッドモデルであり，ラグランジュ粒子モデ
ル，オイラー拡散モデルの両方に対応している．本研究では Mellor and Yamada の乱流
クロージャー（レベル２５. モデル）の式を用いたランダムウォークモデルであるラグラ
ンジュ粒子モデルを使用した．ラグランジュ粒子モデルの特性はRAMSの気象場格子の大きさに関係なく粒子の挙動を見られることが長所である．
HYPACT における粒子の位置の計算を以下のようにして求めている：
t + ∆ t 後の粒子の位置）＝（時間 t における粒子の位置）＋（∆ t 間での拡散距離）（X ( t + ∆ t ) = X ( t ) + (u + u ′ ) ∆ t(1)

Y (t + ∆ t ) = Y (t ) + ( v + v ′ ) ∆ t

( 2)

(3)
Z (t + ∆ t ) = Z (t ) + ( w + w ′ + w p ) ∆ t

ここで 
，
：東西，南北方向の風速，：鉛直方向の風成分，，：東西，南北方向の乱流風成分， ：鉛直方向の乱流風成分，：外力に起因する垂直速度である．
また（１），（２），（３）のそれぞれの方向の乱流風成分 ，， はマルコフ連鎖
スキームから次のように定義される．
u ′(t ) = R u u ′ (t − ∆ t ) + (1 − R u 2 )1 / 2 ru

( 4)v ′(t ) = R v v ′ (t − ∆ t ) + (1 − R v 2 )1 / 2 rv

(5)

(6)
 w ′(t ) = Rw w ′(t − ∆ t ) + (1 − Rw ) rw
σ u ， σ，σは乱流η
ここで ru = σ uη， rv = σ vη， rw = σwη
でありは正規乱数である（vw
2 1/ 2

１００

吉田保衡・鵜野伊津志・他

t
クロージャーより決まる）．，，：時間 ∆における風速成分のラグランジュ自己相関であり，ラグランジュ相関の時間スケールから ∆t  ∆t
 ∆t 
Ru ( ∆ t ) = exp −Rv ( ∆ t ) = exp −Rw ( ∆ t ) = exp − TLw 
 TLu 
 TLv 
で与えた．ここで ，＝５０００秒，＝５０秒を用いた．
HYPACT における設定は表２に示した．
表２．HYPACT の設定．

計算領域

RAMS と同様

シミュレーション期間

RAMS と同様

１タイムステップ

３０秒

粒子数

１０個／１タイムステップ

粒子排出起源

三宅島，桜島（図１参照）

濃度

各火山の２００１年度における SO2 の年間排出量を考慮した。（三宅島：約８００万トン，桜島：約１００万トン）

排出高度

１５００ｍ



本研究でのシミュレーション結果との比較に用いた観測データはエアロゾル集中観測 ACEAsia に お け る 航 空 機 観 測 C-130 と 観 測 船 RonBrown における観測データを用いた。ACE-Asiaとはエアロゾルが地球の気候システムにおよぼす影響を把握するために行われた大規模な国際共同実験であり，２００１年３月〜５月にかけて東アジアを中心に行われた。また ACE-Asia の観測データ以外に利尻，佐渡，八方尾根，隠岐，辺戸（図１参照）での東アジアモニタリング
ネットワークの SO2 観測結果とも比較した．
衛星データはアメリカ合衆国海洋大気庁（NOAA ; National Oceanic and Atmospheric
Administration）による５つのバンドチャンネルを持つ気象衛星 NOAA/AVHRR の可視・近赤外差画像を用いた（小山田，２００２）．

図１．RAMS における計算領域と排出源と観測地点．




図２は NOAA の可視・近赤外差画像，モデルによってシミュレートされた粒子の水火山ガスの３次元流れの追跡：ラグランジュ粒子モデルの応用

１０１平面分布，天気図である．これらからモデルは気圧配置の影響により拡散された粒子の分布をうまく再現していることがわかる．しかし４月１４日において，衛星画像とモデルの結果を比較すると，モデルはうまくその分布を再現していない．これに対する理由として，Plume rise の効果を無視していることや，粒子の排出高度を一定としたことが原因であると考えられる．
 SO2 

利尻，佐渡，八方尾根，隠岐における観測結果とモデルによってシミュレートした
SO2 濃度の比較を行ったものを図３に示す．それぞれの観測地点においてモデルは SO2
濃度の時間変化をうまく再現している．しかし，観測データと比較して，モデルは各地点で観測された SO2 濃度よりも高濃度となっている．本来，SO2 は輸送される際に，乾性・湿性除去，重力沈降などの沈着効果やその化学反応によって影響を受け，大気中で濃度が減少するが，本モデルはそれらの効果を加味していないため，各地点において高濃度の SO2 がシミュレートされたと考えられる．これらの要因の他にラグランジュ時間
スケール の値により水平拡散の様子が大きく変化する．そのために の設定も今後の課題である．


２００１年の４月１０日付近において高濃度の SO2 が Ron-Brown 船などによって観測された（図４参照）．この期間をシミュレートした結果，低気圧の北側を周り込む東風により，モデルは三宅島から発生した SO2 が西日本に移流され，九州だけでなく桜島起源の SO2と共に朝鮮半島まで到達していた．そのために同期間で Ron-Brown 船や各観測地点で高濃度の SO2 が観測された事を説明している．よって三宅島，桜島起源の SO2 が日本だけでなく広範囲の東アジア域にも影響を与えていることがわかる．


ラグランジュ粒子モデルを用い三宅島，桜島起源の SO2 の輸送拡散シミュレーションを行った．衛星によるプルーム画像からモデルはその特徴を比較的うまく再現しており，
また観測地点における濃度の時系列変化もうまく再現できていた．観測値の高濃度は三宅島起源であると考えることができ，三宅島，桜島起源の SO2 が朝鮮半島に到達していることが説明できた．また南九州では桜島起源の SO2 だけでなく三宅島起源の SO2 までもが到来していることがわかった．今後の課題として Plume rise や沈着効果を加味し，SO2 の化学反応も考慮し，モデルの精度を向上する必要がある．

SO2 の観測データの便宜をはかって下さった酸性雨研究センターの好意に感謝いたし
ます

１０２

吉田保衡・鵜野伊津志・他



図２．(a)２００
１年３月２１日，(b)２００１年４月４日，(c)２００１年４月１３日，(d)２００１年４月１４日，（左段）NOAA の可視・近赤外差画像（小山田，２００２），（中段）HYPACT による全粒子の分布と地上１５００m の風速ベクトル，（右段）天気図．

火山ガスの３次元流れの追跡：ラグランジュ粒子モデルの応用

１０３

図３．a) 利尻，b) 佐渡，c) 八方尾根，d) 隠岐の SO2 観測値とシミュレーション濃度の時間変化の比較．

１０４

吉田保衡・鵜野伊津志・他
濃度の時系列分布

図４．(a)４月９日〜４月１１日における Ron-Brown 船の航海経路と濃度分布，(b)RonBrowns 船の濃度時系列分布，（ c-1 ），（ c-2 ）は４月９日１０時（ UTC ），４月１０
日 4 時（UTC）におけるモデルによる水平面濃度分布（log スケール）であり番号は (b) に対応している。（d-1），（d-2）は４月９日，４月１０日における天気図

火山ガスの３次元流れの追跡：ラグランジュ粒子モデルの応用

１０５


千葉長（２００２）：気象庁における三宅島噴火への取組み，第４３回大気環境学会年会講演要旨集，
１１６−１１９．
古野朗子・永井晴康・梅山信昭・茅野政道（２００２）：三宅島火山性ガスのリアルタイム広域拡散
予報と解析，大気環境学会誌，37，２３−３４．
小山田恵（２００２）：黄砂エアロゾルと三宅島噴煙の気象衛星データによる研究，鹿児島大学大学
院教育学研究科修士論文．

Pielke,R.A., W.R.Cotton, R.L.Walko, C.J. Tremback, W.A. Lyons, L.D. Grasso,M.E.
Nicholls, M.D.Moran, D.A. Wesley, T.J. Lee and J.H. Copeland (1992): A
comprehensive meteorological modeling system -RAMS, 







 







49, 69-91．
鵜野伊津志・若松伸司（１９９６）：桜島からの火山ガスプリュームの輸送・拡散過程の解析，土木学会論文集，552 ／ VII−１，５３−６３．

Walko,R.L, C.J. Tremback and M.J.Bell (1995): HYPACT: The Hybird Particle
AndConcentration Transport Model User's guide, (http://www.atmet.com).






 






















  
 
 








Yasuhiro YOSHIDA1*, Itsushi UNO2 , Kisei KINOSHITA3 andMegumi KOYAMADA3
1Interdisciplinary Graduate School of Engineering Sciences, Kyushu University
2Research Institute for Applied Mechanics, Kyushu University
3Faculty of Education, Kagoshima University*E-mail: yasuhiro@riam.kyushu-u.ac.jp







A Lagrangian particle model was applied to understand the transport phenomenaof volcanic plumes from Miyakejima and Sakurajima. The model was used during
March and April, 2001. Satellite images and surface SO2 observation data wereused to validate the model performance. the model showed that the highest SO2
peak observed were mainly influenced by Miyakejima volcanic plume. It was foundthat the volcanic plumes from Miyakejima and Sakurajima could reach to the Korean
Peninsula and the central part of Japan Sea depending on the synoptic weather
conditions.

南太平洋海域調査研究報告
１０６
No．
３７，
１０６
井口正人・鍵山恒臣・味喜大介
−１１５，
２００３
列島火山の噴煙活動を探る



井

口

正

人１＊・鍵

山

恒


臣２・味

喜

大

介１

京都大学防災研究所火山活動研究センター

１

東京大学地震研究所火山噴火予知研究推進センター

２









 

 












 













 























Masato IGUCHI1＊，Tsuneomi KAGIYAMA2 and Daisuke MIKI2
1Sakurajima Volcano Research Center, Disaster Prevention ResearchInstitute of Kyoto University
2Volcano Research Center, Earthquake Research Institute,
University of Tokyo*E-mail: iguchi@svo.kyoto-u.ac.jp

薩南諸島の薩摩硫黄島，口永良部島，口之島，中之島，諏訪之瀬島火山において空中から火山表面の赤外線熱映像測定を実施した．これらの火山は地表面からの熱エネル
ギーの放出率によって３ランクに分類できる．ランク A：活発な噴火活動を繰り返す諏
訪之瀬島や火山ガスの放出を続ける薩摩硫黄島では，４００以上の高温が観測され，熱エネルギーの放出率は桜島と同程度の数十 MW 以上に達する．ランク B：数年から数十年の噴火が繰り返され，現在休止期にある口永良部島，中之島は２０MW 程度である．ランク C：千年オーダーの休止期にある口之島でも，熱異常域は検出できたが熱エネル
ギーの放出率は０．
１MW と小さい．地表面からの熱エネルギー放出率は，現時点での火山活動を評価する上で，有効な指標といえる．

鹿児島県薩摩半島の南方には，薩摩硫黄島，口永良部島，口之島，中之島，諏訪之瀬
島などの火山島が北北東から南南西方向に分布している．これらの火山は，口之島を除き，２０世紀中に噴火しており，わが国で最も活動的な火山帯を構成している．京都大学
防災研究所では，１９９０年代の初めにこれらの火山における火山性地震の連続観測を開始
し（Iguchi, 1991），火山性地震の発生頻度から見た火山活動の評価を行ってきた（例えば，Iguchi ., 2002）．一方，これらの火山の火山体全体を把握するような熱的調査
はこれまでほとんどなされていないため，２０００年薩摩硫黄島・口永良部島集中総合観測の際に，赤外線熱映像装置を用いてこれら５火山における熱測定を行った．本稿では，その結果に基づき，その活動度の評価を試みる．

薩摩硫黄島，口永良部島，口之島，中之島および諏訪之瀬島において赤外線熱映像装

薩南諸島の火山活動と熱映像観測

１０７

置を使用した上空からの熱測定は２００１年２月２日に実施した．また，諏訪之瀬島については２０００年１２月２４日にも測定を行った．測定時刻および飛行・対地高度を表１に示した．
日本アビオニクス社製 TVS２０００MKII 赤外線熱映像装置（検知波長 3-5.4 μm）を使用し，火山体の地表面をヘリコプターの床面の作業孔から鉛直に撮影した．また，検知波長が8-14 と長いため日射の影響を受けにくい Neo Thermo TVS-600 を使用して斜め測定もあわせて行った．


まず，噴火活動が継続している薩摩硫黄島や諏訪之瀬島，および地震活動が活発な口永良部島について測定結果を詳しく述べる．


薩摩硫黄島火山は薩摩半島の南端から４５の距離にある活火山である．６３００年前に大噴火が発生した鬼界カルデラの縁に位置する（Matsumoto, 1943）．薩摩硫黄島は硫黄岳，稲村岳，矢筈岳などの火山からなる．海底噴火が発生することもあり，１９３４年９月には，
硫黄岳の山頂東１．
５km の海底から噴火が始まり，３ヵ月後には新島が海上に現れた．最近１０００年 間 は，硫 黄 岳 か ら の 火 山 ガ ス 放 出 が 継 続 し て い る と 考 え ら れ て い る（Shinohara 2002）．硫黄岳の山頂火口の直径は約４００m で，火口底の南部に１９９４
年ごろから火孔が形成され始め（地質調査所，１
９９７），２００１年１０月の時点で直径約１００mまで拡大した．この火孔から火山灰混じりのガスを放出している．火口の南東側では
１９９６年に新しい亀裂が生じ，１９９８年ごろまでさかんに火山ガスを放出した．また，硫黄岳の山腹には多数の噴気がある．

図１．硫黄岳山頂火口内における垂直赤外熱映像．右下の高温部は，火山ガスが連続的に放出される火孔に対応する．左上の高温部は，火口内の北西側に位置し，最高温度は５２５であった．この映像は１５０〜９５０のレンジによる測定により得られたものであり，黒〜青〜深緑
色の部分の精度は保証されていない．

１０８

井口正人・鍵山恒臣・味喜大介

山頂火口内の垂直熱映像を図１に示す．硫黄岳の山頂火口内には，高温の熱異常が検出された．火口の南東部に形成された火山ガス放出孔に対応する地表面温度は３５２であったが，多量の火山ガスが放出されているため，温度が見かけ上低く測定されていると思われる．また，火口内の側壁には多数の熱異常が分布し，最大のものは火口内の北西部にあり，最高温度５２５を示した．地上の噴気温度測定では７００以上の高温である
ことが知られている（Shinohara ., 2002）．

図２．薩摩硫黄島硫黄岳における地熱異常域分布と赤外熱映像．黄色は地表面温度１００未満の熱異常域，赤は１００以上の異常域を示す．

山腹における熱分布を図２に示す．山頂に比べれば温度は低いものの山腹にも多数の熱異常が見られる．山頂の西南西山腹の標高４５０m から５２０m の谷には大谷平と呼ばれる噴気地帯がある（領域 C）．最高温度は２２℃ を示した．また，その北西側にも熱異常域が広く分布し（最高温度３２℃），旧硫黄採掘後のモノクサと呼ばれる噴気地帯に対応する（領域 D）．硫黄岳の北山腹の標高４２０m から５００m 付近にも熱異常が見られる（領域F）．熱異常域は線状に幾筋も分布する．最高温度は，２２である．東および南東の山
腹にも熱異常がある．北東の熱異常域（領域 G）は，標高３５０m 付近に位置し，最高温
度は３３である．南東側には２箇所の熱異常が存在し（領域 H），最高温度６３に達した．これら山麓の熱異常は，すべて噴気地帯に対応する．
Sekioka（１９８３）に基づき，垂直撮影による地表面温度分布から熱エネルギーの放出率を見積もって見た．標高により１画素の大きさは異なるので，各フレームでの平均的な対地高度および地表面の傾斜角から画素の大きさを算出した．硫黄岳の南西斜面では，日射の影響が強いが，東および北斜面では日射の影響はほとんど見られないので，フレームごとに温度異常がないと思われる部分の地表面平均温度（
）とその標準偏差（3σ）を求め，温度異常の判定基準となる 
0 ＋ 3σを計算した．
0 ＋ 3σは，２〜８
の範囲にある．
山頂火口内からの熱エネルギー放出率は６１MW と見積もられた．ただし，山頂火口の熱映像は，７０〜３５０℃，あるいは１５０〜９５０のレンジを用いて測定されており，７０℃ 以薩南諸島の火山活動と熱映像観測

１０９

下の温度を示す部分は熱異常域として取り扱っていない．したがって，山頂火口からは，更に多くの熱エネルギーが放出されているものと推定される．山腹では，大谷平（領域C）の熱エネルギーの放出率が１７MW 程度と最も大きく，ついで，山頂火口北東側の荒山から火口東縁にかけての熱異常域でも，一部測定できていない場所があるが，熱エネ
ルギーの放出率は１０MW 以上に達する可能性がある．それ以外の異常域についても熱エネルギーの放出率はそれぞれ数MWに達し，山腹での熱異常域の総面積は，9.0×105m2，
熱エネルギーの放出率は合計すると８８MW となった．硫黄岳全体では熱異常域の面積は9.7 × 105m2，熱エネルギーの放出率は１５０MW となる．


口永良部島火山は，屋久島の西方１４km にある安山岩質の活火山島である．島の中心には新岳，古岳などの中央火口丘を有する．記録に残されている噴火は新岳あるいはその東の割れ目から発生した．最古の噴火は１８
４１年の噴火であり，その後頻繁に水蒸気爆発を繰り返してきた．口永良部島は昭和の初期に活動的であり，特に１９３
３年１２月２４日から翌年１月１１日までの爆発では新岳南東の距離１．
９km にある七釜集落が噴石によって全滅し，死傷者３４名の被害をもたらした．その後，口永良部島火山は１９４５年，１９６６年，
１９８０年にも顕著な爆発が発生した．

図３．新岳火口周辺の温度異常域の分布．実線は火口の縁を示す．

今回の測定では，新岳火口周辺と古岳火口内に熱異常域を検出できた．図３に新岳火口周辺の熱分布を示す．新岳火口では，地熱異常域は，火口縁に沿って分布する．火口底には地熱異常は全く見られなかった．また，火口の外側の南西部には，北西から南東方向に帯状に地熱異常域が分布する．これらの熱異常域は，微弱な噴気地帯に対応する．
これら新岳周辺の熱異常域において測定された最高温度は，３９．
２であった．一方，
１９８０年に水蒸気爆発が発生した東側の割れ目火口では熱異常はほとんど見られず，その一部に噴気が残って，地熱異常域を形成している．

１１０

井口正人・鍵山恒臣・味喜大介

図４．古岳火口内の温度異常域の分布．

図４に古岳火口内の熱分布を示す．スポット的に数点熱異常域が存在することがわかる．最も温度の高い熱異常域では最高温度は３４．
１であった．この熱異常域は火山ガスを放出している噴気に対応し，噴気の温度は，１１３に達している（平林・他，２００２）．
同様にして熱エネルギーの放出率を見積もってみた．温度異常の判定基準となる 0＋ 3σは，日射のある部分で６．
８℃，日射のない部分で２．
８であり，日射のある火口周
辺と影響のない火口底部分に分け，平均的な対地高度を考慮して１画素の大きさを 0.8
× 0.8m として計算した．新岳周辺では温度異常域の面積は 3.8 × 104 となり，熱エネ
ルギーの放出率は１４MW の値が得られた．一方，古岳火口周辺では，温度異常域の面積は 1.6 × 104m2，熱エネルギーの放出率は４．
２MW となり，新岳周辺における熱エネル
ギー放出率の 1/3 程度である．現在は，古岳火口内の噴気活動が相対的に活発で噴気温度も高いが（平林・他，２００２），新岳周辺の熱異常域は広い範囲に分布しているため，放熱量としては多くなった．新岳と古岳の両方をあわせた山頂火口周辺の熱エネルギーの放出率は１８MW 程度と見積もられる．


諏訪之瀬島は屋久島から更に南南西へ９０km の海上に位置する安山岩質の火山である．
１８１３〜１８１４年と１８８４〜１８８５年には，それぞれ島の西部と東部に達する溶岩流を流出する
大規模な噴火が発生した．１９５７年ごろからは，頻繁に御岳山頂の馬蹄形カルデラの中央
火砕丘内の火孔においてストロンボリ式〜ブルカノ式の噴火活動を繰り返してきた．
１９９５年から噴火活動は比較的小康状態を保っていたが，２０００年１２月１９日に従来噴火活動が繰り返された中央火砕丘の外側の２箇所で新火孔が形成され，噴煙が放出されているのが確認された．その後，再び２週間〜１ヶ月程度の間隔で活発な噴火活動が繰り返されるようになった．

薩南諸島の火山活動と熱映像観測

１１１

図５．諏訪之瀬島の馬蹄形カルデラ内の垂直赤外熱映像．

まず，新火孔が確認された直後の１２月２４日に行った測定結果について述べる．カルデ
ラ内の熱分布を図５に示す．観測当日，中央火砕丘内の火孔および２つの新火孔からは火山ガスが放出されていた．１つの新火孔では，火山灰も混じっていた．最も高温部分
は中央火砕丘内の火孔であり，最高温度は４７１に達した．新火孔では１００，２７０の温度が測定された．また，カルデラ内の中央火砕丘北側の広い範囲に最高温度４５程度の熱異常域が存在する．同様にして熱エネルギーの放出率を見積もってみた．１画素の大きさは 0.9m × 0.9m で，
９．
９℃，日射のない部分で
0 ＋ 3σは，日射のある部分で１
１３．
３である．熱エネルギー放出率は中央火砕丘内火口では２０MW，中央火砕丘内を除くカルデラ内では１１MW，あわせて３１MW と見積もられた．中央火砕丘内は，火山ガスにより目視することができず，SO2 ガスによる赤外線の吸収により見かけ上温度が低く測定されている．測定前日の夜間には赤熱噴石の噴出が確認されていることから，実際の温度は９００〜１０００に達すると推定され，中央火砕丘内での熱エネルギーの放出率は４０MW 程度に達する可能性がある．
２００１年２月２日の測定では，中央火砕丘内の火孔では２２６の温度が測定された．また，新たに形成された２つの火孔の温度も４５および３９と，２０００年１２月よりも温度が低下していた．２０００年１２月２４日の測定は１９日から始まった一連の活動中における測定であるが，２月２日は，１月１４日−１８日までの噴火活動期と２月１３日−１４日までの活動の間の一時的な休止期にあたり，そのために温度が低下していたものと推定される．


薩摩硫黄島，口永良部島，口之島，中之島および諏訪之瀬島において赤外線映像装置
によって得られた最高温度と熱異常域の面積および熱エネルギー放出率を表２にまとめて示した．熱エネルギー放出率によって３ランクに分類できる．熱エネルギーの放出率が数十 MW 以上に達するものをランク A とした．これは，常時噴火活動を行っている薩
摩硫黄島および諏訪之瀬島が該当する．薩摩硫黄島は連続的な火山灰混じりの火山ガス

１１２

井口正人・鍵山恒臣・味喜大介

放出を続けており，諏訪之瀬島は頻繁にストロンボリ〜ブルカノ式の噴火を繰り返している．また，この２火山では最高温度も４００以上と高い．同様にブルカノ式噴火が繰り返される桜島でも，南岳山頂火口の地表面温度は８６０に達し，熱エネルギーの放出率は１７０MW（加茂・他，１９８０）と見積もられている．これらの火山では，地表面からの熱放射だけでなく，噴煙・火山ガスの放出が続いているためにそれによる熱エネル
ギーの放出率が圧倒的に大きい．例えば，薩摩硫黄島では数千MWと見積もられている（松島，２００１）．
表１．地表面温度測定．
撮影時刻

