1．はじめに
草津白根山の第3回集中総合観測は主に1992年9月から11月の期間に実施された。筆者らはこれまでの集中観測に引き続き火山ガスおよび温泉水、遡沼水などの地球化学的観測を担当し、それらの化学組成、同位体組成などについて調査研究を行った。草津白根火山親測所は、同火山において湯釜火口の水温、水位、竜気伝導度、湖底の噴気活動をはじめ、1976年に噴火した水釜火口内の地温、中腹の殺生河原の地温、火山ガス濃度、山麓の草津湯畑および万代鉱温泉の水温などの親測設備を整備し、連続観測を実施している。また、連続観測の実施が困難な火山ガスや温泉水、湖沼水などの化学組成については定期親測も併せて実施している。本報では、1984年度実施された第2回集中総合観測以降の観測結果につて報告する。尚、火山ガス中の炭茶およびヘリウムの同位体組成につての観測結果は、本報告書に別掲した。
2.火山ガス組成
草津自根山の山頂周辺には、多くの噴気ガスが噴出している。このうち湯釜北方の「北側噴気」、東山腹の「殺生河原」、西山腹の「万座空噴」の8噴気ガスについて1966年から定期親測を実施している。1976年水釜噴火の約１年前にこれら火山ガス中の二酸化硫黄と硫化水素の割合は、噴火の前兆現象の一つとして顕著に大きくなった。図１に1982年以降の両ガスの割合の変化を示したが、二酸化イオウと硫化水素との比は1982 - 1983年噴火の際には顕著な増大は認められなかった。しかし、北側噴気と万座空噴は1989年末から、殺生河原は1991年中旬からSO₂/H₂S比が2 ～ 3倍大きくなった。また 1993年7月はじめに富貴原の池付近で本白根山の山体でやや大きな火山性地震が発生したが、その後3噴気ガスとも大きなSO₂/ H₂S比が親測されるようになった。1993年の7月の地震直後、湯釜北西部で湖面が黒色に変化する現象が認められており、この地震が地下マグマの変化を現しており、これによって火山ガス組成に変化が見られたとも考えられる。 1982年以降の殺生河原、万壓空噴の噴気ガス温度は約95 ℃でほとんど変化が認められない。これに較べ北側噴気の温度は1983年11月13日噴火の2週間前に約 10 ℃上昇し、それ以後沢水による冷却などの影響を受けて若干の変動はあるものの現在まで大きな変化はなく101 ℃ ～ 105 ℃の範囲にある。図2に北側噴気ガス中の硫化水蒸濾度の変化を示した。H₂S濃度は、1976年水釜噴火、19 82 -1983年湯釜噴火発生前に約10 %程度まで低下することが明らかである。 1982 - 1983年噴火後H₂S濃度は増加に転じ，1988年には約25 %となった。しかし，1989年1月6月の湯釜北西部での噴火前にその濃度は減少したが、噴火が極めて小規模であったため、減少率も小さくH₂S濃度はすぐに回復した。その後，1989年末からH₂S濃度は再び急激に減少をはじめ1990年末には約13  %となり、噴火が危惧されが1991年3月頃から濃度は増加に転じた。この倾向は1993年末現在まで続きその濃度は約25  %で、直ちに噴火発生に至らないであろうと思われる。北側噴気ガス中の水茶濃度は、噴気温度と同様に1983年11月13日の噴火の約 2週間前から2倍に増加し、アルカリ溶液に吸収されない残留ガス（Ｒガス）中の濃度が0.1 % を越えるようになった。その後も H₂ガス漁度は時々著しく小さくなることもあるが、ほとんどが0.1 ～ 0.15  % の間である。しかし、1983年～ 1993年の間の旺₂濃度は徐々にではあるが械少傾向にあるような変化をしている（図3 ）。
3．湯釜の水温、水位、化学組成
山頂の湯釜火口はその湖底の数ヶ所からSO₂に富む火山ガスが噴出しており、また湖底の一部には約120 ℃の溶融イオウが存在するなど現在の草津白根山で最も活動的な場所である。その溺水はマグマからの揮発性成分を蓄積保存していおり、湖水の化学組成は火山活動の変化を反映している。最近では，1982 - 1983年噴火時に湯釜火口の水温、水位、水質は活動と密接に関連して変化した（小坂ほか、1985 ）。湖水の水温は1982年10月26日の噴火直後に、潮底からの熱水、火山ガス供給量の増加によって約35 ℃上昇し55 ℃となったが、火山活動の沈静化により湖底に開口した火口から湖水が地下へ逆流しはじめると水温は急激にさがった。図4に1982年～ 1993年の間の水温の変化を示した。1983年12月21日の噴火以後の最高水温は、1984年～ 1986年の間は約25 ℃、1987年～ 1988年が約22 ℃で1987年頃までに季節変化を繰り返しながら通常の水温となった（東京工業大学、1991）。しかし、1990年の最高温度は26.8 ℃、1991年は26.5 ℃、1992年は25.8 ℃とこの間の水温は高く、気温の影響を除いても、それ以前に較べ明らかに水温が約1 ～ 2 ℃高い。このことは1990年頃から湖底からの熱水等の供給量が増加したと考えられる。 1993年には通常の水温に復し、熱水供給量は低下したと思われる。潮水の水位は1982-1983年噴火時に大きく変動した（小坂ほか、1985 ）。 1982年10月26日の噴火後、湖底に開口した火口からの湖水の逆流によって急速な水位低下がはじまり、1983年はじめには噴火前に較べて約9 m水位が下がった。水位は水温と同様に1983年の活動終了後、季節変化を繰り返しながら徐々に回復し、1988年にはほぼ噴火前の水位となった（東京工業大学、1991 ）。その後の水位には融雪期から水位が高くなりはじめ、秋からに水位が下がりはじめる季節変化以外には特に大きな変化は認められていない（図5 ）。湖水中の落存成分濃度も1982 - 1983年の噴火時に大きく変動した。特にカルシウムや硫酸イオンの変動が大きかった（小坂ほか，1985）。湖水の水温、水位がほぼ1982・1983年の噴火前の状態に復した1987年以降の溶存成分含有量の変化を図6に示した。1987 - 1989年の間、各落存成分の濃度は季節変化を繰り返しながら徐々に低下したが、1989年末から塩化物イオン濃度が、1991年から硫酸イオン濃度が高くなりはじめ、1992年にCl-は1,700 mg/lから3,700 mg/lと約2倍に、SO4²-は1,500 mg/lから2,500 mg/lと約1.6倍増加した。 Cl-濃度は1993年には約3,000 mg/lまで低下し、 SO4²-濃度も約2,000 mg/lとなった。この陰イオン成分の湊度変化は、前述した湖水の水温が上界した期間と一致している。 1990年は湖底にある火山ガス噴出地点直上の湖面における褐色～黒色の変色はしばしば観測された。またハイドロフォン観測によれば、1989年の11月から特に1990 年1月から2月中旬にかけて湖底から噴出する火山ガスの突出と考えられる波形がしばしば観測され、この間の湯釜湖底での噴気活動が非常に活発であった（図７）。この湖底噴気活動は同年４月にも２回観測されたがそれ以後は同様の波形は観測されていない。 Cl-とSO42-の濃度増加がはじまった1989年末から火山性の地震活動が活発となり1992年まで地震の発生が多く、1991年は火山性微動の発生も多かった（気象庁、1993、東京大学地異研究所、1993 ）。また、1989年から19 90年にかけて湯釜の南東部で急激な全磁力が減少が観測されている。  山崎らは湯釜の北東約350 m、水釜の直下900 mを中心とした半径 230 mの球形域が熱消磁したとするモデルを提唱してる（1992）。陰イオン成分が顕著に溃度増加した期間は、地震活動が活発であった時期および湯釜周辺での全磁力の変化した期間と極めて良く一致し、1990年は湯釜湖底における噴気活動も非常に活発であったことなどから、草津白根山は1989年から1992年にかけて火山活動が非常に活発であったと云える。 1993年は地震活動も静かになり、湖水中のCl-とSO42-の濃度も低下に転じ、また山頂部の全磁力の変化（気象庁地磁気観測所，1992 ）も横這いで火山活動はやや静かになったと考えられる。
4.水釜の地温
水釜火口内壁の北西部は、1970年代はじめは噴気活動も活発で、その温度は90 ℃であったが、その後は徐々に温度が下がった。特に 1982 -  1983年噴以後は噴気活動も弱まり温度低下が顕著である。1986年から同地域の4ヶ所に温度計を設置して連続観測を実施している、地温は温度計の設置深度は１ｍであるため気象の影響を受け警解けのはじまる4月が最も低くなる。観測を開始した年の1986年11月の最高温度は54 ℃であったが、各年の最高温度は198 7年が53 ℃、1988年が42 ℃、1989年が30 ℃、1990年が22 ℃、1991年が17 ℃、1992年が15 ℃、1993年が14 ℃と徐々に同地域の地温は低下し、1992年ころまでに同地域の地教活動は停止した。また、各年の最低地温も1986年が38.7 ℃、1987年が16.2 ℃、1988年が4.3 ℃、1989年が2.4 ℃、1990年が1.8 ℃、1991年が0.1 ℃、 1992年が0.1 ℃、 1993年が0.0 ℃で最高地温と同様に観測開始以降徐々に低下した（図8）。現在では水釜北西部の噴気活動も視認できない。この地温低下は、1982・1983年噴火後に同地域への火山ガスの流路が徐々に閉塞され、火山ガス流路が湯釜湖底へ移動したと考えられる。
5.山麓温泉の水温および化学組成
草津白根山周辺には、草津温泉をはじめ万代鉱温泉、香草温泉、常布温泉など多くの酸性温泉が存在する。これら温泉は、温泉水中の塩化物イオンや硫酸イオン濃度、水の同位体組成などから、山頂下浅所においてマグマから分離上昇した火山ガスが凝縮した強酸性の熱水溜まりを形成し、この熱水が地下水と混ざりながら不透水層上を流下し、流路で岩石から陽イオン成分を抽出しながら湧出する（平林ほか、1990）。したがってこれら温泉水中の化学組成も火山活動の影響を受けて変化すると考えられる。草津湯畑温泉は、1888年から1977年の90年間に溶存成分濃度は著しく減少した（小坂、 1984）。例えば、 SO 4²-濃度は3,000 mg/lから1,000 mg/l、Cl-濃度は800 mg/lから400 mg/lに低下した。図 9、10に 1989年以降の草津湯畑温泉と万代鉱温泉の水質の変化を示した。 1989年、19 90年は各落存成分の漁度は特に大きな変化は認められない。草津湯畑は1991年からNa*、K*、 Cl-、SO 42 -の濃度が若干高くなった。各成分の濃度変化率はNa+とK+が約2割Cl-とSO 42 -が約1割である。一方、万代鉱温泉においては1991年からK+、Ca2+、Mg2+、Cl-、SO42-などの成分濃度が高くなった。これら成分のうち最も変化が大きかった成分はK+で約2割変化した。両温泉における化学組成の変化は、前述した湯釜の溶存成分が1990年から変化したのに較べ約１年遅れて出現した。 1991 1992 1993 1989 1990図9草津湯畑温泉の水質変化— 9 —
6.おわりに
草津白根山における火山ガス、湖沼水、温泉水などの化学的観測結果によれば、同火山は19 82 -1983年噴火後、1988年ころまでに湯釜火口の水位、水温、化学組成などはほぼ噴火前の状態に復したが、北側噴気の温度、化学組成は1983年11月の噴火前に変化した状態が続いている。1989年1月には湯釜火口内で微噴火が発生し、1989年末から湯釜湖水中の塩化物イオンや硫酸インなどの濃度が上昇しはじめ、1992年中頃まで濃度上昇が続いた。また湯釜湖底の噴気活動も1990年4月頃まで非常に活発であった。山頂周辺の火山ガス中のSO₂/H₂S比も1989年末頃からやや大きな値が観測されるようになった。特に山頂北側の噴気ガス中の硫化水素濃度が著しく減少をし、1991年3月には13 %となったが、その後濃度が上昇に転じた。これらの観測結果などから、草津白根山は1998年末頃から活動度が高まり1992年ころまでその状態が続いた。その後活動レベルはやや下がったが、現在でもまだ1982 - 1983年噴火前の静穏な状態にまでは戻っていないと考えられる。 -10-小坂丈予：溫泉（火山ガス）、草津温泉誌、自然・科学編I、草津町役場、99 - 172,  1984.山崎　明・中護正明・角村　悟・中島新三郎：草津白根山における全磁力の解析：1990年の顕著な全磁力変化と熱滑磁モデル.  Memoirs of the Kakioka Magnetic Observatory, 24, 55 - 66, 1992.小坂丈予・平林順一：草津白根火山 1982 -  1983年の活動と火山ガス、湖水、湧水の化学成分変化.第2回草津白根火山集中総合観測報告書、3 - 17, 1985.東京工業大学：草津白根山の活動状況. 火山噴火予知連絡会会報、51, 8 - 10, 1991.気象庁地磁気観測所：草津自根山における全磁力観測( 1976.7 - 1992.10 ). 火山噴火予知連絡会会報、 54, 2 - 6, 1992.平林順一・松葉谷　治・垣内正久：水の同位体組成からみた草神白根山の地下水の流れ、化学的手法による噴火予知ワーキンググループニュース、6, 26 - 31. 1990.気象庁：草津白根山。第64回火山噴火予知連絡会資料、36, 1993東京大学地質研究所：草津白根山。第64回火山噴火予知速絡会資料、4, 1993 T . .
