その他の観測（坑井，電気，磁気，重力，自然電位）
火山研究解説集：薩摩硫黄島 (産総研・地質調査総合センター作成)
- 重力分布図
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はじめに
ここに紹介するのは，自然電位調査の項目を除いて，昭和50〜52年度に実施された工業技術院サンシャイン計画にかかわる委託調査研究「火山発電方式に関するフィジビリティスタディ」（社団法人 日本電機工業会）の成果報告書および地質調査所（1976）から抜粋したものです．この調査で行われた地球物理的調査のうち，坑井の掘削によって得られた坑底温度と地下水位，シュランベルジャー法による電気探査，空中磁気測量，重力調査の結果を示します．
また，同調査にて自然電位の測定も行われていますが，自然電位については，近年調査を行った Kanda and Mori (2002) の結果を中心に紹介します．図：測線位置等にそれらの測線等をまとめて示します．
なお，本編では紹介しませんが，硫黄島を含む広域の磁気分布が地質調査所（1980）によって著されています．
坑井を利用した調査
坑井を利用した調査として坑底温度および地下水位を図（坑井の水位および坑底温度）に示します．
地下水位はどの坑井も海水面とほぼ同じ高さでですが，坑底温度には偏りがあります．坑底温度が高いのは，B1，B5，B6，B8で100℃以上に達し，B7，B9がそれに続きます．特に，B5は138℃ときわめて高温です．反対に低いのはB2，B4です．
各坑井の岩石の変質の状態を観察すると，割れ目や空隙が多く，地下水が流動しやすい地層を中心に変質作用が進んでいます（B4，B5以外）．これは，地下水が火山性の熱水または火山ガスと混ざり合い，それが岩石の変質作用に大きく関与していることを示しています（→地質構造）．
化学組成（pH， Cl，SO4）に着目すると，B1，B7，B8，B9の坑内水は強酸性ないし酸性で，近くにマグマ起源の温泉水の流出も認められるので，これらの温度異常は明らかに硫黄岳の火山活動に関係していると考えられます（→温泉・地下水）．しかしながら，B5，B6については火山活動との関連を示す顕著な表面現象が見られません．
B6の坑内水は，B9と同様に酸性熱水の影響があり，かつ水位変動に潮汐の影響があることから，海岸へ通じるような温泉貯留層の存在が推測されます．一方，B5は酸性熱水も潮汐の影響もないにもかかわらず，坑井の中で，最も高い坑底温度を示します．B5やB6は，80℃の高温の土壌ガスが放出され，かつ，土壌ガス経由の火山性CO2放出量の高い場所に位置しています（→土壌ガス）．従って，何らかの熱源から効率よく熱が供給されていると考えられます．B5やB6の存在は，硫黄岳の火山活動に起因する熱水系がかなり広い範囲に拡がっているか，あるいは，より深部のマグマ溜り等の別の熱源が存在することを示しているのかもしれません．
B1およびB3での水位の経時変化の図を見ると，
潮汐の影響 降雨の影響 季節変化
B1 あり あり？ なし
B3 なし なし あり
となっています．B1は非常に海水の影響を受けているといえます．図には示されていませんがB6も同様です．一方，内陸部のB3には潮汐の影響が見られず力学的に海水とはつながっていない孤立した帯水層とみなすことができます．
いくつかの測点で10ｍの深度での地温が測定されています．山頂部では，図（測線位置等）に緑丸で示す測点1，2，3で98℃の沸点温度を示しますが，測点4では20℃程度です．山麓部の測定結果を，10ｍ深地温分布図に示します．測点5，10で異常な地中温度（図の赤色の領域）を示すことがわかります．測点10は先に示した図（坑井の水位および坑底温度）のB6に対応しています．一方，図の左端および右端の高温部は，それぞれ海岸で流出する温泉の貯留層に関係するものと考えられます．
電気探査
電気探査によって地下の比抵抗を観測し，地下構造がどのようになっているか調べることができます．比抵抗とは電気の流れやすさを示す値で，比抵抗が大きいと電気は流れにくくなります．地下の比抵抗は，岩石の構成要素，地下水や海水の存在，温度によって変わりますが，特に，火山地域では地層中の含水量や変質の度合いを調べる指標となります．これらが大きいと比抵抗は極端に小さくなる傾向にあります．
この図（A断面）と次の図（B断面）は，それぞれ地図に示されている測線（赤色の実線，図：測線位置等も参照）に沿った比抵抗構造を示しています．A断面，B断面ともに同様な比抵抗構造を示し，上部より下部に向かって，高い比抵抗，中程度の比抵抗，低い比抵抗を示す層から成り立っています.