飛行高度（m） 対地高度（m）

熱映像装置

TVS２０００MKII，
TVS-６００
TVS２０００MKII，
４５０
TVS-６００

薩 摩 硫 黄 島

１６:４０〜１７:１２

１５５０

８５０

口 永 良 部 島

１５:５０〜１６:２０

１０００

口

之

島

１１:４０〜１１:４５

７００

２７５ TVS-６００

中

之

島

１１:００〜１１:２０

７０
０〜１１００

２００ TVS-６００

諏 訪 之 瀬 島

０９:２０〜０９:４１*
１０:０９〜１０:４９

１３００
１１００

７００ TVS２０００
５００ TVS２０００MKII*２
０００年１２月２４日

表２．薩南諸島５火山における最高温度，熱異常域面積，熱エネルギー放出率．
ランク

火山名

領

薩摩硫黄島

A
諏訪之瀬島

口永良部島

B

C

域

最高温度（℃） 熱異常域面積（１０３） 放熱率（MW）

硫黄岳火口

５２５

７２

＞６１

硫黄岳山腹

１２０

９０２

８８

御岳中央火口

４７１

２６

＞２０

御岳カルデラ内

２７０

２８

１１

新岳火口

３９

３８

１４

古岳火口

３４

１６

４

御岳山頂火口

３３

２２

６

御岳北山腹

７８

４１

１１

１０

１

０．
１

中

之

島

口

之

島 燃岳

ついで２
０MW 程度の熱エネルギー放出率をもつ火山をランク B とした．これに分類される口永良部島，中之島は数年から数十年の間隔で噴火が発生し，現在休止期にある．
地表面の最高温度も数十度が観測されている．群馬県の草津白根山も同様の間隔で水蒸薩南諸島の火山活動と熱映像観測

１１３

気爆発を繰り返す火山であるが，ここでも，火口周辺の熱異常域から４ MW，湯釜火口
湖からは２０MW と熱エネルギーの放出率が見積もられている（鍵山・他，１９９６）．
これ以外で，１MW 以下の熱エネルギー放出率をもつ火山をランク C とした．口之島
では，熱異常域が燃岳の１箇所に確認されたが，熱エネルギーの放出率は０．
１MW 程度で，熱異常も数度にすぎない．この火山では，横岳から噴出した降下軽石中に含まれる木片の年代が約１３，０００年，横岳起源の火砕流堆積物に含まれる木片の年代は８２００年と１０９００年と報告されている（西村・他，１９９３）．さらに，その後に形成された燃岳の溶岩円頂丘が K-Ah（アカホヤ）火山灰を覆っていることから最新の活動は過去１万年以内とされている．千年オーダーの休止期にある火山では，熱エネルギーの放出率は非常に小さくなっている．同様に，９世紀以降，噴火の記録がない開聞岳でも２０００年１２月に山
麓から山頂に噴気が確認されたが，鹿児島地方気象台の現地観測によると山頂付近の亀
裂からの温度は地中温度に近く，熱エネルギー放出率は非常に小さいと思われる．
このように，熱エネルギー放出率は火山噴火の間隔とよい対応関係がある．諏訪之瀬
島で噴火活動再開直後の２
０００年１２月に４７１の高温が観測され，小休止期間の翌年２月
２日には２２６に低下していたことは，その時点での噴火活動のレベルを反映しているものと思われる．薩摩硫黄島では１９９６年に有感地震が発生し（Iguchi ., 2002），それに連動して火口南東に亀裂が生じ，一時的な噴気温度上昇（Shonihara ., 2002）や SO2 放出量の増加（Kazahaya ., 2002）が観測されているが，Urai（２００２）は，LANDSAT TM データを用いて１９９５年には薩摩硫黄島の熱エネルギーの放出率がすでに増加していることを示している．
このように，熱エネルギーの放出率は現時点での火山活動を評価する上で，有効な指標となるが，休止期にある火山での今後の噴火を予測する上では，地震・地盤変動など
火山体内部での歪み状態を評価する観測項目と矛盾する場合もある．口永良部島では，新岳東側の割れ目南端の噴気は，１９９１年１２月には火口から３ km 離れた本村集落でも確認できるほどの高さ（１００程度）に達しており，１９９２年の測定では３４０であったもの
が，２００１年には噴気は現地においてのみ確認でき，温度も１０３まで低下している（平林・他，２００２）．また，１９７４年には新岳の火口底には噴気が確認されているが（西・他，
１９７５），１９９１年以降噴気はなく，今回の測定でも火口底に熱異常は検出されなかった．
熱活動は低下傾向にあり，最近２０−３０年で最も低いレベルにあると判断される．一方で，１９９６年と１
９９９年に火山性地震の発生頻度が増加し（井口，２００２），GPS 観測によって新岳火口周辺では地盤の伸張が観測されているなど地下活動は活発化の傾向にある（井口・他，２００２）．


空中赤外熱映像測定を行うにあたって，鹿児島県所有の防災ヘリコプター「さつま」を使用した．ヘリコプターの利用を快諾していただいた鹿児島県総務部消防防災課および運行していただいた防災航空センターの皆様に御礼申し上げます．

１１４

井口正人・鍵山恒臣・味喜大介


地質調査所（１９９７）：薩摩硫黄島火山の硫黄岳の活動状況，火山噴火予知連絡会会報，67，７９−
８２．
平林順一・野上健治・鈴木隆・水橋正英（２００２）口永良部島の火山ガスと温泉，薩摩硫黄島・口永良部島火山の集中総合観測，１４３−１５２．

Iguchi, M. (1991): Geophysical data collection using an interactive personal computer
system (part 1) -Experimental monitoring at Suwanosejima Volcano-, 



















 
 36, 335-343．
井口正人（２００２）：口永良部島火山における火山活動― １９９２年〜２０００年―，薩摩硫黄島・口永良
部島火山の集中総合観測，７７−８６．

Iguchi, M., Saito, E., Nishi, Y. and Tameguri, T. (2002): Evaluation of recent activity
at Satsuma-Iwojima - Felt earthquake on June 8, 1996 -, 





  

54, 187-195.
井口正人・山本圭吾・味喜大介・高山鐵朗・寺石眞弘・園田保美・鬼澤真也・八木原寛・平野舟一郎（２００２）：口永良部島火山における地盤変動，薩摩硫黄島・口永良部島火山の集中総合
観測，９９−１０８．
鍵山恒臣・平林順一・大場武・井口正人（１９９６）：草津白根火山の赤外映像調査，第３回草津白根火山の集中総合観測報告書，３７−４４．
加茂幸介・西潔・高山鉄朗（１９８０）：赤外線映像による桜島火山の地表温度異常域の調査，第３回桜島火山の集中総合観測，２７−３３．

Kazahaya K., Shinohara H., and Saito G. (2002): Degassing mechanism and magma
system of Satsuma-Iwojima volcano by volatile studies: a summary, 





 






54, 327-335.
Matsumoto, T. (1943): The four giantic caldera volcanoes of Kyushu, 

















 19, 57.
松島喜雄（２００１）：薩摩硫黄島硫黄岳の熱活動について，火山の浅部構造と火山流体，京都大学
防災研究所研究集会１２K −３（代表者鍵山恒臣），１２５−１３８．
西村智博・奥野 充・守屋以智雄（１９９３）：トカラ列島口之島火山の噴火史，日本地理学会予稿集，43，５６−５７．
西潔・石原和弘・高山鉄朗（１９７５）：口永良部島火山における臨時地震観測結果，京都大学
防災研究所年報，18B，５３−５８．

Sekioka, M.(1983): Proposal of a convenient version of the heat balance techniqueestimating heat flux on geothermal and volcanic fields by means of infrared
remote sensing, 




 

 



23, 95-103.
Shinohara, H., Kazahaya, K., Saito, G., Matsushima, M., and Kawabe, Y. (2002):
Degassing activity from Iwodake rhyolitic cone of Satsuma-Iwojima volcano,Japan during 1990-1999: Gas eruptions and formation of a new degassing, 










  54, 175-185.
Urai, M. (2002): Heat discharge estimation using satellite remote sensing data on
the Iwodake volcano in Satsuma-Iwojima, Japan, 





 
54, 211216.

薩南諸島の火山活動と熱映像観測

１１５









 

 












 













 























Masato IGUCHI1＊，Tsuneomi KAGIYAMA2 and Daisuke MIKI2
Sakurajima Volcano Research Center, Disaster Prevention ResearchInstitute of Kyoto University
2Volcano Research Center, Earthquake Research Institute,
University of Tokyo*E-mail: iguchi@svo.kyoto-u.ac.jp

1







Aerial geothermal measurements were conducted at Satsuma-Iwojima, Kuchierabujima,
Kuchinoshima, Nakanoshima and Suwanosejima volcanoes in the Satsunan Islands, Southwest
Japan by using infrared scanners on February 2, 2001. The volcanoes are classified
into 3 categories by heat discharge rate. Rank A: heat discharge rates are morethan several ten MW at Satsuma-Iwojima and Suwanosejima, where eruptive activities
have continued for long term, and maximum temperatures exceed 400  . Rank
B: heat discharge rates are around 20 MW at Kuchierabujima and Nakanoshima,
where phreatic eruptions have repeated in the time interval of several to several
tens of years. Rank C: heat discharge rate of less than 1MW at Kuchinoshima
with long-term quiescence period of thousands years.

南太平洋海域調査研究報告
１１６
No．
３７，
１１６−１
篠原宏志・風早康平・他
２１，
２００３
列島火山の噴煙活動を探る



篠

原

宏

志 *・風

早

松

島

雄・川

喜

産業技術総合研究所

康

平・斉

藤

辺

久

禎

元

治

地質調査総合センター








  










  









Hiroshi SHINOHARA*, Kohei KAZAHAYA, Genji SAITO
Nobuo MATSUSHIMA and Yoshihisa KAWANABE
Geological Survey of Japan,
National Institute of Advanced Industrial Science and Technology*E-mail: shinohara-h@aist.go.jp
薩摩硫黄島硫黄岳は数百年に渡り活発に火山ガスを放出し続けてきた火山であり，硫黄 岳 山 頂 火 口 の 噴 気 地 帯 か ら，９００ 近 い 高 温 の 火 山 ガ ス が 大 量（SO2 放 出 量 ＝
３００~５００ ton/day）に放出され続けている．１
９９０年以降には，硫黄岳山頂火口内に，縦穴の火口が生じ，火山灰を放出しつつ拡大した．放出された火山灰は火口内に堆積していた変質物であり，突出する火山ガスにより吹き上げられたものである．また，火山ガス
放出量や噴気温度などは，火孔の形成拡大と同期した変動を示したが，火山ガス組成は１０年間に渡り一定であった．


薩摩硫黄島火山硫黄岳は，約６３００年前の竹島火砕流を流出後の鬼界カルデラの北西縁に生成した流紋岩質のドームでありその活動は約１２００年前まで続いていたと考えられている（小野他，１９７２；図１）．最近の調査では山頂での噴火活動は約５-６００年前まで継続していたと推定されているが（Kawanabe and Saito，２００２），少なくとも有史の山頂噴火の記録は残されていない．その反面，硫黄岳山頂における硫黄の採掘および火山ガスの存在は平家物語にも記載があり，活発な噴気地帯は古くから存在していたことが推定される．硫黄岳山頂部の調査は１９５０年代後半から始められ，数多くの高温噴気の分布が定量的に記載され．火山ガス組成の調査も行われている（鎌田，１９６３；Kanzaki 



.，
１９７９）．１９９０年以降は山頂部の火山ガスなどの調査が繰り返し行われ，詳細な変化が明らかにされている（Shinohara 
.，１９９３；２
００２）．
鎌田（１９６３）や Kanzaki .，（１９７９）によると，１９５０年代後半から１９７０年代にかけては，噴気地帯の分布の変化は多少はあるものの，薩摩硫黄島における火山ガスの放出
は，山頂火口斜面の噴気地帯から生じており，その最高温度は９００弱であったことが判る．しかし，１９９０年にShinohara 
.（１９９３）は，今までに高温噴気の存在していな
かった山頂火口の底面に新たな高温噴気地帯が生じたこと見つけた．それ以降，硫黄岳

薩摩硫黄島の活動状況

１１７の山頂火口底部に活発に火山ガスを放出する縦穴の火孔が生じ，火山灰を放出しつつ拡大し，現在に至っている．本報告では，この山頂火孔の変遷と火山ガスの放出について報告する．

図１．薩摩硫黄島の位置と地図．

.，２００２を改変）．灰色部
図２．硫黄岳山頂火口内の高温噴気地帯分布の変化（Shinohara 
分は高温噴気地帯の分布を，白丸は噴気温度測定地点を，黒丸は縦穴の火孔の位置を示す．




硫黄岳山頂部は直径４００ｍのすり鉢状の火口になっており，１
９９０年以前には高温噴気
は山頂火口の内壁斜面に主に分布しており，山頂火口の底部には存在していなかった．
しかし，１９９０年に火口底部の縁辺部に高温噴気が見つかり，その後高温部が拡大し，
１９９６年には火口底部の南部の広い範囲が高温変質を受けていた．変質地域の拡大と同時に，火口底部にクレーター状地形が発達し，１９９７年には急峻な斜面を持つ火孔が形成さ１１８

篠原宏志・風早康平・他

れ，火山ガスおよび火山灰の放出を続けるようになった．火口底部に拡がっていた高温変質を受けた地域は，火孔の形成後には限られた高温噴気帯を除き消滅した（図２；
Shinohara 
.，２００２）．火孔はその後も拡大を続け，現在では直径１００ｍ以上の大きな火孔に拡大した．特に２００１年夏以降に火孔の拡大は主に南西方向に急速に進行し，その南西縁は山頂火口縁の道路近傍に達している．


１９９６年以降，集落部でしばしば降灰が観測されるようになった．しかし，集落部での降灰量は少なく降灰量の定量的な観測は行われていない．山頂付近でも降灰の堆積が確認されたのは，ごく限られた例を除き，火孔近傍に限られる．火孔近傍での降灰の堆積が最も活発に生じたのは１９９６−１９９７の間であり，この間に火孔縁で約２ｍが堆積したと推定される．しかし，この間には火山灰放出は直接観測されておらず，頻度は小さく，
主に火孔近傍に堆積したと推定される．１９９８年以降山頂調査時に火山灰の放出が直接観察されるようになった．火山灰放出量および火孔拡大の詳細は不明であるが，２０００年１０
月までの火孔の拡大は比較的ゆっくりであった．しかし，２００１年７月頃に大量の白色火
山灰が放出され，おそらくその結果，火孔は１００ｍ以上の径に急激に拡大したと推定される．
１９９６年降灰の確認当初から，火山灰のＸ線回折および EPMA による分析が行われている．堆積した火山灰は放出された時期により，灰赤色・灰色・白色など様々な色をしているが，見かけの色に関わらず主な構成物は石英，cristobalite，tridymaite であり，少量の kaolinite やガラスを含むことはあるが，輝石，斜長石などは存在しない（図３）．ガラスは一見透明で発泡しているように見受けられるものもあるが，周辺部は水和しており新鮮なガラスではない．組成は硫黄岳の噴石・溶岩のマトリックスガラスの組成に類似している．これらのことから，火山灰は山頂火口内に堆積していた硫黄岳形成時の噴出物が変質を受けたものであり，火山灰放出はこの堆積物を粉砕し放出していることが推定されている．

., ２００２より）．
図３．１９９８年７月３０日の火山灰資料のＸ線回折結果（Shinohara 薩摩硫黄島の活動状況

１１９





.，２００２より）．
表１．薩摩硫黄島硫黄岳高温噴気ガス組成（Shinohara 
CO2

SO2

８１８

９７７９９７

３３１５

６２５６ １５１５ ６０９３ ４１６６

６７ ０．
８ １８

７８８

９０１

８５３

９７６２０７３６７９

８５０４

５８５ ５９６３ ４１３３

６４ １．
０ １７

８４１

８４４

８４０

９７４４９３

３９７２

８６３４ １１３９ ５０２５ ５８５３

９６ １．
２ ２６

８６１

８４９

８６０

９７４４３２３９９５

９５８７

５７６ ６０４７ ４６３６

７６ １．
１ ２０

−４．
７ ８６５

８４２

８４８

９７５０８５３７４７

８６９７

５１９ ７１５６ ４６８１

９３ １．
２ ２０

−３．
９ ８６６

８６０

８８４

９７４６８６３８７０

９６７１

４６７ ６２４０ ４９２４ １０７ １．
５ ２７

８８４

９２３

８６８

９７５９７２

３７１４

９０２３

５６４ ６２７９ ４３１３ １１１ １．
３ ２４

−４．
５ ８５３

９５１

８８２

９７４７９６

４０１８ １０１２４

４２１ ５５５２ ４９９３

−４．
７ ８９４

８５０

８８２

９７２５７４３４３９ １１７４１

２８１ ６５８５ ５２２４ １２１ ２．
２ ３４

９２９

１０４７

８８１

９７４１２９３８０４

９８５３

３４１ ６４１０ ５３２７ １０７ １．
１ ２７

−４．
６ ９１３

９０５

８７７

９７５１３０４１１７

９３１８ １０３５ ５１８５ ５１０１

H 2S

HCl

H2

N2

δ 18O δ 13C AETS AETC
δD （‰）（‰） （‰） （） （）

Temp.
H 2O
（） ( μ mol/mol)

Ar

CO

７２ ０．
７ ２２

９０ ０．
９ １２

−２８ ６．
１−２６ ７．
１−５．
０ ８４９ （６７９）
１９９０年以降２０００年１０月までの，高温噴気ガスの化学組成を表１に示す．火山ガス採取
方法は Giggenbach and Goguel（１９８９）に準拠した方法を用いた．硫黄岳の高温火山ガ
スは，典型的な島弧火山の火山ガス組成を持つが，その中でも CO2 に乏しく HCl に比較的富むと言う特徴を持つ．１９９０年以降の山頂火口内での噴気の分布の変化，噴気温度の変化，火山灰の放出や火孔の形成などの大きな変化にも関わらず，高温火山ガスの組成は基本的に一定である（表１）．高温火山ガスでこれほど一定の組成を約１０年間に渡って示し続けている例はほとんどない．このことは，硫黄岳の高温噴気ガスの供給システ
ムや脱ガス条件が非常に安定していることを示している．
COSPEC により測定されている二酸化硫黄の放出量は，大局的には日放出量約５００ton
で最近３０年間安定していると見なせる（図４）．しかし，新火孔の生成に伴い，１９９０年
半ばにはやや増加し，最近は低下傾向にあるように見える．噴気の最高温度も，１９７０年
代から最高温度８００以上のが測定され，大局的にはほぼ一定の温度を保っているが，
１９９０年前半からやや減少傾向にある．しかし，２００２年１１月の測定でも最高温度８４０が測定されている．


.，２００２を改変）．
図４．噴気最高温度と SO2 放出量の変化（Shinohara １２０

篠原宏志・風早康平・他

現在放出されている火山ガス組成は，昭和硫黄島噴出物中のメルト包有物中の揮発成分組成と類似しており，マグマ溜まりに存在する昭和硫黄島マグマと同様の組成のマグ
マが，火山ガスの供給源と推定されている（Saito 






２００１）．硫黄岳における長期に渡る大量の火山ガス放出には，火道内マグマ対流により大規模なマグマ溜まりから揮発成分に富むマグマを連続的に供給することが必要であり，硫黄岳直下では流紋岩質マグマであるにも関わらずこの火道内マグマ対流が生じていると推定されている．火山ガス
組成が長期に渡り非常に一定であることも（表１），安定な脱ガス過程を維持することが容易である火道内マグマ対流が生じていることと整合的である．
高温火山ガス組成は，一見ほぼ一定ではあるが，わずかな変化も検知される．このわ
ずかな変化は，火山ガス温度の低下に伴う，化学反応の進行により生じていると考えられる．火山ガスはマグマから放出された時点ではその温度で化学平衡にあったと考えられているが，地表に至るまでの温度低下に伴い，化学反応も進行し火山ガス組成が変化していく．そのため，火山ガス組成は火山ガス温度の低下に伴う化学反応の進行の程度も反映していると考えられる．温度低下に伴う化学反応の進行が早い場合には，火山ガ
ス組成はその温度での平衡組成を持つが，進行が遅い場合に平衡組成からずれる．ここで，ある温度を境に，より高温では化学反応の進行が十分早く火山ガスは平衡組成を持つが，より低温では化学反応の進行が事実上停止する（急冷される）という温度を仮想的に考える．このような場合には，観測された火山ガス組成は，その化学反応に関して
この温度（急冷温度）における平衡組成を持つことになる．このように，火山ガス組成がある化学反応に関してある温度で急冷されたと仮定することにより，火山ガス組成か
らその化学反応に関する急冷温度を求めることができ，これを見かけの平衡温度（Apparent Equilibrium Temperature：AET）と呼ぶ．ここでは以下の化学反応について
見かけの平衡温度を求めた（表１）
AETS：SO2 + 3H2 = H2S + 2H2O，
AETC：CO + H2O = CO2 + H2.

（１）
（２）

これらの結果から，火山ガスはほぼ噴気温度において平衡な組成を持っていたことが推定され，これら見かけの平衡温度も，噴気温度同様に次第に低下してきたことが判る．


薩摩硫黄島では，山頂火口内に生じた火孔からの活発な火山ガスおよび火山灰の放出が続き，火孔の拡大が継続している．しかし，火山ガス調査からは，火山ガスの供給源であるマグマ組成や脱ガス機構や条件に特に顕著な変化は認められてはいない．現在放出されている火山灰は，基本的に山頂火口内に堆積していたものであり，新鮮なマグマ
物質の放出は確認されてはいない．しかし，火山ガスが火道内マグマ対流により放出されているならば，マグマは地表近傍まで上昇している可能性は大きい．現在のように連続的に火山ガスが放出している限り，急激に爆発的な噴火が生ずることは考えにくいが，さらなる火孔の拡大・深化により，火山ガス放出のみならずマグマそのものが地表に放出される可能性は考えられる．そのため，今後も火山灰中に新鮮なマグマ物質が含まれるようになるか注意深く観察を行う必要がある．

薩摩硫黄島の活動状況

１２１


Giggenbach, W. F. and R. L. Goguel (1989): Collection and analysis of geothermaland volcanic water and gas discharges, 





  
. CD 2401, 81.
鎌田政明（１９６４）：鹿児島県硫黄島の火山と地熱 , 地熱，３，１−２３．
Kanzaki, T., M. Yoshida, M. Nomura, H. Kakihana, and Y. Ozawa (1979): Boronisotopic composition of fumarolic condensates and sassolites from Satsuma-Iwojima, Japan,   , 43, 1859-1863.
Kazahaya, K., H. Shinohara, and G. Saito (2002): Degassing mechanism and magma
system of Satsuma-Iwojima volcano by volatile studies: a summary, 





 






, 54, 327-335.
Kawanabe, Y. and G. Saito (2002): Volcanic activity of the Satsuma-Iwojima area
during the past 6500 years, 





 
  , 54, 295-301.
小野晃司・曽屋龍典・細野武男（１９７２）：薩摩硫黄島地域の地質，地域地質研究報告，種子島（１６），第２号．

Saito, G., K. Kazahaya, H. Shinohara, J. Stimac, and Y. Kawanabe (2001): Variationof volatile concentration in a magma system of Satsuma-Iwojima volcano deduced from melt inclusion analyses, 









  



., 108, 11-31.
Shinohara, H., W. F. Giggenbach, K. Kazahaya and J. W. Hedenquist (1993):
Geochemistry of volcanic gases and hot springs of Satsuma-Iwojima, Japan:
Following Matsuo, 





., 27, 271-285.
Shinohara, H., K. Kazahaya, G. Saito, N. Matsushima and K. Kawanabe (2002):
Degassing activity from Iwodake rhyolitic cone, Satsuma-Iwojima volcano,Japan: Formation of a new degassing vent, 1990-1999, 




 
  ,
54, 175-185.








