火山 第 61 巻 ( 2016)
第 2 号 345-365 頁

総 説

火山電磁気観測の進展
相 澤 広 記＊（2015 年 11 月 17 日受付，2016 年 1 月 15 日受理）

Recent Progress in Electromagnetic Observations for Volcanology
Koki AIZAWA＊
This paper reviews electromagnetic studies on volcanoes that were published between 2006 and 2015. Recent
progress of the studies of resistivity structure, geomagnetic fields, electric self-potential, and volcanic lightning weresummarized, respectively. Among these, a precise imaging of resistivity structure has substantially contributed tointerpret volcanic activity in terms of the role of fluids. Moreover, it has been suggested that reliable resistivity structure
is a key to understand the geomagnetic and self-potential variations on active volcanoes.
Key words : resistivity structure, geomagnetic field, self-potential, volcano lightning

1．は じ め に次元構造を推定した例はあったが，インバージョンによ本小論では電磁気学的手法を使った火山観測研究の最る客観的な構造推定は 1 次元，2 次元解析が主体であっ近の成果をレビューするとともに，今後の進展についてた．ところが，2000 年代から 3 次元比抵抗インバージョ

展望する．近年複数の観測項目から火山を研究する論文

ンコードが相次いで開発され（e.g., Newman and Alumbaugh,が多く発表されており，本論でもその有効性を強調する

2000 ; Sasaki, 2004 ; Siripunvaraporn et al., 2005），計算機のが，便宜上，比抵抗，地磁気，自然電位，火山雷の 4 項

発達とともに実データに適用されるようになった．特に，目に分けて概観を試みた．特に 2006 年〜2015 年の 10

Siripunvaraporn et al. (2005) ; Siripunvaraporn and Egbert

年間の研究の進展にスポットライトをあてるため，それ(2009) による差分法を用いた 3 次元比抵抗インバージョ

以前の文献は紹介しきれていないがご容赦頂きたい．火

ンコードは計算領域をモデルスペースからデータスペー

山電磁気観測の歴史的な経過，背景などについては 10

スに変換することにより，メモリ使用量および計算時間

年前の「火山」特集号の総説（橋本, 2005）を，比抵抗構を大幅に削減することに成功した．その結果，大規模モ造推定のための MT 法の原理や発展，火山以外への適用

デルへの適用が可能になり，高空間解像度の比抵抗構造

例については「地震」特集号（上嶋, 2009），および「岩石推定に多大な威力を発揮した．さらに，このコードが研

鉱物科学」特集号（市原・市來, 2011）にレビュー論文が究者コミュニティに無償で公開されたことによって，出版されており，そちらを参照して頂きたい．

2000 年代後半から火山で得られた MT データを用いた 3次元比抵抗構造解析がなされるようになった．近年では2．比抵抗公開されるコードも増えており（Egbert and Kelbert, 2012 ;2-1

Kelbert et al., 2014），3 次元解析はルーチン的に行われる深部比抵抗構造

自然の電磁波変動を利用する MT 法を用いた火山体比

ようになりつつある．解析手法の進展に対して，この 10抵抗構造研究はこの 10 年間で飛躍的に進展した．特に年の観測機器の進展は，磁場センサー（インダクション

解析手法がこれまでの 1, 2 次元から 3 次元に移行したこ

コイル）が小型化し，電位差計測に特化したロガーが開とが重要である．2005 年まではフォワード計算により 3発されたことが挙げられる（相澤・他, 2015）．新たな手＊〒855-0843 長崎県島原市新山 2-5643-29
九州大学地震火山観測研究センター
Institute of Seismology and Volcanology, Faculty of Sciences, Kyushu University, 2-5643-29 Shinʼyama, Shimabara,

Nagasaki 855-0843, Japan.
e-mail : aizawa@sevo.kyushu-u.ac.jp

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相澤広記

Fig. 1. Electric resistivity structures of (a) Taupo volcanic zone, New Zealand (Bertrand et al. 2012), (b)Ohaaki geothermal field, New Zealand (Bertrand et al. 2013), (c) Volcán Uturuncu, Bolivia (Comeau etal. 2015), and (d) Kirishima volcanoes, Japan (Aizawa et al. 2014). Each figure shows a vertical slice ofthe 3-D resistivity structure. Red color represents conductive zones, while blue color represents resistive
zones. Vertical depth scale is added by the author. Vertical and horizontal ratios are 1 : 1 in all figures.
(b) is reprinted from Journal of Volcanology and Geothermal Research, 268, Bertrand E. A. et al.,Magnetotelluric imaging of the Ohaaki geothermal system, New Zealand : Implications for locatingbasement permeability, 36-45, Copyright (2013), with permission from Elsevier.

法の開発や新たな観測機器の登場による今後の展望につ在していることは MT 法 3 次元解析によって指摘され始

いては 2-4 節で後述する．

めた重要な点である．鉛直低比抵抗体が周辺より per-3 次元比抵抗構造解析は，言うまでもなく 3 次元性のmeable で，火山性流体の通り道となり得ることは温泉水高い構造に対して威力を発揮する．火山の場合，元来複の同位体観測からも示唆されている．富士山周辺で行わ雑で 3 次元的な構造が予想されるが，実際に得られるれた MT 観測によると，深さ数 km〜10 km の領域では，

MT データの一般的な性質として，浅部は 1 次元的である周辺より低比抵抗体の領域が火口を中心に北-南方向にのに対して，深部へ行くにつれ 3 次元性が強くなる傾向

伸びており，この低比抵抗体近傍では，ヘリウム同位体がある．その意味で 3 次元解析は特に深さ約 20 km に達比および炭素同位体比測定からマグマ性ガスの寄与が大する深部構造探査に最も重要な貢献を果たしている．3

きいことが示された（Aizawa et al., 2016）．火山性流体の次元インバージョンによって推定された火山体の深部比

通路は噴火活動に直接関連していることが 2011 年 1 月

抵抗構造の例を Fig. 1 に示す．全体的に深さ数 km までの

26 日の霧島新燃岳噴火で示唆された．この噴火では，3浅部には低比抵抗層が広がっており，その下部が高比抵回のサブプリニー式噴火と同期して，火口から北西 6 km,

抗となっているが，特筆すべきは深部と浅部を鉛直方向，

深さ 5〜10 km を中心とした地盤の収縮が観測されたが，場合によっては斜め鉛直につなぐ低比抵抗体の存在であ収縮力源と新燃岳火口の間には時計回りに上昇する斜める．こうした鉛直低比抵抗体（Sub-vertical conductor）は鉛直な低比抵抗体が推定されている（Fig. 1d）．噴火と地表の火口や地熱地帯に向かって伸びており，マグマや完全に同期して遠く離れた場所が沈降した事実は，噴火

ガス，熱水などの火山性流体の通路と解釈されている直前に火口とマグマ溜りを結ぶマグマの通路が形成され（Hill et al., 2009 ; Heise et al., 2010 ; Bertrand et al., 2012 ;ていたことを示しているため，Aizawa et al. (2014) は低Bertrand et al., 2013 ; Aizawa et al., 2014 ; Ogawa et al.,比抵抗体の一部を伝いマグマが地表に噴出したと考え2014 ; Comeau et al., 2015 ; Diaz et al., 2015）．この解釈にた．

基づけば低比抵抗体の形状から，火山性流体の通路は直例は少ないが，深部に存在すると考えられるマグマ溜

径が数 km ほど，鉛直方向に 10 km ほどと巨大であるこまりも 3 次元解析によって推定されるようになってきたとが示唆される．このように巨大な通路が火山直下に存（Aizawa et al., 2014 ; Comeau et al., 2015 ; Diaz et al., 2015）．

火山電磁気観測の進展

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Fig. 2. Electric resistivity structures from (a) Taal Volcano, Philippines (Yamaya et al. 2013), (b) Asama volcano, Japan(Aizawa et al. 2008a), (c) Tenerife Island, Spain (Pina-Varas et al. 2014), (d) Aso volcano, Japan (Kanda et al. 2008),
and (e) Ogiri geothermal field (Uchida and Sasaki, 2006). Red color represents conductive zones, while blue color
represents resistive zones. Vertical and horizontal scales are added by the author. Note that (a)-(d) are obtained at
active volcanoes, while (e) is obtained at a zone of geothermal exploration. (a) is reprinted from Bulletin ofVolcanology, A large hydrothermal reservoir beneath Taal Volcano (Philippines) revealed by magnetotelluric
resistivity survey : 2D resistivity modeling, 75, 2013, 729, Yamaya Y. et al., ©Springer-Verlag Berlin Heidelberg
2013, with permission of Springer. (c) is reprinted from Surveys in Geophysics, 3-D Magnetotelluric Exploration ofTenerife Geothermal System (Canary Islands, Spain), 35, 2014, 1045-1064, Piña-Varas P. et al., ©Springer-Verlag
Berlin Heidelberg 2014, with permission of Springer. (d) is reprinted from Journal of Volcanology and Geothermal
Research, 178/1, Kanda W. et al., A preparation zone for volcanic explosions beneath Naka-dake crater, Aso volcano,as inferred from magnetotelluric surveys, 32-45, Copyright (2008), with permission from Elsevier. (e) Permission toreuse the Figure from Exploration Geophysics, Volume 37 (2006) page 227 has been granted by CSIRO Publishingand ASEG, and the authors of original manuscript agree.