600-2500Ω・ｍの層には，硫黄岳溶岩に対応する1200－2500Ω・ｍのきわめて高い比抵抗を示す層と，矢筈岳古期岩層に対応する500－900 Ω・ｍの中程度の比抵抗を示す層が含まれています．
その下部には数Ω・ｍ（桃色の部分）のきわめて低い比抵抗の層が拡がることが特徴的です．数Ω・ｍとなるのは海水準以下であり，その上面は地下水位とおおむね一致します．この低い比抵抗の原因としては，岩石の変質か海水の影響が考えられます．しかし，坑井の水位変動には，既に示したように海洋潮汐と対応していないものもあり，内陸部に海水が浸透しているとは必ずしも言えないので，岩石の変質によって比抵抗の値が極めて低くなっている可能性が高いと考えられます．もし，これが変質によるものとすると，地下水位と硫酸塩鉱物を主体とする変質鉱物の出現する深さとの間に，かなり明瞭な相関が認められるとの報告（→地質構造）とも調和的です．
重力調査
地表で重力を調べることによっても，地下構造がどのようになっているかを調べることができます．例えば，溶岩のような空隙の少ない岩石があると密度は大きく，地表で測定される重力値は高くなる一方，火山灰等が堆積した地層は密度が小さくなるので，地表での重力値は低くなります．このようにして，重力測定から密度の分布を知り，地質構造を推定することが可能になります．
重力の測定結果は，測定地域の平均的な密度に対して大きいか小さいかという異常図（ブーゲー異常図）として表現されます．平均的な密度としてどのような値を仮定するかによって，得られる結果が変わってきます．地表から数100m程度の表層密度は数種の仮定密度によるブーゲー異常図を見比べることにより推定することができます．
一方，極狭い範囲については測定された重力値と標高には負の相関があり，直線で近似できます（図：G-H相関）．その傾きも測定地域の平均的な密度を示しますが，重力異常の変化が大きい領域では大きな誤差を伴います．実際に硫黄島の例で，G-H相関の図から得られる密度は1.15g/cm3となって密度として小さすぎるようです．
そこで，仮定密度を段階的に変化させて地形とブーゲー異常図の相関を見比べる方法をとったところ，密度が1.8〜2.0g/cm3であればコンターパターンが最も滑らかになり，表層密度として最適となることが判りました．なお，岩石サンプルの測定からは平均的密度として2.17g/cm3が得られています（→磁化・密度構造の項を参照）が，固結した岩石しかサンプリングできないことを考えれば，平均的な表層密度の上限値を与えていると考えることができます．
ここでは，仮定密度2.0g/cm3の硫黄島のブーゲー異常図を示します（駒澤ほか，2005）．重力異常は島の北西から南東へ低くなる傾向があり，鬼界カルデラに起因すると考えられます．すなわち，カルデラの窪みに低密度の火砕堆積物が満たされ，カルデラの中心に向かって重力が小さくなっています．硫黄岳と稲村岳が局所的に重力異常が小さくなっていますが，それはこの領域の表層密度が2.0g/cm3より小さいためで，仮定密度を1.8g/cm3程度に小さくしたブーゲー異常図ではそうした局所的な低重力異常は目立たなくなります．また， 鬼界カルデラを含む広域重力図を見ると，鬼界カルデラの低重力異常は同心円状ではなく北西-南東に伸びた長円形状で低重力の中心が２箇所あるようにみえます．硫黄島とその東の竹島は重力的にはカルデラ壁に位置しているのが判ります．
磁化・密度構造
地球固有の磁場（地磁気）は，地下を構成する岩石の磁気的性質が場所によって異なることにより，局所的に乱されます．乱された磁場から，大局的な磁場を差し引いたものを磁気異常といい，磁気異常の地上での分布から逆に地下構造を推定することができます．岩石の磁化の強さ（帯磁率）は磁性鉱物を多く含む玄武岩等で大きく，それが少ない流紋岩等で小さくなります．また，溶岩が冷却して磁性を獲得した時点での地球磁場の方向や，岩石の温度（温度が高くなると帯磁率は小さくなり，キューリー点温度になると磁性を失う）にも依存します．