¹現科学技術庁防災科学研究所第３回草津白根山集中総合観測の一環として東京大学地震研究所、名古屋大学理学部および東京大学理学部では、草津白根山の山頂火口周辺に地震観測網を設置し、9月30日より約40日間火口直下で発生する火山性の地震・微動を観測した。草津白根山では、東京大学地震研究所が設置している常設観測点（図１、十印）による観測から、火山性地震や火山性微動が水釜南東にある溶岩円頂丘直下の梁さ1km以浅で起こっていることが分かっている（井田・他、1990；藤田・他、1991；山本・他、1991）。また、観測波形から、大きくは、通常のテクトニックな地震、高周波微動、低周波微動およびこれらの中間的な卓越周波数をもつ微動などに分けられる（図２）。そこで、本集中親拠では、これらの特徴をもつ火山性の地震や徴動の性質をより詳細にしらべることを目的として、溶岩円頂丘を中心とした稠密な観測網を設置し、臨時観測を行った。設置した地震観測網を図３に示す。まず、地震・微動による波動の距離依存性を調べるために、溶岩円頂丘の頂上から南へ直線状にアレイを設置した（図３〇印：S1～S6）。また、これらを含めて、波動の方向依存性を調べるために溶岩円頂丘を取り囲むように地震計を設置した（図３●印：S11～ S24）。用いた地震計はすべて固有周期1秒の速度型である。信号はすべて有線でレストハウス(RHS)にある局舎に引き込み、データロガーで収録した（図４）。今回は、レストハウスにおいて、試験的に三成分広帯域地震計（STS2）による観測も行った（図３口印）。今回観測できた火山性の地震・微動のうち、火山性微動に分類されるものの波形例を図５〜図８に示す。参考に、図7に示される微動に対応するSTS2の記録を図9に示す。本節では、観測された微動のうち、単純なコーダをもつ図６の波形の解析結果を紹介する。図１０は、この微動の各観測点におけるスペクトルである。スペクトルはFFTによりもとめ、それぞれの縦軸は振幅で、横軸は周波数である。波形からも明らかであるが、1.65Hzに特に振幅の大きいビーク周波数があり、さらにいくつかのピーク周波数がみられる。すべての観測点に共通にみられるピーク周波数は、微動発生源から放射される波動のビーク周波数と考えられる。その共通のピーク周波数をみるために、各スペクトルの相乗平均をとったものが図１１である。これより、ピーク周波数は、20Hz以下の範囲では、およそ次のように読みとれる。 1.65Hz、3.3Hz、4.6Hz、6.9Hz、8.3Hz、10.2Hz、10.6Hz、11.0Hz、11.7Hz、12.3Hz 13.2Hz、13.7Hz、15.0Hz、16.4Hz、16.8Hz、17.3Hz、18.0Hz、19.0Hz、19.3Hzこれらの成分は、微動の発生源より直接きた彼の成分と考えられ、発生源のモデルとしては、これらを説明できなければならない。ソーススペクトルがピークを何本ももつことより、微動発生源においては、何らかの共鳴体の固有振動が起こっていると考えられる。地殻を弾性体とみなしたとき、このような共鳴体としてもっとも単純なモデルは、弾性体中にある流体球である。弾性体中の流体球の固有振動に関しては、火山下で発生する単色地震・微動の発生モデルとして、Fujita et al. （1995）、桜庭・他（1995）によって詳しく調べられている。ここでは、このモデルを観測結果にあてはめ、微動発生源の性質を調べてみる。 Fujita et al. (1995)によれば、３つのパラメータ、すなわち、球の内部と外部のＰ波速度比、内部と外部の密度比、流体球内の時間スケール（半径/P波速度）を与えれば、その系の固有周波数と減衰定数が決まる。逆に、固有周波数と減衰定数を観測より決めれば、流体球の周囲の岩石のＰ波速度、球の内部と外部の密度比を仮定すれば、流体球の半径と内部の音速を決めることができる。今回解祈した微動の場合、基本周波数は1.65Hzと考えることができる。波形より、減衰をtを時間としてexp(-at)と表したときの減衰常数は0.125[1/s]となる。また、周囲の岩石のＰ波速度は、約2,500m/sと見積もられている（井田・他、1989）。密度比を2.0（外部/内部）と仮定すれば、流体球の半径は107m、内部の音速は264m/sとなる。ここで求められた音速より、流体球内部の状態を推定することができる。近年の草津白根山の活動は、主に水蒸気によるものであることなどから、水蒸気が微動発生に関与していることが予想されている。従って、流体球内部を満たす物質の候補として、水蒸気と水の混合流体があげられる。一般に、二流体A、B（密度ρ a、 ρ b、音速C a、C b、流体Aの質量の割合y）の混相流体の音速Cはと表されるから、流体Ａを水蒸気（ ρ ∧：18kg/m³(深さ100mを仮定)、Ｃ ∧：400m/s）、流体Ｂを水（ ρ в：1000kg/m³、C в：1500m/s）とすれば、C=264m/sより水蒸気の重量比が0.40または0.00082となる。今回の集中観測では、常設観測により予想されている甕源域近傍に稠密地震観測網を設置し、火山性地震・微動の観測を行った。いくつかの火山性微動をとらえ、その波形を示した。また、データ解析の結果と簡単なモデルを組み合わせることにより、微動発生源の状態を推定した。本報告では、直線状アレイのデータのみをもちいたが、将来、周辺に設置した親測網のデータを用いることより、波動の放射パターンなどが調べられ、火山性地震・微動がより詳細に明らかになるであろう。井田意明・長田昇・沢田宗久・小山悦郎・雑山恒臣（1989）：草津白根山における常設地策観測と1989年1月6日の小噴火、地震研究所業報、64、325-345藤田英輔・山本圭吾・井田喜明・長田昇・小山悦郎・及川純（1991）：幸津白枝山の火山性微動の発生機構、日本火山学会1991年度秋季大会議演予稿集、No.2、84 Fujita, E., Y. Ida and J. Oikawa (1995) : Eigen oscillation of a fluid sphere and source mechanism of monochromatic volcanic tremor, J. Volcanol. Geotherm. Res., in press山本圭吾・藤田英輔・井田菩明・長田昇・小山悦郎・及川純（1991）：草津白根山の火山性徴勤の発生機構、地震学会1991年度秋季大会講演予稿集、No.2、136東京大学地甕研究所による常設観測点の位置（+）。地震計は固有周期1秒の三成分速度型である。 ▽、図1 ●、○はそれぞれ、1989年10月より1990年3月までに発生した低周波微動、高周波微動、地質の質源位置。ほとんどが水釜南東にある溶岩円頂丘の直下で起こっている。 EARTHQUVKE 221141MO4S  OCT.  24,  1989 UD Jr Ar Minror and NS res that the stat ew wwww.wwww. EW WAYSAAAAAAAAAAAAAAAA 21120M11S NOV. 1, 1989 IIGH FREQ.  TREMOR UD ry: NS /// EW ' /// INTERMEDIATE FREQ.  TREMOR   221126M16S NOV. 17, 1990 UD NS www.wwwww.wwwwwwwwwwwwwwwwwwww EW AAA 41166M485  OCT. 25, 1989 LOW FREQ.  TREMOR UD NS EW The typical wave forms at Kusatsu-Shirane volcano STATION: YGW東京大学地魔研究所による常設観測点でとらえられた地震・微動の波形例。上から、ふつうの地震、高周図2波徴動、中間の周波数をもつ徹動、低周波徹動。図3臨時観測点の分布。■印は常設観測点。●および○印は1Hzの固有周期1秒の速度型地震計設置点。□印はSTS2の設置点。臨時観測網でとらえられた火山性微動の波形。S4は火測。上は生の波形で、下は0-3Hzのロウパスフィル図5ターをかけた波形。た彼形。臨時観測網でとらえられた火山性微動の波形。S6は欠測。上は生の波形で、下は0-3Hzのロウバスフィル図7ターをかけた液形。 Гターをかけた液形。図7の微動をSTS2でとらえた波形。上から順に東西成分、南北成分、上下動成分である。図9 FI AMPLITUDE SPECTRUM [S1] AMPLITUDE SPECTRUM [S2]図１０図6の徴動の各観測点におけるスペクトル。縦軸は振幅、横軸は周波数。 AMPLITUDE SPECTRUM [S3] AMPLITUDE SPECTRUM [S4]圏１０　つづき。 -24- AMPLITUDE SPECTRUM [S5] AMPLITUDE SPECTRUM [S6]図１０　つづき。図１０の各スペクトルの相乗平均をとったスペクトル。
東京大学地震研究所東京工業大学草津白根火山観測所
性郎平林 順一・大場    武Electro-optical distance measurements on the Kusatsu-Shirane volcano Earthquake Research Institute, The University of Tokyo Toyotaro TAKEDA and Etsuo KOYAMA Kusatsu-Shirane Volcano Observatory, Tokyo Institute of Technology Jun-ichi HIRABAYASHI and Takeshi OHBA第３回草津白根火山集中総合観測の一環として、辺長測量を実施した。測定を行った草津白根火山の辺長基線測量網を第１図に示す。この測量網は、第２回集中火山観測時（1984年）に設置し、同時に測量を行った（竹田他;1985）と同じ測量網である。同図に示す5基準点は、測量前の予備調査で、良好な状態でその存在が確認できたので、今回５測線全ての再測定を行うことができた。ここに1984年から８年余りの水平変動の様子を紹介する。草津白根火山は、第1回測定の1984年9月以降今回測定の1992年11月まで、その火山活動は比較的低いレベルにあった。この期間中1989年10月以降はそれ以前に比べて地震数が多く、時おり火山性微動の発生や火口湖湯釜に変色水域が確認されている。ただし、1976年３月水釜北東部で水蒸気爆発を起こし直径数10mの爆裂火口を生じた（下鶴他；1978）ような、明かに地殻変動をともなうであろう火山活動はなかった。測定には、光波測距儀WILD社製DISTOMAT DI-3000を使用した。反射鏡も同社製GPR1を使用した。最初に行った（019-112）基線の測定に用いた測距後Ser.190067はその基線測定後故障したため、残りの4基線は予備に用意されたSer.67663で行った。測距儀Ser.190067と反射鏡GPR1の機器補正定数はメイカー提供の値をそのまま採用した。したがって、測定価の信頼性の点から、それら定数の誤差を大きめに見積った。測定基線の両端で気温、気圧、湿度の３気象変素を１分毎に観測した。測定値の気象補正は上記の平均値で行った。なお、各測線は標高差が大きく基準点上の機器設置高の差による補正が不可欠となる。機器設置高の測定はとくに慎重に行った。実際の測定は11月13日に実行され、作業はその日のうちに完了した。光波測量は通常、高さによる温度変化すなわち気温の垂直勾配の少ない日の出日没の時間帯に行われる。幸い、11月13日は日中より高曇りの状態で日射もなく、見通しも抜群で又とない機会との判断から午前中から測定を行った。全５基線の測定結果を第１表に示す。同表には1984年の測定値とその変化量も示してある。今回の测定値の誤差が、1984年のそれと比べ全体的に大きくなっている。これは機器の基準点に対する求心

誤差と、機器設置高の差による補正で使用する各点の標高の誤差の見積において、今回の方が大きな値を採用したためである。この点に関する詳細な言及は省略するが、今回の値の方が現実の測定誤差を反映した妥当なものと思われる。ただし、測定を注意深く行えば1984年の誤差程度の測定は可能である。
1984年9月から1992年11月までの8年余りの各測線の変化は、（000-019）基線の4.6ppm伸びをのぞいてすべて結みを示している。かつそれらの歪変化量は有意である。ただ（000-252）基線の歪17.5ppmの縮みは他の基線と比較して4倍ほど大きいが、このことをうまく説明できるような火山活動は見当らない。現時点では基準点への人為的な影響や測定上の誤りである可能性も完全に排除できないので、火回以降の測定を待って判断したい。図2    草津白根火山山頂付近の1984年9月から1992年1 1月までの主至歪変動の一理解として、火口湖湯釜を含む三角形(000-112-019)の同期間における主歪を第２図に示した。その歪量は北東-南西方向に5.5ppmの縮みと、北西-南東方向に5.1ppmの伸びで表せる。年間の変化量はそれぞれ0.67ppm/yearの縮み、0.62ppm/yearの伸びとなる。この伸び軸方向は1942年の割れ目火口列  I 、 I   (MINAKAMI, et all.,1942）ほぼ一致しており興味深い。ただこの変化を全て割れ目火口列噴火のafter effect的な動きであるとするには無理があるし、それを積極的に支持する他のデータもない。火口近傍にはより広域の応力が集中しやすいわけであるから、辺長測量網の変動の追跡と共に、1ppm以下の歪変動を理解するには、広域応力場の変動をGPS親測等で把握する必要があろう。
下载大輔、行田紀也、小山悦郎、宮崎　務、沢田奈久、長田　昇、萩原道徳、竹田豊太郎（1978)草津白根山の1976年の水蒸気懸発とそれに関連した集中火山観測、地震研究所棄報、53、pp.569-580.竹田豊太郎、小山悦郎、辻　浩、行田紀也（1985）：草津白根火山における辺長潤量（基線網の作成と観測結果）、第2回草津白根山火山集中総合観測報告書、pp.44-46 (Part II) . MINAKAMI,T. et all. (1942) : Explosive activities of Volcano Kusatsu-shirane during 1983 and 1942 Bull. Earthq. Res. Inst., 20, pp.505-526