いずれも深さ 10 km 以深で 100 km3 上の体積を持つ低比て生産されたマグマの上昇ルートと解釈されている．そ

抵抗体をマグマ溜りと解釈している．このうち Aizawaの一方で九州山地の非火山性領域でもやや低比抵抗の領

et al. (2014) による霧島火山群の例では，マグマ溜まり

域が深 50 km より深部にイメージングされており，深部と考えられる低比抵抗体の上面に地殻変動源が存在して流体の上昇ルートの存在が示唆された．

おり，地殻変動源はマグマ溜まりと言うより，むしろそ

2-2の下の巨大なマグマ溜まりから上昇貫入を受けている領

深さ 2 km 程度までをターゲットとした浅部比抵抗構域であることが示唆されている．

浅部比抵抗構造探査

造探査もこの 10 年間，精力的に行われた．この深度ではより深部に目を向けると，沈み込みに伴って生産され3 次元性の影響が深部ほど強くないため，1 次元ないし，たマグマの上昇経路について，1990 年代に九州地方で得測線を設定しての 2 次元解析が主流であったが（e.g.,

ら れ た NTT 電 話 線 網 を 使 い 測 定 さ れ た Network-MT

Nurhasan et al., 2006 ; Aizawa et al., 2008a ; Kanda et al.,（Uyeshima et al., 2001）データを，2 次元および 3 次元解2008 ; Srigutomo et al., 2008 ; Aizawa et al., 2009a ; Aizawa

析した結果が公表された（Hata et al., 2012, 2015）．活火

et al., 2009b ; Onizawa et al., 2009 ; Kanda et al., 2010 ;山を通る断面では火山フロントより背弧側の深さ 100

Komori et al., 2013b ; Yamaya et al., 2013 ; Komori et al.,

km 程度から火山地帯方向の中下部地殻まで伸びる低比

2014b ; Seki et al., 2015），最近では 3 次元解析も行われる

抵抗領域がイメージングされ，プレート沈み込みによっようになってきている（Jones et al., 2008 ; Yamaya et al.,

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相澤広記

Fig. 3. Vertical profiles of temperature, bulk conductivity, pore water conductivity and estimated surface
conductivity of the matrix after temperature correction (Komori et al. (2013a). (a) Data from borehole GSB at
Beppu geothermal area. (b) Data from drilling site USDP-1 at Unzen volcano.Reprinted from Journal ofVolcanology and Geothermal Research, 264, Komori S. et al., Effect of the hydrothermal alteration on thesurface conductivity of rock matrix : Comparative study between relatively-high and low temperaturehydrothermal systems, 164-171, Copyright (2013), with permission from Elsevier.

2009 ; Kanda et al., 2013 ; Pina-Varas et al., 2014）．浅部比

り高温では，顕著な低比抵抗を示す粘土鉱物（smectite）

抵抗構造は，地震，地殻変動，熱消磁など火山浅部で起が存在し得ないため，高比抵抗領域は周辺より温度が高こり得る様々な変動の理解に重要な役割を果たすというい．その一方で，周辺の低比抵抗領域は温度が低く，粘観点から，特に我が国の研究者によって精力的に研究が土鉱物が多く存在する低浸透率な領域で，その下面が行われた．浅部に対応する 1 Hz より高周波の周波数応200℃等温度面であると解釈される．高比抵抗領域でな答関数は，1 か所 1 晩程度の測定によって得られるため，

ぜ局所的に温度が高くなっているのかについては 2 つの機材を次々に移設して多点でデータを取得することがで説明がなされている．一つは，より深部から 200℃を超

き，前節の深部構造推定に比較すると，比抵抗構造推定

える高温の火山性流体の供給を受けているとする考えでのための労力は少なくなる．

ある．この解釈は主に火口や，高温噴気帯の下部の高比火山浅部に低比抵抗な領域が広がっていることは以前

抵抗領域に対してなされる．もう一つの解釈は，固化しから知られていたが（例えば鍵山・他, 1997），この 10 年

たマグマ貫入域がまだ高温を保っている領域であるといでその中にスポット的に存在する高比抵抗体の重要性がう考えである．この解釈は過去の噴出中心の下部に高比広く認識されるようになってきた．高比抵抗体は火口や抵抗領域が推定された場合になされることが多い．重力高温噴気地帯の直下，もしくは過去のマグマ噴出中心の異常や地震活動，熱消磁の情報も含めてどちらの解釈が下に存在し，その上部と横方向は低比抵抗領域にとり囲

適切か判別されるが，解釈によって火山学的な示唆が異まれている（Fig. 2）．このような形状や，高比抵抗が数なる．例えば，前者の場合，高比抵抗領域は高温の火山

10 Ωm，低比抵抗が数 Ωm 程度であるという事実は，地性流体が蓄積され，気相もしくは気液二相状態となって熱開発地域で得られる比抵抗構造（e.g., Pellerin et al.,いる領域であることが示唆され（Nurhasan et al., 2006 ;1996 ; Uchida and Sasaki, 2006 ; Gasperikova et al., 2015）とKanda et al., 2008 ; Yamaya et al., 2009 ; Seki et al., 2015），

類似していることから，多くの場合，地熱開発により蓄これは水蒸気噴火の発生源となり得る．後者の場合，高積されてきた解釈が適用されている．すなわち 200℃よ比抵抗域が新たなマグマ上昇を阻む役割を果たすことが火山電磁気観測の進展

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示唆されている（Aizawa et al., 2008a ; Kanda et al., 2008 ;料，検層結果（温度, 浸透率），MT 法によって推定されAizawa et al., 2009b ; Aizawa et al., 2014）．

た比抵抗構造を比較し，熱水によるイオン伝導の効果と，低比抵抗体が，浅部の低温の水と，深部の高温の水を粘土鉱物による表面伝導の効果がバルクとしての比抵抗

分離する働きをしているという考えがこの 10 年で提唱さに与える影響を検討している．それによると低温の場

れ，熱水系の形成モデルに示唆を与えた（Nurhasan et al.,合，粘土鉱物の影響は小さいが，高温になると粘土鉱物

2006 ; Aizawa et al., 2009a ; Kanda et al., 2010）．Nurhasanの効果が増加し，粘土鉱物と熱水が共存することでバル

et al. (2006) は草津白根火山から草津温泉にいたる測線

クとして低比抵抗となっているという結論を得ている．

で MT 探査を行い，低比抵抗体が深さ 100 m〜1 km の領

浸透率と，比抵抗，温度との比較では，低温熱水は低浸域に広がっていることを示した．この低比抵抗体が粘土透率の上を，高温熱水は低浸透率の下を流れていること層として浅部の天水と深部の熱水を分離するように働いが示唆されている（Fig. 3）．低比抵抗領域には粘土以外ており，熱水と天水の混合は低比抵抗層が薄くなっていにも熱水の寄与があること，熱水の比抵抗は含まれるイる場所で起こっていると解釈した．Aizawa et al. (2009)

オンの量により低下することから，マグマから山体内には，比抵抗構造，自然電位分布，地表の地熱地帯や河川

散逸し地下水に溶け込んだガスのフラックスを，比抵抗の有無の対応関係を見出し，それらを説明する熱水流動構造と地下水流動計算を用いて推定した研究も行われた

シミュレーションにより，低比抵抗体の上面付近が特に（Komori et al., 2014a）．

低浸透率となっている可能性を示した．彼らの結果によ

浅部の比抵抗構造を推定し，火山体斜面の不安定性にると，高温の地熱地帯が存在する斜面では必ず地表に川ついて考察する研究も行われた．Etna 火山では GPS 観が存在し，その下に低比抵抗体が広がっている．川の存測により東斜面が数 cm/年の速度で地すべり的に動く現在は，浸透した天水が地表に排出されやすいことを示し

象が知られていたが，Siniscalchi et al. (2012) は MT 法にているが，低比抵抗上部が低浸透率となることで，地下より比抵抗構造を求め，地殻変動データと対応させるこ