硫黄島で採取された岩石試料について室内測定を行い，帯磁率および密度を求めた結果を表（岩石試料の密度および帯磁率）を示します． おおまかにみて，
１）矢筈岳溶岩および稲村岳溶岩は帯磁率が高く，密度も大きい．
２）硫黄岳溶岩は帯磁率が低く，密度も小さい．
３）長浜溶岩はそれらの中間的な性質を有する．
という傾向があります．
地中の岩石の磁性の影響は空中まで広がっており，広い範囲にて均質なデータが得られることから航空機を利用した空中磁気測量を行うことがあります．硫黄島周辺でも空中磁気探査が行われ，その結果と重力測定の結果を基に，硫黄島を横切るような２つの測線に沿って，その下の地下構造が推定されています．
図：解析断面（A-A’）には，硫黄島周辺で行われた空中磁気探査（地質調査所，1980）によって得られた，測線（A-A’）での磁気異常の分布を緑色の曲線で示します（測線については，図：測線位置等も参照）．この磁気異常の値と，既に示した硫黄島の重力分布図から求められる同測線上の重力値から，この測線について行われた構造解析の結果（解析断面）を磁気異常分布の下に示します．解析断面の青色の範囲は，磁気異常から推定された磁化の強い領域です．赤色の曲線は，表層と基盤との密度差を（0.3 g/cm3）と仮定し，重力異常から推定された地下の岩石の密度境界を示します．
矢筈岳に見られる強い磁化は先カルデラ期の玄武岩質溶岩によるものと考えられます．一方，その矢筈岳を形成する岩体と同じ程度の強い磁性岩体が稲村岳南部の深部に存在することがわかります．
図：解析断面（B-B’）に測線（B-B’）での磁気異常の分布を緑色の曲線で示します（測線については，図：測線位置等も参照）．解析断面Aと同様に，測線（B-B’）上の重力値を用いて行われた構造解析の結果（解析断面）を磁気異常分布の下に示します．解析断面の青色の範囲は，磁気異常から推定された磁化の強い領域です．赤色の曲線は，表層と基盤との密度差を（0.5 g/cm3）と仮定し，重力異常から推定された地下の岩石の密度境界を示します．
硫黄岳東方深部にも矢筈岳と同様な磁化の強い岩体が存在することがわかります．また，硫黄岳山頂火口の西側にも，貫入状の強い磁化の岩体の存在が認められます．その岩体は溶岩流の分布に対応するかもしれません．
一方，図：解析断面（A-A’）でわかるように，稲村岳の北側の帯磁が低く，また全体的に密度が小さい（密度境界が深くなっている）のはそのあたりに安山岩が存在するためか，あるいは地表のスコリア丘の影響があるためと考えられます．
自然電位調査
自然電位は，自然状態での地表の電位分布を表したもので，主に，地下水や地熱水の流動に対応して異常を示します．
地下水が表層のすぐ下を流れるところでは，上流側で負，下流側で正の異常を示します．一般に，山岳地帯では標高が高くなるにつれて自然電位が減少する傾向があり，地形効果と呼ばれています．これは地下水が山頂部から山麓部に流れるために起きます．
それに対し，温泉水などの熱水の流動によっても自然電位の異常は現れ，熱水の上昇域で正の異常を，反対に下降域では負の異常となります．火山ガスや蒸気の流動では自然電位異常は生じません．また，自然電位の値は岩石の比抵抗値によっても変わります．岩石の比抵抗が小さい（電気伝導度が大きい）と異常の振幅が小さくなり，比抵抗が大きいと振幅が大きくなります．
図：自然電位分布（1975年）に示したのは，1975年に硫黄島で行われた自然電位の測定結果です．図中の曲線は，等電位を結んだ線です．標高が高くなるにつれて自然電位は低くなる地形効果が稲村岳周辺ではみられます．しかし，硫黄岳西部の中腹（青色部）においては，南北の領域よりも相対的に自然電位が高いことがみてとれます．すなわち，測定された自然電位の正異常域（青色部）は標高とは相関していないので，硫黄岳西部山腹に見られる噴気活動（火山ガス・温泉の分布図，→火山ガス）に対応した熱水流動による異常と考えられます．
