1）

深層崩壊と西南日本外帯諏訪浩（東京大学空間情報科学研究センター・立命館大学歴史都市防災研究センター客員研究員）

はじめに
2011 年 12 号台風豪雨は紀伊半島南部に大雨をもたらした．このためいわゆる深層崩壊が起きて，崩土が河道を堰き止めたため，堰き止めダムが決壊して二次災害の発生が懸念された．深層崩壊は
西南日本外帯で起こる崩壊の典型であるとも言える．
春日谷左支川の Rock-slide debris avalanche
2004 年 21 号台風豪雨のため三重県宮川流域で崩壊が多発した．宮川支川の春日谷の流域で深層崩壊が起きて，崩土が岩屑なだれとなって 1km 駆
け下った．shallow slide に対して deap-seatedslide は流れ盤の層理面を分離面として岩盤が崩壊するので，層すべりともいう．
西南日本外帯で起こる深層崩壊
近年の事例として，2011 台風 12 号豪雨災害（紀伊半島南部），2005 台風 14 号豪雨災害（宮崎県），
2004 台風 10 号豪雨災害（徳島県，那賀川支川坂
州木頭川流域など），2004 台風 21 号豪雨災害（旧宮川村），1953 梅雨前線豪雨災害（旧花園村（有田川流域）），1889 雨台風災害（十津川流域，と紀州田辺）などが記憶に新しい．
西南日本外帯で起こる深層崩壊の素因
重要なものを挙げると，①流れ盤斜面：付加体の大局構造によるもの，あるいは向斜軸に面する
もの，②斜面中ほどに遷急線：後氷期開析地形としての，斜面中ほどに遷急線を持つ，斜面形状の特性．地盤隆起速度は現在も大なため，開析速度が大．穏やかで緩慢な従順化過程が追いつかない，③攻撃斜面，④谷密度が小さく，傾斜が大きな領域＝長大で平均傾斜が大きな斜面の存在，⑤斜面の浸透能が大（しばしば砂岩が表層に分布），な
どである．
深層崩壊の誘因①大雨による岩盤内間隙水圧の上昇，②地震による強振動，③火山の噴火活動に伴う山体の変形，⑤採石や採掘などによる斜面不安定化，など．
深層崩壊が土石流を形成する条件①崩壊脚部の河道傾斜が大，②飽和を大幅に上回る水量の存在，など．
深層崩壊が岩屑なだれを形成する条件①滑落崖の比高が大で，かつ脚部の斜面傾斜が大，②水量が飽和を大幅に下回る，など．
地すべりダムが湛水して決壊する条件①流域面積が大きい，②堤体の浸透能が小さい，③堤体の厚み（流心方向）が小さい，など．逆のときは決壊せずに永く留まる．
参考文献①平野昌繁・諏訪 浩・石井孝行・藤田 崇・後町幸雄（1984） 1889 年 8 月豪雨による十津川災害の再検討, 京大防災研年報, 27B-1, 369-386.
②平野昌繁・諏訪 浩・石井孝行・藤田 崇・奥田
節夫（1987） 吉野郡水災誌小字地名にもとづく
1889 年十津川災害崩壊地の比定（その１；西十津川）, 京大防災研年報, 30B-1, 391-407.
③石井孝行・平野昌繁・藤田 崇・波田重煕・諏訪 浩（2005）1889 年十津川崩壊災害の防災科学的総合研究，京都大学防災研究所一般共同研究
15G-06 報告書，85p．
以上 3 件は，京都大学 附属図書館の学術情報リポジトリの防災研究所の年報，あるいは共同研
究の Web site で自由に閲覧，ダウンロード可．
④蒲田文雄・小林芳正著（2006）十津川水害と北海道移住 「明治 22 年吉野郡水災誌」は語る：シリーズ日本の歴史災害 第２巻，古今書院，180ｐ．
⑤藤田 崇・諏訪 浩編著（2006）昭和 28 年有田川水害：シリーズ日本の歴史災害 第６巻，古今書院，224ｐ．
⑥明治大水害誌編集委員会（1989）紀州田辺 明
治大水害 100 周年記念誌 ，和歌山県田辺市，207p．
⑦藤田 崇編著（2002）地すべりと地質学，古今書院，238p．
⑧Suwa, H., Mizuno, T. and Ishii, T. (2010)
Prediction of a landslide and analysis of slide
motion with reference to the 2004 Ohto slidein Nara, Japan, Geomorphology, 124(3-4),
157-163. など