建設省国土地理院地殻調査部　多田　
国土地理院では、火山地域の地殻変動を把握するため、これまでも全国の火山において火山変動測量を実施してきている。１９９２年は１０月下旬に草津白根山において、基準点の設置と水準測量、 ＧＰＳ測量を実施した。両測量の概要と観測結果について報告する。図ー 1   草津白枫山周辺地域の既設水準点（路線）、三角点（一次基準点）全国を覆う一等水準路線は草津白根山の近傍には無い（図－１）。近いものでも西方の長野市周辺や、南方の軽井沢町から浅間山に向かう路線であるが、２０ｋｍ以上離れている。東側では渋川市の国道１７号線沿いの路線になり、５０ｋｍ以上離れる。このような状況の中、図－２に示すような単独の水準路線として草津白根山山頂付近を通過する「志賀草津道路」沿いに水準点を１３点（路線長約９ｋｍ）設置した。水準路線はＬ形になり、草津白根山のほぼ南北の火口列に対し、東西に横切る区間も出来た。水準点の埋設方法は、道路沿いのコンクリート工作物（よう壁、ガードレール土台等）の上面に金属標を貼付するというものにした（写真－１）。これは道路沿いに適当な場所が確保出来づらい（国立公園内である）事と、設置の容易さ、冬季の凍上による影響をなるべく避けるためである。親測は１０月２２日から１０月２８日にかけて実施した（写真－２）。山上は冬の様相を示し、時ならぬ吹雪の中で観測をした日もあった。同時に設置したＧＰＳ点（後述）のうち、水準路線の近くの５点も路線に含めた。観測結果は表－１の通りである。標高は既知点がないため求めていないので、水準点間の比高のみの結果を示す。
ー、二等三角点で構成する精密測地網一次基準点測量の観測網では、草津白根山周辺の観測点は、模子岳（菅平）、岩菅山（志賀）などであり（図-１）、草津白根山から半径１０ｋｍ以上離れる親測点となり、草津白根山の局所的活動を把握する事は困難であるといえる。他に三等三角点等の基準点は周辺にあるが、今回は山体（湯釜周辺）を囲むように、ＧＰＳ観測点を新たに設置した。観測点は7点で、観測網は図－２の通りである。親測点の埋設は８月中旬に実施した。標石の構造は炭素繊維補強コンクリート製の円柱（径 15cm,長さ100cm）の上部に金属標を埋め込んだもので、埋設は凍上現象や凍結の影響を少なくするようにと、地表面に金属標の部分が出るようにし、標石下方には厚さ30cmの基礎コンクリートを打ち、地上面の標石周囲にもコンクリートで上面舗装を施したものである。（写真－３） G P S観測点設置状況写真一3 ＧＰＳ観測作業写真一4親測は受信機４台（ﾄﾘﾝﾌﾞﾙ4000SSE）を使用し、２バターン・２セッションで３時間の夜間観測を延べ4日間実施した（写真－ 4 ）。親測結果は表－２の通りである。最も長い辺長で約4.4 k m、平均2.4 k mの12辺の結果を得た。各辺のセッション間の格差は最大10mmが１辺あるが、他は数mm以内で再現されている。ＧＰＳ観測点の内、５点（GPS01、GPS02、GPS04、GPS05、GPS07）は水準測量の観測点と併用したため、水準測量による比高とＧＰＳによる比高が求められた。両比高の比較は表－３の通りであり、その差は最大でも数cm程度に収まっている（平均± 2 cm）。表一２　火山変動測量　草津白根地区　計算值一覧表　ＧＰＳ観測SSE使用機種：トリンクル使用暦  ：広報暦解析ツ州  : TRIMVEC  PLUS  (SHORT. TEM)採用高度：２０度以上.観測時間：３時間採用データスオック間隔：３０秒
今回、国土地理院としては始めて既知点の無い、閉合もしない水準路線を設置した。全国の既設水準路線から火山（火山周辺地域）に対し、水準路線を新設した事は浅間山、阿蘇山など例があるが、草津白根山では既設路線から遠くにあるため作業経費がかかる。局所的な変動をみる事が目的、などで今回の方法を用いた。火山などの局所的な変動検出には、ＧＰＳ測量と併用するなどで有意な方法となるものといえる。 ＧＰＳ観測点には炭茶繊維補強コンクリート製の標石を使用した。従来のコンクリート製より冬季の厳しい寒さに耐えるのではないかとの試験も兼ねたものであり期待したい。親測結果では、水準測量とＧＰＳ測量による比高の比較もでき、各々の観測の点検も出来た。今後親測を繰り返し、地殻変動の検出など火山噴火予知に役立てていきたい。なお、他機関の方でこれらの観測点を使用して地殻変動観測を行う場合には、事前に御一報いただきたい。点の記など必要な情報は提供します。（地殻調査部地殻変動解析室火山解析係）戒後に、作業全般にわたって営林署森林事務所、国立公園管理事務所、道路管理事務所ならびに草津白根火山観測所などの関係機関には大変お世話になりました。ここに感謝の意を表します。
平成４年度の草津白根火山集中総合観測の一貫として、1992年10月にヘリコプターおよび地上からの赤外映像調査を実施したので、その結果を報告する。草津白根火山には山頂火口の周辺をはじめ、万座、毅生河原、草津温泉など多くの地熱地帯が点在している。これらの活動状況を把握することは重要であるが、すべてを調査することは困難であったので、本調査では山頂火口周辺地域のみを調査対象とした。調査は陸上自衛隊のヘリコプターに赤外映像装置（日本アビオニクス社製のTVS2000）を搭載し、山頂火口部を北東－南西方向に繰り返し通過しながら２秒間隔で視野角15度×10度の範囲を撮像した。飛行高度は海抜およそ2700m、対地高度はおよそ600mないし700mとなるので、1枚の映像がカバーする領域は、およそ120m×180mの範囲である。ヘリコプターの対地速度は、時速100km以下であったので、２秒間隔の撮像で十分に重なり合う映像を記録することができた。撮像した範囲は、図1に示す火口部全域をほぼカバーしているが、本報告ではそのうちの異常が認められた水釜北東方および湯釜北方斜面の2地域の結果のみを示す事にする。解析は、Kagiyamaetal.(1981)に準拠して行い、ある範囲の温度データから有意に異常と判定される部分を抽出し、その面積と温度を調べることで熱エネルギー放出率を推定した。水釜の北東約300mには小規模な地熱活動が見られる。この地熱活動がいつどのようにして出現したかは不明であるが、この地点は、涸釜・湯釜・水釜の３火口の北東の延長上にあたる。図２は、水釜北東方の熱映像である。図の中央に高温の熱異常域とそれよりはやや低い高温異常域が認められる。この周辺の温度の画素数頻度は図３に示すようになり、およそ４.5℃を中心とする正規分布に、それよりは狭い面積の高温部とが重なり合った分布を示している。この分布から、周辺の熱異常のない平常な地表面温度(T)は4.86℃、この映像データに含まれるデータのばらつき( σ  τ)は1.19℃と評価され、魚異常はTo+3 σ ↑から計算される8.43℃以上の部分と考えられる。図4は、有意に異常と判定された部分を地形図上に示したものである。表示される温度の数値は、観測された表面温度そのものではなく、Toを基準とした相対的な温度の異常値を表示している。熱異常は２つの部分からなり、その面積と熱エネルギー放出率は、表1に示すように3700m²、および1.2MWと計算される。なお、この映像を撮像する飛行の際のヘリコブターの対地高度は、赤外映像と地形図との対比から720mであったと推定され、熱エネルギー放出率や熱異常域の面積は１画素が代表する面積を0.94m²として計算している。
図５は、湯釜北方斜面の熱映像である。この異常域は、1942年の噴火の火口列に対応しており、現在も活発な噴気が列をなしている。この噴気地帯は、比較的傾斜の急な湯釜の北側斜面(高度差100m)から傾斜のゆるい山麓部にまたがっているため、日射の影響が場所によって違っている。そのため、熱異常のない平常な地表面温度(To)や映像データに含まれるデータのばらつき( σ  τ)は、それぞれの地区ごとに評価する必要がある。結果は狭２に示すとおりで、斜面最上部のでは0.61℃、σ τは0.81℃、熱異常は3.04℃以上の部分と考えられるのに対して、山麓部では日射の影響が大きくなるため、Toは4.44℃、σ ↑は1.10℃といずれも大きくなり、熱異常も7.72℃以上の部分と変わっている。 . TORLE . . and the state of ----   ::湯釜北斜面の地熱異常地の熱映像図5 - . ----- .図6
飛行高度  2720m図6は、有意に異常と判定された部分を地形図上に示したものである。表示される温度の数値は、図4と同様にT 。を基準とした相対的な温度の異常値である。熱異常は、斜面最上部（YN1、YN2）および斜面の中部から下部（YN3～YN6）の２箇所に異常があるほか、山麓部にも３つのやや低温の異常域（YN7～YN9）が存在している。それぞれの地区についての異常の面積と熱エネルギー放出率は表2に示す通りである。なお、この映像を撮像する際のヘリコプターの高度は、赤外映像と地形図との対比から2720mと推定され、１画茶が代表する面積は、それぞれの地区ごとに計算している。湯釜北側斜面の異常域全体の面積はおよそ6500m²、熱エネルギー放出率は1.4MWと推定され、水釜北東方の異常域に比べると面積で約1.7倍、熱エネルギー放出率はやや多い程度である。白根山頂の３つの火口内の表面温度分布を解析した結果、水釜および涸釜の２つの火口については熱異常は検知されなかった。湯釜では、火口内の北西部において最近噴火がしばしば発生していること、火口湖の数カ所から湧き出しのパターンがしばしば観察されることからどのような結果となるか注目されたが、火口壁には異常は見られず、また、火口湖の表面温度は10.7℃となり、同じ標高にある涸釜や水釜の湖水の表面温度（2.7℃、2.0℃）に比べると有意に高温を示すが、湖水面の全域にわたってほぼ均一な温度分布を示し、過去の噴火地点での高温異常や深部湖水の湧昇に特徴的な同心円状の低温異常のパターンなどは確認されなかった。涵釜の湖水の表面温度は水深が浅いため日中はより高温になる可能性があるのでより水深の深い水釜湖水の表面温度と湯釜の表面温度とを比較すると8.7℃高い。この温度差から湯釜の水面からの熱エネルギー放出率を求めると、湯釜の潮水の面積を62,000m²として20MWと推定される。これらの３火口以外の周辺域の表面温度分布についても解析したが、特に異常は見られなかった。以前に熱異常があり、今回の空中からの調査で熱異常が確認されなかった地域については地上からも罰査を行った。水釜の北側火口壁および南側火口壁、水釜火口内北東部の1976年の噴火孔周辺には噴気活動が見られたが(鍵山他, 1978)、1984年の集中観測の際に行われた調査では、北側火口壁の熱異常が数分の1に縮小し、南側火口壁および1976年火口の熱異常は消滅していた（鍵山他, 1985）。これらの地域の地熱活動がその後どうなっているかを水釜の北側火口縁（図１のＭ１点）および火口内中央部（図１のM 2点）から調査した。その結果、いずれの場所についても、異常は見られなかった。過去に噴火が発生した湯釜北西部の熱異常の有無、火口湖の湧き出しの有無を調べるため、湯釜の北側火口縁（図１のＹ１点）および南側の火口縁（図１のＹ２点）から撮像をおこなった。その結果、湯釜北西部の火口壁や火口湖には高温異常は見られなかった。湖水の表面温度分布は、図７に示すように達方ほど低温となる傾向が見られ、かつ細かい温度パターンは時間的に大きく変動していた。これは、湖水の表面からの水の蒸発が盛んなため、湖水表面付近での赤外線の吸収が大きく、また風によりその程度が大きく変化するためと考えられる。また、やや低温の帯が火口の北西部から南東部かけて見られたが、時間的に安定したものではなかった。これは放射率の小さい硫黄の浮遊物が北西南東方向に湖面上に漂っていたため、見かけ上低温の帯が見られたものと考えられる。湖底からの湧き出しに特徴的な低温の同心円状のパターンが確認されなかったことからこの時期の湖底での噴気活動は低調であったと考えられる。酒釜では1982年に湯釜で発生した割れ目噴火の一部が酒釜火口内にまで延びたことがある。この火口列の熱的な活動は、噴火後すみやかに終点し、1984年の集中観測時には停止していることが確認されているが（鍵山他、1985）、その後の状況を調べるため、涸釜の南側火口縁（図１のＫ１点）から摄像を行った。その結果、異常は見られない事が明らかとなった。 1992年の草津白根火山集中総合観測の一貫として、山頂火口周辺の赤外映像調査をヘリコプターおよび地上から行った。その結果、熱異常は水釜北東方、湯釜北側斜面、湯釜火口内の３ヶ所に限られる事が明らかとなった。それぞれの異常域の面積と熱エネルギー放出率は、水釜北東方の熱異常が、 3700m²、1.2MW、湯釜北側斜面の熱異常域が、6500m²、1.4MW、湯釜火口内の異常域の面積は湖水に覆われているため明らかではないが、熱エネルギー放出率は、20MWである。本調査を行うにあたり、陸上自衛隊第12師団ならびに東部方面へリコプター隊にはヘリコプターからの調査にご協力をいただいた。また、群馬県消防防災課および草津町の関係者の方々にご協力、ご支援をいただいた。記して謝意を表します。難山恒臣・小山悦郎・行田紀也・下勢大輔(1978): 草津白根火山の地熱調査. 露研彙報, 53, 581-605. Kagiyama, T. and Hagiwara, M.(1981): Geothermal survey in and around O-ana Crater and Jodo-daira Flat, the volcanoes Azuma. Bull. Earthq. Res. Inst., 55, 681-703.鍵山恒臣・辻浩(1985):草津白根火山の熱的調査.第２回草津白根火山集中総合観測報告書, 85-97.