  










  









Hiroshi SHINOHARA*, Kohei KAZAHAYA, Genji SAITO
Nobuo MATSUSHIMA and Yoshihisa KAWANABE
Geological Survey of Japan,
National Institute of Advanced Industrial Science and Technology*E-mail: shinohara-h@aist.go.jp






Satsuma-Iwojima has continued active emission of high temperature volcanic
gases for more than several hundreds of years. The highest temperature has been
up to 900  and SO2 emission rate has ranged from 300-500 ton/d. In recent
years after 1990, a new degassing vent formed at the bottom of the summit crater
floor and the vent enlarged emitting volcanic ashes. The ash was composed ofminerals formed by acid alteration but not fresh magma, and is believed to beblown off by the active volcanic gas flow. The highest temperature of fumaroles
and volcanic gas emission rate also showed contemporaneous changes with thevent formation, but the volcanic gas composition remained constant for these 10 years.

南太平洋海域調査研究報告
１２２
No．
３７，
１２２−
木下紀正・冨山美智隆・他
１２９，
２００３
列島火山の噴煙活動を探る



木

下

紀

正１＊・冨

山

鹿児島大学教育学部

１

美智隆１・町

田

晶

一２・高

原

弘

幸３

日鉄鉱コンサルタント株式会社地質部，

２

金属鉱業事業団調査事業部

３













 


 










Kisei KINOSHITA1*，Michitaka TOMIYAMA1，Shoichi MACHIDA2 andHiroyuki TAKAHARA3
1Faculity of Education, Kagoshima University
2Nittetsu Mining Consultants Co., Ltd., 3Metal Mining Agency of Japan*E-mail:kisei@edu.kagoshima-u.ac.jp
薩摩硫黄島の硫黄岳のデジタルカメラとビデオカメラによる噴煙映像観測を１９９８年夏以来行っている．ここでは２００１年１月から２００２年７月までの観測結果をまとめた．この期間爆発噴煙は見られなかったが，活発に火山ガスを放出し，ときに火山灰も噴出していた．観測では定常噴煙や断続噴煙，吹き降ろし，滞留などが確認できた．


航空写真や衛星画像によるリモートセンシングを利用した火山観測は，観測対象が大気中および火山表面に制限されるが，広域的・周期的・定量的な観測を実施することが容易であるため，火山観測に大きな役割を果たすと期待されている［１］．リモートセン
シングによる火山観測では，地形・地質判読，温度測定，火山噴出物の化学組成測定，
火山ガスや火山灰の化学組成や噴出量の測定，地形変化の検出などが可能である［２，３］．
このような，火山観測へのリモートセンシングの有効性をさらに向上させることを目
指 し，Terra 衛 星（１９９９．
１２〜）に 搭 載 さ れ た ASTER（Advanced Spaceborne Thermal
Emission and Reflection Radiometer）は，開発段階から火山を観測対象の一つとして設計されており，ASTER センサは各種の火山観測に有効であると考えられている［４］．
ASTER 運用の目的の一つは，全地球的な火山観測である．浦井ほか［５］は，火山観測に有効な ASTER センサの特徴を説明するとともに，ASTER による火山観測の可能性と全地球的な火山観測計画について言及した．町田ほか［６］は，火山に関する ASTER
データの利用手法に関して，薩摩硫黄島をモデルケースとして検討を行った．その中で，
薩摩硫黄島に見られる火山現象のうち，噴煙形状，高温度分布および変色海域の観測の可能性について報告を行った．
火山の噴煙は鉛直および水平方向の三次元的な広がりを有するが，ASTER 画像では
水平方向への拡散について広域的な情報を得ることができる．また，鉛直方向の形状と硫黄岳噴煙の継続観察と解析

１２３

移流方向の把握には，噴煙自動観測システムの運用による地上の遠望観測が有効である［７］．ASTER の薩摩硫黄島観測と同期時刻のデジタルカメラ画像であれば，ASTER 画像から解析して得られる噴煙高度を検証することが可能である．
本論文では，硫黄岳噴煙を対象とした噴煙自動観測システムによる継続観測について，
２０００年までの結果を簡単にまとめ，２００１年以後の結果を主に報告する．









噴煙活動の長期観測記録を行うために，１９９８年７月２３日に薩摩硫黄島にデジタルカメ
ラとビデオカメラを設置して観測を始めた［８］．これらは，硫黄岳火口から約３０００m 西南西に位置する三島村総合体育館２階の室内に設置し，ガラス窓越しに硫黄岳を望んでいる．島内の自動観測では，常時システムのメンテナンスをすることができないので，機材が支障をきたした場合に互いのバックアップになるためにも，デジタルカメラとビ
デオカメラの２つの機材を用いている．
観 測 開 始 以 来，デ ジ タ ル カ メ ラ は SHARP MD-PS1 を 使 用 し て い る．こ れ は MD
（１４０MB）に画像を記録し，画素構成は６４０*４８０ドットであり，観測では標準画質に設定し，１時間毎のインターバル撮影をしている．高画質にしても，空間分解能は変わらない．オートアルバムに設定しており，MD 一枚で１９５０枚，約８１日間撮影できる．
ビデオカメラは観測開始当初は，SONY CCD-TR55 を使用し，SONY RMT-155 により３分毎０．
２秒のインターバル撮影を行った．しかし，故障したために１９９８年１２月２６日に SONY CCD-V700 に交換して観測を続けた．しかし，これも故障が多く，１９９９年９月２８日にSONY DCR-TRV900に交換し，現在まで観測を続けている．DCR-TRV９００はイ
ンターバル撮影機能が内蔵されており，観測においては LP モードに設定し，１０分毎０．
５秒のインターバル撮影を行っており，ミニ DV カセットで約１００日間撮影している．これには，ワイドコンバータレンズを取り付け，デジタルカメラ MD-PS1 より広い視野で撮影できる．
２０００年からのデジタルカメラとビデオカメラの観測記録状況は，２０００年は１月から１２月まで記録しており，２００１年は５月１０日から７月３日まで欠測している．２００２年は現在のところ１月から８月までの記録があるが，４月２９日から５月１日まで欠測，７月２３日
から８月２日まで欠測となっている．






デジタルカメラで撮影した画像は，JPEG 形式でパソコンに取り込んでいる．画像は，
Pic00nn.jpg のファイル名で取り込まれているので，リネームソフトを利用して観測
日時がわかるようにファイル名を yymddhh.jpg の形式に変換する．ここで，yy，m，dd，hh は年月日時で，m（月）については１６進数で表示している．
ビデオカメラで撮影した映像は，パソコンに mpeg １形式で取り込む．ビデオカメラ
SONY DCR-TRV９００で撮影される映像はデジタルであるが，映像と日付時刻とは別の情報として認識されているので，アナログ出力にして映像と文字情報をスーパーイン
ポーズして取り込む．映像を取り込むためのソフトウェアーは Smart Capture を使用し，画像サイズを１
６０*１１２ピクセルに圧縮する．また，噴煙の動態がよく確認できる日の映像などは Media BarVTR あるいは Giga Pocket を使用して，画像サイズ６４０*４８０ピクセ
ルあるいは１０２４*７６８ピクセルの高画質で取り込んでいる．

１２４

木下紀正・冨山美智隆・他

このようにデジタルカメラとビデオカメラで観測記録した映像をパソコンに取り込み，
ファイル名や画像サイズを処理したのち，MO や CD-R にまとめて保管している．また，
デジタルカメラによる時間毎の画像を主に，インターネット公開している［８］．
（http://www-sci.edu.kagoshima-u.ac.jp/volc/Satuma-Io-Jima/index.htm）


硫黄岳の噴煙を解析する際に，煙流の輪郭を表すコンピュータシミュレーションを利用した．このシミュレーションは MS-DOS 上の N88BASIC で作成したプログラム［９］を Visual Basic に変換したもの［１０］である．平面投影のプログラムによって，噴煙の高 さ や 向 き を よ り 正 確 に 知 る こ と が で き る．図 １  に 示 す よ う に，火 口 底（海 抜
５６６m）・ピーク（海抜７０３m），火口底から北北西１８００m の島の端・１２００m 離れた南南西の点・１３２５m 離れた東端，それぞれの投影面上の位置を計算し，ポイントを直線で結ん
で硫黄岳を描き，稲村岳のピーク（海抜２４０m）を縦の直線で描いている．パラメータを操作し，噴煙の高さ，輪郭，風向，などを変えることができ，実際の画像と照らし合わせて解析することができる．さらに，シミュレーションプログラムに５０メートル毎の南北にわたるバーと，１０００m の高さに東西にわたるバーを加えて，図１のように噴煙の高さを評価しやすくした．

図１．シミュレーションの例．

シミュレーションと画像の合成（01/4/23 11h）．




１９９９−２００１年度にわたって卒業研究として取り組まれ，成果は以下に web 公開されている．ここではその要約を述べる．
http://www-sci.edu.kagoshima-u.ac.jp/st-sci/physics/soturon/main.html
１９９８年８月から１９９９年７月までの噴煙の流向と，鹿児島地方気象台における指定気圧面９００hPa の高層風とを比較した［１１］．指定気圧面９００hPa は海抜約１０００m 付近にあたり，硫黄岳山頂より３００m 高く，硫黄岳噴煙の移流に大きく影響する高度である．月ごとの比較では，１９９８年９月・１０月・１２月，１９９９年２月・３月は噴煙の流向と高層風の風向きとが同じような流向の頻度を示した．
硫黄岳噴煙の観測では，山頂にできる笠雲もしばしば見られた．１９９８年８月からの１
年間では，笠雲は夏の７月から９月にかけて頻繁に発生した．特に８月には３１日間のうち，１７日間も発生が確認できた．また，発生してから消えるまでの時間も長く，長いときで半日以上も出現した例もあった．昼よりも，朝と夕方によく発生していた．秋，冬

硫黄岳噴煙の継続観察と解析

１２５になるにつれ，発生回数は減少し，出現している時間も短くなっていった．
１９９９年８月から２０００年７月までの噴煙の流向頻度と薩摩硫黄島飛行場の風データの比較では［１２］，夏季や冬季の風向はほぼ一致したが，季節の変わり目となる９，１０月，４，５月のデータはあまり一致してなかった．硫黄島飛行場の風データは，飛行場が島北西部の鬼界カルデラ壁上の火砕流堆積物でできた台地上にあり，北・西・南側は海に囲まれているのに対し東側は海抜７０３．
７の硫黄岳が存在することが飛行場の風向デー
タの西風に影響を及ぼしているのではないかと思われる．
１９９９年８月から２０００年７月までの薩摩硫黄島飛行場の９，
１５時の風向データと鹿児島
高層風９，１５時風向データとを比較してみると，１９９９年１１月から２０００年３月までの５ヶ月間に関しては風向の頻度こそ１６方位で１方位分ずれはしたもののその風向頻度の最大
値の移り変わりまで一致しており，その特徴はほぼ同じ結果が得られた．しかし，この期間以外では８月が一部一致するだけで，他の月は風向頻度の一致はあまり見られな
かった．データが一致しない月については，四季により特徴的な気圧配置に変わることに起因する気圧傾度力の影響が考えられる．地表付近では，風は気圧の高いほうから低いほうに吹く．また高気圧は等圧線の間隔が疎なのに対し，低気圧は等圧線の間隔が密な状態になっている．風向比較した薩摩硫黄島飛行場と鹿児島高層風の２つの観測地点
は約８０離れている．もしこの近傍に高気圧と低気圧の２つがそれぞれ停滞したと仮定
すると，等圧線が密な低気圧が停滞した時の方が風速が大きいと共に，異なる風向を示す可能性も大きいと考えられる．また，気圧配置の不安定な時期，低気圧の勢力が強い
時期には風向のデータは一致しないと思われる．
２０００年の硫黄岳噴煙，硫黄島飛行場の地上風，鹿児島高層風，名瀬高層風の流向を比較し，気象条件と照らし合わせて解析したところ，各４点の流向，風向が一致しない現
象は，低気圧や高気圧の中心が近くにある場合，停滞前線が近くにある場合，風がなく，
風速が遅い場合に認められた［１３］．


２００１年から２００２年７月にかけての観測結果を述べる．硫黄岳山頂の火口には，いくつかの噴気孔があり，記録している映像からは異なる４点の噴出孔から出ている噴煙を確認することができた．カメラはほぼ東の方角を向いているので，硫黄岳は南北にわたって写っており，画像からは噴出孔の南北の位置を相対的に見ることができる．噴出孔は，
硫黄岳山頂部のほぼ中央に位置しているもの（V1），山頂南に位置しているもの（V2），山頂南の端に位置しているもの（V3），山頂中央付近で火口の西の斜面に位置したもの（V4）があり，この４点から噴煙があがっていることが映像から確認できた（図２）．
主に，中央部と南の噴出孔から活発に噴煙があがっている．V3 噴出孔からの噴煙は，他の噴出孔から噴出されるものと比べると細い（図 2a）．V4 噴出孔から噴出される噴煙は，雨上がりによく確認することができた（図 2c）．
硫黄岳の噴煙のほとんどは V1 噴出孔と V2 噴出孔の，２つの噴出孔から同時に噴出される場合（図 2a）と，V2 噴出孔だけから噴出される場合（図 2b）である．比較的大きな噴煙は２つの噴出孔から噴出されていると思われる．規模の大きな噴煙の場合には，噴煙が混合しどの噴出孔から噴出されているのか見分けることができないが，比較的規模の小さい噴煙の場合には見分けることができる．また V2 噴出孔だけから噴出される噴煙は，細く上がる場合が多くみられた．１９９７年１２月に調査した山頂部の状況を図３に
示す．

１２６

木下紀正・冨山美智隆・他

図２．噴出孔．

  V1,V2,V3（01/10/18/ 17h）
（01/9/19 13h）V2
（01/12/29 10h）V4

図３．硫黄岳山頂部（97/12/18）．

a: 割れ目と噴気活動
b: 噴気孔と硫黄が析出したチムニー

２００１年１月から２００２年７月までのデータについて検討する．２００１年の観測では，３１０日（５月１０日から７月３日欠測）の観測日数のうち１５４日噴煙を確認できた．７月から８月にかけての噴煙活動は特に盛んであった．２
００２年１月から７月までの観測では，
１９１日の観測日数のうち９７日噴煙を確認できた．噴煙を確認する際に天気が大きく影響
し，雨や曇りの日には噴煙と雲とを区別することが殆どできなかったので，実際には確認日数よりも多いと思われる．
観測から硫黄岳噴煙の形態には定常噴煙，断続噴煙，吹き降ろし，二股に分かれた噴煙，滞留が確認できた．その中で定常噴煙が日常的に見られ，その他の噴煙の形態は稀に見られる程度であった．
噴煙の高さと，風速を比較してみる．比較する風速は，硫黄島から北北東に約８０km離れた鹿児島地方気象台で観測されている指定気圧面９２５hPa の高層風データを用いた．
指定気圧面９２５hpa は海抜約８３０にあたり，硫黄岳山頂は７０３であり硫黄岳噴煙の移流に影響すると思われる．
２００１年から２００２年７月までの観測のなかで，噴煙が最も高く上昇したときの高さは山頂から１３００程度（01/７/１９１６:００）で，この日の鹿児島９２５hPa １５時の風速は 5m/s であった．また，高く上昇した噴煙を確認できた日の風速は２から 5m/s 程度の弱風例がほとんどであった．
通常の噴煙活動では，噴煙は１００から６００の高さに到る程度で，図４の様に定常噴
煙がほとんどであった．断続噴煙は２００２年６月１日１９時に確認することができた．噴気
孔から噴煙が脈動的に噴出され，コブ状に流れていくのが確認できた（図５）．

図４．定常噴煙（01/2/9 17h）．

図５．断続噴煙（02/6/1 19h）．

硫黄岳噴煙の継続観察と解析

１２７

図６．噴煙の滞留．
（01/2/27 10h）（02/3/13 12h）（01/5/3 13h）

図７．二股に分かれた噴煙（01/7/27 7h）．

図８．吹き降し（01/7/27 15h）．

噴煙の滞留は観測期間の中で数回確認することができた．図６に示す様に硫黄岳山頂
より５００m 程度上昇し，噴煙柱を中心に円盤状に拡散したり（図 6a,b），球状にふくらんだりし（図 6c），長い時間留まっているケースが多かった．噴煙が滞留しているときには風速が１から５ m/s 程度の弱風であった．
煙が二股に分かれる現象（bifurcation）は煙突からの排煙で良く知られており，火山
噴煙のケースでも議論されているが［１４］，桜島ではあまり見られない．図７に示す噴煙はこれに当り，硫黄岳の山形と風速の関係から理解されると思われる．
噴煙の吹き降ろしは稀に確認することができた．２
００１年７月２７日に，１３時頃から１８時頃まで吹き降ろしを確認できた（図８）．１３時までは定常的に流れていたが，１３時を過ぎる頃から噴煙が山の斜面に沿って吹き降ろされていた．これまでの桜島についての解析から，噴煙の吹き降ろしは強風時に起こり，噴煙が山腹にそって吹き降ろされてからバウンスするように上昇し，やがて水平に流れる高さに落ち着く山岳波が見られることがわかっているが，この日の１５時の鹿児島９２５hPa の風速は２ m/s と弱風であった．おそらく，鹿児島地方気象台の高層風と，硫黄岳山頂付近の風とが一致していなかったためと思われる．一般に，強風時の吹き降ろしと山岳波の形成は，孤立峰の地形に影響される．桜島に比べ硫黄岳は非常にずんぐりしているため，斜面に沿った吹き降ろしは起こ
りにくいと考えられる．また，吹き降ろしをもたらす強風は北寄りの場合が多いと思われるが，稲村岳にさえぎられるので観測できないことも事例の少ない理由であろう．


既に１９９８年夏以来大量の映像データが蓄積され，噴煙の高度と流向を評価するためのプログラムも準備できた．今後は，これらを用いて以下の解析を進めることが課題である．
・ 無風時に絞り，噴煙高度や大きさを計測して放出量を確定し，１９９８年以来の噴煙放出活動の経年変化を明らかにする．
・ 海上孤立峰としての硫黄岳の特徴的な地形が大気の流れに与える影響を考慮し，風速と噴煙放出の勢いによって異なる噴煙の諸形態を明らかにする．
・ 衛星画像と地上画像との対応により，噴煙拡散の立体構造や，衛星観測の噴煙輝度

１２８

・

木下紀正・冨山美智隆・他

温度による高度評価の妥当性を検討する．
現在の３ヶ月毎のデータ回収方式では，停電による長期欠測の恐れがある．また，観測データと衛星データとの即時解析の利用のために，現在の観測システムを web
カメラとパソコン，電話回線を用いたシステムに更新し，システムの遠隔操作，データの自動転送などができるようにする．


ASTER 火山観測計画の一環として開始された本研究に対する日鉄鉱業株式会社の御支援に深く感謝いたします．体育館使用の便宜を図って頂いた三島村役場硫黄島出張所
元所長日浅栄二氏，現所長児玉悟氏と，観測システムの運用に御協力頂いた元三島中学校教諭徳森孝一先生に深く感謝いたします．

［１］澤田可洋：人工衛星による火山活動監視の試み，火山，２８，３５７−３７３（１９８３）．
［２］Mouginis-Mark, P.J. and Francis, P.W.: Satellite observations of active volca-

noes: Prospects for the 1990s, 






15, 46-55 (1992).
［３］浦井稔・佐藤功：リモートセンシングによる火山観測の現状と今後，自然災害図作成および関連研究の動向に関する調査，平成４年度工業技術院特別研究促進費調査報告書，工業技術院地質調査所，３４−７４（１９９３）．
［４］Pieri, D.C., Crisp, J. and Kahle, A.B.: Observing Volcanism and Other Transient

Phenomena with ASTER, 














15, 148-153 (1995).
［５］浦井稔・福井敬一・山口靖，Pieri, D.C.: ASTER による火山観測の可能性とグローバル
火山観測計画，火山，４４，１３１−１４１（１９９９）．
［６］町田晶一・高原弘幸・芳沢浩文・木下紀正・浦井稔・加藤雅胤：ASTER データを利用した火山観測手法の検討，日本リモートセンシング学会誌，２０，８７−９１（２０００）．
［７］木下紀正：火山噴煙の上昇と移流・拡散，可視化情報，１６，２
３０−２３５（１９９６）．
［８］木下紀正・戸越浩嗣・吉野真人・町田昌一・高原弘幸：日本リモートセンシング学会第２６
回学術講演会論文集，６５５−６５８（１９９９）．
［９］木下紀正・吉田潔：桜島噴煙流の写真解析，鹿大教育学部研究紀要自然科学編，４２，１−１９（１９９０）．
［１０］金丸佳代：桜島噴煙のコンピュータシミュレーション，鹿大教育学部卒業論文，２００２．
［１１］吉野真人・戸越浩嗣・木下紀正・町田昌一・高原弘幸・徳森孝一：薩摩硫黄島の火山噴煙と地形性雲の自動観測，日本気象学会九州支部講演会要旨集，１１−１２（２０００），
吉野真人：薩摩硫黄島の火山の噴煙と雲の研究，鹿大教育学部卒業論文（２０００）．
［１２］東大輔：薩摩硫黄島の火山噴煙の観測と解析，鹿大教育学部卒業論文（２００１）．
［１３］小牟田央：薩摩硫黄島の噴煙観測と気象条件の解析，鹿大教育学部卒業論文（２００２）．
［１４］Ernst, G.G.J., Davis, J.P. and Sparks, R.S.J.: Bifurcation of volcanic plumes

in a crosswind, 






   
57, 159-169 (1994).

硫黄岳噴煙の継続観察と解析













 


 








１２９



Kisei KINOSHITA1*，Michitaka TOMIYAMA1，Shoichi MACHIDA2 andHiroyuki TAKAHARA3
1Faculity of Education, Kagoshima University
2Nittetsu Mining Consultants Co., Ltd., 3Metal Mining Agency of Japan*E-mail: kisei@edu.kagoshima-u.ac.jp







Records of volcanic plumes from Io-dake at Satsuma-Iojima Island, to thesouth of Kyushu, Japan, have been taken with digital and video cameras since
the Summer of 1998. Basic properties of the plumes during January 2001 andJuly 2002 are discussed.