2）

1989，1994 年の気候ジャンプと瀬戸内地域における気温変化＊

猪狩義貴 1)，濱田浩美 2)

1)千葉大・学，2)千葉大
1. 研究目的を行い，その後，Yonetani(1992)と同様に一年を 3

近年の気象データの長期的な蓄積は 1 年単位から季節に分類し，気温における気候ジャンプを再検討

数十年単位までの気候システムの変動や周期性，局する。気候ジャンプの定義方法の具体的内容は，県所的な変動について様々な研究を可能にしている。

庁所在地を主とするアメダスポイントを 59 地点選

ここで扱う大気候や中気候のスケールで明らかにな出した後，ラページ検定を用いて前後の期間における気候ジャンプ（レジームシフト）は，気象データ

る平均値の差（0.4〜1.7℃程度）があると判断されの蓄積によって明らかにすることができる。

たアメダスポイントを合計し，経年変化における合気候ジャンプの定義は，明確でなく，発生年の検計数のピークの年を気候ジャンプ発生年とする。ま

討方法は研究者によって異なる。日本における 1967

た気温は，(Yonetani,1992)によれば境とする年を含年以前の気候ジャンプの検討は，山元(1987)がシグ

めない前 15 年と境を含むその後 15 年を検討する事

ナルノイズ比(SN 比)を用い，Yonetani(1992)がラペ

が，日本において最も適切であるとしていることかージ検定を用いる方法で 1950 年頃に気温および降らこの方法を採用した。

水量の気象要素に気候ジャンプが発生したとしてい次に，日本の局所的な気候変化は，気候ジャンプ

る。Yonetani(1992)によれば 1914 年に気温の気候

発生年を境界として見られた変化を考察した。考察

ジャンプを検出したが，山元(1987)の方法では検出

した年は，アメダスデータの市町村レベルでの観測していない。滝沢(2010)は山元(1987)と同様の方法が開始された 1976 年から 15 年経過した 1991 年以で 1989 年の気候ジャンプを検出している。しかし，降に気候ジャンプが発生した年とした。また，地域

SN 比による気候ジャンプの検出は，気候ジャンプの選定は，関口(1959)の気候区分別に気温ジャンプ

前後の期間の気象要素が正規分布をなすことを前提

前後で気温の偏差の平均値を求め，その値が高くなとし，発生年を４年間の平均気温のみで検討している気候区分の中で気候ジャンプを検出できたアメダることから，季節によっては気温の変動で気候ジャス観測ポイントが 2 地点以上の地域とした。

ンプを見逃してしまう可能性がある。一方，Yonetani(1992)が用いたラページ検定は，検定対象

3．結果が正規分布にかかわらず，連続する期間内の差の有ラページ検定による年平均気温を用いた検討の結無を統計的に判断するができる。また，この検定方果，気候ジャンプは，1989 年および 1994 年に確認法を用いた検討は，一年を日本の降水量の差異で分できた。3 季節に分類した気候ジャンプ発生年の検類した 3 季節に分けて行うことができる。

討では，東アジア冬季モンスーンシーズン(11 月〜3

本研究では Yonetani(1992)が用いたラページ検月)が 1989 年，台風および秋季における雨季シーズ

定により，近年の気候ジャンプを解析し，その結果

ン(8 月〜10 月)が 1994 年，東アジア雨季シーズン(4から局所的な気温変化やその他の要素が地域に与え月〜7 月)が 1968 年･1994 年に気候ジャンプが認める影響を明らかにすることを目的としている。

られた（図１）。また，1989 年の東アジアモンスーンシーズンの気温ジャンプを検出したアメダスポイ

2．研究方法
気候ジャンプ発生年の検討は，気象庁が提供する
アメダスデータの年平均気温を用いてラページ検定

ントは全国的に見られたのに対し，1994 年の台風および秋季における雨季シーズンは，西日本に偏った

60

1 989

11月 〜 ３月50
４月 〜 ７ 月

19 94

40
８月 〜 １ ０ 月

･
･
o
･30
･

194 9

19 68

1958

20
10
0
18 91

1 90 1

19 1 119 21

1 93 1

19 4 1

1 9 51

1 96 119 71

1 9 81

1 99 1

年

図 １．３季 節 別 ラ ペー ジ検 定 による 気 温 ジ ャン プ 検 出 数

局所地域の選定では 1991 年以降に気候ジャンプが確認されている 1994 年と対象とした。また局所
地域は，４月〜７月および８月〜10 月では，瀬戸内海型が気候ジャンプ前後の気温偏差が最も高く，観測地点数が 8 つであったことから瀬戸内地方とし，
気温ジャンプ前後の気温変動を示した（図２，図３）。
これらの図を見ると，全体の気温は 0.5〜1.0℃上昇