第３回草津白根山集中総合観測の一環として、1992年９月29日から10月3日にかけて草津白根山および浅間山の周辺で重力精密測定を実施した。これらの地域では、火山活動にともなう重力変化を捉える目的で、重力精密測定が1967年以来数回実施されている（田烏ほか、1978；深沢ほか、1982：渡辺ほか、1985）。しかし、これまでに使用された重力計は必ずしも同一ではなく、また各種の検定も十分には行われていなかった。このため、重力の時間変化を論じることが困難であった。そこでこの機会に、参加した重力計の各種検定をできるだけ実施することとした。本測定に入る前の９月28日には、東京大学一等重力点（Tokyo - B）と筑波の国土地理院絶対重力点とを接続し、スケール定数の検定に利用した。これらの結果について報告する。重力の時間変化から火山活動にともなう物質移動を議論するためには、重力変化のデータだけでなく高度変化のデータも必要である。今回の測定は、水準点および新しく設置されたGPS基準点を中心に実施した。それ以外のいくつかの既設重力点では、日程の制約もあり測定しなかった。図１に、今回測定した重力点の分布を示す。草津白根山周辺での測定の基準点としては、束京工業大学草津白根火山観測所玄関横の水準点を使用し、浅間山周辺では東京大学地愛研究所浅間火山穀測所旧館室内のBM7000Aを使用した。測定は２班に分かれ、各路線毎に往復測定を実施した。測定には、6台のLaCoste&Romberg Ｇ型蛋力計を使用した（北大理学部：G375、G1009、東北大理学部：G682、東大地震研究所：G581、G705、G891）。重力計固有の誤差要因のうち主要なものに、スケール定数の誤差、重力計の可動部が外部から磁気的な力を受けることによる設置方位依存性、ダイアルギアの偏心による周期的誤差（周期はギア比によって決まり、1.0、3.7、7.3、36.7、73.3 mgalが知られている）がある。スケール定数の誤差はダイアル値の1次関数と仮定すると、重力点iでの測定値Giは、真の重力値G、ダイアル値Di、重力計の設置方位（磁北から時計まわりに測った角度）θ、偶然誤差Riを用いて、 Gi = G + A Di + Bc cosθ + Bs sinθ + {Cj cos(2πDi/Tj) + Sj sin(2πDi/Tj)} + Riと書ける。ここで、Aはスケール定数の誤差係数、BcとBsは設置方位の補正係数、Tj、Cj、Sj (j=1,5)は周期的誤差の周期と係数である。使用した６台の重力計のうちで、これら全ての検定がなされているのはG581のみであり、G705はスケール定数と一部の周期的誤差（3.7および7.3 mgal）の検定が済んでいる。草津白根山周辺の重力点分布図1  (a)
周期的誤差については、各周期をカバーするにはデータが不足なので今回はそれ以上の検定は行わなかった。方位依存性については各重力計ごとに検定を行い、スケール定数の補正はG581を基準にして最小自乗法で決定した。表1に各誤差要因ごとの補正係数を示す。測定値に対して、地球潮汐定数を1.2とした潮汐補正、計器高補正、ドリフト補正および表1の係数を用いた補正を施し、各重力計毎に基準点との重力差を求めた。各重力計ごとの重力値とその平均値を表２に示す。重力計G1009については、測定結果のばらつきが大きくスケール定数の検定ができなかったので、メーカー提供のスケール定数をそのまま使用している。表2の平均値を求める際には、G1009の重力値は除外した。各重力計の重力値と平均値との偏差を表すと図２に示す。G1009を除く各重力計とも、重力差400mgalの範囲でほとんどの偏差は20μgal以下におさまっており、測定およびスケール定数の補正が良好であることを示している。今回測定した重力点のうち前回 1984 年と同一なのは、草津白根山周辺では山媛呼（Yamahiko）とPt.252のみ、浅間山周辺では8点である。これらの点における1984年10月から1992年10月の期間の重力変化を表４に示す。1984年の重力値については、今回検定を実施したG375とG581による測定値のみを使用し、それぞれ表1の補正を行って求めた。浅間山周辺のBM4000で20μgalを超える重力増加となっているが、これは1984年のG375の測定値が小さすぎたことによると思われる。実際、G581の測定結果では重力変化はごくわずかである。それ以外の点では、有意な重力変化は認められない。
図2
*）スケール定数未補正（渡辺ほか, 1985). **）表1の係数で補正.草津白根山および浅間山周辺の水準点および新しく設置されたGPS基準点を中心に、重力精密测定を実施した。両地域とも、前回1984年10月から今回1992年10月の期間に有意な重力変化は認められなかった。測定に際し、各重力計のスケール定数および重力計の設置方位依存性を検定した。スケール定数は、 G1009を除き良好な検定ができた。方位依存性は、G682が両振幅47  μgalの大きな値であったが、その他の蛋力計では測定誤差以内であった。スケール定数および設置方位による誤差を補正した結果、重力差400mgalの範囲で各重力計による重力値の偏差はほとんどの重力点で20μgal以下となった。今後周期誤差についても検定を実施し、さらに測定精度を向上させる必要がある。今回、水準点およびGPS基準点を用いて草津自根山周辺に8点、浅間山周辺に6点の重力点を増設したので、今後測定を継続すれば、両火山の活動状態を把握するうえで有用なデータが得られるであろう。田鳥広一ほか（1978）：浅間・草津白根山周辺の重力異常と重力精密測定、地震研究所イ報、53、509-522深沢秀之ほか（1982）：浅間山周辺の重力精密測定（2）、浅間山集中総合観測報告（昭和56年）、45-51渡辺秀文ほか（1985）：浅間・草津白根山周辺の重力辖密測定一1984年10月、第2回草津自根火山集中総合親測報告書、47-54
気象庁地磁気観測所手塚　雅美・山崎　　明・仲谷中島新三郎・小嶋美都子清Observation of the Geomagnetic Total Force on Kusatsu-Shirane Volcano Kakioka Magnetic Observatory Masayoshi TEZUKA, Akira YAMAZAKI Kiyoshi NAKAYA,Shinzaburou NAKAZIMA and Mitsuko OZIMA第四紀噴出物から構成される火山では、多くの場合岩石は現在の地球磁場方向の残留磁化を持っている。火山体内部へのマグマの上昇や熱水の侵入などで周囲の岩石が熱せられキュリー点を超える時、岩石は残留磁化を消失する。これを熱消磁という。この時地表で全磁力を測定していれば、熱消磁の南側の地点では全磁力が減少し北側の地点では全磁力が増加する。反対に火山体が冷却し岩石の温度がキュリー点以下に下がれば、岩石は再び残留磁化を獲得する。これを帯磁と言う。この時全磁力変化のパターンは熱消磁とは逆になる。全磁力変化の大きさや分布から熱消磁の発生している深さや大きさが推定できる。このように全磁力変化は火山体内部の熱的状態の推移を忠実に反映すると考えられ、全磁力の観測は火山活動を監視する上で重要な観測であると言える。事実、最近の伊豆大鳥や雲仙岳の噴火に際しては顕著な全磁力変化が観測されている（Yukutakeet al.,1990；田中・他、1993）。地磁気観測所では現在、桜島・阿蘇山・雲仙岳・草津白根山・伊豆大島・三宅島・離阿寒岳において火山活動の監視を目的とした全磁力観測を実施している。草津白根山においては1976年より山頂部を中心に１７点の全磁力観測点を設け、毎年一回定期的な全磁力の繰り返し観測を行ってきた。また、 1990年に発生した顕著な全磁力変化を契機として同年11月より山頂部の３地点に全磁力連続観測点を設置し観測態勢を強化してきた。これまでの観測において1990年から1991年にかけて山頂部の測点で大きな全級力変化が観測され、解析結果、水釜周辺の地下数百ｍで大規模な熱消磁が発生したことが推定された（中續・他、1991；山崎・他、1992；山崎・他、1992）。また1982～1984年の噴火に際しても火山活動に関連したとみられる全磁力変化が観測されている（Ohchi,1987）。1992年以降は全磁力はほぼ一定の値を保っており、熱消磁は現在のところ沈静化している。本報告では草津白根山で行っている観測の概要とこれまでの観測結果について報告する。第１図に全磁力繰り返し観測点および連続観測点を示す。繰り返し観測点は全部で１７点である。繰り返し観測は携帯用プロトン磁力計を高さ1.4 mにセットして５分間測定する。全測点の測定には2日間を要するが、この間の地球磁場変化の補正は連続観測点Ｑを毎分測定に切り換えて行う。こうして測定、補正した各測点の全磁力は最終的にどこかの観測点を基準とした値に置き換える必要がある。草津白根山では火山活動による変化を検出するのが目的であるので、基準点は火山の影響を受けてない場所にあることが望ましい。我々は草津白根山の南方約６０ｋｍに位置する八ヶ岳地磁気観測所(東京大学地震研究所)を基準点として選び、最終的な各測点の全磁力値を決定している。第２図に全磁力繰り返し観測結果を示す。 1990〜1991年の火山性地震活動が活発であった時期に山頂部の測点で全磁力が大きく変化しているのが目立つが、この変化は前述した草津白根山で発生した熱消磁である。その後地震活動は低下し、それに対応して全磁力もほぼ一定の値を保っている。全磁力繰り返し観測には多くの誤差要因が介在し、観測精度を正確に把握することは実際上なかなか困難である。我々はこれまでの観測結果などから観測精度は±１ｎＴ程度と考えているが、必ずしも根拠のある数字ではない。繰り返し観測の誤差には測定上の誤差、例えば磁力計のセット位置のずれなどがあり、また測点のごく近傍での環境変化、例えば測点のまわりの岩石や土の移動などに伴う第１図　全磁力観測点配置図全磁力連続観測点、 ●全磁力繰り返し観測点第３図　測点高２．０ｍと１．４ｍの全磁力差の変化(2.0m-1.4m)第２図　八ヶ岳地疫気観測所（東京大学地産研究所）を基準とした全磁力姿化と火山性地震の月別回数（A点：J MA）。矢印は噴火を示す。ものもある。この種の誤差をチェックするため1988年から測点高2.0 mでの観測も平行して行っている。第３図に測点高2.0 mと1.4 mの全磁力値の差を示す。これを見るとほとんどの測点で差は±１ n T以内の範囲にあることがわかる。測点No. 2 、 6 、 17では差が大きく変化した年もあるが、その後は元に戻っており、おそらく測定上のエラーであろうと思われる。測点No.３、12のように経年的に変化していく傾向のある測点があるが、この原因はよくわかっていない。 1990年11月から草津白根山山頂部に３台のプロトン磁力計を設置し全磁力連続観測を行っている(第１図) 。Ｐ、Ｑ点は湯釜周辺の地下で熱消磁が発生すれば全磁力の減少が期待され、Ｒ点は増加が期待される地点に位置している。Ｑ、Ｒ点での観測はソーラーパネル＋バッテリー方式としており、測定データはメモリカードに収められる。測定間隔は５分である。こうした方式で冬期の積雪期の観測がうまくゆくかどうか懸念されたが、当初の予想よりは順調に行われている。Ｐ点は山頂レストハウス付近にあり、東京工業大学草津白根火山観測所の観測施設を利用して測定データを山麓の観測所までテレメ--ルしている。測定間隔は１分である。各連続点の測定価は八ヶ岳を基準とした全磁力値への換算をおこなうが、単純に八ヶ岳との差をとるとバラツキが大きくなりあまりよい結果が得られない。一般に地球磁場変動の規模は非常にグローバルであり、比較的近距離（数ｋｍ～数十ｋｍ）に位置する観測点では本来ほとんど同じ磁場変化をすると考えてよい。しかし、観測点周辺の地下の電気伝導度の構造や観測点での磁力線の方向の造いのため、実際に親測される全磁力変化は同じにはならない。第４図にＱ点と八ヶ岳の全磁力毎分値の差を示したが、小規模の地磁気接乱で５ｎＴ程度の差がでていることがわかる。こうした差を小さくするため、地磁気日変化を避けた夜間値（00h～02h JST）の値を用い、さらに地磁気観測所（柿岡）の日成分を用いた撲乱補正を行って一日一個の八ヶ岳との全磁力差を求めている（第５図）。こうするとバラツキの幅は土１ｎＴ位に入るようになる。第６図に同じようにして求めたＱ点とＲ点の全磁力差を示したが、バラツキはさらに小さくなる。これはＱ点とＲ点は近距離に位置し、地下の電気伝導度構造の造いがほとんど影響してこないためと考えられる。全磁力速続観測の結果は全磁力繰り返し観測結果と調和し、1990〜1991年の熱消磁以降あまり大きな変化は観測されていない。1992年２月から８月頃にかけてＰ、Ｑ点で全磁力がやや減少しＲ点で増加しているが、これは1990～1991年に発生した熱消磁が再び同じ場所で少し進行したものと考えられる。