南太平洋海域調査研究報告
１３０
No．
３７，
１３０−１３５，２００嶋野岳人
３
列島火山の噴煙活動を探る  
嶋

野

岳

人

東京大学地震研究所





 





 

















Taketo SHIMANO
Earthquake Research Institute, University of Tokyo
E-mail: shimano@eri.u-tokyo.ac.jp


諏訪之瀬島火山において２０００−２００２年に噴出した火山灰粒子（遊離結晶を除く）は，結晶化組織により，石基ガラスに富む粒子（Ｃタイプ）と結晶質の粒子（Ｄタイプ）とに分けられる．石基ガラス組成は，Ｃタイプ粒子の方が SiO2 に乏しく，その違いは石基結晶度の違いによって説明が可能である．遊離結晶の割合は，噴火によらずほぼ一定である．一方，Ｃ，Ｄタイプ粒子の割合と噴煙高度にはよい相関がある．すなわち，噴煙高度が高いほどＣタイプの割合が高く，Ｄタイプの割合が少ない．Ｃタイプ粒子にはより高温を示す組成の輝石が含まれる．さらに，最も活発な活動をしていた２００２年８月２２日の火山灰には，より発泡度の高いＣタイプ粒子が数多く認められる．したがって，噴煙高度の変化は，脱ガス程度の低い低結晶度・高温マグマの噴出量比を反映していると考えられる．

諏訪之瀬島火山は，しばしば，ストロンボリ式噴火やブルカノ式噴火により火山灰を放出しており，最近約５０年間では日本国内でもっとも活発な火山の１つである（小林，
１９８７）．しかし，これらの活動による噴出物を調べた研究は少なく，火山活動の動向を知る上で極めて有用な情報が見過ごされてきた．
近年，微量な噴出物を電子顕微鏡などを用いて詳しく調べることによって，噴火に関与するマグマの状態を評価することが可能となってきた（東宮ほか，２００１など）．また，
諏訪之瀬島火山・桜島火山など，一回あたりの噴出量は微量でも，頻繁にマグマ物質を噴出している火山では，このような手法を用いることによって，マグマの状態の時間変化（結晶化，混合履歴，脱ガス過程など）を推定することが出来ると考えられる．一方，
これらの火山では大噴火に前後して，最近数十年の活動によるものとよく似た火山灰を多く含む堆積物が形成されている．従って，これらの火山灰を調べれば，大噴火に至る
マグマプロセスの手がかりが得られると考えられる．このような観点から，著者は諏訪之瀬島火山の火山灰を調べたいと考えている．今回は最近２年間（２０００−２００２年）の噴

諏訪之瀬島火山の２０００−２００２年噴出物

１３１

出物の特徴を明らかにし，文化，明治噴火（１８１３，１８８４年）噴出物との化学組成の比較から，噴火現象と噴出物の関係について考察を行った．


諏訪之瀬島火山は鹿児島市の南南西約２３０km に位置し，北北東−南南西方向に伸びた形状を持つ周囲約２０km の火山島である．本火山の活動史に関してはいくつかの報告があるが，古い山体層序を除き，主成層火山体形成期に関する解釈はほぼ一致している（平沢・松本，１９８３；小林・原田，１９８４；大四，１９８３；平吉，１９８３）．大四（１９８３）は，
諏訪之瀬島火山の活動を５ステージに区分している．初めの２ステージは，富立岳と古期御岳火山，須崎とナベダオ火山の活動に特徴づけられる．３ステージ目以降の活動は
主に御岳火山における活動であり，溶岩流出と火砕噴火を繰り返したステージ，火砕噴
火の卓越したステージ，文化噴火以降のステージに分けられる．各活動の絶対年代については不明である．主な火口には，活動中の御岳火口，文化噴火で活動した文化火口（旧火口）が島の中央部にある．御岳火口は文化噴火後に形成された馬蹄形カルデラ内にあるため，カルデラ縁から噴火活動の観察が可能である（現在立入規制）．




文化噴火は本火山において有史最大の噴火である．噴火推移は，噴火初期のマグマ水
蒸気噴火，中期の陸上爆発的噴火（溶岩噴泉と準プリニー式噴火），後期の溶岩流出（＋二次流動アグルチネートの形成）で特徴づけられる（嶋野・小屋口，２００１）．総噴
出量は約０．
１km3 に達する．一方，明治噴火では溶岩流が大量に噴出した（約０．
０１km3）．
爆発的噴火による火砕物は火口近傍をのぞいて堆積しておらず，文化噴火に比べて少量である．


文化，明治噴火噴出物を含む全島の岩石の全岩化学組成を東京大学地震研究所の蛍光Ｘ線分析装置（Philips 社製２４００型）用いて分析した．文化，明治噴出物ともに均質である（それぞれ，SiO2 ＝５５．
５−５６ wt.%，５６．
５−５７ wt.%；図１）．文化噴出物は，諏訪之瀬
島火山の他の岩石と同じトレンド上にプロットされる．一方，明治噴出物はこれらとは明らかに異なる組成で，MgO が高 く，Al2O3，Na2O が 低 い．全 斑
晶 量 は い ず れ も 多 く，２０−３０
vol.%，３５−４５ vol.% で あ る．特 に明治噴出物は輝石を多く含み（約
１５ vol.%），か ん ら ん 石 も 認 め られる（０．
４ vol.% 程度）．




本火山における最近約５
０年間の活動は，ストロンボリ式噴火やブルカノ式噴火を頻繁に繰り返すものであった．これらの活動による図１．諏訪之瀬島火山過去の噴出物の全岩化学組織．

１３２

嶋野岳人

噴出物は細粒で少量なため，山腹付近にはほとんど堆積物としては残されない．しかし，比較的植生の多い堆積環境下では，火山灰を多く含む堆積物が残されることがある（井村，１９９１）．文化噴火以降に形成された同堆積物の層厚は火口から約３km 離れた集落で最大約１ｍである．
常時観測体制の整備された１９８９年以降，諏訪之瀬島では１０回弱程度の活発期と静穏期を繰り返している（井口，２０００）．最近２年間の活動は比較的活発であった．２０００年１２
月末には，かねてより活発化していた地震活動ののち噴火し，従来の火口（火孔１）の東約２００−３００ｍの２カ所に新火口（火孔２，３）が確認された．火孔１〜３の温度はそ
れぞれ４５０，９０，２７０と測定されている．２
００１年５月半ばには再び活動が活発化し，噴石が火口から水平距離４００−５００ｍまで飛来したほか，黒色噴煙が高度約１０００ｍに達した（以上，京大火山活動研究センター）．その後，２００２年に入ってからはしばしば活発な活動あり火山灰を放出した（４／１０−，６／１８−，７／１１−など）．特に２００２年８月後半の活動では，しばしば高度１０００ｍに達する噴煙が形成された（気象庁，火山活動解説資料，２００２年８月）．


２０００年１２月２４日，２００１年５月１２日，２００２年８月２日，２１日，２３−２６日，２３日以前−２６日に噴出し，採取された火山灰について，電子顕微鏡による粒子形態の観察，EPMA による薄片試料の観察と鉱物・ガラス組成の測定を行った．観察には東京大学地震研究所の走査電子顕微鏡（Jeol社製J5600型），定量分析には同研究所EPMA（Jeol社製8800型）を用いた．２０００年１２月２４日，２００２年８月２３−２６日の火山灰は細粒のもののみ（殆どが径１００以 下）を，そ の 他 に つ い て は 数
１００
以上の粒子も分析した．
採取した火山灰は主に褐色透明，黒色〜
赤色不透明のスコリア粒子（Ｃ，Ｄタイプ），および斜長石，輝石，磁鉄鉱等の破片結晶からなる（図２）．大部分の粒子が角張った多面体状をなし，細粒粒子はより粗い粒子に付着して凝集粒子を構成することが多い．２００１年５月１２日の火山灰にはよく発泡した粒子が多い．さらに電顕観察では，２００２年８月２１日，２３−２６日 の 粒 子 に 気
泡の多い粒子が認められた．一方，２００２年
８月２日や２０００年１２月２４日の火山灰には発
泡粒子はまれである．各粒子の石基結晶度に着目すると，２
００
１年５月１２日，２００２年８月２１日，２３−２６日，２０００年１２月２４日 の 順 に結晶度が高い粒子の割合が増え，２００２年８ 図２．火山灰粒子薄片電顕写真（a：C タイプ，b：D タイプ）．bu：気泡（黒色），pl：
月２日の火山灰では完晶質粒子が大部分を
斜長石（濃灰色），px：輝石（淡灰色），
占めた．比較的低結晶度の石基はガラス，
ox：磁 鉄 鉱（白 色），gl：火 山 ガ ラ ス
斜長石，輝石により構成され，高結晶度の（中灰色）．スケール =１００
ものには鉄チタン酸化物鉱物が認められる．

諏訪之瀬島火山の２０００−２００２年噴出物

１３３

遊離結晶量はほぼ一定であるが，Ｃ，Ｄ粒子の存在比は噴煙高度とよい相関を示す（図３）．




火山灰のガラス組成は，結晶度で分類した
２タイプの粒子（Ｃ，Ｄタイプ）に対応して，分けることが出来る（図４）．Ｃタイ
プ粒子のガラス組成は SiO2 の低い組成（６１〜６４wt.%）を持つ．一方，Ｄタイプ粒子は高い SiO2 量である（＞６８wt.%）．それぞれ連続的な組成変化が認められ，Ｃタイプでは SiO2 増加に伴って TiO2 量が増加し，Ｄタ
イプでは減少する傾向が認められる．輝石
組成はMg#で０．
８５から０．
６５まで変化し，これに伴って Lindsley（１９８３）によるマグマ
温度は約１１００から１０５０程度に低下する傾向がある（図５）．また，斜長石組成はAn で８０か ら７
０ま で 変 化 す る．Housh andLuhr（１９９１）によって求めたマグマ含水率
は，文化噴火直前のマグマ含水率（嶋野・小屋口，２００１）よりも低い傾向を示した（１〜２重量％；予察）．

図３．噴煙高度と火山灰構成比．



最近２年間の噴出物は，試料が少量であったため全岩化学組成の測定は行わな
かったが，鉱物・ガラス組成から判断して，これらの噴出活動に関与したマグマが文化
噴火（嶋野・小屋口，２００１）や１９８９年噴火 図４．文化噴火，最近の噴火の結晶・ガラス組成．
（平林ほか，１９９３）と著しく異なる起源であるとは考えられない．しかし，火山灰のガラス組成変化は文化噴火のものとはやや異なり，１９８９噴出物や明治噴出物よりもやや SiO2 に富むメルトから石基結晶が晶出した場合の変化傾向を示す（下述；図４）．
平林ほか（１９９３）は輝石の組成累帯構造から，１９８９年の噴出マグマを１
１５０の玄武岩
質マグマと１０５０程度のマグマの混合によって形成された１１００のマグマであると
図５．最近の噴出物のマグマ温度．
解釈している．最近２年間の火山灰にも（Lindsley, 1983 による）

１３４

嶋野岳人

正・逆累帯構造を示す輝石が認められ，マグマ混合を被っている可能性が考えられる．
更にマグマ供給系の進化について検討するためには，斑晶鉱物組成の検討を明治噴火噴出物も加えて系統的に行う必要がある．


最近２年間の火山灰に認められるＣ，Ｄタイプの粒子はそれぞれ，文化噴出物の爆発的噴火による噴出物（Unit G~F スコリア；準プリニー式〜マグマ水蒸気噴火）および溶岩流のガラス組成と似た組成変化を示す（図４）．文化噴出物では，ガラス組成変化
が石基の結晶化によって説明できる．すなわち，Unit G~F のガラス組成変化は Unit G
スコリアの石基に認められる斜長石の結晶化で，Unit F内のガラス組成変化は石基鉱物の斜長石，輝石の結晶化で説明が可能である．さらに溶岩流のガラス組成はUnit Fのガラスから石基中の斜長石，輝石，鉄チタン酸化物鉱物が晶出することによって説明でき
る．火山灰粒子の全岩組成は未測定であるが，ガラス組成の変化傾向は，文化噴出物と同様の結晶化によって説明できる．すなわち，Ｃタイプ粒子のガラス組成変化は斜長石，輝石の結晶化で，Ｄタイプ粒子はＣタイプ粒子からの斜長石，輝石，酸化物鉱物の結晶化によって説明が可能である．

Hammer .（１９９９）は，１９９１年ピナツボ火山噴火の間欠的爆発噴火について，その噴火休止間隔（数分〜数時間）と石基結晶度（０〜２０％程度）に相関があることを示し，噴出前に地下浅部でマグマが脱ガス・結晶化して火道を閉塞させ，内圧を高めることによって再び噴火すると言うモデルを提示した．諏訪之瀬島の一連の活動では，初期の連続的微噴火と末期の空振を伴う間欠的爆発噴火の２タイプが報告されている（井口，２０００）が，このような噴火タイプの違いも，マグマの結晶度の違いを反映しているのかもしれない．両噴火タイプの火山灰について，含水量とガラス組成，結晶度等を比較することによって，これらの関係を検証できるものと期待される．
噴煙高度とＣタイプ粒子の含有量にはよい相関が認められ（図３），Ｃタイプ粒子は結晶度が低く輝石晶出温度もＤタイプよりもやや高温を示した（図４，５）．また，Ｃタイプ粒子にはしばしばよく発泡したスコリアが認められるのに対して，Ｄタイプ粒子にはほとんど認められない．これらの事実は，噴煙高度が，より高温で脱ガス程度の低い低結晶度マグマの噴出量比に依存することを示す．これは，プリニー式噴火で認めら
れる噴煙高度と噴出率の関係（例，Wilson ., １９７８）とよく似ている．一方，小規模噴煙では，高温マグマと比べて低温噴出物の噴煙への影響も無視できないと考えられる．今後，より正確な噴煙高度計測をした噴火の火山灰粒子の解析を行うことにより，
このような小規模噴煙のダイナミックスに制約条件が与えられると考えられる．


本発表の機会を与えて下さった鹿児島大学木下紀正教授に深く感謝致します．また，火山灰入手に際して，京都大学火山活動研究センター井口正人助教授，東京工業大学流体研究センター平林順一教授，鹿児島大学金柿主税氏，十島村中之島天文台福澄孝博氏，
産業総合技術研究所下司信夫氏，東京大学桑田幹哲氏，杉浦哲也氏にお世話になりました．お礼申し上げます．

諏訪之瀬島火山の２０００−２００２年噴出物

１３５


大四雅弘（１９８３）： トカラ列島諏訪之瀬島の火山地質（要旨），火山，28，２０７．

Hammer, J. E., Cashman, K. V., Hoblitt, R. P., and Newman, S. (1999): Degassing
and microlite crystallization during pre-climactic events of the 1991 eruptionof Mt. Pinatubo, Philippines, 







 

., 60, 355-380.
平林順一・大場武・藤井敏嗣・井口正人・坂元隼雄（１９９３）： 諏訪之瀬島火山の火山ガス，土壌
ガス組成と１９８９年１０月の活動による噴出物，第２回諏訪之瀬島火山の集中総合観測−１９８９−，
６７−８０．
平沢晃一・松本幡郎（１９８３）： 鹿児島県トカラ列島諏訪之瀬島の火山地質，火山，28，１０１−１１５．
平吉孝明（１９８３）： 諏訪之瀬島の火山地形と形成過程，地域研究，24，３８−５１．

Housh, T. B., and Luhr, J. F. (1991): Plagioclase-melt equilibria in hydrous systems,




 ., 76, 477-492.
井口正人（２０００）： 諏訪之瀬島火山活動の経過−１
９８９年〜１９９９年−，第３回諏訪之瀬島火山の集中総合観測，１−１０．
井村隆介（１
９９１）： 諏訪之瀬島火山の最近２００年間の噴火堆積物−火山砂層による噴火活動消長の評価−，地質雑誌，97，８６５−８６８．
小林哲夫（１９８９）： 諏訪之瀬島火山．空から見る日本の火山，丸善，２１５−２１７．
小林哲夫・原田陽夫（１９８４）：諏訪之瀬島の火山地質（要旨），火山，29，３１９−３２０．
Lindsley, D. H. (1983)：Pyroxene thermometry,  ., 68, 477-493.
嶋野岳人・小屋口剛博（２００１）：諏訪之瀬島火山１８１３年噴火（文化噴火）の噴火様式とマグマの脱ガス過程，火山，46，５３−７０．
０００年３月
東宮昭彦・宮城磯治・星住英夫・山元孝広・川辺禎久・佐藤久夫（２００１）： 有珠火山２
３１日噴火とその本質物，地質調査研究報告，52，２１５−２２９．

Wilson, L., Sparks, R. S. J., Huang, T. C., and Watkins, N. D. (1978): The
control of volcanic column heights by eruption energetics and dynamics, 








 

., 

, B4, 1829-1836.





 





 

















SHIMANO Taketo
Earthquake Research Institute, University of Tokyo
E-mail: shimano@eri.u-tokyo.ac.jp







Fallen from recent activity at Suwanosejima volcano consists of two types ofscoria fragments (C and D types), and free crystals. C type grains are freshtransparent glassy scoriae with low crystal content, whereas D type grains are opaquescoria with high crystallinity. The maximum height of ash plume and the content
of C type grains are in good correlation. The changes of glass composition indicatethat crystallization of microlites accounts for the difference of C and D types. It
is suggested that the plume height is mainly controlled by the erupted amountof less crystalline magma.

南太平洋海域調査研究報告
１３６
No．
３７，
１３６−１
金柿主税・木下紀正・他
４３，
２００３
列島火山の噴煙活動を探る



金

柿

主



税１＊・木

下

紀

正１・三

仲

八

木

原

寛２・福

澄

鹿児島大学教育学部

１




 

 

啓１・土孝

鹿児島大学理学部

２

田

理１・

博３
中之島天文台

３



 









  


Chikara KANAGAKI１＊, Kisei KINOSHITA１, Akira MINAKA１, Satoshi TSUCHIDA1,
Hiroshi YAKIWARA2 and Takahiro FUKUZUMI3
1
Faculty of Education, Kagoshima University
2
Faculty of Science, Kagoshima University
3
Nakanoshima Astronomical Observatory*E-mail: chikara@edu.kagoshima-u.ac.jp

ネットワークを利用した諏訪之瀬島火山観測カメラシステムを火口から北東約２５km離れた中之島に設置し，噴煙自動撮影を行った．本システムは噴煙を長期に連続撮影できるほか，ISDN 回線を通じて撮影画像の転送，データ通信端末等からアクセスすることによりリアルタイム監視，ネットワーク内機器の遠隔操作を行うことができる．本シ
ステムの観測により２００２年８月以来の諏訪之瀬島噴火活動の高まりが捉えられ，噴煙高度や山麓への降下拡散，噴煙移流の様相が明らかとなった．噴煙移流の映像は高層風や中之島灯台の風データ，衛星画像，住民や報道による情報と整合的であった．

諏訪之瀬島御岳（７９９ｍ：鹿児島市の南西約２２０km）は三宅島や桜島と同様の孤立峰であり，継続的に噴火活動を行っている活発な火山である（図１a，c）．火山の危険性
評価には地震計やGPS測量等の多様な監視システムによる情報と共に噴煙の動態解析が不可欠である［１，２］．
諏訪之瀬島の遠望観測は鍵山ら［２］が行ったことがあり，現在は十島村役場出張所
による目視観測，福岡管区気象台による機動観測，第十管区海上保安本部による巡回観測等が行われている．筆者らは桜島や薩摩硫黄島において火山噴煙の様相をつかむため
ビデオカメラやデジタルスチルカメラによるインターバル撮影を行い，衛星による南西諸島火山の観測を行ってきた［３，４］．
火山活動の重要な指標である噴煙活動の観測記録のため，諏訪之瀬島火山を対象に長期間の連続撮影とリアルタイム監視が可能な観測カメラシステムを２００２年８月６日，中之島小中学校に設置した．得られた映像記録データの自動転送および画像のデータベース化を行い，同時に中之島より目視や写真，ビデオカメラでの観測も併せ，インター
ネットを通じて提供し，一般に公開している［５］．なお，諏訪之瀬島南西部に位置した

観測カメラと衛星からみた諏訪之瀬島噴煙

１３７

居住地域からはビデオカメラによるインターバル撮影を２００１年８月〜２００２年３月に断続的に試みたが，御岳火口は見えず，広い視野のサイトを確保することが出来なかった．
中之島からは北東に約２５km 離れているものの火口や移流する噴煙が確認できる．
この稿では，得られた噴煙映像により移流拡散と山頂付近の風との関係について，高層風や衛星データを用いて検討するものである［６］．また上記のデータに加え，イン
ターネットで公開されている天気図や気象データ，各種情報も用いることで即時噴煙監視の可能性も検討する．

図１．南西諸島地図（左）． 中之島地図（右上）． 諏訪之瀬島地図（右下）．




市販のネットワークカメラや既有のパソコン等を用いて，噴煙の記録に充分な画質が得られる自動撮影システムを構築した．三宅島火山観測カメラ［７］を参考に独自の改良を行っている．
現在の設定は，フルカラー（２４bit），３５２×２４０ピクセル（３８万画素），ファイルサイ
ズ１４KB 以下，０６：００〜１８：００の間を２０分間隔で撮影し，その画像データを制御用 PC へ送
信・保存蓄積を行い，平素は１日分のデータを夜中１度にまとめて鹿大サーバへ FTP 送信を行っている．通信時間は３分以下で，万一，転送に失敗しても後日まとめて鹿大サーバへ送ることができる．送信時に制御用 PC は NTP サーバに接続して時刻補正を行い，制御用 PC 時刻とネットワークカメラ内蔵時計を同期させている（表１，表２）．
ネットワークへアクセスすることによりリアルタイムの監視ができ，火山活動に変化１３８

金柿主税・木下紀正・他があった場合には臨時の撮影や転送設定変更等の遠隔操作も可能である．カメラ標準レンズ（ｆ＝３５. −８０. ）をオプションレンズ（ｆ＝５−５０）に交換し，島全体をある程度大きく画面に入れ噴煙を海抜高度３５００ｍ程まで撮影できる設定である．
中之島小中学校で使用中の ISDN 回線は安定した通信速度をもち，デジタルであるため天候や距離による通信品質への影響はない．同校南校舎２階廊下天井にカメラ・LAN ケーブルを配置し，ISDN ルータや制御用 PC は別棟パソコン室に集約した．ISDN
ルータにより簡易なネットワークを構築することによって，学校既存の通信環境を殆ど変えることなくシステムの構築ができた．ISDN は２回線を使用できるため，学校業務や授業等に影響を与えず遠隔操作，リアルタイム監視ができる．またPHSデータ通信を用いても６４KB/s で同様にアクセス可能である（図２）．
表１．観測カメラシステムの構成機器．

表２．制御用 PC で使用のソフトウェア．

図２．中之島からの諏訪之瀬島火山観測カメラシステム．



・・



撮影画質は天候に左右され，低気圧が接近すると海靄で殆ど判別不能となる．
台風や大雨により島内の電源供給が不安定となり断続的に停電になりやすい．




観測カメラ画像，目視情報や現地写真，ビデオカメラによる観測のほか，新聞やテレビで報道された航空機映像，インターネットで公開されている十管海上保安本部撮影映

観測カメラと衛星からみた諏訪之瀬島噴煙

１３９

像や情報などを参照した．
NOAA/AVHRR データは鹿児島大学の衛星画像受信装置によるものである［８］．NOAAの軌道によっては南西諸島の衛星画像は受信範囲の端にあたる場合があり鮮明でないこともある．AVHRR データによる噴煙検出は，バンド１（可視）とバンド２（近赤外）との差画像，バンド４（熱赤外）とバンド５（熱赤外）との差画像によって噴煙と雲を判別できる［４］．すでにインターネットで公開中の MODIS 衛星画像等も参照した［９］．


爆 発 噴 煙 の 場 合 に は８５０hPa や８００hPa も 検 討 が 必 要 で あ る が，こ こ で は１日４回（３，９，１５，２１時）６時間おき指定気圧面（９２５hPa：海抜約８００ｍ）の高層風データを使用した．鹿児島・名瀬の高層の風を内挿によって合成し諏訪之瀬島上空の風向・風速を求めた．なおこの合成風は距離の逆２乗でウエイトをかけてベクトル成分ごとに合成している．この合成風とインターネットで公開される中之島灯台の風向・風速（十管海上保安本部海洋情報）と比較した［１０］．天気図も適宜参照した．


 

２４日午前中火口付近にはやや強い東風により噴煙は西へ移流したことがわかる（図３）．中之島からの噴煙写真１１：２８（図４）および１２：５５のノア衛星画像（図５）によっても裏付けられた．午後から次第に北東の風となり諏訪之瀬島南西部の集落方面に噴煙が流れたことがわかる．２
５日夕方 NHK 鹿児島では県防災ヘリによる諏訪之瀬島御岳の噴煙映像を放映し，①２４日は７回噴火があり，午前中には噴煙もみられた②地震は観測されていないものの火山性微動が続いている③雲がかかって噴煙は観測されなかったが集落では降灰があった④気象台が火山活動情報を出し，警戒を呼びかけていると報じた．

図３．２００２年７月２３日３時〜２４日２１時の鹿児島・名瀬・中之島灯台・諏訪之瀬島合成風の風向（deg）・風速（m/s）・空白は欠測．

１４０

金柿主税・木下紀正・他

図４

中之島からみた諏訪之瀬島噴煙，
７月２４日１１時２８分．

図５

ノア衛星による噴煙映像，
７月２４日１２時５５分．

 