参考文献

し，沿岸地域では多くの地域で，1.0℃を超える気温

Yonetani T (1992)：Discontinuous changes of

上昇が見られ，特に，大阪湾近隣において 2.0℃近precipitation in Japan after 1900 detected by the

く上昇した地点も認められた。

Lepage test. J. Meteor. Soc. japan, 70, pp95-104.
Yonetani T (1992)：Discontinuous Climate

4．考察
気候ジャンプは，Yonetani(1992)によって検出さChanges in Japan after 1900. J. Meteor. Soc.
japan, 70, pp1125-1134.

れた 1949 年と同様に，11 月〜3 月に気候ジャンプ

山元龍三郎(1987)：大気大循環における気候ジャンが認められた数年後に，他の 2 つの季節にも確認でプ．京都大学防災研究所年報，30，pp309-325.

きた。また 1949 年の陸地以外の変化では，四国地

滝沢英貴（2010）：気温・降水量の長期変動特性の方近隣の海水温が前後 15 年を比較した際に冬季お抽出について．日本建築学会大会学術講演梗概集，よび夏季において 0.5℃〜1.0℃の上昇が確認されてpp929-930．

いた(谷本陽一ら，1999)ことが挙げられる。今回検出された 1989 年には，気象庁が四国地方での海水温上昇を確認しており，沿岸部での気温偏差が大きい傾向にある。1994 年の 8 月〜10 月の雨季シーズ
ンに検出されたアメダスポイントが西日本に偏ったことは，海水温上昇が大きく影響したと推測できる。
これらのことから 1949 年と 1989 年の気温ジャンプ
は，同様のプロセスによって引き起こされたと考える。

3）

釧路湿原における地表面の水収支に関する研究○

伊藤亨（北大院農学院）
・岡崎諒（北大農）
・浦野慎一・岡田啓嗣（北大院農学院）

1. はじめにハンモックとホローが混在する地表面付近の値として妥

現在、釧路湿原では湿原面積の維持が課題になってい

当な値と考えられる。

る。湿原の保全を考えるには水収支の保全が重要である＜降雨と流出の関係＞図.1 は P と⊿Q の関係である。Pが、その基礎となる地表面の水の動きについては不明なが 25mm 以下では⊿Q の大きさがばらばらだった。しか点が多く、湿原の水位が維持されるメカニズム（水位維

しP が25mm 以上では⊿Q はP とともに大きくなった。

持機構）はまだ十分に解明されていない。そこで本研究＜水位と流出の関係＞図.2 は⊿Q と水位ｈの関係である。

では、釧路湿原で蒸発散量、降水量、水位等を観測し、特に h が 11cm 以上の日に⊿Q が大きな値となった。これ

湿原地表面における水収支を明らかにし、降雨と流出のによりこの湿原では高水位時の水位上昇が抑制され、こ関係、地下水位と流出の関係等を検討した。

れがひとつの水位維持機構になっていると推測された。

2.

観測方法と平均値の計算方法

4. まとめ＜観測地＞観測は、釧路湿原（鶴居村温根内の赤沼から本観測地における水の流出量は、降水量 P が大きな時は

約 100m 離れた地点）で行った。観測地はミズゴケハンモ

大きく、小さな時は複雑に変化した。また、水位ｈが高ックが点在する地域で、ハンモックにはミズゴケが、ホければ流出が大きくなり、ｈがある高さ以上にはならな

ローにはヨシ、スゲが卓越している。

いような（ハンモックを超えて高くならないような）、水＜観測項目＞観測項目は、気温・湿度(高さ 1.5ｍと 3.0

位維持機構が存在することが推察された。

ｍの 2 高度）、地温（深さ 10cm, 20cm, 40cm）、正味放射量（高さ 1.5ｍ）、降水量、地下水位である。観測期間は2011 年 8 月 3 日から 11 月 1 日である。
25＜解析方法＞観測サイトにおける単位面積当り
（の土柱）
20