第５図　八ヶ岳地磁気観測所を基準とした全磁力連続観測点（Ｐ、Ｑ、Ｒ）における全磁力夜間値の変化（柿岡の日成分を用いて外部磁場擾乱の補正をしてある）。 Q点では1993年の３月から５月の欠測をはさんで全磁力が約２ｎＴ減少しているが、これは磁力計の不調である可能性もあり今後明らかにさせたい。なお、連続観測にところどころ欠測があるのはメモリカードの不良、バッテリードロップ等によるものである。 ( a ) (b)第７図1989〜1991年の各繰り返し観測点における全磁力変化（ｎＴ） ( a ) (b)熱消磁のダイボールモデル（コンター間隔は２ｎＴ）第７図に1989年９月～1991年９月までの２年間の繰り返し観測点における全磁力変化量（図左）、およびこの変化量から最小二乗法で求めた熱消磁のダイポールモデル（図右）を示す。ダイポールの位置は湯釜の北東、水釜の直下約 700 mに求まり、大きさは5.6×107A･m²である。これは草津白根山の平均的磁化強度を1.0A/mとした場合、半径 240 mの球形域が完全に熱消磁することと等価である。このダイボールモデルは、球殻域の熱消磁でも体積が等しければ同じダイボールとなる。また、熱消磁域が円盤もしくは薄い円錐状の形状であれば、熱消磁域がもう少し浅くても同じような全磁力変化を与えるモデルも存在する（山崎・中心、1991）。地下の昇温の程度についてはあまりはっきりしたことは述べられないが、草津白根安山岩の熱消磁特性の測定では300℃から400℃に昇温する時最も効果的に熱消磁が進むことがわかっている。200～ 300℃程度でも熱消磁はおこるが、この場合かなり広範囲な熱消磁域を想定しなければならない。 1992年以降の全磁力はほとんど一定であるので、地下の温度分布もいまのところ一定の状態を保っていると考えられる。 1990〜1991年に発生した全磁力変化は1976年の観測開始以来最大のものである。1982〜1984年の噴火に際しても噴火後ある程度熱消磁が発生したと推定されているが、今回の熱消磁はそれをはるかに上回る規模であった。この時期に噴火の発生はなかったが、火山体内部でおこった変動はきわめて大規模であったと考えられる。東京工業大学草津白根火山観測所にはテレメール施設を利用させていただいているうえ、測定データの送付等でもお世話になっており、厚く感謝する。東京大学地震研究所八ヶ岳地磁気観測所には快くデータを提供していただいており、御礼申し上げる。中離正明・山崎　明・角村　悟、草津白根山で観測された顕著な全磁力変化について、ＣＡ研究会論文集、 69 - 75, 1991. Ohchi, K., Observation of the geomagnetic total force at Kusatsu-Shirane Volcano, Mem. Kakioka Mag. Obs., vol.22, 1 - 9, 1987.田中良和・大学合詞観測班、愛仙火山噴火にともなう地磁気変化（1991－1992年）、ＣＡ研究会論文集、 206-211, 1993山崎　明・中穂正明・角村　悟・中鳥新三郎、草津白槻山における全磁力変化の解析－1990年の顕著な全磁力変化と熱消磁モデルー、地磁気観測所要報、vol.24, No.2, 53-66, 1992.山崎明・中穂正明・仲谷 清・角村 悟・中島新三郎・下田正人、幸津白根山における全磁力変化(1989－1992)、地磁気観測所技術報告（ＣＡ研究会論文集）、vol.32、特別号、 273-278,1992.山崎　明・中蔵正明、球形モデルとほぼ同等な全磁力異常を与える円柱、円錐モデルについて（草津白根山の熱消磁域の解釈）、地磁気観測所技術報告、vol.30,No.3,4, 61 - 70, 1991. Yukutake, T., H. Utada, T. Yoshino, H.Watanabe, Y. Hamano, Y. Sasai, E.Kimoto, K. Otani and T. Shimomura Changes in the geomagnetic total intensity observed before the eruption of Oshima Volcano in 1986 J. Geomag. Geoelectr., vol.42, 277 -290,1990. . . . . . ; . … … . . . . . Construction . . - . . . . . . .
CSMT and TDEM surveys at the Kusatsu-Shirane volcano, central Japan Fac. Sci., Kyoto Univ. I. Katsura, K. Kawahigashi, D.S. Widarto S. Nishimura T. Mogi
M. Shimoizumi J. Nishida K. Kusunoki, K. Suzuki, Y. Fujimitsu Japan Crust Res. Co. A. Jomori Kakioka Magnetic Obs. T. Yamamoto, A. Yamazaki and Y. Taguchi京都大学理学部・九州大学工学部・電力中央研究所では、同一測点においてテンソルＣＳＭＴ (controlled source magnetotelluric)法とＴＤＥＭ（time-domain electromagnetic）法を重ね行い、両方のデータをジョイント解析することにより、浅部から地下深部（およそ５ｋｍ深度）までの比抵抗構造を求める試みを1990年以来共同研究として続けている。今までに桜島火山（西村・他、1991）、九重火山（茂木・他、1991）、豊肥地熱地帯涌蓋火山（Widarto・他、1992）での探査例を報告してきている。この共同研究の一環として今回の草津白根火山集中総合観測に参加することとなった。草津白根火山は活火山であり、最近では1976、1982、1983、1984年に水蒸気爆発を起こしている。また、1988年9月末から10月にかけて火山性地震が群発的に起こり、1989年1月6日には湯釜火口付近で連続的な微動が起こったのに伴い湯釜の湖面下で熱水か水蒸気の噴出を主とする小噴火があった（井田・他、1989）。この地域では1976年から地磁気観測所により繰り返し全磁力観測が行われてきている（Ohchi、1987）。とくに1989年から1990年にかけて顕著な全磁力変化が山頂部の湯釜のまわりで見い出された。これは火口部（湯釜ないし水釜）の地下で火山性の高温物質（マグマないし熱水）が成長したことによる熱消磁域の発生のためと考えられている（山崎・他、1992）。こうした事実をふまえ、火山直下の高温物質検知を比抵抗分布の観点から目指してＣＳＭＴ－ＴＤ E M探査を1992年7月28日から8月2日にかけて火口周辺の計26点において行った（図1 ）。現時点ではＴＤＥＭデータについての解析が充分ではないので、ＣＳＭＴ探査結果に重点を置き、ＴＤＥ Mデータから得られる地下構造については暫定的なものを報告する。なお、結果の一部はすでに桂・他（1993）に報告している。テンソルＣＳＭＴ法では、ほぼ直交する２本の電場ソース（図１）から交互に送信し、磁場はインダクションコイル、電場は銅棒電極を用いて複茶位相検波方式（茂木・他、1990）により磁場・電場各水平２成分を測定した。測定周波数は8700〜4.2Hzの12周波数とV L F  17.4kHzである。送信は、図1 Fig. 1 ＣＳＭＴ－ＴＤＥＭ法探査測点および送信極。ＮＳ送信極はＣＳＭＴ法のみ、ＥＷ送信極はＣＳＭＴおよびＴＤＥＭ法両方。Ａ、Ｂは図３における断面の位置。▼はＴＤＥＭの過渡応答が電流進断後の経過時間についてリニアな測点、また■は過渡応答で変曲点の見られる測点、●はその他の測点。 Surveyed sites of CSMT-TDEM soundings andtransmitter sites. NS-source is used for CSMT method and EW-source is used for both CSMT and TDEM methods. A and B are sections presented in Fig. 3. Solid triangle indicates site showing linear transient of TDEM response, and open triangle indicates site showing bend point in long transient.ある１つのソースごとに8700から4.2Hzまでそれぞれ２ないし５分間送信、順次周波数を切り替え、各切り替え時に１分間券液とし、全周波数送信後にもう１つのソースに替えるという方法によった。送信電流は低周波で約８Ａであった。送信中の測定では、各スタックごとに磁場・電場４成分それぞれのコサイン変換値とサイン変換値をすべて保存し、後からコヒーレンシーにより良質のデータ区間を選別できるようにした。また、送信時以外に停波時にも測定し、シグナルのＳ／Ｎ比を求め、デー夕選別に用いた。 ＴＤＥＭ法では、ＥＷソース（図１）からの送信とし、通常16秒ごとに送信・修波・極性を反転させて送信・停波を繰り返す。送信電流は25 Aであった。測定点では、10比以下の周波数を実用にするため周波数特性を良くし、基本感度10mV/nT、アンプも含め感度１ mV/pTのフラックスゲート磁力計（下泉・他、1991）により直交する3成分を測定した。各測点では、センサーを地中に埋めるなどしてセンサーの温度変化による感度特性の変化を防ぐ配慮をした。送倍機と受信機との同期は高精度時計（10-7以上）によった。送信電流造断後の過渡応答を、通常４ msecごとのデータサンプリングで4000個（16秒）を1測定とし、各測点で100スタック以上の記録を得るようにした。白根火山の火口部から北側の測点では、後に述べるように16秒で過渡応答が終了しない測点が多くみられた。これらの測点の一部について32秒の測定をしてみても、やはり過渡応答は終了しなかった。 C S M T法の現場データからは、良質なデータを選別したのち、１つの測点につき２つのソースについての測定を合わせてテンソルインビーダンスを計算した。データ選別条件は、Ｓ／Ｎ比１以上、電場・磁場間のコヒーレンシー0.9以上とした。いま、ＮＳ送信のときを１、ＥＷ送信のときを２と書くと、ある測定周波数について、それぞれのソースからの送信時の測定電場（E）・磁場（H）はインピーダンステンソル（Z）を伝達関数としKソース1 （N S）について  Ex, = ZxxHx, + ZxyHy, Ey1 = ZyxHx1 + ZyyHy1ソース2 （EW）についてEx2 = ZxxHx2 + ZxyHy2 Ey, = ZyxHx, + ZyyHy,と書ける。ここにｘ・ｙは北向き・東向きの成分を表す。参照シグナルとしてソース１のときHy₁を、ソース２のときHx₂をとるとすると、インビーダンステンソルの各要素はZxx=  |<Ex, Hy,*><Hy,*>—<Ex, Hx,*><Hy,*>|  ／Δ Zxy=   |<Hx, Hy,*><Ex, Hx,*> = <Hx, Hx,*><Ex, Hy,*>| Zyx=   |<Ey; Hy;*><Hy; Hx,*>=<Ey; Hx,*><Hy; Hy;*>|   / Δ Zyy=  |<Hx, Hy,*><Ey, Hx,*>－<Hx, Hx,*><Ey, Hy,*>}  ／Δとなる。ここに、*は共役複素数、 ＜＞はクロスバワースベクトルまたはオートバワースペクトルの平均を表し、 △ = ＜Hx₁ Hy₁*＞＜Hy₂ Hx₂*＞ = ＜Hx₂ Hx₂*＞＜Hy₁ Hy₁*＞送信極と測点の位置関係によっては、シグナル強度からみて必ずしも上のような選び方が良いとは限らない。そのときは参照シグナルの選び方を変えて、ソース１のときHx,を、ソース２のときHy,をとっても、インビーダンステンソルが求められる。インビーダンステンソルの行列式値は座標回転に対して不変量なので（Eggers, 1982）、これをもとに‘インヴァリアント(invariant)’見掛比抵抗（ρ …）と位相（φ …）をP im = | Zxx Zyy-Zxy Zyx | / μ ω =  tan'l （ [Zxx Zyy-Zxy Zyx]  .Imag/  [Zxx Zyy-Zxy Zyx]  .Real)  / 2により求めて後の解析に用いた（Ranganayaki, 1984; Ingham, 1988）。なお、ここにμは透磁率、ωは角周波数である。一部の測点では、一方の送信極からのシグナルが極端に弱くデータ選別条件を満たさないことがあった。そのときは、良い方の送信極からのシグナルだけでスカラー見掛比抵抗と位相を計算して用いた。一次元層構造解析は、ボスティックインヴァージョンにより初期解を求めて、さらに最小二乗法により解を改良するという方針で行った。図2にその例を示す。