諏訪之瀬島では深夜０時頃から集落で噴火の音・鳴動が聞かれ，７時頃には鉄筋住宅が揺れるほどの鳴動があり，ずっと噴煙が上がり続けたとのことである．１９日１０時臨時
火山情報が出され，そのとき桐野秀信氏（平島中小学校諏訪之瀬島分校）は校舎背後の噴煙を撮影した（図７）．北東へ進む台風１３号が三宅島付近にあり，諏訪之瀬島上空は北西の風，低い位置では北の風が強く吹いていたものと考えられる（図６）．１３：１１のノ
ア衛星画像で噴煙が南〜南南東へ広がりながら流れた様子がわかる（図８）．
１３：４５の中之島からの映像では南流する噴煙をとらえている（図９）２０日の観測カメラでは活発に噴火を繰り返す諏訪之瀬島をとらえている（図１０）．この噴煙映像から南（南西）方向へ流れていることが確認でき，１７：１７のノア衛星の噴煙画像（図１１）や高層風（図６）の振る舞いと合致している．

図６．８月１９日３時〜２０日２１時の風向（deg）・風速（m/s）．

観測カメラと衛星からみた諏訪之瀬島噴煙

図７．８月１９日諏訪之瀬島分校背後の噴煙．

図９．８月１９日１３時４５分

図１０．観測カメラ映像，
２００２年８月２０日１６時．

１４１

図８．ノア衛星による噴煙画像，
８月１９日１３時１１分．

中之島からみた南流する諏訪之瀬島噴煙．

図１１．ノア衛星による噴煙画像，
２００２年８月２０日１７時１７分．

 

諏訪之瀬島集落からは２０日夜２１時過ぎに火口付近にしきりと稲光が見られたとのことである．深夜０時過ぎ，諏訪之瀬の空が真っ赤になるのが見られ，それが膨らんだり縮んだりを繰り返していたとのことから赤熱した溶岩が大気に露出したものと考えられる．
２１日１１時に中之島から確認できる程の大きい地響きが２回あり，夕方にも大きな爆発
音・地鳴りを確認した．２
１日夕方の南日本放送は①午前中５回の爆発があった②約
１４０km 南に位置する名瀬市（奄美大島）で降灰が確認されたことを報じた．２
１日の午前中に噴煙は南へ流れており（図１２，図１３），ノア衛星によって奄美大島へ到達する噴煙
画像を確認した（図１４）．なお，翌２２日９時に北東へ約２５km 離れた中之島居住地区海岸で大量の降灰がある等，その後も大小の噴火活動を続けた［１１］．

１４２

金柿主税・木下紀正・他

図１２．２００２年８月２１日３時〜２２日２１時の風向（deg）・風速（m/s）．

図１３．中之島からの噴煙写真，
２００２年８月２１日１１時１５分．

図１４．ノア衛星による噴煙画像，
２００２年８月２１日１２時４９分．


２００２年８月６日に設置した本観測システムの連続撮影映像によって諏訪之瀬島の噴火活動をとらえることができた．またその噴煙映像は高度，山麓への降下拡散や長距離移流の方角等をとらえることができた．
簡単な計算による鹿児島・名瀬の内挿した高層風（合成風）を用い，噴煙の流れは噴
煙高度の風に支配されることが分かった．中之島灯台の風は高層風なみに強く，おおよそ鹿児島・名瀬の内挿した高層風と同方位を示した．中之島灯台は中之島南東先端部に位置し，周りに障害物がないため，この風は地形に影響されにくいものと考えられる．
またインターネットやテレビ・新聞等の天気図等でも大局的に風を予想・理解でき，噴煙の移流や拡散の様相を検討できた．なお諏訪之瀬島の火山活動と噴煙移流の記録はまとめて公開している［１１］．噴煙観測映像や衛星からの噴煙画像，気象データ等のリア
ルタイム情報と照合すれば，迅速で有用な防災情報を配信・提供でき，住民の安全に寄与できる可能性がある．

観測カメラと衛星からみた諏訪之瀬島噴煙

１４３


本研究は鹿児島大学プロジェクト「南西諸島における火山噴煙の観測解析と配信」の一部です．松井智彰氏（鹿大教育），冨山美智隆氏（鹿大教育学生）には南西諸島に関する様々な情報を頂きました．A.Tupper 氏（豪気象庁／鹿大教育）には諏訪之瀬島噴煙の各種衛星データ情報やご助言を頂きました．飯野直子氏（鹿大工），小山田恵氏（鹿大教育）には高層風や衛星データ等を議論して頂きました．戸越浩嗣氏（川上小），冨岡乃夫也氏（西田小）にはサーバ設定にご助言頂きました．十島村役場，同教育委員会には観測カメラシステム設置に関してご助言を頂きました．中之島小中学校の皆様にはシステム設置と維持に全面的にご協力頂きました．桐野秀信氏（平島小中学校諏訪之瀬島
分校）には諏訪之瀬島集落からの観測に大変ご協力頂きました．皆様に深く感謝致します．

［１］八木原寛他：諏訪之瀬島火山における傾斜観測，第３回諏訪之瀬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センター，２７−４０. (２０００).
［２］鍵山恒臣他：諏訪之瀬島火山の遠望観測，第２回同上，８１−９３. (１９９３).
［３］木下紀正他：離島火山の噴煙自動観測とデータベース化，日本リモートセンシング学会第２６回学術講演会論文集，６５５−６５８ (１９９９)．
［４］K.Kinoshita et al: Satellite Observation of Volcanic Phenomena in Kyushu,
Japan, 鹿児島大学教育学部研究紀要 自然科学編 , 48, 37-63 (1997).
［５］諏訪之瀬島火山観測カメラ：http://arist.edu.kagoshima-u.ac.jp/volc/suwa/［６］金柿主税他：三宅島周辺と本土部における火山ガスと高層風，噴煙と火山ガスの動態を探る−三宅島２０００年噴火にあたって，鹿大噴煙火山ガス研究グループ編，２５−３０ (２００１)［７］寺田暁彦他：Windows マシンを用いた自動噴煙撮影システム，同上，５−１０ (２００１)．
［８］西日本衛星データ研究会：http://noaa.agri.kagoshima-u.ac.jp/［９］MODIS Land Rapid Response System Gallery:

http://rapidfire.sci.gsfc.nasa.gov/gallery/［１０］第十管区海上保安本部：http://www.kaiho.mlit.go.jp/10kanku/kagoshima/［１１］衛星画像ネットワークグループ鹿児島 topics:

http://arist.edu.kagoshima-u.ac.jp/sing/topics/




 

 



 









  


Chikara KANAGAKI１*, Kisei KINOSHITA１, Akira MINAKA１, Satoshi TSUCHIDA1,
Hiroshi YAKIWARA2 and Takahiro FUKUZUMI3
1
Faculty of Education, Kagoshima University
2
Faculty of Science, Kagoshima University
3
Nakanoshima Astronomical Observatory*E-mail: chikara@edu.kagoshima-u.ac.jp







Suwanosejima, an active volcano, is located 220 km south of Kagoshima city,
in Kyushu, Japan. The eruption clouds have been recorded by live camera from
Nakanoshima, 25 km NE of Suwanosejima, since 6 Aug. 2002.
Visual data of live camera and photo pictures, remote sensing data from satellites
relate flow and dispersion of volcanic clouds to the upper wind at the nearby summit.

南太平洋海域調査研究報告
１４４
No．
３７，
１４４−１５２，
２００澤田可洋
３
列島火山の噴煙活動を探る








澤

田

可

洋

気象庁長崎海洋気象台








 















 




  
 

















 



―
Yoshihiro SAWADA
Nagasaki Marine Observatory, Japan Meteorological Agency
E-mail: y-sawad-a@met.kishou.go.jp

航空機が大型化し，飛行距離，飛行時間，飛行頻度がともに増大し始めた１９８０年代になって，多くの乗客を乗せた航空機と噴煙が遭遇し，エンジン停止や機体の損傷など，
航行安全の上で重大な障害が生じる事故もまた増加した．このような空中火山災害を防止・軽減するため，地上で噴煙を発見し，その広がりや高度の観測と拡散の予測を航空機に伝達する世界的な体制が取られた．噴煙を発見し，広域に広がる噴煙の全貌を時間を追って監視するには人工衛星の画像が有効であり，軌道気象衛星 NOAA や静止気象
衛星 GOES，GMS が使用されている．ただし，噴煙の早期検出や雲との識別，到達高度の即時的推測などにまだ課題が残されている．

火山噴火は溶岩流，火砕流，降下噴出物などによって地上に被害をもたらす．空中では，飛行中の航空機が火山灰を含む噴煙に突入して操縦席の窓がすりガラス状になって視界不良に陥る．さらにはジェットエンジンに吸い込まれた火山灰が内部で溶融したのちに排出口付近で固結することでエンジン推力の低下や作動停止となり，失速した航空機が急激な高度低下に陥るという重大な事故も生じることがある．
爆発的な噴火による噴煙は高空へ上昇し，水平方向へ拡張するが，その広がり，形状，
高度は時間とともに著しく変化するため，地上や空中からの観測だけでその全貌を系統的に把握することはできない．航空機搭載のレーダーで噴煙を検出できた事例はなく，
日中の好天時を除いて飛行中に乗員が噴煙を発見することは極めて難しい．
現在，噴煙から航行安全を確保するために国際的な監視体制がとられているが，噴煙の検出，追跡のためには人工衛星，特に，軌道気象衛星 NOAA や静止気象衛星 GOES や
GMS の画像が使用されている．
本稿では，空中火山災害の事例，GMS 画像による噴煙の観測事例，航行安全のための世界的な監視体制についてその概要を述べる．

空中火山災害の防止・軽減 ― 噴煙の広域監視と対策

１４５


国際線の巡航高度は約１００００m であり，世界ではこの高度に噴煙を上昇させる噴火が年に数回程度発生している．図１に示すように主要な国際線の航空路の殆んどは地球上の火山帯上空に設定されている〔１〕．近年の航空機の性能向上と大型化に伴い飛行距離と飛行時間が延びたことで飛行頻度が格段に増加し，国際線の巡航高度付近へ噴煙が上昇する頻度に変わりはないものの，航空機が飛行中に噴煙と遭遇する可能性もまた増大したと言え，今後も航空機が噴煙と遭遇する可能性が高い．
空中における噴煙との遭遇による航空機の被害には，火山灰粒子が操縦席の窓ガラスを研磨することによる視程障害，吸い込まれた火山灰粒子によるエンジン内部の損傷，火山灰粒子がエンジン内部の高温で溶融した後温度が低下する噴出口付近で固結することによる推力低下や作動停止，航行のための電子機器類の作動障害，火山ガスによる機体・機器類の腐食，などがある〔２〕．
近年の顕著な災害として，１９８２年インドネシアのガルングン火山の噴火，１９８９年アラスカのリダウト火山の噴火の際にいずれも２００名以上の乗客・乗員を乗せたジャンボ
ジェット旅客機が噴煙と遭遇し，火山灰粒子のために極度の視程障害とともに全エンジンが停止したため，前者では７０００m 以上，後者では４０００m 以上も急激に下降した．幸い
両機とも高度約３０００m 前後で一部のエンジンの再始動ができたので緊急着陸に成功し，墜落など危機的な事態には至らなかった．これらの災害のほかにも，被害の程度に差が

図１．世界の主要航空路線（円弧）と活火山（小黒丸）の分布．四角と境界線は後述の各地域のVAAC と責任空域〔１〕．

１４６

澤田可洋

あるもののその後も顕著な噴火のたびに航行の安全が脅かされる事態が発生し，火山噴煙が航空機の安全航行にとって重大な脅威であり，噴煙との遭遇が機体の保守経費等に莫大な損害を与えるものであることが世界の航空関係者に認識された．



広域に広がる噴煙の全貌の時間的変化を系統的に把握するには人工衛星の画像が最も有効である．軌道衛星の画像は地上分解能が高く，高緯度地域においては画像取得頻度が高いことから，アラスカやカナダでは軌道気象衛星 NOAA の画像が噴煙監視の主力となっている．しかし，日本での NOAA 画像の取得頻度は１日に２回であり，２台のNOAA 衛星の画像を使用しても１日に４回，６時間毎の取得である．

図２．時間を置いて発生した４回の噴火の噴煙（A 〜 D）の GMS 赤外画像による追跡．噴煙は南東へ流れ，噴煙 B の先端はオーストラリア北西部に達した（１９８２年インドネシアのGalunggung 噴火）．

日本の静止気象衛星「ひまわり」（GMS: Geostationary Meteorological Satellite，東経１４０度の赤道上空約３５８００km）の視野内には環太平洋火山帯のおよそ西半分の活火山が分布しており，画像取得は当初３時間毎であったが，最近では１時間ごとに画像を取得

空中火山災害の防止・軽減 ― 噴煙の広域監視と対策

１４７

できる．画像分解能は軌道衛星と比べて低いが，航行安全に影響するような顕著な噴火による噴煙を十分検出，追跡できる〔３，４〕．このため，後述するように，日本の TokyoVAAC では責任空域の噴煙監視のために主として GMS の画像を用いており，合わせてNOAA 画像も解析している．オーストラリア，ニュージーランドなど外国の VAAC でもほぼ同様の監視手法がとられている．
GMS 画像の可視，赤外画像の解析により噴煙の水平的な広がりや表面温度を把握できる．拡張する噴煙の形状は火山付近上空の風速，風向によって大きく変化して帯状，
扇状，など多様な形状を示す．また，噴煙の状況を判断することにより，噴火が連続的か断続的かなどの噴火様式，噴煙の輝度の程度や広がりなどにもとづく噴火のおおよその規模，噴火活動の活発化や衰退など噴火活動の状況をある程度評価することが可能である〔５，６〕．図２は短い時間間隔で噴火が発生したことによる複数の噴煙を追跡できた事例である．
噴煙が上昇した高度でその表面や内部は水蒸気の冷却による水滴や氷粒子が噴出物粒子と混在，あるいは，噴出物粒子をコーティングした状態になっていると考えられる．
このため，殆んどの噴煙は通常の雲との間で明瞭な光学的特性の差がみられない．しかし，千島列島の１９８１年の Alaid 噴火やフィリピンの１
９９１年の Pinatubo 噴火の噴煙は可視画像で明瞭に暗い階調を呈しており〔７〕，噴出物含有量が著しく多い噴煙では周辺の雲との識別が可視画像によって可能である．
噴煙が上昇を停止し水平方向へ拡張しはじめた時点で，噴煙の表面温度は周辺の気温にほぼ等しくなっていると仮定することで，付近の高層気象観測による気温垂直分布のデータにもとづいて噴煙の到達高度を推測することができる〔３〕．しかしこの方法では，対流圏内で上昇を停止した噴煙の推測値の殆んどが観測値よりも著しく高い値を示した．
ただし，これらのうち主に熱帯地域での噴煙の到達高度推測値は圏界面の高度付近を上限としており，噴火の発生で噴煙よりも高い高度に雲が誘発形成された可能性があるのではないか，と考えている〔６〕．逆に，成層圏へ上昇した噴煙には推測値が低い場合があり，GMS 画像の分解能の制約，あるいは，発達中の噴煙の内部からの熱放出の影響があったのではないかと考えている〔６，８〕．
通常，顕著な噴火の噴煙は水平距離で数１００km 程度まで風で流される．噴煙が流される間に噴煙の水滴や氷粒子が減少し，可視画像では周辺との輝度コントラストが低下して見えなくなる．また，噴煙の密度が低下することで地表からの放射が噴煙を透過する
ため温度コントラストも低下し，表面温度にもとづく噴煙高度の推測は低く求められ，
ついには赤外画像で見えなくなる．このように火山から離れた地点，あるいは，噴火から時間が経過した場合には噴煙の高度が見かけ上低下し，また，実際は存在しているその広がりが GMS 画像では検出されないことになる〔６，８〕．
１９７７年１１月から１
９９５年１２月までの１８年２ヶ月にわたる歴代の GMS の画像の調査によれば，視野内で発生した噴火による噴煙を検出した割合は１２．
１％，このうち１０km 以上へ上昇した噴煙の検出率は８１．
５％であった〔６〕．GMS の分解能は直下付近で優れている
が，GMS の画像で噴煙を検出した火山の分布には特に顕著な地域による偏りは見られない（図３）．

１４８

澤田可洋

図３．GMS の画像で噴煙が検出された火山の分布（黒丸）．

GMS4 号までのセンサーは可視，赤外とも単一の波長帯であったために，スペクトルの特性などから雲と噴煙を識別することがほぼ不可能であった〔４〕．放射の研究にもとづき，水滴，氷粒子からなる雲とシリカ粒子を含む雲とでは１１um 帯と１２um 帯で全放射量の吸収率に差があることから，両帯域の温度差をとることで噴煙と雲の識別が可能であることが提案された〔９〕．温度差を画像化したものは熱赤外差分画像と呼ばれている．
日本では１
９９５年以降運用されている GMS5 号のセンサーにこの２つの赤外波長帯域が装備され〔１０〕，その後噴煙と雲を良好に識別できた事例が蓄積されている〔１１〕．
しかし，１
９９６年１月カムチャッカの Karymsky 噴火で同時に発生した湖岸からのマグ
マ水蒸気噴火の噴煙と，山腹からのブルカノ式噴火による噴煙が，GMS5 号の可視画像で異なる方向へ流れた２つの噴煙として検出されたのに対し，赤外と熱赤外差分画像ではそれぞれ一方の噴煙だけしか検出されていない（図４）．

空中火山災害の防止・軽減 ― 噴煙の広域監視と対策

１４９

図４．１９９６年１月のカムチャッカ，Karymsky 噴火の噴煙．可視画像で東北東と南南東へ伸びる
２つの噴煙 A，B を検出．赤外画像では噴煙 A だけを，熱赤外差分画像では噴煙 B だけを検出した（画像は気象衛星センターと千葉大学石山による）．

図４左側の可視画像で，Cloud A と付したやや明るい噴煙は湖岸の噴火の噴煙であり，暗い階調の Cloud B は山腹からの噴火による噴煙である．Cloud A は，噴火の際に噴煙内に取り込まれた湖水にもとづく多量の氷粒子や水滴を含んでいると考えられ，また，火山灰粒子が氷粒子や水滴で厚くコーティングされている状態が考えられる．このために火山灰粒子による吸収率の特性が失われ，熱赤外差分画像（図の右下）では検出されなかったと考えられる．Cloud B はその高度が周辺の雲とほぼ同様であった（Cloud Aの高度は B より３ km ほど高い）ために温度コントラストが無く，赤外画像（図の右上）で検出されなかったものであろう〔６〕．したがって，噴煙上昇の際に水が多量に取り込まれる噴火様式，すなわち，海底，海岸，湖水，湖岸，氷河下などからの水蒸気噴
火，マグマ水蒸気噴火の噴煙は熱赤外差分画像で識別できない場合があることになる．









１９８０年代初頭に生じた複数の空中火山災害を契機に航行安全に対する噴煙の脅威が世界的に認識され，噴煙と航空機の遭遇を回避する方式が検討された．WMO（世界気象機関）では火山灰を含む噴煙による航行安全の確保を図るため IAVW（国際航空路火山
灰雲監視：International Airways Volcano Watch）を設置した．IAVWはICAOの推進の元に世界で９つの気象センターを指名し，各センターはそれぞれの担当責任空域における
VAAC として噴煙の検出・追跡，移動・拡散の予測，それらの情報発信を担当している．

１５０

澤田可洋

日本では気象庁が指名され，羽田にある東京航空地方気象台の航空路火山灰情報センター（Tokyo-VAAC）がカムチャッカからフィリピンにいたる空域を担当している．各
VAAC の名称と担当空域は図１に示した．
航空機から噴煙を検出するシステムが実用化されていない現在，噴煙に関する情報を地上で処理し，その結果を航空機へ伝達する方式が取られている．図５は Tokyo-VAAC
における噴煙検出から情報発信までのフローである．外国や国内の噴火発生に関する情報は火山観測機関から電報で入電し，噴煙が航空機で目撃された場合は噴煙に関する情報が入電する．また，VAAC ではルーチンとして GMS 画像等を解析して噴煙の発見・追跡を行っている．
噴火に関する情報や噴煙の広がり，移動・拡散の予測などの情報は，Tokyo-VAAC から新東京航空地方気象台（成田），航空局，航空気象官署，航空会社，外国の VAAC 等
へ航空路火山灰情報（VAA: Volcanic Ash Advisory）として発信される．また，新東京
航航空地方気象台からはSIGMET（Significant Meteorological Advisory）情報が，航空局からはNOTAM（Notice to Airmen）情報が航空関係者へそれぞれ発信され，これらの情報が最終的に飛行中の航空機に伝達されている．



図５．Tokyo-VAAC における噴煙監視と航空関係機関等への情報の流れ．

VAAC を運営している外国では日本と異なり気象と火山監視が異なる機関で実施されている．国内の気象，火山，航空の関係機関の密接な連携と相互協力が不可欠な業務であるが，噴煙は国境にかかわらず広域に拡散するものであり，噴煙の監視には国際的な協力もまた不可欠である．

空中火山災害の防止・軽減 ― 噴煙の広域監視と対策

１５１


空中火山災害を防止・軽減する上で，人工衛星による噴煙の検出と追跡，モデルによる噴煙の移動・拡散予測が行われているが，薄くなった噴煙の検出，多量の水滴や氷粒子を含む噴煙と雲の識別，正確な噴煙到達高度の即時推測や噴火規模の評価，などが依然として大きな課題である．このためには噴煙の検出・識別機能の向上や画像処理手法の開発とともに，噴煙の実態の観測，噴煙の物理的・光学的性状に関する研究の進展が望まれる．航空機の巡航速度が時速９００km の場合，その移動距離は１分間で１５km，毎秒では２５０m である．航空機搭載の噴煙検出センサーの実用化が望まれる次第であるが，まずは，航行安全に脅威を及ぼす噴煙から航空機が一刻も早く回避するために操縦席までいかに早く正確な情報を伝達するかが最大の課題である．

この発表の機会を与えていただいた鹿児島大学木下紀正教授に感謝いたします．また，
これまで GMS 画像による噴煙の解析の際にお世話いただいた気象衛星センター関係各
位と千葉大学石山隆博士に御礼申し上げます．
〔１〕Miller, T. P. and Casadevall, T. J. (1999): Volcanic Ash Hazards to Aviation,(H. Sigurdsson, B. Houghton, S. R. McNutt, H. Rymer and J. Stix eds.) 









 

 


Academic Press, 915-930.
〔２〕Przedpelski, Z. J. and Casadevall, T. J. (1994): Impact of Volcanic Ashfrom 15 December 1989 Redoubt Volcano Eruption on GE CF6-80C2 Turbofan
Engines, (T. J. Casadevall ed.) 






  

 












 











 

 












U. S. Geological Survey Bulletin, 2047,
129-135〔３〕Sawada, Y. (Seismology and Volcanology Research Division, MRI) (1987): Studyon Analyses of Volcanic Eruptions based on Eruption Cloud Image Data obtainedby the Geostationary Meteorological Satellite (GMS), 







   











   






22, 1-335.
〔４〕Sawada, Y. (1989): The Detection Capability of Explosive Eruptions using GMS
Imagery and the Behavior of Dispersing Eruption Clouds, (J. H. Latter ed.)








  




















 Springer-Verlag BerlinHeidelberg, 233-245.
〔５〕Sawada, Y. (1994): Tracking of Regional Volcanic Ash Clouds by Geostationary
Meteorological Satellite (GMS), (T. J. Casadevall ed.) 






  


















 












 

U. S. Geological
Survey Bulletin, 2047, 397-404〔６〕澤田可洋 (2002)：静止気象衛星「ひまわり」の画像による噴火噴煙の解析，地学雑誌，
111, 374-394.
〔７〕Tokuno, M. (1991): GMS-4 Observation of Volcanic Eruption Clouds from Mt.
Pinatubo, Philippines, 








 





 











 23, 1-14
〔８〕澤田可洋 (1998)：GMS 画像における１９８６年１１月２１日伊豆大島噴火の噴煙の最高高度と位置の補正 , 日本リモートセンシング学会誌 , 18, 359-368.
〔９〕Prata, A. J. (1989): Observations of Volcanic Ash Clouds in the 10-12μ Windowusing AVHRR/2 Data, 










 

  









10, 751-761.