水を蓄えにくい構造となっていると考えられた．また，とで，地表から深さ 3 km までスプーン状に落ち込むす

熱水と天水の混合は高温地熱地帯や温泉の比較的近傍でべり面を推定した．すべり面は低比抵抗体の下部に推定起こっていると推測されている．Kanda et al. (2010) はされ，粘土鉱物や熱水の影響が示唆された．同様の議論

口永良部島で得られた MT 観測から，やはり低比抵抗層

はカナリア諸島 Cumbre Vieja 火山での MT 探査によっが浅部天水と深部熱水の混合を妨げる役割を果たしていても成されている（Garcia and Jones, 2010）．熱水変質にると推測した．また，温泉水に寄与する熱水と天水の混より崩壊危険性が高くなっている場所をより直接的に推合は火口直下で起こっていると推測している．いずれに定するためには，空中からの計測が有効である．ヘリコ

せよ MT データからは，地表から浸透する冷たい天水にプターに搭載した送信機から電磁波を発生させ，それに対して，低比抵抗領域が地下で「傘」の役割を果たしてより誘導された 2 次磁場を計測することで面的に低比抵おり，それにより高温の熱水系が発達することが示唆さ

抗領域の広がりを推定し，地表の傾斜角度の情報も併せ，れた．

崩壊危険箇所を推定することができる（Finn et al., 2007）．

これまで述べてきた通り，火山浅部の数 Ωm の低比抵

こうした空中電磁探査の探査深度は，従来の周波数領域

抗領域は粘土鉱物が卓越しており低浸透率領域と解釈さでの探査では 100 m 程度であったが，時間領域の計測をれることが多い．しかし，現実に推定された低比抵抗領行うシステムの開発により，より深部までの面的な測定域の直上には噴気帯や温泉が存在している例も多く，低が行われている（Sorensen and Auken, 2004 ; dʼOzouville

比抵抗領域が完全に不透水と考えるのには無理がある．

et al., 2008）．日本では時間領域の測定に加え，送信機を粘土鉱物以外に熱水や温泉水自体も顕著な低比抵抗を示

長さ 2〜3 km ほどの地表電流ダイポールとし，空中計測すため，火山浅部の低比抵抗体領域が実際にどのようなは受信機のみとするシステムの開発がなされた．これに状態であるかは単純ではなく，低比抵抗領域の解釈としより条件が良ければ 1,000 m 程度の深さまでの比抵抗構て，その他の情報も含め，smectite 粘土=低浸透率，粘土造推定が可能になり，斜面崩壊の危険性予測のみならず+熱水=中浸透率，亀裂+熱水=高浸透率と，場合に応火山活動研究にも利用されている（Mogi et al., 2009 ; 茂

じて異なる解釈が適用されているのが現状である．地下

木・他, 2011 ; Ito et al., 2014）．

の低比抵抗体の実体に迫った数少ない例として Komori

直流電気探査によって表層付近の比抵抗構造を精度よet al. (2010) ; Komori et al. (2013a) による研究が挙げられく推定する研究も精力的に行われた．MT 法では探査深る．彼らは低温（40℃）と，高温（150℃）の熱水が実際度の目安である skin depth が比抵抗 ρ（Ωm），周期 T（s）に地下を流れている地域で掘削によって得られた岩石試を用いておおよそ 500  ρT（m）で表されるが，現状の

350

相澤広記

Fig. 4. Comparison between the temperature measurements (performed at a depth of 30 cm), the self-potential
measurements, the soil CO2 flux data, and the 2-D electrical resistivity structure by DC method. (a) Northeastern flank of Stromboli volcano (Finizola et al. 2010). Reprinted from Journal of Volcanology andGeothermal Research, 196, Finizola A. et al., Adventive hydrothermal circulation on Stromboli volcano(Aeolian Islands, Italy) revealed by geophysical and geochemical approaches : Implications for general fluid
flow models on volcanoes, 111-119, Copyright (2010), with permission from Elsevier. (b) E-W profile across
La Fossa di Vulcano (Revil et al. 2008).

MT 法で計測される最も高周波数な 10,000 Hz の電磁場を計測しても，火山表層の比抵抗が 1,000 Ωm である場を報告している（Revil et al., 2010）．
2-3比抵抗構造の時間変化

合，探査深度が 150 m まで達し，それより浅部の構造を

比抵抗構造の時間変化から熱水やマグマの地下での移精度よく推定することができない．それに対し，直流電動や状態変化を推定できる．これまでの最も顕著な実例

気探査は深部構造の推定精度は大きく落ちるが，地表付は，伊豆大島 1986 年噴火時の火口を挟んだ直流電気探

近に感度が高い．一定間隔に設置した多数の電極から電査の繰り返し観測と，それをマグマ上昇と解釈した研究

流電極ペアと電位電極ペアを切り替えながら測定を行う（Yukutake et al., 1990 ; Utada, 2003）であり，伊豆大島で高密度電気探査は Electric Resistivity Tomography（ERT）

は次に予想される噴火に備え，地表に設置した人工電流と称され，主にフランスのグループによって精力的に用ソースによって誘導された磁場を離れた場所で観測し，いられた（e.g., Finizola et al., 2006 ; Nicollin et al., 2006 ;両者の周波数応答関数から地下の比抵抗構造を連続的に

Revil et al., 2008 ; Finizola et al., 2010 ; Barde-Cabusson et

モニターする手法（ACTIVE : Array of Controlled Transient-al., 2012）．彼らは ERT と，地表の温度，自然電位，CO2

electromagnetics for Imaging a Volcanic Edifice）が開発さ

フラックス測定をセットで行い，それらの対応から噴気れ，来るべき噴火に備え継続的に運用されている（Utada

や地熱地帯を形成する流体の通路を論じている（Fig. 4）．

et al., 2007）．現在，得られたデータの解釈はフォワード

彼らの調査は基本的に Finizola et al. (2002) ; Finizola et al.

計算によるが，今後インバージョンにより 3 次元比抵抗(2003) で行われた観測を，よりシステマティックに大規構造を推定する手法が開発されるだろう．ACTIVE シス

模に行ったものであるが，最近の進展として高密度電気

テムは，標高の高い火山の火口近傍など，観測条件の厳探査データに対し 3 次元インバージョンを適用した結果しい地域においては，連続的に運用せず繰り返し観測と火山電磁気観測の進展

351

することも可能である．阿蘇山ではこうした繰り返し観測が中岳火口近傍で，年間数回行われ，明瞭な応答関数の変化と 1 次元構造を仮定した解釈が行われている（宇津木・他, 2015）．それによると推定された比抵抗変化の深さ（100 m〜150 m）は地磁気変化源の深さと調和的であり，高温のマグマが上昇してきたことで地下水が押しのけられ比抵抗が相対的に高くなったと解釈されている．同じく人工電流を用いた手法としては，loop 状の電流源から発生した磁場により，誘導された二次磁場を同じ loop で受けるという coincident-loop 法による比抵抗モニタリング法も開発されつつある（長竹・他, 2010）．
この手法は送信にも受信にも電極を用いないため，大地と電極の接地状態を長期間良好に保つ必要がないことが利点である．
通常の MT 観測を繰り返し，もしくは連続して行えば，比抵抗構造の時間変化を推定することができる．三宅島
では 1996 年から 2000 年 7 月の山頂陥没および噴火直前まで，山頂の雄山で 60 秒サンプリングでの MT 観測が連続して行われていた（Zlotnicki et al., 2009）．サンプリ
ング周波数の問題で比抵抗構造推定には至らなかったが，得られたデータからは，周期 200 秒の見掛け比抵抗

Fig. 5. Apparent resistivity change before the 2000 eruption
at Miyakejima volcano (Zlotnicki et al. 2009). The observation site (OYC) is located at the summit of Oyama,
where the new crater was formed on 8 July, 2000. Reprinted from Physics and Chemistry of the Earth, Parts
A/B/C, 34, Zlotnicki et al., Electromagnetic and geochemical methods applied to investigations of hydrothermal/volcanic unrests : Examples of Taal (Philippines)
and Miyake-jima (Japan) volcanoes, 394-408, Copyright(2009), with permission from Elsevier.