ＣＳＭＴ一次元解析の例。○印は測定値（インヴァリアント見掛比抵抗および位相）、一は計算値。図2 Fig. 2 An example of one-dimensional analysis of CSMT data.   Open circle is observed data (invariant apparent resistivity and phase) and solid line is calculated values.一次元解析の結果得られた比抵抗柱状図を２測線を例として図３に示す。ここに示した２断面は、草津白根火山の火口を横切るようにとってある。測点12番が湯釜と水釜の間の測点である。測点7番や12番では表層からかなり低比抵抗であるが、比抵抗１Ω m以下の低比抵抗層が火口直下100 m余りの深度から始まり、北北東の方へ伸びていることがわかる。このことは、層椭造解析で得た比抵抗値の水平分布を見てみるとよりよくわかる。図４は標高1800 mレベルの比抵抗分布を示したものである。実際、草津白根火山では、低比抵抗層の発達している場所の地表に相当する測点７や８番の付近で噴気がみられる。それに対し、火口より南や西側では発達した低比抵抗層はみられない。湯釜・水釜の下から北北東にかけて低比抵抗層が発達している範囲は、全磁力の変化から推定されている熱消磁域（山崎・他、1992）の水平的な広がりにかなりよく一致する。ただし、ＣＳＭＴ法で低比抵抗層の上面とわかる深さは、熱消磁域と考えられている層の深さよりかなり浅い。この違いは、岩石の比抵抗低下が、熱消磁が始まるより低い温度から起こることによる。例えば水に飽和した岩石は常温から200℃ほど温度を上げると比抵抗は約10分の1となることが知られている（横山・他、 1983）。それに対し、草津白根火山の岩石では、表層の新鮮なものについてではあるが、熱消磁は夹質上200ないし300℃以上でないと起こっていないし、急激に残留磁化強度を減らすのは300から400℃にかけてである（山崎・他、1992）。 C S M T法により地下の比較的浅部の比抵抗構造を決めた上で、その部分の比抵抗構造を固定して、 T D E M法データとジョイントさせて地下深部（およそ５ｋｍ深度）までの比抵抗構造を推定するのが最終的な目標であった。今までの探査地域（桜島、九重、涌蓋）では、そのように行ってきた。ところが、ここ草津白根火山ではＴＤＥＭ法において過渡応答が非常に長く16秒、あるいは32秒でも減衰が終わらないような測点が、とくに火口周辺より北の方で数多くあった。図５に本白根山の測点で通常の逸渡応答の例と、火口の南方および北方の測点で長い過渡応答の２例とを示す。また、図１には過渡応答が終了しなかった測点を区別して示しある。こうした長い過渡応答は、桜烏火山でソースとの間に火口および地下の高温域を挟むような９測点で（西村・他、1991）、また九重火山でも観測されていた。草津白根では、そうした測点が全測点に対し大きな割合をしめる。その測点分布は、ソースからみて火口の影にあたる測点全体にわたる。すなわち、図１に示したように、測点14番と６から10番の測点のならびより北側の測点はすべて、送信電流を遮断したときからの経過時間に対しリニアな過渡応答を示す（図５ｃ）。また、本白根の北側、逢ノ峯あたりから湯釜・水釜周辺の測点11、12、13、17番あたりまでは、電流遮断後わずかの間急激に磁場変化が起こるが、その後長くリニアな過渡応客を示す（図５ｂ）。いわば変曲点を持つ過渡応答である。こうした変曲点を持つタイプでは、ソースからみて遠くなるほど、また火口に近づくほど、変曲点までの経過時間がしだいに少なくなってゆく傾向があり、測点11、12、13番が変曲点を見分けられる限界となっている。測点14番などではそれが見分けられない。こうした過渡応答は、電場ソースと受信点の間に極端な低比抵抗帯があることに原因があると考えられるが、その詳しいメカニズムは未だ明かでない。 (Ωm)図3 C S M T法データから一次元解析により求めた比抵抗柱状図。（ａ） A断面、 （b）B断面。断面の位置は図１に示す。 One-dimensional resistivity columns estimated from CSMT data.   Location of section is shown in Fig. 3 Fig. 1. (a) A-section. (b) B-section.図4 ＣＳＭＴー氷元解析により求めた標高1800 mレベルの比抵抗分布。コンターに付した数字はΩm単位。黒点は測点。 Fig. 4 Resistivity distribution at 1800 m of elevation estimated by one-dimensional analysis of CSMT data. Solid circle is receiver site. ND= 4000 ST= 2 nsec  BT= 0くa ) < b >図5 T D E M法データで過渡応答の極端に異なる例。（ a ）測点25 （  ‘正常’な過渡応答を示す） （ｂ）測点18（長い過渡応答であるが途中に変曲点がある）、（ｃ）測点6（異常に長くリニアな過渡応答を示す）。 Fig. 5 Three examples of TDEM transient data, (a) Site 25 shows "normal" transient.    (b) Site 18 shows long transient including bend point. (c) Site 6 shows very long transient in linear relation to time passing after cut off current. T D E Mのデータに、こうした過渡応答の終了時点を判別できないという問題があるので、このままでは、今までの探査地域で行ってきたようなＣＳＭＴデータとのジョイントインヴァージョンをそのまま適用することにはいささか不安が残る。そこで、暫定的ではあるが、ＴＤＥＭ法の一次元解析として、周波数領域での解析（城森、1991）を行うこととした。ＴＤＥＭの現場データをスタッキング処理、機器補正を行った後の鉛直磁場成分を用いて、まず見掛比抵抗（ ρ 。）および拡散深度（ δ ）を
で求めた（長谷川、1985；Nekut, 1987）。ここに、 rはソースから測点までの距離、 tは電流造断後の経過時間、ｇ［Ｈｚ（ｔ）］はｔ秒後の鉛直磁場の関数展開、♂は電気伝導度である。拡散深度をT D E M法による可探深度の目安とし、見掛比抵抗から適当な初期モデルを与える。 C S M T法だけで得た一次元モデルにより表層の層比抵抗幣造を固定し、より下層のみをイタレーションにより改良する。このとき、観測データではパワーより位相時間（P t）を重視した。ここで位相時間とはP t= θ / 360／ fで与えられ、ここにθは位相（degree）、 fは周波数である。また、ここでは暫定的なモデルを求めるということで、層境界を仮に固定し、層比抵抗のみを改良するという方針で行った。その例を図６に示す。図6 T D E M法データの周波数領域における一次元解析の例。○はバワー、●は位相時間の測定策、曲線は計算価。 Fig. 6 An example of one-dimensional analysis of TDEM data in frequency domain. Circles are observed values (open; power and solid; phase time). Curves are calculated values.作成した一次元モデルを図７にＣＳＭＴのときと同じ断面（図３）で示した。また、図８には、三つの異なった標高面での比抵抗分布を示した。ＣＳＭＴ法での可探深度の限界あたりでは、図３に見る比抵抗と図７のものと異なっていることがある。ＣＳＭＴ法で得たモデルの最下層の比抵抗についてはＴＤＥＭの解析の際に値の改良を許したことにもよるが、さらには、そのあたりがＴＤＥＭ法では高周波数側の限界に近いことにもよる。そのため、ＣＳＭＴとＴＤＥＭのデータの継目にあたるところで解がやや不安定となり、層構造モデルでＣＳＭＴデータから求めたものとＴＤＥＭデータからのものとで不整合を起こすことがある。以上のことを割り引いてみても、図７・図８に表れている草津白根火山の地下の比抵抗分布をまとめると次のようである。まず、全体が低比抵抗であることが目立つ。やや高めの比抵抗を示すのは本白根山の付近であるが、それもより深部になると低くなる。全体が低比抵抗であるのは、高温のためであり、とくに低比抵抗となるのは熱水またはマグマなどの高温流体の移動経路や貯留層に相当する町能性がある。極端な低比抵抗の部分は、標高－1500 mあたりでは湯釜の下からやや東南東に広がっているが、0 m（海面レベル）あたりでは湯釜・水釜の下からやや東北東に、＋1000 mあたりでは湯釜・水釜の下
図7 ＴＤＥＭ法データから表層をＣＳＭＴー次元モデルで固定して一次元解析により求めた比抵抗柱状図。 ( a )  A断面、 ( b )  B断面。断面の位置は図1に示す。 Fig. 7 One-dimensional resistivity columns estimated from TDEM data. Location of section is shown in Fig. 1.    (a) A-section.    (b) B-section. . e  to  and  the  to  and  the  an ( - - - - ) - D E M一水元解析により求めた（a）標高＋1000 m、（b） 0 m（海面）、（c） − 1500 mレベル比抵抗分布。コンターに付した数字はΩ m単位。黒点は測点。 Resistivity distribution at (a) +1000m, (b) 0m (sea level), (c) -1500m of elevation estimated by mensional analysis of TDEM data. Solid circle is receiver site. Fig. 8.図8をはずれてより北東方向（測点3、7、11のあたり）に広がるようになっている。＋1800 mあたりでは、このレベルではＣＳＭＴの結果の方がより信頼できるが、図４のように湯釜・水釜の下から北北東に広がっている。熱消磁が起こっていると考えられているところは深度500 m余りであるが（山崎・他、1992）、その上や下よりも比抵抗は若干高くでていることになる。火山性地震の震源分布をみると、マグマまたは熱水の供給ルートは湯釜の南方から北に向かってしだいに上昇し、水釜の南東部で標高0 mから1000 mのレベルで貯留層をつくり、その後上昇し湯釜火口で水蒸気ないし水蒸気を主体とする火ḷḷガスの噴出が起こるものと考えられている（井田・他、1989）。ここで見た低比抵抗の深部から表層までのつながりがマグマないし熱水などの高温流体の上昇経路を表しているとすると、それはほぼ地震から見たものと一致していることになる。ただし、マグマないし熱水の供給が湯釜の南方から北に向かって上昇するように起こっているのかどうかは比抵抗分布からは今のところはっきりとは言えず、愚釜の束よりに上昇ルートがあるとしか言えない。また、火山性地震の震源が集中するところは比抵抗からみても高温流体の貯留層と考えられ、それは湯釜・水釜より東よりに位置し標高1000 mレベルより深部である。その他の低比抵抗が顕著なところは、本白根の西側（測点26、27）および北東側（測点23）、山田峠の西（測点10）、および弓池のあたり（測点19）である。本白根の西側では深さによって測点27または26の下と位置を変えながら続くが０ｍレベルより上へは続かない。これは、本白模の西側にある標高2000 mまでの硫化水蒸の噴出や硫気変質地帯（宇都・他、1983）の源と関連するのかもしれない。本白根の北東側では0 mレベルで極端な低比抵抗を示すが、これは殺生河原や白根火山ロープウェイ下の硫気源との関連が思われる。また、山田峠の西では０ｍレベルよりも上で、弓池のあたりでは0 mレベルで低比抵抗が目立つが、これらは万座の方の硫気変質との関連が考えられる。