の水収支は以下のように表わせる。
15

(1)

10
( mm )dhK P  E  ⊿Q
dt

ここで、K は湿原泥炭の水面付近における比産出量、h50は水位(mm)、P は降水量(mm)、E は蒸発散量(mm)、⊿Q は-5

流出量(mm)である。なお、ｈはホローの地表面からの高-10さである。また、⊿Q は流入量と流出量の差であり、正-15が流出、負が流入である。ここで、dh/dt は 1 時間前と 1

0

10

20

30

40

50

60

( mm )

時間後の水位を用いて中心差分で計算、E はボーエン比

図.1 流出量⊿Q(縦軸)および降水量 P(横軸)の関係(日値)法で計算した。⊿Q は(1)式の残差として求めた。比産出2520dh/dt と E の関係から推定した。

15

3. 結果と考察＜蒸発散量と水位変化＞Ｅは 8 月から 10 月にかけ小さくなった。ｈは降雨時に上昇し、晴天時は緩やかに低下した。また全体的には８月から 9 月下旬まで緩やかに上昇し、それ以後は概ね高水位のまま保たれた。
＜比産出量の推定＞降雨の無い日の dh/dt と E の関係か
ら K を求めた結果、K は約 0.7 と推定された。この値は( mm )量 K は P の無い日を選び、⊿Q≒0 と仮定して(1)式の

10
5
0
-5

-10
-15
0

2

4

6

8

10

12

14

16

( cm )

図.2 流出量⊿Q(縦軸)および水位 h(横軸)の関係(日値)

18

4）

洞爺湖の水温―最近の変化傾向―○

浦野慎一・岡田啓嗣（北大大学院農学研究院）

上田 宏・傳法 隆・春名寛幸（北大北方生物圏 FSC）
1. はじめに

北大農学研究院生物環境物理学研究室が、湖岸から約1988 年にハンセンが米連邦議会公聴会で、「人間活動

300ｍ沖にブイを浮かべて深さ 0ｍ（水面）、5ｍ、10ｍ、地球を暖めている、により排出するCO2 が大気中に増え、15ｍ、25ｍ、45ｍの水温を 1994 年から１時間間隔で観測

このまま温暖化が進めば異常気象の多発、海面上昇などしている。このデータは、参考値として平均水温（0 か

不都合なことが生じる」と証言したことに端を発し、そら 55ｍ、および 0 から 100ｍ）
を求めるために使用した。

の後の IPCC（気候変動に関する政府間パネル）の報告等

3. 結果と考察

により、地球温暖化は大きな環境問題へと発展し、現在

図 1 は臨湖実験所が観測した洞爺湖・湖岸の 1968 年かでは全世界で解決しなければならない重要な課題というら 2010 年までの年平均水温の変化である（1972.73 年はことになっている。この地球温暖化問題は、温暖化その前後の値から求めた推定値）。平均水温は 11℃から 13℃

ものに対する疑問やその原因について当初から様々な議の範囲で変動をしているが、1968 年から 2010 年までの論があったが、IPCC は 2007 年の報告書で「1900 年代中全期間を通してみると概ね上昇傾向にある。しかし良く頃から観測された気温上昇の大部分は人間活動による温見ると、上昇が確認できるのは 1968 年から 1994 年頃く

室効果ガスによる可能性が極めて高い」と結論づけた。

らいまでで、
その後は逆に低下しているようにも見える。

これにより「温暖化は事実であり、その原因は主として

特に、温暖化が話題になり始めた 1980 年代後半から 1990

人間活動に伴う CO2 ガスの増加である」ということが共

年代半ばにかけては、約 11℃（1986 年）から約 13℃（1990

通認識になったかのように見える。しかし赤祖父（2008）

年；12.9℃、1994 年 12.8℃）まで上昇しており、水温上は「温暖化は 1800 年頃から連続的に進行しており、その昇が顕著だったことが分かる。その後は水温が 13℃近い

大部分（約 5/6）は自然変動である。IPCC は（過去の）高温を示した年はなく、
一旦 11℃付近（2001 年；11.4℃、小氷河期を軽視あるいは無視している」と反論している。