が，2000 年 6 月 14 日から，6 月 28 日にかけて大きく低下したことが示された（Fig. 5）．この変化は地震活動活域の深さや大きさは火山浅部で想定されるマグマ溜まり発化や山頂陥没に先駆けて生じており，6 月 27 日の最初やガス溜まりと大きな違いはなく，background の比抵抗の海底噴火前のマグマの移動によるものと推定された．

構造にもよるが，火山地域でも多点観測を行えば，火山

桜島と霧島硫黄山で 1 年以上に亘って行われた広帯域

流体の変化を 3 次元的に捉えられることを期待させる．

MT 連続観測では，±20 % ほどの見掛け比抵抗時間変化

直流電気探査による時間変化としては火口湖の地下浅が報告され，それぞれ坑道の傾斜計，噴気帯の温度変化

部での比抵抗変動が報告された．Legaz et al. (2009b) はと同期していた（Aizawa et al., 2011 ; Aizawa et al., 2013）．

New Zealand の Inferno Crater Lake において繰り返し電気

原因は明らかになっていないが，変動が推定された深さ探査を行い，火口湖の湯量や温度の低下に応じて，火口が地下数 100 m と浅いため，地下水層の変化を反映して

湖近傍深さ 50 m 付近の比抵抗が 1/40 に低下することをい る と 解釈 さ れ た．上 記 の 火 山 の事例 で は 観 測 点 が推定し，気液二相領域の一部が液体の水に置き換わった

1〜2 点と少なく比抵抗構造推定の不確定性が高かったとことによると解釈した．Saba et al. (2007) は有珠山

が，南オーストラリア Paralana 地熱開発地域の観測によ2000 年噴火以降，新たに形成された西山付近の地熱地帯

り，MT 法が地下の流体流動のイメージングに役立つこで繰り返し電気探査を行い，深さ数 10 m の高比抵抗領とが実証されている（Peacock et al., 2012 ; Peacock et al.,域が縮小していく様子を捉え，100℃を超える蒸気ゾー

2013）．これらの研究では，注水サイトを中心とした 11ンが熱水に変化していった過程と解釈した．

点の MT 連続観測点，56 点の MT 繰り返し観測点が設置

2-4

され，注水前後で周期 1 秒より長周期側の応答関数の系

MT 法の 3 次元解析手法の発展により，比抵抗構造推比抵抗構造研究の課題と今後の展望

統的な変化が報告された．Peacock et al. (2013) はこの変定の信頼性は飛躍的に向上しつつある．今後，多くの火化を説明するため 3 次元フォワード計算を行い，実際に山において同様の観測解析が行われ，その結果が火山活

注水が行われた深度付近，深さ 3.3 km を上面に 1.5×0.4動の解釈に大きく貢献するようになるであろう．ここで×0.8 km の領域が高比抵抗から低比抵抗に変化したこと

MT 法の解決すべき問題点を指摘しておきたい．その一でデータが説明されることを示した．さらに 3 次元イン

つは地形のモデリングである．火山体は急峻な地形を成バージョンにより同様の変化も客観的に推定されるようしている場合が多いが，この 10 年になされた研究の多になった（Rosas-Carbajal1 et al., 2015）．変化が現れた領

くは，地表をフラットなものとして 3 次元計算を行って

352

相澤広記

いる．山地形の上で得られた MT データを地形を考慮せ広く適用されるかもしれない．特に空中磁気探査と併せずモデリングすると，その直下に低比抵抗の虚像を生んて水蒸気噴火が予想される地下の気液二相ゾーン（ガスでしまう危険性があるために，地形を考慮することは重溜まり）のイメージングに期待がかかる．空中磁気測量要である．これまで 3 次元解析で地形を考慮した研究例

は無人機での探査が可能になったが，空中電磁探査は重もあるが（Muller and Haak, 2004 ; Commer et al., 2006 ;

量の面で実現されていない．今後，軽量化により無人機

Jones et al., 2008 ; Newman et al., 2008 ; Yamaya et al.,で利用できる電磁探査測定機の開発が望まれる．軽量化

2009 ; Aizawa et al., 2014 ; Pina-Varas et al., 2014），差分法の点で，日本で開発された地表送信型のシステムは，航による直方体ブロックを用いて階段状に地形を表現して

空機に搭載する機材が受信機のみとなるため有利であおり，計算メモリの制約のためブロックサイズを細かくる．

しきれない以上，実際のデータとフォワード計算による

1 km より深部の比抵抗構造推定のためには 1 Hz より

計算値には違いが生じてしまう．これを解決するには有長周期の電磁場も測定する広帯域 MT 法が有効である．

限要素法の四面体メッシュによって地形を滑らかに表現

しかしながら既存の広帯域 MT 装置は総重量 30 kg 以

する方法が考えられる．有限要素法と並列計算による

上，消費電力 12〜16 W, 価格も高額であり，さらに長周MT 法 3 次 元 イ ン バ ー ジ ョ ン コ ー ド は 最 近 開 発 さ れ期の応答関数算出のために装置を長期間稼働させる必要（Usui, 2015），既に火山で得られた実データにも適用さ性があるため，多点観測には多大な労力が必要であった．

れつつある（臼井, 私信）．今後，実データへの適用例を実際，火山地域でこれまで 100 点近い多点観測が行われ増やすことで有効性が検証されるであろう．

ているのは，ヘリコプターで観測者と測定器を現地に運MT 法一般の問題としては，表層付近の観測点直下のび設置作業を行っているニュージーランドの火山や，地不均質（static shift）や 水平方向の不均質（galvanic distor-

形的起伏や植生が少ない火山に限られていた．この状況tion）の問題がある．インバージョンの入力として通常を打開するため，GPS 時刻校正付の小型省費電力（1.6 W）

用いられる impedance tensor が，static shift によって値が電位差計が開発され（相澤・他, 2015），九重山での火山

かさ上げされ，galvanic distortion によって歪められてし体構造探査に利用された（塩谷・他, 2015）．既存の広帯

まい，場合によっては得られた構造が真実と大きく異域 MT 装置による観測点を少なくし，設置が容易な電位なってしまう可能性がある．この問題を回避する手段と差計を多点で展開することにより，観測点を効率的に増して大きく分けて，（1）impedance tensor 以外の表層の不やすことができる．今後，電場と磁場の測定場所が離れ均質の影響が小さいパラメータ（induction vector や phaseている効果をモデリングに組みこめば，比抵抗構造探査

tensor（Caldwell et al., 2004））をインバージョンの入力との標準手法になる可能性がある．

する（e.g., Patro et al., 2013 ; Kanda and Ogawa, 2014），（2）

海底 MT 観測の技術も着実に進歩している．3 次元解

表層不均質の効果をインバージョンの目的関数に組み込析では見たいターゲットが深くなるにつれ，観測点を広む（e.g., Ogawa and Uchida, 1996 ; Usui, 2015），の二通り範囲に設ける必要があるが，これは離島火山において大が提案され実データに適用されている．（1）は表層不均きな問題になる．例えば三宅島はその直径が 7 km ほど質の影響を気にしなくてよい半面，見掛け比抵抗の情報であるが，深さ 10 km までのマグマ供給系を推定しようを捨ててしまうため，比抵抗の値自体を拘束しづらいととすると，陸上のデータだけでは拘束しきれない可能性

いう問題点がある．表層不均質の問題は火山に限らずが高く，OBEM を用いた海底 MT 観測が必要である．調MT 法一般の問題であり，実データへの有効性や問題点

査のターゲットなる離島火山付近の浅海では，複雑で活を含めて今後，活発に議論が成されるであろう．
高度なモデリング手法の開発とともに，多点で観測

発な底層流によるセンサーの揺れが深刻なノイズを発生させるため MT 探査が困難であったが，この 10 年で揺データを取得することは比抵抗構造を高解像度で推定す

れを低減する技術の開発により探査が実現可能となっるためには必須であり，観測が困難な火山でいかに多点た．実際，姶良カルデラでは，深さ 10 km 程度に推定さ観測を効率よく行うかは極めて重要な課題である．ヘリれる地殻変動膨張力源から桜島火口に至るマグマ供給系

コプターを用いた空中電磁探査では面的な測定により空をターゲットとして海底 MT 観測が行われ，得られた間カバレージや解像度を飛躍的に上げることができる．

データから 3 次元構造が推定されている（神田・他,

急峻な地形や安全上の理由により地上での測定が困難な

2012）．海底での観測は陸上に比べて費用や手続きの面地域でも，測線長 200 km 程度の探査を 1 日で行うこと

で敷居が高いが，得られている陸上のデータの解析から，ができるため，探査深度 1 km 程度までの比抵抗構造調

海底 MT 観測を行えば新たに何が拘束できるか見出して査には今後，電流源を地上に設置した空中電磁探査法がおくことが必要であろう．

火山電磁気観測の進展

353

比抵抗構造推定の主なものには，浅いところから直流見に依るところが大きいが，2-2 節の通り，火山浅部で電気探査，空中電磁探査，MT 探査が考えられる．それは必ずしもその解釈が成立しない．また，活動的火山でぞれ得られるデータの形式は異なるが，比抵抗を対象とは酸性熱水が多く見られ，そのような環境下で smectite