草津白根での特異な過渡応答は、ＴＤＥＭ法データの解析において、単にＣＳＭＴ法との一次元的なジョイントだけでなく、電磁波の伝燃経路も含めた解析が必要であることを示唆している。解析法のさらなる検討とともに、３次元的な構造解析の手法開発も含めて、より信頼できる比抵抗構造を求めるよう努めたい。語探査にあたって東京工業大学草津白根火山親測所、草津宮林署、草津町役場、環境庁上信越国立公園万座管理官事務所、群馬県吾妻林業事務所、渋川商工労働事務所、万座ハイウェイにはいろいろと便宜をはかっていただいたことに感謝いたします。 Eggers, D.(1982) An eigenstate formulation of the magnetotelluric impedance tensor, Geophysics, 47,1204-1214.長谷川健（1985）水平竜気双複子による層状大地のステップ応答と見掛導電率について、物理探鉱、 38, 125-135。井田喜明・長田　昇・沢田宗久・小山悦郎・錐山恒臣（1989）草津白模山における常設地震観測と1989年１月６日の小噴火、震研業報、64, 325-345。 Ingham, M.R.(1988) The use of invariant impedances in magnetotelluric interpretation, Geophys. J., 92, 165-169.城森　明(1991)地盤における正弦波の応答とＴＤＥＭ法の解析､物理探査学会第８５回学術講演会論文集355-359。桂　郁雄・川東慶子・D.S. Widarto・西村　進・茂木　透・下泉政志・西田潤一・楠建一郎・鈴木　浩一藤光峡宏・城森明・山本哲也・山崎明・田口陽介(1993)草津白根火山でのＣＳＭＴ－ＴＤＥＭ探査(その１) 、物理探査学会第８８回学術講演会論文集463-468。茂木　透・江原幸雄・下泉政志・西村　進・桂　郁雄・西田潤一・楠建一郎・鈴木浩一・藤光康宏・城森BR又吉盛次（1991）ＣＳＭＴ、ＴＤＥＭ法による九重火山の比抵抗構造、物理探査学会第84回学術講演会論文集277-280。茂木　透・楠建一郎・鈴木浩一・川崎逸男・城森　明・東　義則（1990）複茶位相検波方式ＣＳＭＴ探査装置の開発、物理探査、43, 164-169。 Nekut, A.G.(1987) Direct inversion of time-domain electromagnetic data, Geophysics, 52, 1431-1435.西村 進・桂 郁雄・西田潤一・茂木 透・江原幸雄・下泉政志・楠建一郎・鈴木浩一・藤光康宏・城森又吉盛次（1991）桜烏火山でのＣＳＡＭＴおよびＴＤＥＭ探査、物理探査学会第84回学術講演会論文集281-284。 Ohchi, K.(1987) Observation of the geomagnetic total force at Kusatsu-Shirane volcano, Mem. Kakioka Mag. Obs., 22, 1-9. Ranganayaki, R.P.(1984) An interpretive analysis of magnetotelluric data, Geophysics, 49, 1730-1748.下泉政志・茂木　透・鈴木浩一・城森　明（1991） T D E M法用フラックスゲート磁力計の開発、C A研究会論文集、9-17。字都浩三・早川由起夫・荒牧重雄・小坂丈予（1983）草津白模火山地質図1:25,000、地質調査所。 Widarto, D.S.・川東慶子・桂　祁雄・西村　進・茂木　透・江原幸雄・下泉政志・西田潤一・楠建　一郎鈴木浩一・藤光康宏・東　貞成・城森　明・又吉盛次（1992)豊肥地熱地帯涌蓋火山周辺のＣＳＭＴ－ ＴＤＥＭ探査からみた地熱徴検、物理探査学会第86回学術講演会論文集 276-280。山崎　明・中礁正明・角村　悟・中烏新三郎（1992）草津白楔火山における全磁力変化の解析：1990年の顕著な全磁力変化と熱消磁モデル、地磁気観測所要報、24, No.2, 53-66。横山秀吉・中塚勝人・阿部　司・渡部賢一（1983）含水岩石の比抵抗の温度依存性とその地下温度予測への応用について、地熱学会誌、5, 103-120。
我々は、草津白根火山に付随する火口湖、噴気孔、温泉から集めた１４のガス試料の化学組成、ヘリウム／ネオン比、ヘリウム及び炭素同位体比を測定した。試料を採取した位置が火山の中央火口から離れるにつれ、³He／⁴He比は減少するのに対して、二酸化炭素のδ¹³C値は増加している。この傾向は、高い³He／ Ἡe比と低いδ¹³C値を持つ火山性ガスと低い³He／ ⁴He比と高いδ¹³C値を持つ地殻起源のガスによる混合により説明される。一方、炭茶同位体の変化が比較的小さいことから、δ¹³C値の変動は移動の間の同位体分別の結果としても説明される。³He／ʻHe比一8¹³C値の図における混合の傾向に基づくと、草津白根火山における火山性の3He／4He比は8 R 3.2‰といった値を持つことが推測される。CO₂／3He比は噴気孔や温泉の温度と正の相関関係を示すが、それは二酸化炭素とヘリウムの水に対する溶解度の温度依存性の造いによって生じているのであろう。草津白根山は、日本の本州の中央(36° 38.5' N、138° 32.5' E)に位置し、活動に伴う溶岩や火砕流堆積物によって形成された３体の火山からなる混成成層活火山である（Kiyosu  and  Kurahashi, 1985）。草津白根の周辺には、火山のマグマ活動に関係する噴気孔や温泉が多く存在する。草津白根の火山岩はバイロキシンアンデサイトやデイサイトでSiO,含有量は重量比にして54から64%である(Hayakawa, 1983) 。歴史的には、１９世紀初頭から火口およびその周辺でマグマ水蒸気爆発が起こり続けている。最も最近の爆発は、”湯釜”火口において1982年10月に起こり、その時火山の南東に向け少量の火山灰が噴出した（Soya et al., 1983）。 ³He／⁴He比や40Ar／³8Ar比のような希ガス同位体比は、地熱ガスや流体の起源を考えるための情報を与えてくれる（Ozima and Podosek, 1983; Mamyrin and Tolstikhin, 1984; Giggenbach et al., 1993) 。水茶や水の♂Ｄ値や、二酸化炭素やメタンのδ¹℃値のような安定同位体は流体の平衡温度の計算に用いられる。しかし物理化学的分別がそれらの値を多少変化させている可能性があるので、希ガスに比べると流体の起源に関する解釈に用いる事は少ない（Hoefs, 1980; Taylor, 1986）。この問題はCO₂／³Heのような元茶比では、より深刻になる（Marty et al., 1989）。希ガスや安定同位体や元素比のデータは、もしたがいにうまく結び付ける事ができるなら、お互いの欠点を補い、地熱系の起源や形成に重要な制約を与え、火山噴火や地震活動の予測の助けになるであろう（Thomas and Naughton, 1987; Wakita et al., 1980; Sano et al., 1986; Sano et al. 1988) 。我々は草津自根火山周辺のガス試料（火口湖が１つ、噴気孔が３つ、温泉が１つ）の化学組成、ヘリウム／ネオン比、ヘリウム及び炭素同位体比を分析した。観察された3He／4He比や8 13C値に基づいて、火山と地熱系の密接な関係を議論する。加えて、噴気孔や温泉の物理化学的性質とCO₂／3He比の関係について述べる。試料容器としては、２つのタイプの物を用いた。５ NのKOH溶液が入っているガラスの注射器は化学分析用に用いた。両端に高真空のストップコックのついた鉛ガラスの容器はヘリウム及び炭素同位体分析用のガス試料のために使用した。温泉における遊離ガスは、水上置換法によって集めた。噴気孔における同位体分析用のガスは、容器に直接ガスを流すことによって採取した。図１は草津白根火山周辺におけるガス試料を採取した位置を示している。 CO₂やH₂SやSO₂の含有量は、５ NのKOH溶液に吸収されたものをOzawa（1966）の方法に従って滴定により決定した。N 2 、Ar、O 2 、CH 4 、H 2 、H eのようなK O H溶液に吸収されない気体はガスクロマトグラフイーで分析した。³He／⁴He比や4Ne／²⁰Ne比は、真空ラインでヘリウムやネオンを分離精製した後、希ガス用の質量分析計（VG5400、VG Isotopes）によって分析した。今回の研究においては、ヘリウムをネオンから分離しなかったために、測定された³He／⁴He比に１０％程度の誤差が見込まれる（Rison and Craig, 1983; Sano and Wakita, 1988）。しかし、本研究の結論はその誤差に影響されない。観測された3He／ 4He比は、大気を標準試料にして較正してある。実験の詳細については、別の論文に記載される（Sano et al., 1993）。二酸化炭素の分離精製は、ガラスの真空ラインにおいて、液体窒素温度とエタノールードライアイス温度のトラップ、及び二酸化炭素から硫化水素を除去するために真空に排気した１ NのCuCl 2水溶液のトラップを用いた。12C／13C比は安定同位体用の質量分析計(Finnigan MAT250)で測定した。試料の化学組成は、採取した時の温度と、採取した場所と湯釜火口との距離と一緒に丧１に記載した。主成分はCO 2とH 2 Sに富む物から、N 2に富む物まで様々である。採取した場所の高度に対応した
: Sample was collected at the surface of the水の沸点（93℃）より高温の噴気孔の試料からは少量のSO 2が観測される。N 2 、Ar、Heの合有量には、正の相関関係があるのに対して、CO₂+H₂SとHe、もしくは、CO₂+H₂SとArには貨の相関関係が見られる。その相関係数は、N 2 − ArとN 2 − Heはそれぞれ0.837と0.818、それに対してCO 2 +H 2 SとCO 2 +H 2 S − Arはそれぞれ-0.887と-0.992である。一般的に、CO 2 +H 2 Sタイプのガスは火口に近い所に多く見られるのに対し、N 2 - Ar - Heタイプのガスは、より離れたところに多く見られる。万座湯畑（No. 4）における豊富なO,は、空気の汚染がかなりあることを示している。試料の、³He／³He、 4He／ 20Ne、CO 2 ／³Heそして¹³C／ 12C比を、KiyosuとKurahashi (1982) が求めたH 2の³⁴ S／³²S比と一緒に表２に記載した。³He／⁴Heと⁴He／²⁰Ne比はそれぞれ1.51 R mから7.21 R m
(ここでR …というのは、空気の3He／4He比で、1.39×10 6である）、0.35から11.8と変化する。試料番号2、5、6、12、13、14の³He／4He比は、以前Marty et al. (1989)によって報告された値より4 %ほど高い。この不一致は、双方とも³He／4He比を分析する前にヘリウムをネオンから分離していないことから生じたと考えられる。³He／⁴Heと⁴He／²⁰Ne比に正の相関関係があるのは、マントルから導かれるヘリウムと大気中の希ガスの混合を支持している。マントルヘリウム成分の4He／20Ne比が、大気のそれより十分に高いと仮定するなら、大気ヘリウムの汚染を補正することが可能である(Craigetal, 1978; Sano et al., 1986）。補正した³He／ʻHe比は、英２に記載した。低いʻHe／²⁰Ne比をもつ試料がいつも高いO,含有量を示すとは限らない。この不一致はO,の高い化学的活性度によるものであろう。¹³C ／12C比は、国务的なスタンダードであるPDBからのずれを1／1000を単位（パーミル、‰）にして♂という記号で表される。N¸が豊富なガス（Nos. 1、13、14）の炭茶同位体比組成は、濃度が低いため測定できなかった。観測された8 15 C値は、-5.58‰から-2.44‰の範囲に入るが、CO₂合有量とは、相関関係を示さない。低い4He／20Ne比を持つ温泉のガス試料（Nos.4、7）が比較的低い813C値を示すのは、試料のCO₂が-7.48‰の813Cを持つ空気のCO₂による汚染を受けている可能性がある（Gamoand Horibe, 1985）。しかしながら、CO₂の溶解度が低いために、観測されるこれらの試料のCO₂の含有量は、空気の汚染から予測される値より少なくとも２桁高い。その代わり、低い８¹3C値を示すのは、典型的に－20‰ (Hoefs, 1980)より低いδ¹³C値を持つ有機物起源のCO₂の付加の結果と考えられる。