2003 年；11.2℃）まで低下した後、現在は 12℃前後で変

さらに彼は「北極圏では 2000 年以降温暖化は進んでいな動している。

い」という事実も指摘している。また最近になって、IPCC

気候変動は水温に反映する。気候変動を水温で検証すが使用したデータに疑いがあることが 2009 年に発覚しる場合、多くの地点で長期の傾向を見なければ正確な評たり（クライメ―トゲート事件）、太陽黒点の変動が宇宙

価はできないが、洞爺湖における 1968 年を起点とする過線に影響し、その宇宙線が雲の生成に関与していること

去約 40 年間の水温に限って言うと、1990 年代半ばまでが明らかになったりして、IPCC の温暖化 CO2 原因説に対は確かに上昇傾向にある。しかしその後現在までは、そして大きな疑問が投げかけられている。

の傾向が確認できない。したがって、IPCC の温暖化 CO2

著者らは、2000 年の本研究会で洞爺湖における水温の原因説とその予測については、今後、より多くの地点で長期変化について発表し、洞爺湖では 1980 年以降水温が長期観測を実施し、データを基にその真偽を検証する必

上昇しており、地球温暖化が水温変化に現れていること要がある。

を報告した。そこで今回は、洞爺湖の水温がその後（概13.0

したのでその結果を報告する。大気中の CO2 ガス濃度は12.5

現在でも増加しているから、IPCC の CO2 原因説が正しく、12.0にあるはずである。もしそうでなければ、IPCC の CO2 原

11.5
11.0

因説はその科学的根拠が疑わしくなる。

10.5

2. 水温の観測と使用データ

10.0

北大臨湖実験所では、1968 年から毎朝 10 時に湖岸の桟橋付近で水温を観測している（1972,1973 年は欠測）。
ここでは主としてそのデータを使用した。これとは別に

1968
1970
1972
1974
1976
1978
1980
1982
1984
1986
1988
1990
1992
1994
1996
1998
2000
2002
2004
2006
2008
2010

かつ彼らの予測が正しければ、水温は現在でも上昇傾向

水温(℃）

ね 1990 年代後半以降）
どのように変化しているかを調査

西暦(年）

図1. 洞爺湖の湖岸水温の長期変化

個々の湖水中物質の光学特性に基づく透明度深度の理論的推定＊

中村孝司(1，濱田浩美(2 ，小林拓(31)千葉大･学，2)千葉大，3)山梨大
1． 研 究 目 的

よって起こる光束の消散の強さを表す。	
 	
  透明度の測定は容易かつ再現性があり，古く

透明度円板を降ろし，透明度円板から反射されから使われてきた手法である。現在でも湖沼・る光と板の上部で散乱される光の和 ET+E2 と周海洋で一般的な調査項目となっている。透明度

辺光の照度 E1 とのコントラストγが識閾値σは水面から透明度板までの水塊の平均的な光学よりも小さくなったときを透明度としている。

特性に基づく値であって，水の成層構造や生物･無機物の懸濁物質など，どのような物質が透明𝛾=!! !!! !!!
!!

(4)

≤𝜎

度の決定に寄与しているのかという情報までは

E1，E2 は後方散乱係数βb取り出せない。本研究では現場測定で得られた

𝐸! = 𝐸! 𝛽! ! exp − 𝑐 + 𝐾𝑑 𝑧 𝑑𝑧

(5)

𝑑𝑧

(6)

!

!

!
!

光学特性から福田・津田(1980)の方法を参考に!
𝐸! = 𝐸! 𝛽! ! exp − 𝑐 + 𝐾𝑑 𝑧!

し，透明度を推定し，透明度の決定要因の検討(2)~(6)より，最終的に透明度 Tr(m)は次式で示

を行った。

される。

	
 

𝑇𝑟 =

2． 理 論!
!!!"ln!(!!!")

(7)

!"!!

	
  水面下の下向き放射照度 Ed(Wm-2)は深度に

3． 研 究 方 法

従って指数関数的な減衰を示し 2) ，ある深度	  透明度は物理的な光量だけでなく， 人の目のz(m)では，Ed0 を表層における照度として，

視感度(色の感じやすさ)によっても特徴付けらE!   (z) = E!" ×exp(−Kd×z)(1)

れる。本研究では，分光した照度を計測し，各となる。ここで Kd(m-1)は減衰係数と呼ばれる係波長での透明度を算出し，更に標準視感度で重数で光の減衰を表している。減衰係数は(1)式をみ付け平均をした透明度を算出した。

変形して，

	
  後方散乱係数は直接測定できなかったため，

K !    =    − 1 𝑧   log  E! /E!"