する点としては共通である．例えば，1 つの火山で，異は不安定なため（Amram and Ganor, 2005），地熱開発地域

なる種類の探査が行われている場合，得られているデーの解釈をそのまま適用して良いか疑問もある．Nurhasan

タの統合解析を行えば浅部から深部まで統一的な比抵抗et al. (2006) は，粘土自体が酸性熱水の浸透を阻むため，構造が得られる．火山でこうした試みが行われた例とし

酸性熱水と smectite 粘土が住み分けていると推測していてクッタラ火山日和山溶岩ドームで，直流電気探査デー

るが，smectite 生成に寄与する中性熱水の存在場所や形

タと人工電流による MT データから 2 次元比抵抗構造を態については不明である．浅部比抵抗構造の実態解明に推定した例がある（Goto and Jomori, 2013）．彼らは同じは，火口近傍で深度 1〜2 km 程度の掘削を行い，得られ計算メッシュを使い，電気探査データのインバージョン

た検層データと，地表の広帯域 MT 稠密観測から推定さと MT データのインバージョンを交互に繰り返しながられた比抵抗構造を比較することが最も近道と考えられ両者のデータを良く説明する比抵抗構造を推定した．異る．

なる種類のデータを一括してジョイントインバージョンする手法も開発されつつあり，今後，火山の比抵抗構造

3．地磁気推定に利用されるであろう．

3-1

連続観測

比抵抗構造の時間変化については，連続測定のデータ

岩石磁化は温度上昇に伴い減少するために，地表に磁転送と，解析の自動処理によって準リアルタイムに比抵力計を設置し，その時間変化を観測すれば地下の温度変抗構造が追えるようになるであろう．世界的にこれに近化を間接的に推定できる．この用途では，40 年前から現い体制が整っているのは火口近傍に通信網が整備された

在に至るまで全磁力（地磁気の絶対値）測定が主流であ

伊豆大島の ACTIVE システム（Utada et al., 2007）のみとる．これはプロトン磁力計にドリフトがなく温度変化に思われるが，他の火山でも省電力データ伝送機器の開発も強く現場でも扱い易いことによる．これまで阿蘇中岳と，応答関数の算出およびインバージョンの自動処理化

火口近傍や White Island など，多くの火山での全磁力観により，比抵抗構造変化を把握する手法の開発が望まれ測により，地磁気が火山活動に伴い数か月〜数年の単位

る．1986 年伊豆大島噴火前後には顕著な比抵抗構造変で増減を繰り返すことが報告されている（Tanaka, 1993 ;化が観測されたが，他の火山でも平常時も含め比抵抗変

Hurst et al., 2004）．磁場変化は地下の岩石が消磁および化が生じているのか検証していく必要がある．GNSS 連

帯磁した場合に期待される変動と調和的なことから，温続観測により伊豆大島，浅間山，桜島など活動的な火山度変化に伴う磁場変化であることが裏付けられてきた．

では平常時においても数か月〜数年程度の膨張期と収縮

こうした磁場変動は長期間のデータから初めて見えてく

期を繰り返すことが知られるようになった．また次節のるものであり，以下に紹介する研究は長年の観測の蓄積

地磁気連続観測から，多くの火山の浅部において数カ月

がこの 10 年間に科学論文として報告されたものである．

〜10 年かけて磁場変動が繰り返されることが明らかに

全磁力変化が直線的でなく，その中にゆらぎや間欠性なった．これらのゆっくりした変動は火山性流体の間欠が生じる意義については，橋本 (2015) によって整理さ的な貫入による噴火の準備過程と考えられているが，対れているが，本小論でもふれたい．Kanda et al. (2010) は応するような比抵抗変動が観測されるか検証するととも

口永良部島山頂部の 5 観測点で 2000 年後半から 2008 年に，変動量から流体の種類や貫入量にどのような拘束をにかけて全磁力連続観測を行い，大局的には消磁が継続与えられるか検討すべきであろう．繰り返し観測では特していること，その中に少なくとも 4 回，間欠的に消磁に水蒸気噴火が予想される地下の気液 2 相ゾーン（ガスが加速している時期があることを報告した（Fig. 6）．こ溜まり）のモニタリングのため，テスト火山を設定し数の間欠的な消磁の加速は，GPS 観測の基線長の伸びと同年おきに浅部比抵抗構造の変化を推定するような試みは期しており，さらにその時期には火口直下 200 m を中心

有望と思える．

とした地震が増加した．このような全磁力変化が地殻変

比抵抗構造の解釈については，活火山浅部の低比抵抗動と同期して発生したという報告は世界初と思われる．

領域と，ガス溜まり上部に想定される低浸透率領域とのKanda et al. (2010) は比抵抗構造もあわせて，深部からの関係を，系統的に解明することが望まれる．低比抵抗領

火山ガス供給が間欠的に増え，一部は粘土層の下部に蓄域を温度 200℃以下で粘土鉱物が卓越する低浸透率領域

積され圧力上昇とともに地殻変動を加速し，一部は粘土とする解釈は地熱開発地域の掘削によって蓄積された知層の上部の帯水層とぶつかり熱消磁や地震を引き起こし

354

相澤広記

Fig. 6. Trend components of the geomagnetic variation extracted from the data observed at five sites around theShin-dake and Furu-dake craters of Kuchi-erabu-jima volcano (Kanda et al. 2010). Reprinted from Journal ofVolcanology and Geothermal Research, 189, Kanda W. et al., A heating process of Kuchi-erabu-jima volcano,Japan, as inferred from geomagnetic field variations and electrical structure, 158-171, Copyright (2010), withpermission from Elsevier.
たと説明している．

ている．ピエゾ磁気効果以外にも，有珠山 2000 年噴火

草津白根山で行われた全磁力観測と比抵抗構造の対応に伴い新たに形成された西山地熱地帯の全磁力観測から

からは，水蒸気噴火に重要な示唆が得られた．湯釜火口は，外部磁場により非常に長い時間かけて二次的に磁化周辺で 30 年間に渡って継続された繰り返し全磁力観測を獲得していく効果が温度上昇によって急速化するといでは，1995 年を境にそれ以前は消磁，それ以降は帯磁傾

う粘性熱残留磁（TVRM）の効果も無視できないことが向が得られ，磁場変動源の位置は，地下 400〜700 m と阿示された（Hashimoto et al., 2008）．有珠西山の場合，マ蘇や口永良部島に比較して深い位置に推定された．このグマ貫入源が考えにくい場所で帯磁が観測され，その付深度は Nurhasan et al. (2006) による 2 次元低比抵抗体の近に 78 万年以前の松山期に逆帯磁した岩石が発見され下面付近に相当することから，粘土層の下に深部流体がるというかなり特殊な状況であったが，熱消磁やピエゾ蓄積されると熱消磁に，逆にそこから放出されれば帯磁磁気で説明がつかない磁場変動が観測された場合，粘性．この対になると解釈された（Takahashi and Fujii, 2014）

熱残留磁化効果が解になり得ることを示した．

応は稠密 MT 観測による 3 次元比抵抗構造によって，よ

地磁気研究の解析（解釈）面での進展では，ソースとり明確になっている（小川私信）．磁場変動源が粘土層して 三軸不等楕円体モデルが導入されたことが挙げらの下部にあたるという解釈は，阿蘇中岳直下の比抵抗構

れる．地磁気変化源のモデルとしては，等価磁気双極子造研究からも示唆された（Kanda et al., 2008）．

によるモデルが主流であるが，ソースが浅く観測点が近上述の研究は全て，磁場変化が熱によるものとの解釈

ければ，ソースの大きさの影響が無視できないという問によっているが，それ以外の要因で発生する地磁気変化

題があった．この問題の解決のため，三軸不等楕円体モも報告された．Napoli et al. (2008) は Etna 火山の磁場連デルの解析式（Clark et al., 1986）の実用性が示された（笹続観測により群発地震活動に伴う急激な全磁力変化を観井, 2006）．三軸不等楕円体モデルは，パラメータの数が測した．応力によって岩石磁化が変化するピエゾ磁気効増えるため多くのデータが必要となるが，球状にとどま果を想定しフォワード計算を行ったところ，磁場変動とらず，シル状・ダイク状のソースも考えることができる

GPS データの両者を良く説明するダイクが推定された．

ため応用範囲が広く，実際に Taal 火山（Zlotnicki et al.,

この研究は単に地殻変動モデルが磁場変化を説明したと

2009），口永良部島火山（Kanda et al., 2010），草津白根火いうことでなく，磁場変化データがより積極的に貫入ダ山（Takahashi and Fujii, 2014）で適用されている．また地