最近，Kanda and Mori (2002)によって自然電位測定が行われました．その結果（図：自然電位分布（1999年））は先の調査結果の図（自然電位分布（1975年））とよく似ています．このことは，観測されている自然電位分布が長期間安定したものであることを示しています．
Kanda and Mori (2002)によって得られた自然電位の高度分布（1999年）の図によると，地形効果による高度減率は島西部で-2〜-3ｍV/m，硫黄岳山麓で-0.5〜-1ｍV/ｍ程度になります．高度減率の違いは地層の比抵抗値，透水係数などによります．このような高度減率に反して，硫黄岳西山腹（白丸で示した高度200〜300ｍの範囲）では正異常を示しますが，これは噴気活動に対応しており熱水の上昇域を示すと考えられます．硫黄岳山頂域（黒丸で示した高度400〜600ｍ）においても50〜100ｍVのフラットな正異常を示し，この地域での熱水の流動を示唆しています．地温（棒グラフ）の高い場所に対応していることからも，熱水の移動によって自然電位異常が現れているという解釈がもっともらしいでしょう．
主に硫黄岳で見られる自然電位異常を定量的に考察するために，Kanda and Mori (2002)は電位の異常に等価な電流源の大きさを推定しました．観測値にベストフィットするような電流源の大きさを求めたところ，電流源の深さが海水準の場合，1〜3Aと推定されました（原論文では単位系の換算に誤りがありますが，山体の比抵抗値が仮定されているものよりかなり大きいことを考慮し，推定された値をここではそのまま用います（神田，私信））．この電流源の大きさに見合う熱水の流量は1000〜6000トン/日となります．ただし，この値はゼータ電位（自然電位を引き起こす物性値）と地層の透水係数に大きく依存して変化します．ここでは，一般的な値としてゼータ電位を-0.1V，透水係数を2×10-13m2としています．この値が正しいと仮定すれば，山頂から出る火山ガス放出量は約40000トン/日と推定されているので（→SO2放出量），自然電位に影響する熱水対流の流量よりも一桁近く多いことになります．このことから，火山ガスの流動そのものは自然電位に影響を及ぼしていない可能性が上げられます．自然電位異常をもたらしているのは，おそらく貫入マグマを熱源として引き起こされる地下水の熱水対流でしょう．今，仮に，100℃の熱水が6000トン/日の割合で上昇したとすると，それによる放熱量は30MWに相当します．この値は，硫黄岳全体の地表面温度異常域からの放熱量（→火山からの総放熱量）の20％程度です．このことは，硫黄岳の地表付近の熱活動は，その多くが前述の火山ガスによってもたらされていることを意味し，火山熱水系の考察で示したようなモデルの導出に寄与しています．
引用文献
地質調査所（1976）全国地熱基礎調査報告書 no.30 南西諸島. 工業技術院地質調査所, 90p．
地質調査所（1980）空中磁気図XXV-1, 大隈半島－屋久島海域空中磁気図. 工業技術院地質調査所.
Kanda, W. and Mori, S. (2002) Self-potential anomaly of Satsuma-Iwojima volcano. Earth Planets and Space, vol.54, p.231-238.
駒澤正夫・名和一成・村田泰章・牧野雅彦・森尻理恵・広島俊男・山崎俊嗣・西村清和・杉原光彦・大熊茂雄（2005）重力図 no.22 屋久島地域重力図（ブーゲー異常）. 地質調査総合センター.
参考文献
物理探査学会（1989）図解物理探査．物理探査学会，239p.
兼岡一郎・井田喜明編（1997）火山とマグマ．東京大学出版会，240p．
（松島喜雄，重力調査の項は駒澤 正夫）