１５２

澤田可洋










〔１０〕Tokuno, M. (1997): Satellite Observation of Volcanic Ash Clouds, 











 
33, 29-48.

〔１１〕斎藤祥司 (2000)：航空路火山灰情報，気象，516, 8-15.








 















 




  
 

















 



―
Yoshihiro SAWADA
Nagasaki Marine Observatory, Japan Meteorological Agency
E-mail: y-sawad-a@met.kishou.go.jp







The increases of distance, time and frequency of flight operation of large aircraftwith many passengers since the beginning of 1980 also caused the increases of severe
incidents of aviation safety by encounters of aircraft with volcanic ash cloud,generating sudden power-loss of jet-engines and damage of aircraft. To preventand mitigate such aerial volcanic disaster, the system to urgently inform to the cockpit
from the ground about the findings of ash cloud, observed cloud-extent, estimatedtop-altitude and forecast of cloud-dispersion has been established in the world.
Detection and tracking of ash cloud are effectively conducted with satellite
images of NOAA, GOES and GMS. However, there are still subjects to be solvedfor detection, discrimination and prompt estimation of top altitude of ash cloud.








 No．

，


















 

南太平洋海域調査研究報告
３７
１５
３
−
１
６
３
，
２
００
３
列島火山の噴煙活動を探る









１５３

 









 















 
 







Andrew C. TUPPER1,2＊ , Jason P. DAVEY1, and Rodney J. POTTS1
1

Bureau of Meteorology, GPO Box 1289K, Melbourne Vic 3001, Australia
Kagoshima University, Kagoshima, Japan, and Monash University, Melbourne, Australia*E-mail: A.Tupper@bom.gov.au

2

アンドリュー C．タッパー １，２・ジェイソン P．デービー １・ロズニー J．ポッツ１
オーストラリア気象庁，GPO Box 1289K，メルボルン，ビクトリア ３００１，オーストラリア

１

鹿児島大学教育学部およびモナーシュ大学，メルボルン，オーストラリア

２
ダーウィン火山灰情報センターにおいて現在実施しているリモートセンシング操作について述べる．担当地域の火山は２００２年後期に特に活発であり，GMS-5やNOAA/AVHRR-16，
Aqua/MODIS による Raung（インドネシア，ジャワ）や Ruang（インドネシア，Sangihe島）の衛星画像を示す．また，１９９９年パプアニューギニア・ラバウル火山からの 火山
性雷雨 について示す．極軌道衛星のより高い分解能は，小さい噴火の細部の検出に重要であるが，静止衛星の高い時間分解能は，有効な警告サービスのために決定的である．
窓分割法は火山灰検出において主要な方法である．GMS-5 は，Ruang の噴火など窓分割法を用いた火山灰の検出に有効である．成層圏の温度逆転や不充分な較正によってもたらされる 誤報 はダーウィン火山灰情報センターで使っている強調処理法で最小に抑えることができる．極軌道衛星の各スペクトルバンドの利用は，噴煙の性質を理解するの に 役 立 つ．Aqua/MODIS の０４. １５μm 反 射 バ ン ド は Ruang の 噴 火 を 明 瞭 に 検 出 し，
NOAA-16/AVHRR の１６. μm バンドは，Ruang の噴煙と氷雲をはっきりと区別した．







We briefly describe current operational remote sensing at the Darwin Volcanic
Ash Advisory Centre. The region has been particularly active during the second
part of 2002, and we show GMS-5, NOAA/AVHRR-16, and Aqua/MODIS datafrom eruptions of Raung (Java, Indonesia), and Ruang (Sangihe Islands, Indonesia).
We also show a possible volcanic thunderstorm from Rabaul, Papua New Guinea,
in 1999. The higher spatial resolution of polar orbiting instruments is importantfor examination of eruption details and detection of small eruptions, but the hightemporal resolution of geostationary satellites is critical for an effective warning
service. The split-window method is the primary method of volcanic ash detection.
GMS-5 can be effective at detecting ash with the split-window method, particularly１５４

A. C. TUPPER, J. P. DAVEY，R. J. POTTS

in the eruption at Ruang. False alarms caused by the stratospheric temperature
inversion and poor instrument calibration can be minimised with the enhancement
techniques used in Darwin. The availability of more spectral bands in polar orbiting
satellites can help us understand the nature of eruption clouds. The 0.415µm reflective band on Aqua/MODIS observed the Ruang eruption distinctly, and the 1.6µm
band on NOAA-16/AVHRR clearly distinguished the Ruang eruption cloud fromglaciated meteorological cloud.












Volcanic eruptions in the southwest Pacific and Indian Ocean area pose a danger
for aircraft because of the hazardous effects of volcanic ash (JOHNSON
and CASADEVALL, 1994). Volcanic Ash Advisory Centres issue advisories of volcanic
clouds to aviation and meteorological authorities as well as commercial airlines, underthe International Airways Volcano Watch (ICAO, 2000). In the western Pacific andeastern Indian Ocean, four Volcanic Ash Advisory Centres are responsible for forecasting
the dispersion of volcanic ash cloud (Fig.1).
Fig.1

Boundaries between the areas of responsibility of Volcanic Ash Advisory
Centres (VAACs) in the region, after
ICAO (2000). The locations of the volcanoes discussed in this paper are also
shown.

VAAC 航空路火山灰情報センターの担当地域間の境 界（国 際 民 間 航 空 機 関 に よ る）．Raung 火 山・Ruang 火山・Rabaul を▲で示す．

TUPPER and KINOSHITA (2003) describe aircraft and ground observations of
volcanic eruptions in the region, the necessity for resourcing ground-based observations,and also show many images of eruptions in the region. Here we explore the operational
remote sensing techniques currently used in the Darwin Volcanic Ash Advisory Centre,
and show three recent eruptions. Indonesian volcanoes had been relatively inactive
since the eruptions of Rinjani (Lombok) and Merapi (Java) in 1994, so the recent
activity in the region provides a good opportunity to evaluate current techniques.














 




The split-window method (PRATA, 1989a,b) is the primary tool for discriminating
volcanic ash from meteorological cloud. The introduction of the GMS-5 satellite in1995 provided the first opportunity to use this technique on a geostationary platformin the western Pacific. Despite lower resolution and band separation than the NOAA/AVHRR
satellites, GMS-5 was shown to have potential for ash discrimination with the Ruapehu
eruptions in New Zealand (POTTS and TOKUNO, 1999). TOKUNO (2000) compared the








  












 










１５５

effectiveness of GMS-5, NOAA/AVHRR, and the (at that stage) forthcoming MTSAT
for theoretical cases.
The limitations of the split-window method are well known and are important in






the moist tropics (ROSE , 1995, POTTS and EBERT, 1996, SIMPSON , 2000,
PRATA , 2001). To supplement the split-window method, visible and infrared imagery
is used extensively. The skill of the satellite analysts is extremely important for proper
imagery interpretation. The complexity of, and variation between, volcanic clouds has
so far precluded the development of a functional, automatic detection system.
The Darwin Volcanic Ash Advisory Centre is co-located with the Darwin Regional
Specialised Meteorological Centre in the Bureau of Meteorology s Northern Territory
Regional Office. GMS-5 and NOAA/AVHRR data are received locally and displayedusing the University of Wisconsin s McIDAS system, which is the standard operational
display system in the Australian Bureau of Meteorology.
The implementation of the split-window method at the Darwin Volcanic Ash Advisory
Centre has two important features. Firstly, the split-window imagery is combined with
infrared imagery to provide a display that shows normal clouds in the standard infraredenhancement, but shows negative brightness temperature differences in varying shadesof green to red. Secondly, the tendency of technique to show false alarms with hightropical thunderstorm tops, due to convection penetrating the tropopause and calibration
errors at very cold temperatures (POTTS and EBERT, 1996), has been almost eliminated.
This is achieved by imposing a more negative detection threshold at very cold temperatures.
Ash detection using the split window technique requires semi-transparent cloud that
does not have very cold brightness temperatures, so this modification does not reduce
the probability of ash detection.
To supplement operational imagery, additional imagery is used for post-analysis,
such as SPOT Quicklook data from the CRISP facility (CARN and OPPENHEIMER, 2000),
and MODIS and TOMS data from NASA.






   




 







   
















One of the difficulties in the tropics is that small eruptions or even just hot volcanoes
can interact with the moist atmosphere to produce convective activity, which may or
may not include volcanic ash. OSWALT et al (1996) observed this phenomenon repeatedly
during the post-paroxysmal eruptions of Pinatubo in the Philippines in September 1991.
Fig.2 Possible volcanic thunderstorm from
Rabaul, Papua New Guinea, GMS-5
IR1, 21 September 1999, 0730 UTC.
パプアニューギニア・ラバウル火山からの 火山性
雷 雨 と 思 わ れ る 雲．１
９９９年９月２１日０７３０ UTC（世界時）， GMS-5 赤外１バンドの画像．

１５６

A. C. TUPPER, J. P. DAVEY，R. J. POTTS

Fig. 2 shows a possible example of this at Rabaul in 1999. In this event, the volcano
was known to be unusually active, with a vent opening on the Tavurvur cone on 17
September and giving continuous emissions of dark grey ash clouds for the next eightdays (SMITHSONIAN INSTITUTION, 1999).
The cloud in Fig. 2 has the appearance of a cumulonimbus. Ash was not detectedusing the split-window technique, and there were no ground reports of explosions relating
to this event. Visual observations of volcanic clouds are always restricted during thenight, so the event could not be verified from the ground. The Darwin Volcanic Ash
Advisory Centre inferred that the cloud was associated with the volcano based solely
on the location of the isolated cloud exactly over Rabaul, and the unusual timing of
the thunderstorm.







   












A NOAA-16/AVHRR image of an eruption from Raung is shown in Fig. 3. The
eruption generated an ash cloud reported to approximately 30,000 feet (approx. 9000
metres) by an international passenger aircraft.

Fig.3 Eruption of Raung, east Java, Indonesia. NOAA-16 / AVHRR image,
0612 UTC, 25 August 2002. a) Band 2, b) Band 4, c) T4- T5 image,white indicates negative. The right hand arrow indicates the locationof the volcano, the left arrow indicates the maximum plume extent at
this time. The observatory for this volcano is 7 km to the southeast,
covered in cloud.
２００２年８月２５日０６時１２分 UTC インドネシア・東ジャワの Raung 噴火の NOAA-16 /AVHRR 画像．それぞれ a)２バンド，b)４バンド，c)４バンドと５バンドの差画像（白い部分は負）．各画像中の右側の矢印は火山の場所を示し，左の矢印はこのときの噴煙の最大の広がりを示す．Raung 火山観測所は南東７に位置するが，雲に覆われている．

Height estimation is a critically important factor in understanding the evolutionof clouds from each eruption. SAWADA (1987, 2002) has highlighted serious problems
in reliable height estimation, and TUPPER and KINOSHITA (2003) give more
examples and discuss the reasons for some height estimation errors. It is often problematic
to use blackbody temperatures when estimating the height of volcanic clouds (OPPENHEIMER, 1998). Note that observations are usually reported to a round number in theunit that the observer is most familiar with - so aircraft reports will tend to be 15,000,








  












 










１５７

20,000, 25,000 feet and so on above mean sea level, while volcanological reports
might be 500, 1000, 2000, or 5000 metres above the summit height. Often precise eruption
heights reported in literature may be the result of a literal conversion of an approximate
measure in another unit. In this case, no ground report of the eruption was made,as the observatory 7 km to the southeast was covered in cloud. The eruption cloud
was very dark on visible images (3a), and moderately cold on infrared imagery (3b),with a minimum brightness temperature of about 259 ゜K.
Fig.3(c) is a split-window image, with negative 11-12 µm (T4 - T5) differences shownin grey to white shades. The western part of the eruption cloud shows brightly because
it is diffusing, and the split window technique detects the ash easily. Because thecloud is still dense close to the volcano, the split window technique is ineffectiveand the ash is not detected there (PRATA , 2001).

Fig.4 Scatter diagram over area of Fig. 3. T4 T5 differences are plotted against the
T4 brightness temperature. The distinctive
U shape of an ash cloud is evident,
as is the positive T4-T5 bias from low
level water vapour.
Fig.3 に示した地域の，４バンド−５バンドの輝度温度差と４バンドの輝度温度の散布図．
火山灰雲に特有のＵ の形がはっきりしている．低高度の水蒸気は T4‐T5 が正の傾向を与える．

Scatter diagrams are used in operations in Darwin to examine the results ofthe split-window method over a suspected eruption cloud (Prata et al, 2001). In Fig.
4, the main body of the ash cloud is visible as a U shaped curve of T4 -T5, withthe strongest difference of -5.5 ゜K (marked with b ). At higher temperatures, theeffect of absorption by water vapour near the ground is strongly evident (marked a )in fact the positive difference of T4 - T5 is commonly used to estimate the amountof water vapour in the atmosphere. The operational use of scatter diagrams enables
instant diagnosis of the effect that water vapour is having upon volcanic ash detection(PRATA et al, 2001). Examination of the diagram also suggests that a representative
black body temperature to use for the cloud top would be about 255 ゜K, consistent
with an altitude of approximately 7500 metres based on temperature sonde data.







 
 

















  

This eruption has many interesting aspects that are under investigation. TUPPER
and KINOSHITA (2003) noted how well the dispersing ash and gas clouds were observedby the MODIS instruments, and also discussed the difficulty of ground based height
estimation for this eruption. Fig. 5 a) shows another interesting MODIS observation,

１５８

A. C. TUPPER, J. P. DAVEY，R. J. POTTS

from the Aqua/MODIS pass over the young eruption cloud. The cloud has a low
albedo in all of the visible bands on MODIS, to varying degrees. However, in the
0.415 µm band, normally used for ocean colour measurement, all clouds in the surroundingarea appear quite saturated, giving a very high contrast with the eruption cloud. The
response in this band will be worth exploring for other eruptions, although if it only
occurs for clouds with an obviously low albedo in other visible channels, then it will
have limited operational benefit.
Fig.5 b) is a NOAA-16 pass over the eruption cloud shortly afterwards, shownwith channel 3A (1.6 µm), which is normally used for snow and ice discrimination.
This band is already known to be useful for plume identification (KINOSHITA ,2002). In the figure some of the many glaciated thunderstorm clouds are marked witharrows, and all appear dark coloured because of the response of the channel to theice in the clouds. The eruption cloud, however, actually shows brighter in the central
and highest part, although slightly darker around the edges where it is thought there
is a higher ice content. Using this channel, we may be able to objectively measure
the relative ice content in the tops of optically thick eruption clouds.

Fig.5 The eruption of Ruang, seen in a) 0.415 µm band of Aqua/MODIS
at 0450 UTC, 25 September 2002, and b) NOAA-16/AVHRR 3A (1.6µm) at 0531 UTC, 25 September 2002. Glaciated thunderstorm clouds,
appearing dark, are indicated by arrows in b).
２００２年９月２５日の Ruang 噴火．a) ０４５０UTC の Aqua/MODIS（０.４１５ µm）による画像，b) ０５３１UTC の NOAA-16/AVHRR（3A １.６ µm）． b) では矢印で示すように，氷粒の雷雲は暗く見える．

An abbreviated GMS-5 sequence from the eruption is shown in Fig. 6. The
enhancement shown here is the operational infrared and split-window enhancement discussed earlier. In the greyscale reproductions, a weak split window signal appears
white and a strong signal appears dark grey. Five different levels of cloud are shown
here, with A lowest (near ground level) and E highest (perhaps over 20 km high).
In visible imagery, the A level can be subdivided further with a sheared, bifurcating
plume evident before the major eruption. The speed of movement varies from approximately 60 km/h towards the west for the B level cloud in the mid-troposphere, to








  












 










１５９

60 km/h eastwards for the E plume which is presumed to be moving with stratosphericwinds. The D level cloud, probably at just above tropopause height, is drifting slowly
westwards with an average speed of 9 km/h.
The B and D clouds give very strong ash responses in the split window algorithm.
A is small and low and is not detected, and C appears to be a shallow cloudwith high ice content as well as ash, with no ash detected using the split-window algorithm.
E is thought to have contained SO2 (from GOME imagery, http://www-iup.physik.unibremen.de/gomenrt/), but ash was not detected with the split window algorithm. TOMS
imagery detected SO2 and ash from the westward moving clouds, but not cloud E

Fig.6 GMS-5 images of the Ruang eruption, with frames a-c at 0545 UTC, 1040
UTC, and 1640 UTC respectively on 25 September 2002, and framesd - f at 0045, 0440, and 0640 UTC on 26 September 2002. This is
the combined IR / Split-window enhancement from Darwin Volcanic
Ash Advisory Centre, converted to greyscale. Five different altitudesof eruption cloud are identified here, with A lowest and E highest.
Ruang 噴火の GMS-5 画像．a~c は２００２年９月２５日の０５４５・１０４０・１６４０ UTC であり，d~f は２００２年９月２６日の００４５・０４４０・０６４０ UTC である．これはダーウィン火山灰情報セ
ンターによる赤外と split-window 法を組み合わせ強調の，グレースケール表示である．
ここで噴煙の高さは，最も低い A から最高の E まで５段階で区別されている．

１６０

A. C. TUPPER, J. P. DAVEY，R. J. POTTS(S. Carn, personal communication). In operational work, all volcanic clouds are assumed
to contain ash, but certainly in this case the movement of the B and D clouds
determined the main warning strategy.

Fig.7 NOAA-16/AVHRR image from 1830 UTC, 25 September, 2002, showing
Ruang eruption clouds and false alarms . Frame a) shows the combined
IR / split-window without filtering out false alarms. The ash clouds
are arrowed on the right, and the false alarms are arrowed on theleft. Frame b) shows the same image after filtering for false alarms.
Ruang 火山の噴煙と 誤報 を示す２００２年９月２５日１８３０ UTC の NOAA-16/AVHRR 画像．
a) 誤報除去のフィルターをかけていない，赤外と split-window 法を組み合わせた画像．右側の矢印は火山灰雲で，左側は誤報．b) は誤報除去フィルターをかけたもの．

Fig.7 shows the 1830 UTC NOAA-16 pass over the area, with two slightly different
enhancements shown. Fig 7 a) is the infrared / split-window combination previously
used at Darwin Volcanic Ash Advisory Centre, without the filtering of false alarms
from high meteorological cloud tops. The deep convection on the left of the image
erroneously shows ash in the central, cold areas. Fig 7 b) is the same area after cold
cloud false alarms are filtered out. The area identified as ash in the known volcanic clouds
has not changed, but the thunderstorm tops now appear normally.








  












 










１６１

Fig.8 Scatter diagrams as in Fig.4 for NOAA-16/AVHRR, 1830 UTC, (black,small dots), and GMS-5, 1840 UTC 25 September 2002 (grey, large dots),over the region of the eruption and the surrounding meteorologicalclouds. The arrows indicate diagram features characteristic of volcanic
ash clouds.
２００２年９月２５日 の NOAA-16/AVHRR（１８３０ UTC，黒 点 で 示 す）と GMS-5（１８４０
UTC，灰色の大きなドットで示す）の，噴煙と周囲の氷雲の地域について，図４と同様の散布図．矢印の部分は火山灰雲に独特なグラフの特徴を示している．

Fig.9 Scatter diagram for Aqua/MODIS, 1710 UTC, 25 September 2002, overa similar area to Fig.8, and overlaid (in black) on the data from Fig.8(in grey).
２００２年９月２５日の Aqua/MODIS １７１０ UTC の散布図を図８と同様な地域の散布図を黒く表示し，図８を灰色について重ねたもの．

Fig.8 is a scatter diagram for the area, with the NOAA-16 data in black, andthe lower resolution GMS-5 data overlaid in grey. Both satellites identify the ash
clouds (arrowed) very well. The NOAA data has a higher water vapour response (a)than GMS-5 (b), which is expected because the two infrared channels have greater
separation on AVHRR. The calibration problems at cold temperatures are evident from

１６２

A. C. TUPPER, J. P. DAVEY，R. J. POTTS

the negative values near 210 ゜K. Fig. 9 is another scatter diagram of Aqua/MODIS
data from 80 minutes earlier, using the 11 and 12 µm channels. The MODIS channel
response is not quite equivalent to the AVHRR channels. T(11 µm)-T(12 µm) for MODIS
data also appears to be less negative than AVHRR for very cold temperatures.


















The performance of the split window technique using GMS-5 during the eruptionof Ruang in particular, illustrates how important geostationary instruments are for Volcanic
Ash Advisory Centre operations. The relatively high temporal resolution allows the trackingof rapid cloud evolution, and more than compensates for the reduced sensitivity of
the instrument. With careful application of the split-window algorithm, false alarms canbe minimised, and meteorologists can use their skills in satellite analysis to identify
volcanic clouds not identified by the split-window algorithm. Thorough training of meteorologists in volcanic cloud identification and behaviour is very important to support
operational work.
Smaller eruptions can only be effectively observed by higher resolution, high temporal
resolution satellites. The need for high temporal resolution exists mainly in the close
vicinity of the volcanoes, as older, drifting ash clouds usually evolve slowly comparedto fresh eruption cloud. During the night or in cloudy conditions, many small eruptions
will not be identified using current meteorological satellite systems, and ground based
observations are the only effective way to warn for ash cloud. Volcanic thunderstorms
will also be difficult to identify in most circumstances.
Height measurement of volcanic clouds remains a difficult and important issue.




 

Dali Ahmad of the Indonesian Directorate of Volcanology and Geological Hazard
Mitigation has been very helpful in answering many questions and providing eruption
observations. Mark Kersemakers and Sally Cutter of the Darwin Volcanic Ash Advisory
Centre contributed to the analysis of these cases. The Space Based Observations Sectionof the Bureau of Meteorology also helpfully provided data. Megumi Koyamada of theFaculty of Education, Kagoshima University, prepared the Japanese translations, and Kisei
Kinoshita provided many useful comments during the process.









CARN, S.A. and OPPENHEIMER, C. (2000): Remote monitoring of Indonesian volcanoes using satellite data from the Internet, 










 

  












21, 873 - 910.
ICAO (2000): International Civil Aviation Organisation International Handbook on
the International Airways Volcano Watch (IAVW),  Doc 9766-AN/968.
JOHNSON, R.W. and CASADEVALL, T.J. (1994) Aviation safety and volcanic ash clouds
in the Indonesia-Australia region, Proceedings of the First International Symposium on volcanic ash and aviation safety, 




 
 


 












  












 










１６３

2047, 191-197
KINOSHITA, K., C. KANAGAKI, N. IINO, M. KOYAMADA, A. TERADA and A.C. TUPPER(2002): Volcanic plumes at Miyakejima observed from satellites and from






  







the ground, 







 






























 
  











   



 










 













OPPENHEIMER, C. (1998): Volcanological applications of meteorological satellites,











 

  











192829 - 2864
OSWALT, J.S., W. NICHOLS and J.F. O HARA (1996): Meteorological observationsof the 1991 Mount Pinatubo eruption, In: C.G.Newhall, and R.S.Punongbayan(Eds),   


















 
625-636.
POTTS, R.J. and E. EBERT (1996): On the detection of volcanic ash in NOAA AVHRR
infrared satellite imagery, 






  
 











 









 

 
 






POTTS, R.J. and TOKUNO, M. (1999): GMS-5 and NOAA AVHRR satellite observations of the New Zealand Mt Ruapehu eruption of 19/20 July 1996. 


