イクの向きや深さに制約を与えることを示したことに意上で得られたデータ以外にも次節の空中磁気探査データ

義がある．さらに Napoli et al. (2011) は Stromboli 火山でへの応用も容易である．

の全磁力観測で同様の急激な変化とその後のなだらかな

3-2緩和を発見し，変動を南北走行のダイクで説明するとと火山体の磁化構造の推定は，磁場変化の解釈を行う上もに，磁場変化の緩和の時定数と Maxwell 粘弾性モデル

で有用である．この 10 年間，全磁力マッピングによりを用いて，岩石の粘性係数を 1016〜1017 Pa s と見積もっ火山体内部の磁化構造を推定する研究が多く行われた．

空中磁気探査火山電磁気観測の進展

355

磁化構造推定には地上探査も行われているが，航空機を用いた空中磁気探査が最も有効である．有人ヘリコプ
ターを用いた空中磁気探査は，雲仙（Okubo et al., 2005 ;Okubo et al., 2006），Vulcano（Okuma et al., 2006），浅間（Nakatsuka et al., 2009），桜 島（Okubo et al., 2009），
Stromboli（Okuma et al., 2009），口 永 良 部 島（宇 津 木,
2011）
，九重山（宇津木, 2011），Etna（Caracciolo et al.,2014）
，で報告された．得られた磁気異常の解析では，火山体を角柱に分割し，角柱の磁化の向きが現在の地球磁場と同じと仮定し，おのおのの角柱の磁化強度をインバージョンにより推定する磁化強度マッピングが行われる．解析結果は火口や噴気帯の近傍が熱水変質によって低磁化に，溶岩流など新しい噴出物が高磁化にイメージングされることが多い．また，山頂付近の低磁化領域の空間的な広がりから熱水系の広がりが推定され，ローカ
ルな高磁化域の存在から地下で固化した貫入マグマの存在が推定されるなどしている．
空中磁気探査には無人飛行体も利用されるようになっ

Fig. 7. The difference in the total magnetic field between
two aeromagnetic surveys around Shinmoe-dake crater,
Kirishima volcanoes (Koyama et al., 2013). Left : The
difference between the two surveys measured in OctoberNovember 2011 and in May 2011. Right : Computed
magnetic anomalies, assuming that all 1.5×107 m3 ofthe lava in the summit crater of Shinmoe-dake acquireda magnetization of 1.5 A/m by cooling.

た．軽量の無人ヘリコプターは，人命を危険にさらす必要がないという利点の他に，飛行高度の制限が無いため，低高度を飛行することができ，よりローカルな磁気異常伴う磁場変化を検出した．2 回の飛行経路の微小な違いも識別できるという利点もある．伊豆大島（Kaneko etの影響の補正のため，まず 5 月の磁場データを説明する

al., 2011），霧 島 新 燃 岳（Koyama et al., 2013），樽 前 山

磁化構造をインバージョンにより推定し，その結果を用（Hashimoto et al., 2014）では実際に無人ヘリコプターをいて 10〜11 月の飛行経路上での磁場をフォワード計算

用いた探査が行われ，有人ヘリコプターの結果に比べ，により再現した．この計算値と 10〜11 月の飛行で得らより高空間解像度の磁気異常が得られている．

れた磁場観測値を比較することで，新燃岳火口を中心に

空中磁気測量では，地磁気変化の検出が実用段階に北側で減少，南側で増加の全磁力変化が推定され，火口なった．浅間火山，九重山，有珠山の有人飛行では位置を満たした溶岩が冷やされ帯磁したことで説明された決定制度の誤差を加味してもなお有意な磁場変動が火口（Fig. 7）．

直下で推定された（Nakatsuka et al., 2009 ; 宇津木, 2011 ;3-3

地磁気観測の課題と今後の展望

Hashimoto et al., 2011）．空中磁気探査の繰り返し測量で全磁力変化を解釈する上で，比抵抗構造と磁場変動源

は，全く同じ航路を飛ぶことはできないため，空間エイの対応は重要である．特に低比抵抗の粘土層の下部に熱リアシングによる誤差の問題が常に存在するが，これをが蓄積され消磁を引き起こすというモデルは，熱消磁域解決するため，Nakatsuka and Okuma (2006) は拡張交点

が水蒸気噴火の発生場であることを示唆するため，徹底コントロール法を提案した．交点コントロール法は，測した検証が必要である．現在まで，信頼性の高い事例が線の交点における測定値の誤差評価に用いられる手法で不足しているため，引き続き比抵抗構造と消磁源の推定あるが，拡張交点コントロール法では，これを二つの期精度を上げ両者の対応を検討するべきである．この過程

間の磁場変化量の検出に拡張し，空間エイリアシングので，活火山直下の比抵抗構造と，地熱開発地域で得られ影響を低減できることを示し，浅間山，有珠山での磁場る比抵抗構造の違いに注目すべきかもしれない．火山で変動検出に適用された．

は，地熱開発地域に比べ高比抵抗体がより低比抵抗に包無人ヘリコプターではあらかじめプログラムしておいみ囲まれるように存在する傾向がある（Fig. 2）．低比抵た飛行経路を正確にトレースしながら測定することがで抗を低浸透率と解釈するならば，これは熱や圧力を溜めきるため，飛行経路の再現性が高く，繰り返し観測によ込みやすい構造に違いなく，もし上記のモデルが普遍的る磁場変化の検出に有利である．Koyama et al. (2013) はであるとしたら，比抵抗構造から圧力蓄積域（気液二相

霧島新燃岳噴火後の 2011 年 5 月と 10〜11 月で 2 回の無ゾーン）の大きさを推定することで水蒸気噴火のポテン

人ヘリコプターによる空中磁気測量を行い，火山活動にシャル評価を行い，地磁気や比抵抗構造の時間変化から

356

相澤広記

その状態変化を監視することが可能かもしれない．

されているが（Okuma et al., 2009 ; Okuma et al., 2014），ユ

橋本 (2005) は，阿蘇山での磁場変化と火口湖からのニークな解を得ることは難しい．推定される 3 次元磁化

放熱量観測から，地磁気変化として表れている浅部の温構造への拘束が弱い以上，別の先見情報が必要であり，度変化は，地表への熱フラックス総量の 1 割程度のゆらMT 法や空中電磁探査による比抵抗構造はこの点でも重ぎに起因することを示唆した．全磁力観測と熱観測を他要である．

の火山でも系統的に行い比較することで，全磁力変化が火山活動の中でどのような意味をもつか理解する上で重4．自然電位要であろう．もし全磁力変化のゆらぎが深部からの熱供

大地の任意の 2 地点間には電位差が存在し，そのうち給のゆらぎを反映しているのであれば，水蒸気噴火の誘

自然や人工の電磁場による変動成分を除いた DC 成分は因に繋がる可能性もある．深部からの熱供給の増大に地自然電位と呼ばれる．活動的火口や地熱地帯では相対的表からの放出が間に合わず，ガス溜まりの圧力が増加しに数 10 mV〜数 1,000 mV 程度の高電位異常を示すこと

噴火に至ることが想定されるからである．この観点かが 多 い（e. g., Ishido et al., 1997 ; Zlotnicki and Nishida,ら，口永良部島で発見された消磁の加速期と山体の膨張

2003）．さらに 1991〜95 年に雲仙普賢岳で実施された連期が同期しているという現象は興味深く，他の火山でも

続および繰り返し観測により，自然電位分布が噴火によ同様の事例が存在するのか，地殻変動と磁場変動が同期

り大きく変動することが明らかになった（Hashimoto and

しない場合があるかどうか，観測により検証していくこ

Tanaka, 1995 ; Hashimoto, 1997）．火山での自然電位分布とが必要である．

の大半は地下水の流動によって生じていると考えられ，消磁のメカニズムとして，通常は地下での温度上昇がこれは他種の探査で得られない情報であることから，こ想定されるが，岩石に含まれる磁鉄鉱が熱水へ溶けだすの 10 年間も自然電位マッピングや，その時間変化の観ことによっても消磁は起こり得るため，解釈の信頼性を測が精力的に行われた．