これは、これらの試料におけるCO₂／CH₂比が比較的小さい事と一致している。将来的にはCH₂のδ 13 C値を測定する必要がある。火山帯での3He放出の特徴は、火口からの距離が増加するにつれ、温泉ガス中の3He／4He比が減少していることである（Sano et al., 1984; Willians et al., 1987; Sakamoto et al., 1992）。これは、地殻からの放射性の‘Heによる、火口下のマグマ起源の高い3He／‘He比を持つマントルヘリウムの希釈の進行を反映したものと考えられる。図２（a）に示されているように、激しく空気の汚染を受けている試料(Nos. 4、7)を除いて、観測された³He／ʻHe比は湯釜火口からの距離が増加するにつれて減少している。補正した3He／4He比で考えると、この負の相関開係がより明確になる。北側噴気孔（No. 2）では、補正された3He／4He比が日本の流体の試料において最も高い値の一つ（8.10 R ,,,）を示す。その値は中央海嶺の玄武岩の³He／⁴He比（Lupton, 1983）に等しい。火口湖のガスの³He／⁴He比の7.36 R,m (No.1)は、北側噴気孔の値より少し低いが、この値は現太平洋の火山ガスの³He／*He比（Poredaand Craig, 1989）と一致している。湯釜火口から10 kmほど離れている所の試料（Nos. 13、14）の補正された3He／4He比は約５ R Hで、約６０％のMORBタイプのマグマ性へリウムと約４０％の地殻性へリウムの混合を示唆している。火口から10km付近で観測される混合比は、日本の御岳山(Sano et al., 1984)とほぼ同じであるが、コロンビアのネバドデルイス火山（Williams et al., 1987）に比べると、その混合比（マグマ／地殻）は高い。地熱地帯下のマグマの存在や横への広がりの違い、あるいは地殻起源ヘリウムの³He／4He比の違いなどが、この変化の原因として考えられる（Sakamoto et al., 1992）。このように、流体試料の³He／⁴He比と中央火口からの距確との関係は、中央に位置するマグマ体から高い³He／4He比のヘリウムの流れがあることを示唆している。ヘリウムは微量元素であるため、こういった事はH₂O、CO₂、CH₄、SO₂、H₂、N₂、Arのような他の揮発性物質の流れとも、結び付ける事ができるはずである。もしそうなら、これらの揮発性物質も同じように採取した位置と関係した変化があることが予測されるが、これまでの研究ではそのような系統的な地理的分布パターンを明らかにしたものはない。本研究は実際に草津白根の試料のCO,の8¹³C値と中央火口からの距離に正の相関関係が、δ¹³C値と³He／⁴He比には負の相関関係がある事を示した（図2b）。 Grisshaberet al. (1992)は、ドイツの地下水のδ¹³C値と³He／ʻHe比には負の相関関係があるとの報告をしているが、火山性地熱地帯において、ヘリウムとは別に、距離と揮発性元茶種の相関関係を明らかにしたのは今回が初めてのケースである。可能な説明として、マグマ性ヘリウムと同様に流体中のマグマ性CO 2は移動する距離が増すにつれて、地殻性のCO 2による希釈の進行をあげることができる。もしくは、δ¹³C値の変化が相対的に小さいことから、系統的なδ¹³C値変化は移動中の炭素同位体の物理化学的な分別作用によるものであろう。相対的に低いCO 2 ⁄ CH ⁄比を持つ2つの試料を除いて、補正した³He ⁄ ³He比と観測されたδ¹³C値の間には、相関係数0.840の負の相関関係がある。最小二乗法を使うとその直線は、火のように記述できる。 8¹³C= 1.18 ~0.55×(³Hc／⁴He)ここで、³He／4He比、δ¹³C値の単位はそれぞれR 。 %である。物理化学的分別効果を裁小と仮定し、マグマ性の3He／ 4He比を8Rmとすると、マグマ性のCO 2の813C値は -3.2‰と、見積もることができるが、この値は、沈み込み帯における高温の火山ガスの値（Martyet al., 1989）と一致する。一方、もし上のようなヘリウムー炭素同位体の関係を、³He／ʻHe比0.1 R mを持つ地殻性ヘリウムの範囲まで外挿してやると、地殻起源CO 2のδ¹³C値が得られる。そのようにして見積もった地殻のδ¹³C値は +1.1‰で正の値を示し、平均的な地殻のδ¹℃値を反映することはないが、石灰岩のδ¹℃値（Hoefs, 1980）とよく一致する。草津自根火山周辺に、二畳紀初期から中期中生代の石灰岩が存在する（Geological Survey of Japan, 1982）ことは輿味深い。地殻性CO₂の起源は、地層中の石灰岩から抜け出したCO₂に帰するであろう。酸性マグマから導かれた揮発性物質（すなわちHCl、H,S、SO,に富む物質）が石灰岩との反応することにより、脱二酸化炭素化を促しているのであろう。草津自根火山周辺の石灰岩の観測されるδ¹C循は、+2.3%（Tsutsumi, personal communication, 1987）で、ヘリウムー炭茶同位体図（図３）から見積もった地殻性CO 2の8¹³C 値の +1.1‰と矛盾がない。上述のとおり炭素の小さな同位体変動は流体の移動の間の分別作用の結果かも知れないが、このように地殻性の炭素における第一の源として、石灰岩から抽出された炭素をあげることができる。 CO 2 ⁄ 3He比が3He ⁄ 4He比と共に議論することで、火山性ガスや熱水性ガスの炭茶の起源について有用な情報を与えてくれる事はよく報告されている（Marty and Jambon, 1987; O'Nions and Oxburch, 1988; Poredaetal., 1988) 。Poredaetal. (1988)は、低い³He／4He比、高いCO₂／3He比のガスと高い³He／4He比、低いCO 2 ／³Heのガスといった2つの成分の混合により、火山性ガスや熱水性ガスにおける沈み込み帯のCO 2やヘリウムの量を求めることができると主張した。前者の成分は地殻中における脱二酸化炭茶反応の結果に、一方、後者の成分は2.0±0.5×10°というCO₂／³He比を持つマントルCO₂（Marty and Jambon,  1987)の奇与に帰するのであろう。このように、もし２つの成分の混合が確かなものなら、火山性や熱水性流体の³He／4He比とCO 2 ⁄ 3He比の間には、負の相関関係があるべきである。しかしながら、多くの文献値（Marty and Jambon, 1987; O'Nions and Oxburch, 1988）を見てもそういった傾向は見受けられない。明確な相関関係が存在しないのは、CO 3やヘリウムの物理化学的分別作用（Marty and Jambon, 1987）やCO 2 ／ 3He比の地殻の端成分が一つではない（O'Nions and Oxbrugh, 1988）といったことに帰するであろう。草津白根火山局辺の噴気孔ガスや温泉ガスにおいて、火口からの距離とCO₂／³He比の間には明確な相関関係は見られない。それゆえCO₂／³He比をコントロールする愛因として、試料を採取した場所の地質標造的な影響は小さいであろう。もし³He／⁴He－CO₂／³He図（図3 ）から推定される2つの成分の混合が確かなものなら、この地域においても³He／³He比とCO₂／³He比の間に負の相関関係があるはずである。しかしながら、我々はそのような何らかの相関関係を見つけることはできなかった。このことは、CO 2 ／³He比をコントロールする要因が、単にマグマ性ガスと地殻性ガスといった2つの成分間の混合ではないことを示唆している。図4（a）は、噴気孔や温泉の温度と観測されるCO₂／3He比に、正の相関関係（相関係数一0.915）があることを示している。N,が豊富なガスや、CO,に乏しいガス（Nos. 1、13、14）の値は、この図(図4a)にはプロットしていない。逆に図4bは、温泉のpHと観測されるCO₂／³He比に、負の相関関係（相関係数一0.845）があることを示している。噴気孔ガス（Nos.2、6）と温泉ガスのいくつか(Nos. 8、9)はこの図にはプロットしていないが、それは利用できるpHのデータ(Geological Survey of Japan, 1983）がないからである。このように、CO₂／³Hɐ比は温泉の物理化学的性質に強く影響を受けているので、流体の起源に関して簡単に説明することはできない。 Welhan et al. （1988）は、アメリカのLong  Valleyカルデラ周辺の温泉ガスや噴気孔ガス中のヘリウム／遠縮ガス比（例えばHe／CO₂）の多様な変化は、CO₂の付加と沸騰による優先的なヘリウムの損失の両方もしくはその一方と、pHが関係した温泉水中のCO 2 −HCO 3平衡といった2つの過程に帰することを支持した。Marty et al. (1989)も、2つのタイプの過程で、启弧における冷泉や温泉のCO, ／³He比の範囲を説明が可能だと報告した。ここでの２つのタイプの過程とは、水に対するCO 2とヘリウムの溶解度の造いと、炭酸塩の沈殿によるCO 2の除去である。Marty et al. (1989)の主張は、原則としてはWelhanetal. (1988)のものと同じである。温度とCO 2 ⁄ 3He比の間の明確な相関関係(図4 a)は、CO₂とヘリウムの間の溶解度の違いに対応しているのであろう。水に対するCO₂とヘリウムのBunsen溶解係数はWeuss（1971, 1974）によって報告されている。溶解係数比K c 02／K n 。 (単位は、 mol／1 atm）は、20℃での4.48から90℃ での1.13まで変化する。この傾向は、溶液の塩分濃度にあまり影響を受けない。従ってヘリウムに比べてCO₂は平衡状態において、90℃の時では20℃ の時よ
Firure 4り４倍以上も効果的に脱ガスしているはずである。これは、観測される温泉ガスのCO₂／³He比の変化と一致し、CO₂／³He比と温度の間における正の相関係が溶解度の違いの結果であることを示唆している。 pHとCO 2 ⁄ 3He比の間における負の相関関係（図４ b）が、単に pH が関係した冷泉や温泉水中のCO,一HCO,平衡に帰するものではないことを、Welhan et al. (1988)は支持した。Stumm and Morgan (1981)は、単に炭酸塩が溶解することによって pH が４より低い水溶液中のHCO,の濃度（溶解したCO 2の全量）が、HCO3~の濃度よりも2桁大きい事を報告した。今回の研究の対象である冷泉水や温泉水の全てが pH 3.5より低い酸性を示すことから、試料中の解離していないCO,水和物（HCO,やCO,³¯）は、無視できると考えられる。このことは、今回の研究の対象である冷泉水や温泉水においてpH が開係したCO 2一HCO,平衡は起こっておらず、 pHとCO 2 ／ 3He比の相関関係を pH が開係した平衡で説明することはできないことを意味している。図４に示されるように低いpH水(No.5)は高い温度を、高いpH水(No.3)は低い温度をもつように、温泉の温度とpHの間に弱い相関関係がある。それゆえ pH とCO₂／³He比の明確な相関関係は、温度とCO₂／³He比がある程度反映しているのであろう。今後の研究でpHとCO₂／³He比の負の相関関係を確かめる必要がある。なお、これは地熱地帯におけるCO₂／³He比と物理化学的性質の間の相関関係を見つけた初めてのケースである。我々は、草津白根火山地域周辺で、火口からの距離とヘリウム同位体比の間には負の、火口からの距離と炭素同位体比の間には正の相関関係があることを観測した。³He／³He－δ¹³C図における明確な負の相関関係を含めたこれらの傾向は、マグマ性流体と地殻性流体の混合を支持している。マグマ性ヘリウム及び炭素はそれぞれ8 R am、-3.2%といった同位体比を持つと推定される。CO 2 ⁄ 3He比は温度と正の相関関係を示すが、溶解度の違いによる分別に影響を受けているのだろう。著者らは、ヘリウム、炭素同位体比測定を手伝っていただいた塊氏と高畑氏に感謝する。S.M.Weise氏とD.Patterson氏には、原稿に対する責重なコメントをいただいた。 Craig, H., Lupton, J.E. and Horibe Y. (1978) Amantle helium component in circum-Pacific volcanic gases: Hakone, the Marianas, and Mt. Lassen. 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