 















  
























PRATA, A.J. (1989a): Infrared radiative transfer calculations for volcanic ash clouds,









 
16, 1293-1296.
PRATA, A.J. (1989): Observations of volcanic ash clouds in the10-12 um windowusing AVHRR/2 data, 










 

  











10, 751-761.
PRATA, A.J., BLUTH, G.J.S., ROSE, W.I., SCHNEIDER, D.J., and TUPPER, A.C. (2001):
Comments on Failures in detecting volcanic ash from a satellite-based tech





 












78, pp 341-346.
nique , 
ROSE, W.I., DELENE, D.J., SCHNEIDER, D.J., BLUTH, G.J.S., KRUEGER, A.J., SPROD,
I., MCKEE, C, DAVIES, H.L. and ERNST, G.G.J. (1995): Ice in the 1994 Rabaul
eruption cloud: implications for volcano hazard and atmospheric effects,







375, 477-479.
SAWADA, Y. (1987): Study on analysis of volcanic eruptions based on eruption
cloud image data obtained by the Geostationary Meteorological Satellite(GMS), 







 





















  , 335pp.
SAWADA, Y. (2002): Analysis of Eruption Cloud with Geostationary Meteorological
Satellite Imagery (Himawari), 







 










111, 374-394.
SIMPSON, J.J., G. HUFFORD, D. PIERI and J. S. BERG (2000): Failures in detecting
volcanic ash from a satellite-based technique, 





 










72, 191-217.






 

SMITHSONIAN INSTITUTION (1999): Report on activity at Rabaul, 
















24:10TOKUNO, M. (2000) MTSAT Window Channels (IR1 and IR2) Potential for Distinguishing Volcanic Ash Clouds, 








 





 



















 
38, 1-11
TUPPER, A.C. and K. KINOSHITA (2003): Satellite, Air and Ground Observations
of Volcanic Clouds over Islands of the Southwest Pacific, 





 


 

23. in press.

南太平洋海域調査研究報告
１６４
No．
３７，
１６４−１
長
７１，
幸平・光本昌也・他
２００３
列島火山の噴煙活動を探る



長

幸

平＊・光

本



昌

也・下

田

陽

久・松

前

義

昭

東海大学情報技術センター







  

 







 










Kohei CHO*，Shoya MITSUMOTO，Haruhisa SHIMODA
and Yoshiaki MATSUMAE
Tokai University Research and Information Center*E-mail: kcho@keyaki.cc.u-tokai.ac.jp

東海大学では，各種地球観測衛星データの受信・処理・解析の研究を行っているが，その一環として，災害監視等への衛星画像の即時利用について様々な検討を行ってきてい る．こ こ で は ピ ナ ツ ボ 山 噴 火 時 に お け る MOS-1 衛 星 デ ー タ 観 測 事 例，気 象 衛 星
NOAA の画像を使った即時監視システムの構築，アラスカ大学と共同で実施した気象衛星 NOAA 画像による広域監視の事例を取り上げ，衛星による火山監視の利点と課題を整理する．


熊本にある東海大学宇宙情報センターには直径１１m の大型 X バンドアンテナを始め，
大 小 各 種 の 地 球 観 測 衛 星 受 信 ア ン テ ナ が 設 置 さ れ て お り，日 夜，Terra/MODIS,
SeaStar/SeaWiFS, NOAA/AVHRR, GMS/VISSR 等の衛星データを受信・処理している．
これらの衛星データは目的に応じて東京にある情報技術センターにオンラインで伝送され，解析等の高次処理が行われる．筆者らは，こうした受信から解析までの流れの中で，火山等の災害監視への衛星画像の即時利用の可能性を多角的に検討している．今回は，これまでに実施した火山監視に関連した研究事例を３件取り上げ，衛星による火山監視の利点と課題について考えてみたい．

図１に示す画像は，１９９１年６月に噴火したフィリピン・ルソン島のピナツボ山の噴火
前後に東海大学で受信処理した地球観測衛星 MOS-1 の画像である．これらの画像は地球観測衛星による火山監視の有用性を強く示唆している．しかし，衛星で常に，噴火前後の良好な画像がタイミングよく得られるわけではない．後日，筆者らは，噴火前の古い衛星データを迅速に入手する手段の検討を行った．オンラインで米国地質調査所のEROS データセンターのデータベースを検索し，検出した噴火以前の Landsat/MSS 画像

火山の即時監視を目的とした衛星画像配信システムに関する研究

１６５をインターネット経由で米国から伝送する実験を実施したところ３時間ほどで１シーン分のデータが転送できた．
上記のデータ伝送実験は，同センターの職員の協力により実現したが，緊急時はこうした処理・伝送手順が自動化されていないと実用性は低い．また，噴火などの災害の被害状況等を速やかに把握するためには，平静時の対象域（例えば噴火前の火山周辺）の最新の画像を常に取得し，幾何補正をしておくことが望ましい．こうした処理の自動化
や衛星画像・地図のデータベース化が，火山等の災害監視への衛星画像の即時利用には不可欠である．

噴火前（１９８９/１１/２５）

噴火中（１９９１/７/５）

噴火後（１９９１/１２/５）

図１．ピナツボ山の噴火前後を捉えた MOS-1 画像．





災害監視において衛星センサの分解能は高いに越したことはないが，通常，センサが高分解能になるに連れ，観測範囲は狭く，観測頻度も低下する．可視赤外センサの場合，
天候により観測頻度はさらに低下し，噴火前後にタイミングよく良好な画像が得られる
ことはまれである．また，高分解能衛星の場合，受信・処理・解析に手間取り，即時監視には充分役立てずにいるのが現状である．
一方，気象衛星 NOAA は分解能は１ km と低いものの，現在，５機体制で運用されており，１日１０回程度の観測があり，即時監視に適している．また，受信処理系も高分解
能衛星に比べ処理手順が少なく自動化しやすい．こうした背景から，筆者らは，受信・処理・解析・配信を一体化することで，NOAA 画像を火山等の即時監視に役立てるシステムの開発を進めている．
表１．NOAA/AVHRR センサの諸元．

Ch.

）
観測波長帯（

１

０．
５８〜０．
６８（可視）

２０．
７２５〜１．
１０（近赤外）

３

３．
５５〜３．
９３*（中間赤外）

４１０．
３０〜１１．
３０（熱赤外）

５１１．
５０〜１２．
５０（熱赤外）分解能（km）

観測頻度

１．
１

衛星１機で
１日２回以上*NOAA15 号以降，１．
５７〜１．
７８
と３．
５５〜３．
９３
と時間を分割して観測

１６６

長

幸平・光本昌也・他
NOAA衛星のAVHRRデータを使った hot spot 等の検出では中間赤外バンド（Ch3）の有効性が知られており，Dean ら［１］は Ch.3 が約５０で飽和することを利用して火口付近の観測値から火山活動を自動検知する Okmok アルゴリズムを開発し，実際に火山の常時監視に利用している．Okmok 火山（火口の直径が約１０km）のように hot spot がAVHRR の分解能と同等またはそれ以上の場合には有効な手法である．しかし，わが国の多くの火山はその直径が１ km よりも遥かに小さく（桜島の火口の直径は約３００m），
Ch.3 の観測値は hot spot 周囲の地表の放射輝度温度と平均化され，観測値が飽和することは稀である．そこで，筆者らは，観測値が飽和しないような状況における hot
spot 等の自動検出の可能性について検討を行った［２］．
対象地域は鹿児島県桜島とし，期間は，１９９９年１１月２５日〜１２月１８日とした．hot spotにおける Ch3 の観測値が周囲に比べて高くなることを利用し，その画像から桜島南岳の火口を中心とした３×３画素（約３ km ×３ km）の領域を切り出し（図２参照），その領域内の最大値と最小値の差（Δ T）の時系列変化から hot spot や噴煙等の火山活動の自動検知を試みた．噴煙と雲の識別には Prata［３］や木下ら［４］が提案している Ch4 と Ch5の差を利用した．
NOAA 画像の目視判読と鹿児島大学木下紀正教授提供の現地ビデオ画像で評価した結果，Δ T ≧１５を条件として検出された８回中，６回は実際の現地ビデオでも噴煙が確認されていた（図３参照）．これは，hot spot 等の自動検出の可能性を示唆してはいるが，実際には，地上のビデオ画像で雲が無く噴煙が確認できていても衛星画像では雲が覆っていたりする場合も多く，正解率のようなかたちで単純に評価はできない．また，衛星の軌道や姿勢の関係で，画像の幾何学的精度が大きく劣化する場合があり，３×３画素の範囲に火口が入らないケースもあった．

図２．AVHRR 画像中の対象領域の切り出し．

火山の即時監視を目的とした衛星画像配信システムに関する研究

１６７

hot spot

図３．Δ T の時系列グラフによる hot spot 等の検出．




筆者らは，上記のような自動検出の検討と並行して，火山監視への判読利用を目的とした NOAA 画像の即時閲覧システムの開発を進めている．本システムでは，対象地域
を桜島（南岳），諏訪之瀬島（御岳），三宅島（雄山）とした．閲覧できるのは各々の火口を中心とした２００km ×２００km の領域とし，以下の５種類の画像を作成することとした．
 Ch.1 可視画像
日中観測の場合，太陽光による噴煙の反射を利用して，Ch.1の可視画像（図４）を噴煙域の把握に使用する．
 Ch.3 中間赤外画像
夜間観測の場合，hot spot 等の検出で有効性が知られている Ch.３の中間赤外画像（図４）を使用する．但し，Ch.3は，そのバンド特性から日中観測では太陽光による地表面の反射が支配的となり，hot spot 等の検出は難しい．
 Ch.5-Ch.4 差画像
日中および夜間に共通する問題として，噴煙と雲の識別が挙げられる．熱赤外バン
ド Ch.4 と Ch.5 では，Ch.5-Ch.4 > 0 ならば噴煙，Ch.5-Ch.4 < 0 ならば雲となる傾向があることから，Ch.5-Ch.4 差画像（図４）を使用することにした．
 RGB 合成画像（日中版）
水蒸気等の影響によって差画像でも識別が難しい場合があるため，噴煙域を強調する目的で RGB 合成画像を用いる．バンドの組み合わせを検討した結果，日中観測において比較的噴煙の強調に優れたものとして，Ch.1, 2, 4 を RGB に割り当てた画像

１６８

長

幸平・光本昌也・他（図４）を使用することにした．
RGB 合成画像（夜間版）
同様に，夜間版としてCh.3, 4, 5をRGBに割り当てた画像（図４）を使用するこ
ととした．



これら５種類の画像は，東海大学宇宙情報センターで NOAA/AVHRR データを受信後，即時処理により作成され，東海大学情報技術センターのWebサーバーへ専用回線を用いて転送される．これにより各画像の更新はデータが受信される毎に行われ，過去に観測された画像も閲覧可能となっている．Web サイトでは，過去３回の観測画像を表示している．画像のフォーマットは，データ量と画質を考慮し，全て JPEG 形式で保存している．これらの画像は現在，以下のサイトで誰でも閲覧できる．
http://www.tric.u-tokai.ac.jp/rsite/r1/vol/vol.htm

 ch.1

 ch.3

 ch.1, 2, 4

 ch.3, 4, 5

 ch.5 - ch. 4

図４．ホームページに掲載中の画像の種類．



アラスカ大学と東海大学はそれぞれに NOAA 受信システムを運用しており，その受信範囲は隣接する関係にある．そこで，両大学ではお互いに受信した NOAA/AVHRR 画
像をインターネットを介して毎日自動交換し，広域なモザイク画像を合成するシステム
を共同開発し，３年ほど試験運用した．図５に全体のシステム構成を，また，合成したモザイク画像の例を図６に示す．広域をカバーするため画素数は５５００画素×３７２３ライン

火山の即時監視を目的とした衛星画像配信システムに関する研究

図５．東海大学・アラスカ大学によるＮＯＡＡ画像交換システム．

図６．ＮＯＡＡ広域モザイク画像．

１６９

１７０

長

幸平・光本昌也・他と大きいが，jpeg 圧縮を用い，かつ画像の半分程度の領域は転送時，データが無い（数値０）ので圧縮効率が良く，データ量は１チャンネル当たり１シーンで８００ＫＢほどにしかならない．この試みは，広域監視の可能性を検討するために実施したものだが，複数の受信局が協力することにより火山等の広域監視が容易に実現可能なことが確認できた．現在，新たな協力方法を模索している．


火山監視における衛星画像利用の有用性は高い．しかし，現在までのところ，高分解能衛星を中心とした衛星観測はシステム運用や処理の制約などから，火山等の即時監視には充分に生かされてはいない．一方，気象衛星は分解能は低くても観測頻度は高く，即時監視に適している．筆者らは気象衛星による即時監視の研究を進めながら，その成果を高分解能衛星による即時監視に役立てていきたいと考えている．

［１］Dean, K., M. Servilla, R. Roach, B. Foster, and K. Engle: Satellite Monitoringof Remote Volcanoes Improves Study Efforts in Alaska, 






 

 











79, No.35, 413, 422-423 (1998).
［２］光本昌也・長幸平・下田陽久・坂田俊文：気象衛星による火山の即時監視に関する研究，日本写真測量学会年次学術講演会論文集，33-34（2001）．
［３］Prata, A. J.: Observation of volcanic ash clouds in the 10-12μm window using
AVHRR/2 data, 









10, Nos.4 and 5, 751-761（1989）．
［４］木下紀正・飯野直子・細山田三郎・菊川浩行・後藤あずみ・齊藤誠一：NOAAAVHRR による火山噴煙の検出と解析，日本リモートセンシング学会第２０回学術講演会論文集，117-120（1994）．







  

 







 










Kohei CHO*，Shoya MITSUMOTO，Haruhisa SHIMODA
and Yoshiaki MATSUMAE
Tokai University Research and Information Center*E-mail: kcho@keyaki.cc.u-tokai.ac.jp







Tokai University is receiving data from various earth observation satellites such
as Terra/MODIS, SeaStar/SeaWiFS, NOAA/AVHRR, GMS/VISSR, at its groundstation in Kumamoto.
The authors are studying various ways to utilize these satellite images for火山の即時監視を目的とした衛星画像配信システムに関する研究

１７１

near-real time monitoring of volcanoes. Three case studies are presented in thispaper, which are 1) eruption monitoring of Mt. Pinatubo with MOS-1 data, 2) nearreal time NOAA image browsing system for volcano monitoring and 3)wide
area monitoring with NOAA data exchange via internet.

南太平洋海域調査研究報告
１７２
No．
３７，
１７２−１８０，
２００福井敬一
３
列島火山の噴煙活動を探る
福
井敬

一気象研究所地震火山研究部
































 





Keiichi FUKUISeismology and Volcanology Research Department,
Meteorological Research InstituteE-mail: kfukui@mri-jma.go.jp

気象庁では１９３０年前後に阿蘇山および浅間山で噴煙観測を開始し，火山監視業務が発足した１９６２年には活動的な１７火山で噴煙観測が行われるようになった．以来火山噴火に前駆して噴煙活動が活発化した例を数多く捉えている．現在は２２火山に監視カメラが設置され，インターネット上で監視できる．噴煙活動には季節変化が含まれ，火山活動を監視する上で障害となるが，気象データからその量を推定することが可能である．噴煙の映像データを用いて火山から放出されている熱量や H2O 量を推定することができ，有珠山２０００年噴火活動の終息時期予測や，２０００年に始まった三宅島の大量脱ガス活動の推移の把握などに活用されている．

高温のマグマが地表に近づけば地熱や噴煙に異常が現れるであろうことが想像される．
実際，噴火前に噴煙活動が活発化したり新しい噴気が出現した事例が数多くある．例えば知床硫黄山１９３６年噴火では噴火の前の年から噴煙や硫気活動が著しく活発化し，草津
白根山では１８９７年の噴火１ヶ月前から湯釜の噴気が始まり，硫黄の噴出も盛んになり，
遂には火炎を発生し始めた．１９３９年噴火時には２ヶ月前から噴煙が認められるようにな
り，その後，急速に活発化し噴火が始まった．安達太良山では１８９９年噴火の９ヶ月前か
ら噴気孔の数や噴気の量が増え，１〜２ヶ月前からゴーゴーと音を立てるようになり，
小規模噴火の後に爆発した（関谷，１９７６）．気象庁では浅間山や阿蘇山で１９３０年前後か
ら噴煙観測を行っており，１９６２年に火山観測業務を全国展開する際，噴煙の高さや量，色などを目視観測する遠望観測が基本的な観測種目の一つとして導入された．さらに，
１９８５年草津白根山に監視カメラが設置されて以降，順次監視カメラが展開され，現在では２２火山の高感度カメラ映像がインターネットを経由して監視できるようになっている．
遠望観測によって噴火に前駆して噴煙活動が活発化する様子が捉えられた事例には，
雌阿寒岳１
９８８年１〜２月噴火：４年前より活発化（図１ a），十勝岳１
９８５年６月火山灰放出および１９８８年１２月噴火：１
９８１年頃より活発化（図１ b），樽前山１９７８年５月

噴煙活動の定量的評価と火山活動監視への活用

１７３

噴火：２〜３年前より活発化（図１ c），吾妻山１９７７年１２月噴火：１年前より活発化（図１ d）などがある．御嶽山１
９８０年噴火後には噴煙活動が衰退していく様子が捉えられている（図１ e）．このように噴煙現象は火山活動の盛衰を知る良い指標となる．しかしながら図１ a，図１ b に見られるように噴煙の高さや量は気象状態の影響を受けて季節変化を示す．火山活動を監視するためには季節変化を除去することや，季節変化の影響を含まない噴煙として放出される物質の質量や熱量を定量的に評価することが必要となる．さらに，噴煙活動を定量化することにより，火山性微動のモデル化，マグマ貫入のモデル化，火山活動の推移予測などに活用できるようになる．本稿ではまず噴煙の季節変化がどの程度の大きさになるかを示し，非噴火時の噴煙活動を定量的に評価する
手法とこれを火山活動評価に活用した事例について述べる．噴火噴煙を定量的に評価することも重要であるが，本稿では火山灰を含まない噴煙現象のみを対象としている．

図１．遠望観測によって捉えられた噴火に関連した噴煙高度の時間変化（福井，１９９２a）．
雌阿寒岳ポンマチネシリ火口（日最大値の月平均），十勝岳６２−Ⅰ火口（日最大値の月平均）， 樽前山（月最大値の年平均），
吾妻山（月最大値）， 御嶽山（日最大値の月平均）．矢印は噴火．


非噴火時の噴煙は大気状態の影響を受け，季節変化を示す．図１ a，図１ b に見られるように，一般的には冬噴煙量は多く，夏少なくなる．これは，息が冬白く見え，夏見

１７４

福井敬一

えないことと同じ理屈である．しかしながら，外気の水蒸気量と気温の季節変化の様子
によっては季節変化が小さい，あるいは夏に噴煙が高くなる場合もある．また，噴煙の高さや量は風にも影響され，風が強ければ低くなり，弱ければ高くまで上昇する．

図２．火口における気温１０℃，相対湿度７０％の状況で高度１０００m の噴煙が相対湿度３０，５０，７０，９０，９５％の時に，気温に対する噴煙高度の変化．

図２は火口周辺の気温が１０℃，相対湿度７０％という条件の時に，１０００m と観測される噴煙と同じ割合で熱が放出されている時（噴煙の上昇速度を２ m/s とすると放熱率は約２２００MW）に，気温，湿度の変化に応じて噴煙高度がどう変わるかを，福井（１９９５）の方法を応用し見積もったものである．ここで，噴煙の形状は頂角３０度の逆円錐形，噴煙
中心部の温度と外気温との差は４℃，噴出初期の噴煙温度は８０℃，外気は気温減率
６５. K/km，相対湿度は高度によらず一定と仮定している．例えば，火口周辺の気温３０℃，
相対湿度５０％の場合は５５０m，２０℃，９５％では１０６０m となり，放熱率が同じでも気温が高く相対湿度が低い日と，気温が低く相対湿度が高い日とでは，噴煙高度に２倍程度の開きが生じることが分かる．噴煙の規模が小さくなると，この開きは若干大きくなる（例えば，高さ３００m の噴煙では２．
１倍）．なお，噴煙温度と外気温との差は放熱率の推定に大きな影響を与えるが，今回の見積もりに与える影響は小さく，噴出初期の噴煙温度も結果にほとんど影響を与えない．このように，一般的には噴煙高度は冬高く，夏低
いが，海抜高度が高い火山で外気温が低く，夏季の相対湿度が大きい場合は季節変化が小さい，あるいは夏高く，冬低い場合もある．実際，浅間山では噴煙の高さの季節変化は小さい．火山毎に外気の影響はほぼ決まってくるから噴煙の規模に応じてあらかじめ
季節変化量を求めておくことが可能である．季節変化が含まれるため，図１では火山活動の変化を年単位で把握できるに限られるが，このようにあらかじめ季節変化量を推定しておけば，もう少し短い時間スケールの火山活動の盛衰を判断できる．

噴煙活動の定量的評価と火山活動監視への活用

１７５

噴煙現象は火山活動の盛衰を知る良い指標となるが，前節に述べたように噴煙の高さ
や量は気象状態の影響も受けて変化する．非噴火時には水蒸気や二酸化イオウなどの気体が放出されるが，これらが単位時間当たりに放出される量や熱エネルギーを評価することで，気象状態の影響を取り除くことができ，他の物理量や別の火山の活動と比較することができるようになる．
火山ガスの放出率や放熱率を評価する方法には，噴気孔で火山ガスを直接採取して見積る方法，地上から，あるいは航空機や人工衛星から COSPEC（相関スペクトロメータ）などのリモートセンシング機器によって噴煙中のある成分の濃度を測定し，風速を掛けてその流量を見積る方法，噴煙の温度や体積などを測定して H2O 放出率を推定する方法，噴煙の上昇形態から放熱率を推定する方法（鍵山，１９７８）がある．の方法は火口に近づく必要があり，危険を伴い定常的な観測に用いることはできない．
の方法のうち COSPEC 観測では SO2 放出率を求めることができ，三宅島初め多くの火山で用いられている．の方法には噴煙中の水滴を無視した質量収支から H2O 放出率を推
定する方法（鍵山ほか，１９８４；Kazahaya ., 1994；湯原・関岡，１
９７５）や噴煙の最大直径から H2O 放出率を求める方法（神宮司・江原，１９９６），赤外カメラで測定される噴煙の温度を利用して噴煙中の水滴を考慮した質量，エネルギー収支から H2O 放出率を推定する方法（福井，１
９９５），噴煙上昇をモデル化し噴煙高度から推定する方法（寺田・井田 ２００２）などがある．
煙の拡散の様子と同様に流れの軸に直交する断面内で見ると，噴気の密度は中心部で大きく周辺部で小さくなるガウス分布を示し，時間とともに中心の最大密度が減少し，直径は大きくなっていく．ある高度を過ぎるとその直径は減少し，噴気中の水蒸気密度が外気温における飽和水蒸気密度と等しくなると水滴がすべて蒸発し噴気は見えなくな
る．神宮司・江原（１９９６）はこのことを利用して噴煙の直径が最大になった時の大きさと気象データから H2O 放出率を求めた．この方法はビデオ映像を利用した推定のみならず衛星データに適用して H2O 放出率を推定することにも適用可能である（Jinguuji，
１９９８）．福井（１９９５）の方法は可視カメラ，赤外カメラを利用して阿蘇火山で１９８０〜８４
年に実施された噴煙観測データの解析に用いられ，２０００年に始まった三宅島火山活動における H2O 放出量の推定にも用いられている（松島・西，２００１）．また，いくつかの仮定のもとに，噴煙の高さと気象観測データから放熱率を求めることができ，阿蘇火山に
お け る 数 十 年 間 の 熱 活 動 の 推 移 が 求 め ら れ て い る（福 井，１９９２b）．寺 田・井 田（２００２）は噴煙をサーマルとしてモデル化し，三宅島の噴煙高度と大気の成層状態との関連などについて議論し，H2O 放出量などを求めている．
煙突から排出される煙は単位時間当たりの排熱量が大きければ立った形で上昇する．
この煙の上昇形態と排熱率との関係を表した Briggs（１９６９）の式を噴煙に適用すると
2 3 2
/で求められる．ここで は噴出口からの水平距離 
放熱率 は =2.8 × 104における噴煙の中心の高さ，は風速で，時間差Δ の二枚の画像において噴煙上の特徴的な点を追跡しその水平移動距離Δ を計測し =Δ
/Δ
から求めことができる．この方法
は plume rise 法あるいは鍵山の方法と呼ばれ監視カメラ映像データのみから放熱率を推定することができる．近年パーソナルコンピュータの性能向上により比較的容易に動画像の解析を行えるようになった．次節の例はこの方法を利用して解析された．この方法では個々の噴煙画像から求められた放熱率は１日のうちで２桁近く変動することが普