高めるには別の情報が有用である．比抵抗構造時間変化

自然電位の一般的な解釈では，火口付近の相対的に高の研究はこの用途で役に立つかもしれない．消磁が熱水

電位異常域は，地下の上昇流によって生じると考えられ変質作用によるならば低比抵抗へ，熱の蓄積によるならていた．しかしこの考えはこの 10 年で大きく変わった．

ば低比抵抗の smectite が illite や chlorite へ変性すること

端 緒 と な っ た の は Ishido (2004) に よ る 研 究 で あ る．

や，気液二相ゾーンの拡大によって，高比抵抗への変化

Ishido (2004) は Darcy 則による 2 次元地下水流動計算とが期待されるからである．現在，全磁力と比抵抗モニタ

その結果を用いた自然電位フォワード計算により，火口リングの両者が行われているのは伊豆大島，阿蘇山のみ

直下に低比抵抗体が柱上に存在していれば，上昇流が無であるが，今後比抵抗モニタリングの実例を増やすこと

くとも相対的に高電位異常が発生し得ることを示した．

が望まれる．また，空中磁気探査と深さ 1 km までの構

その後，伊豆大島火山では MT 観測により推定された比造推定が可能な空中電磁探査を組み合わせることも有効

抵抗構造を組み込んだ 3 次元地下水流動とそれに伴う自であろう．

然電位分布が計算され，自然電位異常は上昇流より，重火山活動に伴う微小な全磁力の時間変化は空中磁気測力による下降流の寄与が大きいという Ishido (2004) と同量によっても捕えられるようになってきた．特に拡張交様 の 結 論 が 報 告 さ れ た（Onizawa et al., 2009）．Ishido

点コントロール法による解析技術の進展と，無人ヘリコ(2004) の考えは東北，九州地方の 11 火山で行われた自プターの登場により，飛行経路を精度よく再現できるよ然電位測定からも支持され（Aizawa, 2008），さらに比抵うになったことが大きい．究極的には観測機材の軽量化

抗構造の結果を組み込んだ数値計算により，自然電位分により，ラジコンヘリやドローンなどの商用機にセン

布は地下浅部の低比抵抗な粘土層の形状と関連が深いこサーを搭載した探査が期待されるが，このためには磁気とが示唆された（Aizawa et al., 2009a）．これらの研究に抵抗素子を用いた小型省電力磁場センサーの開発などのよって，自然電位から熱水上昇のフラックスや深さ方向

ブレイクスルーが必要と思われる．

の広がりを推定することは困難なことが分かってきた

空中磁気探査によって得られたデータを，山体を角柱が，自然電位分布は一つの火山体の中でも斜面に応じてに分解することで説明する磁化強度マッピングは，深さ

大きく異なるため（Aizawa, 2008），火山体内の不均質構によって磁化強度は変化しないと仮定している．しかし造やそれに伴う地下水流動の不均質性の推定に役立つこ

温度や熱水変質度合，岩石の種類は深さに応じて変化すとが明らかになった．

るため，この仮定は妥当とはいえない．ある種の制約の上昇流より下降流のほうが自然電位発生に重要である

下で 3 次元解析を行う手法も開発され，実データに適用という考え方はヨーロッパでは必ずしも受け入れられて火山電磁気観測の進展

357

Fig. 8. Stacked SP waveform at each SP station (Kuwano et al. 2015). Time of the peak of the SP signal (tpeak) is
indicated above each waveform. Site 9 is used as a reference point.

はいない．その理由は自然電位の相対的な高電位異常域

いた山頂付近の高電位異常域が 2000 年噴火以降，10 年と，高温度域，高 CO2 フラックス域が一致する例が多い

かけ振幅を弱めつつ水平方向に数 km 拡大していることためである．こうした対応は特に数 m〜数 10 m のローが明らかになった（Uyeshima et al., 2015）．三宅島ほど明

カルな電位異常に対して良く成立しているが，山体ス

瞭ではないが同様の変化が St. Helens 火山溶岩ドームでケールでも見られることがある（Fig. 4）．ここで注意すの繰り返し観測によっても報告された（Bedrosian et al.,

べきは自然電位発生に寄与するパラメータが多い点であ2007）．両者の変化とも熱水系が時間とともに水平方向る．比抵抗や浸透率だけでなく，岩石種の違いによってに拡大していることを示唆している．

も運ばれる電流の量は異なり，特にローカルな電位異常より速い現象として，長周期地震と同期した数 10 秒の解釈には注意が必要なことが指摘されていた（Hase et〜数 10 分の自然電位変動が三宅島と Merapi 火山で発見

al., 2003 ; Aizawa et al., 2008b ; 長谷・他, 2008）．自然電位

された（Sasai et al., 2002 ; Byrdina et al., 2003）．Kuwano etの解釈はどこを電位の基準とし，どこを異常域と見るかal. (2015) は三宅島で得られた変動を詳細に解析し，電に大きく依存するため，広範囲に探査を行い，妥当な電位変動のピークの時刻が場所ごとに異なることや，低比位の基準点（海面や, 火山から遠く離れた場所など）を抵抗な海の近傍でも振幅の大きな変化が得られているこ

設定することが必要である．その上で他の探査による情とから（Fig. 8），長周期地震の圧力変動が島内全域の地報も併せることが火山の地下水流動推定には必要であ

下水流動変化を引き起こし，それにより自然電位変動がる．特に比抵抗構造は重要であり，私見であるがフラン生じたというモデルを提案した．現象が発見された当初

スグループの自然電位データの大部分は比抵抗構造の効は，長周期地震と同期した自然電位変動から，震源域で果によって説明できるかもしれない．

の流体流動について拘束できるとの期待がかかったが，この 10 年に報告された自然電位の時間変化は局所的なKuwano et al. (2015) のモデルによると，むしろ観測点近変動にとどまるものが多かったが（e.g., Barde-Cabusson

傍の物性や地下水流動の推定に役立つ結果を示していet al., 2009 ; Finizola et al., 2009 ; Barde-Cabusson et al.,る．その他の短時間の変動としては，間欠泉の噴出に先2012），山体全体に及ぶ明瞭な時間変化が三宅島の繰り立つ前兆的な自然電位変動も報告され（松尾・他, 2006 ;返し観測で得られた．島を南北に縦断する測線での 5 回

Legaz et al., 2009a），水蒸気噴火直前の地下水流動の理解の繰り返し観測から 2000 年噴火以前は極めて安定してに役立つ可能性が示唆された．

358

相澤広記

以上，概観したように，自然電位についての理解はこで行われた観測から，火山雷は三つのタイプに分類されの 10 年間で大きく進んだが，その解釈は定量的のみなた（Thomas et al., 2012）．一つは火口近傍の極めて小規らず定性的にも不確かな状況が続いている．改善のため

模な 10〜100 m 程度の長さの放電，二つ目は噴煙が発達には地下の比抵抗構造や CO2 フラックスと自然電位の中に生じる長さ数 km 継続時間 0.01〜0.1 s 程度の放電で対応を引き続き丁寧に検討していく必要があろう．特にあり，これら二つは火山灰粒子同士の衝突や，マグマの比抵抗構造研究と歩調を合わせ，詳細な自然電位分布を破砕によって粒子が帯電することで発生すると考えられ求め両者の対応を比較することが必要である．また，深た．三つめは噴煙高度が十分発達し，噴煙中の水蒸気がさ方向への電位分布は地下水流動モデリングの際の重要氷晶に変化した後に発生すると考えられるもので，そのな拘束条件となるため，科学掘削において地表から掘削

発生メカニズムは通常の雷と同じである．最初の二つの底に至る自然電位検層を実施することは有効であること

タイプの放電は噴煙のダイナミクスと関係している可能を指摘しておきたい．

性があり，火山雷に伴う VHF 放電の様相の変化から噴

自然電位の時間変化は地下水の流動変化という他の探煙の状態変化を推定した研究も発表された．Behnke and

査では得られない情報をもたらすため貴重である．熱水

Bruning (2015) は Redoubt 火山で得られた VHF 放電の系の拡大を示唆するような長い時間スケールでの変化にデータを 5 分ごとに区切り，横軸に雷の長さ，縦軸にエついては比抵抗構造の変化と併せて変動原因を検討すべ

ネルギーをとったスペクトルの時間発展から，噴煙中のきである．三宅島や Merapi 火山で報告されたような数

乱流渦の時間発展を論じた．また，噴火を再現する衝撃

秒〜数 10 分の短い時間スケールの自然電位変動につい

波管実験に伴っても火山雷が発生することが報告され，ては，長周期地震に伴ってのものだけでなく，噴火前後

フィールドの火山雷と実験室の火山雷，双方から噴煙のの自然電位変動の有無を火口近傍の観測で検証してくこ

ダイナミクスを研究する可能性が提案された（Cimarelliとが有効かもしれない．自然電位変動の時間スケールがet al., 2014）．

短くなればなるにつれ，ノイズとなる自然の電磁場変動

VHF 帯の電磁波観測による雷研究は強力な手法であや，人間活動に起因する電磁場変動の影響は大きくなる．

るが，その電磁放射のほとんどが先駆放電に対応し，先駆近傍の磁場 3 成分データを用いてそれらを除去すること

放電直後の Return stroke に代表される大放電現象についが重要であるが，その点で自然電位連続観測は，近傍のて情報が得られない（Behnke and McNutt, 2014）．さらに

地磁気 3 成分観測とセットで行われるべきであろう．

放射源から観測点まで地形に遮られていないことが条件となるため，火口の中や火道の中で放電があったとして5．火山雷も観測することができない．そのため雷の全貌に迫るた

火山雷は噴火に伴った一般的な現象で，マグマの性質

めにはより低周波な LF 帯（300 kHz〜30 kHz）や VLF 帯によらず世界中の火山で発生が報告されている（McNutt（30 kHz〜3 kHz）の電磁場観測が必要である．この周期

and Williams, 2010）．そのため，天候が悪く火口が目視帯の電磁波は遠方まで到達するため，広い領域での雷モできない状況でも火山雷観測から噴火強度や噴煙をモニ

ニタリングのため，各国の気象観測機関により regional

ターできる可能性が指摘されていた（McNutt and Davis,

または global スケールでの LF/VLF 帯観測ネットワーク

2000）．これまで観測器械を使った火山雷研究はほとんが運用されている．Eyjafjallajökull 火山の 2010 年噴火でどなされてこなかったが，New Mexico 工科大学のグルーはイギリス気象庁の観測網で捉えられた火山雷起源のシ

プが，雷観測の手法をそのまま火山に適用し始めたこと

グナルの特徴が報告されたが，こうした観測網では観測

でこの 10 年間で研究が急速に進んだ．彼らの手法では，

点密度がまばらで，小規模の火山雷の多くを検出するこ先駆放電（リーダー : 雷が伸びていく過程）から派生すとができない（Arason et al., 2011）．火山雷の観測のため

る VHF 帯（30 MHz〜300 MHz）の電磁波が観測点へ到達には火山に近い位置で LF/VLF 帯の観測を行う必要であする時刻を観測し，その到来時間差から VHF 電磁放射

り，MT 法の観測機材がこの目的で使用された．きっか

源の時空間分布を決定する．地震波の走時情報を使った

けは桜島火山の MT 連続観測データ（Aizawa et al. 2011）

震源決定に相当するこの手法では，適切な観測点配置を中に火山雷起源のシグナル（Aizawa et al., 2010）が発見とればその推定精度が数 m 以内と高く，雷の形状や，そされたことであったが，最近ではより高いサンプリングの時間発展を得ることができ，さらに先駆放電に伴うエレイト（65 kHz）の電磁場観測を，高速（3,000 frame/s）

ネルギーも電磁放射の振幅から推定することができるな可視映像観測と組み合わせる研究がおこなわれている（Thomas et al., 2007 ; Thomas et al., 2012 ; Behnke et al.,（Aizawa et al., 2016）．その結果からは，桜島火山雷の特2013 ; Behnke et al., 2014）．Augustine 火山，Redoubt 火山

徴が気象雷と多くの点で共通であること，その空間ス

火山電磁気観測の進展

359

ケール，時間スケール，放電量が気象雷の 1/10〜1/100

データをシミュレーションで予測することができ，活動程度であることが示されている．また気象雷との相違点

予測に役立つかもしれない．熱水流動シミュレーション

として正の電荷を大地に供給する +CG（+Cloud-to-

では地下の温度圧力はもちろんのこと，比抵抗や自然電Ground lightning）が多いことや，放電の空間スケールが位（Ishido and Pritchett, 1999），磁場も計算できるように小さいことから火山噴煙の電荷分布は雷雲の電荷分布になりつつあり（e.g., Okubo and Kanda, 2010），観測データ比べ複雑であることが示唆されている．

から，火山下で起こっている現象を定量的に把握するこ

火山雷研究は今後，噴煙規模推定への応用が有望と思とが期待される．

われる．火山雷起源の電磁放射は天候に左右されないた

本小論で概観したように，比抵抗構造は火山活動を解め，火口が目視できない場合や，雲に遮られて気象レー釈する上でも非常に重要である．もし近年の三宅島，有ダーの精度が落ちる場合でも，火山雷データから噴煙の珠山，霧島新燃岳，御嶽山，口永良部島の噴火の発生前

高度や向きを推定することが可能である．雷観測ネットに，精度の高い 3 次元比抵抗構造が得られていたら，地ワークにより VHF 帯や LF/MF 帯の電磁放射源を準リア

殻変動，群発地震，水蒸気噴火の解釈，地下のマグマ移

ルタイムに推定することが可能になりつつあり，今後，動経路の推定にとって重要な貢献ができたであろう．い

活動的な火山で恒久的に雷ネットワークが維持運用されまや十分なデータが得られさえすれば，3 次元比抵抗構

噴煙モニタリングが行われるかもしれない．またそうし造の推定は可能になった．比抵抗構造は，火山活動に伴たネットワークで蓄積されたデータにより火山雷研究は

う磁場変化と自然電位変化の解釈にとっても重要であ進むであろう．特に火山雷と映像，気象レーダーデータ，

り，信頼性の高い高解像度な比抵抗構造を得ることは，

空振データ等を組み合わせて噴煙のダイナミクスに迫る

火山電磁気観測の基礎的課題と筆者は考えている．

研究の発展が期待される．また，長期のデータ蓄積によ

今後，解析の手法はますます洗練され，3 次元比抵抗り火山雷が発生しやすい条件も理解されるだろう．現

構造はルーチン的に推定されるようになるであろう．そ在，確実に分かっているのは噴煙高度と火山雷の発生数のとき研究はどのような方向性をとるべきであろうか．

に良い相関があることのみであるが，それ以外にも，噴比抵抗構造解析のデータ取得と解析によって，しばらく

煙の乱流強度，マグマの破砕条件，マグマの含水量，気は新たな知見が得られるであろう．特に比抵抗構造と地象条件などが火山雷発生に寄与している可能性がある．

震，地殻変動，磁場変動を対比させ火山活動を理解しよ

さらに，実験室における火山雷発生実験や火山灰粒子のうという研究は，海外でほとんど行われておらず，我が帯電実験も行い，火山雷観測から，火山学的にどのよう国発のモデル提唱へ繋がる一つの方向性と言える．火山に価値ある情報が引き出せるか検討していく必要があ

活動予測の観点からは，比抵抗構造と地磁気変動源の時

る．

間変化を準リアルタイムかつ自動で推定するシステム開発がなされるべきである．これらに加え，筆者は観測に

6．お わ り による新たな電磁気現象の発見を期待したい．近年の地震本小論では比抵抗，地磁気，自然電位，火山雷に分け分野の例を挙げれば，地震発生と同時の磁場変動（Okuboて研究の進展を概観してきた．全体としての割合は，こet al., 2011）や，津波による電磁場変動（Toh et al., 2011）の 10 年で出版された論文数と，筆者の独断に応じていが日本の研究者によって発見され，理論的研究や応用のる．便宜上 4 項目に分割したが，複数の項目にまたがる

可能性について盛んに議論が行われている．新たな手研究も多く発表されるようになり，今後そのような研究

法，新たな観測機材の開発により，火山においても予想の重要性は増すであろう．多種の観測データを結びつもしなかった電磁場変動が発見され，研究が進展するこけ，火山下で進行している現象を理解するには物理法則とを期待したい．

に基づいたシミュレーション研究が有用である．例えば
火山体浅部では，熱水流動計算により各種パラメータの謝

分布や時間変動を計算することができる．3 次元比抵抗

火山 60 周年記念特集号に本小論の執筆機会を与えて辞

構造からおおまかな浸透率構造設定し，それに基づき熱下さった編集委員の皆さまに深く感謝致します．本小論

水流動シミュレーションを行い，地磁気，比抵抗，自然

執筆の上で，神田電位，さらには地殻変動の時間変化を説明するように，有益でした．投稿前の原稿には志藤あずさ博士から有益

浸透率構造や，熱水の貫入量を調整していくことが考えなコメントを頂きました．橋本武志博士，神田られる．この過程から信頼できる浸透率構造が得られれ士からの査読コメントは本稿の改善に大きく役立ちましば，水蒸気爆発に至る条件と，その時に期待される観測

た．特に神田径 博士と上嶋誠 博士との議論は
径 博

径 博士からのコメントは筆者の理解が

360

相澤広記

足りない部分を大きく埋める役割を果たしました．記して感謝致します．
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（編集担当

橋本武志）