１７６

福井敬一

通で，「○月○日の放熱率は○ MW であった」というような情報に使うには問題があるが，「４月初めに金比羅山火口群から放出されていた熱は約２０００MW であったが，５月には約５００MW，１０月には約２００MW と４月の十分の一に減少している．今後，放熱率が１００MW 程度まで減れば噴石を飛ばすような活動は終息する」，あるいは「４月はじめ１
日あたり約７万トンの水を放出していたが，５月には１日あたり約２万トンに減少し，１０月には１日あたり７千トンとなっている」というような情報を提供できることになる．





 

２０００年３月３１日，２３年ぶりに噴火活動を開始した有珠山は北西山麓に開いた複数の火口から活発な噴煙活動を続け，空振を伴うような噴煙活動は２００１年９月まで継続した．
気象庁は噴火開始前から遠望観測装置によって噴煙観測を行っていたが，噴火後は北海道開発局による監視カメラ（北海道開発局，２００１）などによって各火口における噴煙活
動の連続的な映像データが得られた．これら映像データを用いて有珠火山の噴煙活動によって放出されていた熱量の推移が求められ，火山噴火予知連絡会における火山活動の評価に活用された（気象研究所地震火山研究部，２０００など）．

図３．有珠山２０００年噴火時に金毘羅山火口から噴煙として放出されていた熱エネルギーの時間推移（気象研究所（２００２a）に加筆）．

図３は２０００年４月２日から１０月１５日までに金比羅山火口から噴煙によって放出されていた熱量の時間変化を示している．黒丸は１〜３分間の画像から求められた放熱率，曲線はこれを５日平均したものである．個々の推定値は１日の中でも２桁近く変動しているが，同じ手法により独立して求められた放熱率の時間変化の様子や平均値（鍵山ほか，
２０００）と良く一致している．噴火開始直後の４月上旬の金比羅山火口からの放熱率は約２０００MW で，５月にかけてしだいに減少し，それ以降はほぼ一定ないしわずかに減少傾向を示した．火口近傍で観測されていた傾斜計やGPSは５月上旬すぎからその変動方向を反転させており，この頃，深部からのマグマ貫入が停止したと考えられている（例えば，松島ほか，２０００）．放熱率もマグマの貫入が停止した頃よりほぼ一定ないしわずか

噴煙活動の定量的評価と火山活動監視への活用

１７７に減少傾向となっている．
この期間に金比羅山火口群から放出されていた熱は平均５３０MW，西山火口群からは
２８０MW で，総放熱量は１．
４×１０１０MJ となる．マグマが地下水と接触したりすることなど
によって地下水が熱せられ噴煙が形成されているとすると，この期間に６．
９×１０９のマ
グマが十分冷却したことになる（マグマが冷却するまでに放出する熱量を中村（１９６５）
より１．
３×１０６J/ と仮定）．この量は土木研究所によって求められた隆起量（仲野ほか，
２００１）などから推定される浅部へのマグマ貫入量（数千万 m3）の１割に満たず，マグマがすべて冷却しつくすには１０年近くかかることになる．一方，水の蒸発潜熱２．
５MJ/９と，この期間の全放熱量より，噴煙として放出されていた H2O 量は５．
６×１０ kg となる．
もし，この水がすべてマグマ起源であるとすると，２．
２×１０１１のマグマが脱ガスしたことになり（宮城ほか，２０００）よりマグマの含水率を２．
５wt% と仮定），貫入したマグマ
中の H2O は２０００年１０月頃までにすべて脱ガスしたことになる．すなわち５月以降続いていた規模の噴煙活動はこの時点までに終了していることになる．実際は両者の中間の状態で，噴煙は地下水起源の水とマグマ起源の水から形成されていると考えられる．このことをモデル化してマグマ起源のH2O量を推定し，貫入したマグマ量と比較することで，少なくとも２００１年夏頃までは２０００年１０月頃に発生していた噴石を火口外に飛ばすような規模の噴煙活動が継続すると推測された（気象研究所地震火山研究部，２０００；福井，２００１；気象研究所，２００２a）．




２０００年６月に始まった三宅島の噴火活動は８月のカルデラ形成活動以降，多量の火山ガスを放出するようになった．気象庁は三宅島の南南東２５km に位置する御蔵島などに
高感度カメラを設置し噴煙活動を監視している．この映像データを用いて有珠山噴火活動の際に用いた手法と同様の方法により放熱率を求めている．図４に２００
２年９月１７日までの解析結果を示す．黒丸は個々の計測値で，白丸は日平均値である．この結果は
COSPEC によって観測された SO2 放出量の時間変化の様子と大変良く合っており，火山図４．三宅島から噴煙によって放出されている熱エネルギー．右側の軸は水の放出率に換算した値（気象研究所（２００２b）に加筆）．

１７８

福井敬一

噴火予知連絡会における三宅島の火山活動評価に活用されている．約１年間のデータが集積した第９０回火山噴火予知連絡会（２００１年１０月２２日）ではその変化傾向から「現在の低下傾向が続けば平均的な放熱率は２００３年末までには１００MW を割る」と推測された（気象研究所，２００１）．
また，放熱率の時間変化は三宅島で観測されている連続微動の振幅変化と良く似ており，火山ガス放出によってこの火山性微動が励起されていることを伺わせる（気象庁地震火山部・三宅島測候所，２００２）．阿蘇火山においてもある種の火山性微動の振幅と放熱率（H2O 放出率）とは良い相関にあり，この微動は火道における火山ガスの移動に関連して発生していると推測されている（福井，１９９５）．


２００２年３月に気象庁火山監視・情報センターが発足し，GPS 観測網の展開，プロトン
磁力計およびGPSによる火口周辺の繰り返し観測など新しい監視手法が導入された．監
視カメラ映像データについてもこれまでタイムラプスビデオに収録されていたものが電子媒体に収録されるようになり，インターネットを経由して２２火山（２００２年１２月現在）の映像を監視できるようになった（現在一般向けに公開されているのは１０火山）．有珠
山，三宅島の火山活動に際して監視カメラ映像の動画像解析を行い噴煙活動が定量的に評価され，火山活動推移予測の判断材料に使われた．この成果を受け，各センターにおける定常業務として噴煙活動の解析を行うべく準備が進められている．
Briggs, C. A. (1969): Plume Rise,   
TID-25075, U. S.
Dept. of Commerce Natl Tech. Information Series, Springfield, Va., 81p.
福井敬一（１９９２a）: 遠望観測資料の解析 , 火山観測指針（参考編），気象庁，１９１-２１５.
福井敬一（１９９２b）: 阿蘇火山の噴煙活動の定量的解析 , 日本火山学会講演予稿集１９９２, No.２，
１１３.
: 阿蘇火山から非噴火時に放出される H2O と熱エネルギー , 火山，40，２３３福井敬一（１９９５）
２４８.
: 噴煙活動の解析に基づく有珠山２０００年噴火活動の終息時期予測の試み , 地球
福井敬一（２００１）
惑星科学関連学会合同大会予稿集２００１ (CD-ROM)，Jp-014.
北海道開発局（２００１）: 有珠山監視カメラ画像・情報関係の経緯 , 平成１２年（２０００年）有珠山噴火
災害報告，北海道開発局，３８-３９.
Jinguuji, M, (1998): Quantitative estimation of erupted volcanic ash by using satellitedata,    


 

Geology WG session, Tokyo.
神宮司元治・江原幸雄（1996）: 最大噴気直径を利用した火山噴気放出量及び放熱量測定法 , 火山，41，２３-２９.
: 火山からの噴気による熱エネルギーとH2Oの放出量−Plume riseからの推定−,
鍵山恒臣（１９７
８）
火山，23，１８３-１９７.
: 有珠山北西部からの放熱量 , 日本火山学会講鍵山恒臣・平林順一・鈴木隆・鈴木敦生（２０００）
演予稿集２０００, No.２，１７９.
鍵山恒臣・宇平幸一・山本博二・辻浩・荒木卓次・長田昇・小山悦郎・竹田豊太郎・渡部暉彦
９８３年三宅島噴火の熱的調査 , 火山，29，S１５８-S１７４.
（１９８４）: １

Kazahaya, K., Shinohara, H. and Saito, G. (1994): Excessive degassing of Izu-Oshima
volcano: magma convection in a conduit, 







 

 56, 207-216.

噴煙活動の定量的評価と火山活動監視への活用

１７９: 三宅島の最近の火山活動（その５）, 日本火山学会講
気象庁地震火山部・三宅島測候所（２００２）
演予稿集２００２, No.２，１３３.
気象研究所（２００１）: 御蔵島監視カメラ映像によって求めた三宅島からの放熱率（３），第９０回（２００１/１０/２２）火山噴火予知連絡会資料 .
気象研究所（２００２a）: 有珠山北西山麓火口からの放熱率時間推移 , 火山噴火予知連絡会会報 ,７７，７４-７５.
気象研究所（２００２b）: 御蔵島監視カメラ映像によって求めた三宅島からの放熱率（６），第９３回（２００２/１０/１５）火山噴火予知連絡会資料 .
気象研究所地震火山研究部（２０００）: 有珠山北西山麓火口からの放熱率時間推移（４），第８７回（２０００/１１/ １）火山噴火予知連絡会資料 .
: 三宅島山頂火口からの水蒸気放出量および放熱量の推定（その１），
松島喜雄・西祐司（２００１）
地球惑星科学関連学会合同大会予稿集 2001 (CD-ROM)，V0-P009.
: ２０００年有珠火山噴火で観測された
松島健・清水洋・渡邊篤志・山科健一郎・西村裕一（２０００）
傾斜変動について , 日本火山学会講演予稿集２０００, No. ２，１６３.
: 有珠山２０００年３月３１日噴火のマグマ破砕深宮城磯治・川辺禎久・森下裕一・木多紀子（２０００）
度，日本火山学会講演予稿集２０００, No.２，１８７.
中村一明（１９６５）: 火山活動のエネルギー , 火山，10，８１-９０.
仲野公章・清水孝一・山越隆雄・葛西勝栄・中村剛・秋山幸秀・高貴潤一（２００１）: ２０００年有珠
山噴火時におけるヘリコプター搭載レーザースキャナーによる地形変化測定，砂防学会誌，
53，８８-９４.
関谷溥（１９６７）: 火山観測−浅間山の歴史と日本の火山− , 総合図書，１８０p.
寺田暁彦・井田喜明（２００２）: 画像解析による三宅島火山の噴煙長期変化 , 日本火山学会講演予稿
集２００２, No.２，６.
: 三原山火口よりの放熱量と火口壁の温度分布 , 伊豆大島三原山の集
湯原浩三・関岡満（１９７５）
中観測−１
９７４年６月−，１７−２２.
































 





Keiichi FUKUISeismology and Volcanology Research Department,
Meteorological Research InstituteE-mail: kfukui@mri-jma.go.jp







The Japan Meteorological Agency started volcanic plume observation in Asama
and Aso volcanoes about 70 years ago. Plume observation was carried out at 17
active volcanoes by 1962. Many precursor changes of the eruption were caught
by these observations. At present, monitoring video cameras are installed at 22 active
volcanoes, and video images can be monitored through Internet. Seasonal variations
affect the plume development and the monitoring of the volcanic activity. However,
it is possible to estimate the quantity from meteorological data. It is possible toestimate thermal energy discharged from the volcano and H2O emission by using

１８０

福井敬一

the video image analyses of the volcanic plume. The end-of-eruption was predictedfrom these data in the 2000 eruption of Usu volcano, and the data is utilized forthe evaluation of the degassing activity of Miyakejima volcano which began 2000.

１８１

多島域フォーラム
プログラム

日時：平成１４年１１月９日 -１０日
会場：鹿児島大学総合教育研究棟２階２０１号室





１８２

公開講座（講演会）
開会の辞：野田伸一（鹿児島大学多島圏研究センター長）
１．「南九州と南西諸島における火山の噴火史」：小林哲夫（鹿児島大学理学部）
１４：００−１４：４０
南九州と南西諸島には多くの活火山が点在している．その中でも桜島火山と諏訪之瀬島火山は現在でも非常に活動的であるが，最近３万年間という時間スケールでみた場合，
実に多くの火山が多様な噴火を繰り返している．今回はこれら火山の噴火史を総括し，南九州から南西諸島にかけての噴火の頻度や噴火にまつわる興味深い現象について報告
する．
２．「衛星から観た火山と噴煙」：木下紀正 （鹿児島大学教育学部）
１４：４０−１５：２０
噴火活動と放出された噴煙の流れをとらえるのに人工衛星の働きは大きい．気象衛星
ノアでは広い視野で桜島・三宅島や南西諸島などの毎日数回の画像データが得られ，時にはフィリピンまで観測される．ランドサット等の地球観測衛星では火山地形の変化や火山ガスの植生影響，火口の高熱状態も詳しく調べる事が出来る。ここでは他の様々な衛星と新しいセンサー，インターネットの活用や地上映像観測との関係についても紹介する．
３．「三宅島火山からの大量ガス放出」：風早康平 （産業技術総合研究所）
１５：３０−１６：１０
三宅島火山では２０００年８月以来，一日１万トンを越える二酸化硫黄ガスが放出されている．総放出量は，現在までの約２年間に合計１６００万トンに達している．本講演では，
これまでの観測結果を示すとともに，どうしてこのような大規模なガス放出に至ったのか，カルデラの形成や地下におけるマグマの運動などとの関連について解説する．
４．「種々の安定成層場における三宅島火山ガスの挙動」：内田孝紀 （九州大学応用力学研究所） １６：１０−１６：５０
我々は数百ｍ〜数（十）km 程度の局所域に的を絞り，風に対する地形効果を高精度に数値予測する局地的風況予測モデルを開発している．このモデルに基づき，種々の大気安定度（特に安定成層状態）における火山ガスの移流拡散予測システム（防災予測システム）の開発を行っている．本講演では，種々の安定成層場における三宅島火山ガスの挙動の変化を紹介し，風洞実験との比較を行う．

続いて全体質議，討論
閉会の辞：櫛下町鉦敏（鹿児島大学農学部・多島圏研究センター交流企画委員長）

１８３


開会の辞：野田伸一（鹿児島大学多島圏研究センター長）
趣旨説明：木下紀正（鹿児島大学教育学部）
第１部

三宅島火山の観測 ９：２０−１０：４０
１． 三宅島火山の噴煙活動： 寺田暁彦（東大地震研）
２． ASTER・MODIS による三宅島の SO２観測： 浦井稔（産総研）
３． 富士山頂で観測された三宅島火山ガス噴煙中のエアロゾル粒子：
直江寛明，岡田菊夫（気象研）
４． 三宅島噴煙の衛星画像と火山ガス高濃度事象： 飯野直子，小山田恵，
木下紀正，金柿主税（鹿大工・教）第２部

火山ガス拡散シミュレーション １
１：０
０−１２：３０
１． 数値モデルを用いた三宅島火山ガスの地表濃度推定の試み： 千葉長，佐々木秀孝，清野直子，佐藤純次（気象研）
２． 阿蘇、安達太良山における火山ガスの拡散： 近藤裕昭（産総研）
３． メソスケール気象モデルと結合した大気化学物質の輸送モデルによる三宅島噴煙の数値シミュレーション： 西沢匡人（原研）
４． 火山ガスの３次元流れの追跡：ラグランジュ粒子モデルの応用：
鵜野伊津志，吉田保衡（九大応力研）

第３部

南西諸島の火山観測 １３：３０−１５：０
５
１． 薩南諸島の火山活動と熱映像観測： 井口正人（京大防災研）
２． 薩摩硫黄島の活動状況について：篠原宏志（産総研）
３． 硫黄岳噴煙の継続観測と解析： 木下紀正，冨山美智隆，町田晶一，
高原弘幸（鹿大教・日鉄鉱コンサル・金属事業団）
４． 諏訪之瀬島の最近の噴出物の比較： 嶋野岳人（東大地震研）
５． 観測カメラと衛星からみた諏訪之瀬島噴煙： 金柿主税，木下紀正，
三仲啓，土田理，八木原寛，福澄孝博（鹿大教・理・中之島天文台）

第４部

衛星による火山監視 １５：２５−１６：４
５
１． 空中火山災害の防止・軽減−噴煙の広域監視と対策：
澤田可洋（長崎海洋気象台）
２． Monitoring volcanic eruptions in the South Pacific:
A. Tupper（豪州気象庁・鹿大教）
３． 火山の即時監視を目的とした衛星画像配信システムに関する研究：
長幸平，光本昌也，下田陽久，松前義昭（東海大情報技術）
４． 噴煙活動の定量的評価と火山活動監視への活用： 福井敬一（気象研）

第５部

総合討論 １６：４５−１７：００

閉会の辞：櫛下町鉦敏（鹿児島大学農学部・多島圏研究センター交流企画委員長）

１８４

ポスター展示１. 東京都総務局災害対策部 (http://www.soumu.metro.tokyo.jp/04saigaitaisaku/)
２. 桜島町役場・桜島友の会 (http://www.town.sakurajima.kagoshima.jp/)(http://www.sakurajima.gr.jp/)
３. 三島村役場 (http://www.mishimamura.jp/)
４. 十島村役場 (http://www13.synapse.ne.jp/tokara/)
５. 日本火山の会 (http://kazan_net.tripod.co.jp/)
６. かごしま探検の会 (http://kagoshima.cool.ne.jp/tankennokai/)
７. 「今朝の桜島」夢丸どっとコム (http://yumemaru.com/s/)
８. 「鹿児島が好き」ファジーパパ (http://isweb36.infoseek.co.jp/area/sukikago/)
９. 「今日の桜島」ペインターかわさき(http://www.painter.co.jp/sakurajimapage/lcdoor.html)
１０. SiNG-Kagoshima(http://arist.edu.kagoshima-u.ac.jp/sing/)
１１. SiPSE 教育用衛星画像表示システム (http://www-sat.edu.kagoshima-u.ac.jp/sipse/)
１２. digital nature 火山ガスのページ (http://www-sci.edu.kagoshima-u.ac.jp/volc/gas/)
１３. 桜島の今 (http://volceye.edu.kagoshima-u.ac.jp/)
１４. 薩摩硫黄島のページ (http://www-sci.edu.kagoshima-u.ac.jp/volc/Satuma-Io-Jima/)
１５. 諏訪之瀬島火山観測カメラ (http://arist.edu.kagoshima-u.ac.jp/volc/suwa/)
１６. Darwin 航空機火山灰監視センター (http://www.bom.gov.au/info/vaac/)
ほか、講演発表に関連したポスター

鹿児島大学多島圏研究センター〒８９０−８５８０ 鹿児島市郡元１−２１−２４
Tel ０９９−２８５−７３９２ Fax ０９９−２８５−６１９７
WWW http://cpi.kagoshima-u.ac.jp/index-j.html

KAGOSHIMA UNIVERSITY RESEARCH CENTER
FOR THE PACIFIC ISLANDSOCCASIONAL PAPERS (BACK NUMBER)

鹿児島大学多島圏研究センター

 1 Studies on 
No.







 and Its
Associated Fauna from Taon Strait, the Philipines.

 20 The Progress Report of the 1989 Survey ofNo.
the Research Project, Man and the Environment in
Papua New Guinea."

 2 Ecological Biology and Promotion of TropicalNo.
Primary Industry in Indonesia [Report of Kagoshima
University Scientific Survey to Indonesia, 1981].
 3 Papua New Guinean Life and Nutrition. (inNo.
Japanese)
No. 4 Marine Ecological Studies on the Habitat of









in the Environs of Viti Levu, Fuji.
 5 Scientific Survey of the South Pacific, 1981No.
1983: Fiji, Solomon Islands and Papua New Guinea.
 6No.

Liver Diseases in the Tropical Area. (in Japanese)

No. 7 A Selected Bibliography on Fisheries and RelatedIssues in the South Pacific and Southeast Asia.
 8No.

Algae (in Japanese)No.
 9 Distribution and Exploration for Germplasmof Crops in Tropical Area. (in Japanese)
No. 10 Studies on Distribution and Ecotypic Differ
entiations of Wild and Cultivated Rice Species inAfrica [Report of Kagoshima University Scientific Survey
to Africa in 1984 and in 1985].
No.
 11 Paleo-geothermal
Systems. (in Japanese)andActiveGeothermal 12 Future of Southern Fisheries in the Pacific.
No.
(in Japanese)
 13
No.
Pacific.

Fusheries and Marine Resources in the South 14 A Research on the Process of Earlier Recovery
No.
of Tropical Rain Forest after a Large Scale Fire in
Kalimantan Timur, Indonesia.
 15 Marine Ecological Study on the Habitat of
No.








 in Fiji (the Second Operation).
 16 Diversity and Plant - Animal Interaction inNo.
Equatorial Rain Forests.
 17 Religon and Society in the Philippines (inNo.
Japanese) 18 Distribution and Ecotypic Differentiations ofNo.
Wild and Cultivated Rice Species in Africa.
 19 Exploration of Genetic Resources and Growing
No.
of Subtropical and Temperate Fruit Crops. (in Japanese)

南太平洋海域調査研究報告（バックナンバー） 21 The Progress Report of the 1990 Survey ofNo.
the Research Project. Man and the Environment in
Papua New Guinea."
 22
No.

Islam in Southeast Asia. (in Japanese) 23 The Progress Report of the 1991 Survey ofNo.
the Research Project Man and the Environment in
Papua New Guinea."
 24 People's Lives and History in the South PacificNo.
Region. (in Japanese)
 25
No.

Decompression Sickness in Divers.

 26 The Progress Report of the 1994 Survey ofNo.
Man and the Environment in
the Research Project.
Micronesia".
No.
 27

Studies of 



 
 

 in Palau.

 28
No.

Tropical Fisheries. (in Japanese)

No. 29 Modem Japan's Nanpo Kan'yo" (Participation

towards the South). (in Japanese) 30 The Progress Report of the 1995 Survey ofNo.
Man and the Environment in
the Research Project,
Micronesia".
 31 Invitation to the South Pacific: Selected LectureNo.
Notes from the Kagoshima University Research Centerfor the South Pacific Lecture Series 1994-1997. (inJapanese) 32 Foraminifera as Indicators of Marine EnvironNo.
ments inthe Present and Past. (in Japanese and English) 33 Islands and Information Society. (in JapaneseNo.
and English)
 34 The Progress Report of the 1999 Survey ofNo.
the Research Project Social Homeostasis of Small
Islands in an Island-zone":Yap Proper, Micronesia andIslands in Southern Japan.
 35
No.
The Power of Place" of the Areas at the
Boundary between Land and Sea the Viewpoint fromSouthen Kyushu and theSoutherly Islands.
No.
 36

Health and Medual Issues in Island Areas.

鹿児島大学多島圏研究センター

南太平洋海域調査研究報告 No. 37（2003）

KAGOSHIMA UNIVERSITY RESEARCH CENTER
FOR THE PACIFIC ISLANDSOCCASIONAL PAPERS No.37（2003）
PUBLISHED BY
KAGOSHIMA UNIVERSITY RESEARCH CENTER
FOR THE PACIFIC ISLANDS
Kor
i
mot
o1-21-24,Kagoshi
ma890-8580,
Japan
Tel
.:+81-99-285-7394
Fax.:+81-99-285-6197
E-mai
l
:t
at
oken@kuas.
kagoshi
ma-u.
ac.
j
p
Febr
uar
y10,2003

鹿児島大学多島圏研究センター

南太平洋海域調査研究報告 No.３７（２００３）
鹿児島大学多島圏研究センター

郵便番号 ８９０−８５８０
鹿児島市郡元町一丁目２１番２４号
電
話 ０９９
（２８５）
７３９４
ファックス ０９９
（２８５）
６１９７
平成１５年２月１０日発行
htt
p://cpi.
kagoshima-u.
ac.
jp