(2)

Kullenberg．G(1968)の体積散乱関数から全散となり，放射観測によって求められる。 透明度

乱係数 b(m-1)と 180°方向の体積散乱関数β b円板に到達した光は固有の反射係数に従い反射の比を求め，散乱係数に乗じた値(表 1)の A とする。反射されてから目に届くまで光は光束消

した。
表 1	
  Kullenberg 体積散乱関数から求めたβb/ｂ

散され，目に入射する光の照度はA 清澄な海水B 浜辺の海水

C 濁った海水b(m-1)

0.342

1.87

16.6

である。ここで A が透明度円板の反射係数

βb (str-1m-1)

50×10 - 3

1.03×10-3

5.68×10-3(str-1) ，φは目の有効半径(m)，f は目の焦点距

βb/ｂ(str-1)

0.001290.000540.00034

!

!

!

!

𝐸! = 𝐿 ! ( )! exp  (−𝑐𝑇! )(3)

離(m)，c は消散係数(m-1) とし，吸収と散乱に	
  調査は北海道，摩周湖において成層が顕著で

4． 研 究 結 果

ある 8 月に行った。透明度は透明度円板，吸収	  図１，2 に 2010 年，2011 年の消散係数と吸係数および消散係数については現場型測定器で収消散の鉛直分布を示した。2010 年は 25m，ある ac-s(WET Lab 社製，USA)，水中放射照2011 年は 32m に消散の極大を示した。

度は光放射計(TriOS-Optical Sensors 社製，

	  図 3 に透明度計算の結果と実測値を示す。

DE)によって計測した。散乱係数は ac-s によっ	  2011 年に測定した消散係数の中~短波長側でて得た消散係数から吸収係数を減算して求めた。

明らかなエラーが出た(図
	
  	
  	
  	
  	
  	
  	
  	
  	
  	
  	
  	
 2，矢印)ため，2011
	
  	
  	
  	
  	
  	
  	
 

0.0""
0"

/(m%1)
0.4""
0.6""

0.2""

10"

年の全体で視感度を重み付けした値を求めるこ
0.8""

1.0""

長の仮想的な透明度をプロットすると，2011

消散係数	
 

年の方が 2010 年よりも 2m 程度大きく，2 期間

20"

(m)

とはできなかった。しかし，中~長波長の各波30"の実測値の差とよく合致している。

400nm"

吸収係数	
 

40"

500nm"

50"

600nm"

5． 考 察700nm"

	
  2011 年は温度躍層付近で 1 m-1 程度の強い60"

消散を示す層が見られたが, 2010 年の透明度は
図1

0.0""
0"

2011 年の透明度より低かった。理由として消散

2010 年の吸収/散乱係数鉛直分布
/(m%1)
0.4""
0.6""

0.2""

10"

極大層以浅の平均の消散係数が 2010 年よりも
0.8""

1.0""

	
  透明度の計算値は，実測値の方が高い値を示エラー	 した。今回の計算では多重散乱を考慮していな

20"

いため、粒径が小さくなるほど散乱方向は等方30"400nm"
40"

500nm"

消散係数	
 

50"

600nm"
700nm"

吸収係数	
 
60"

性を帯び，βb/ｂ(str-1)が大きくなる。摩周湖の表層での散乱係数は 0.1 m-1 前後で，参照した(表 1)の A の値よりも b が小さい。つまり粒子が少なく，散乱係数中の後方散乱の占める比率

図 2	
  2011 年の吸収/散乱係数鉛直分布

5""

450""

500""

550""

600""

650""

が表の値よりも大きい可能性があり，検討する

実測値	
  (nm)
400""
0""

700""

750""

参考文献
2011

2010

1) 福田雅明，津田良平(1980)：透明度測定に関する諸問
題の考察．うみ，第 18 巻，第 3 号，pp138-152.

15""
20""

必要があると考えられる。

800""

10""

(m)

(m)

低かったことが考えられる。

19m	
 
21m	
 

2) Kullenberg，G(1968)：Scattering of light by

25""
30""
35""

2010 年	
 重み付け透明度	 40""

図３ 透明度の実測値と計算値

Sargasso Sea water．Deep-Sea．15，pp423-432．

6）

閉鎖性海域における陸水の滞留時間に関する研究の現状と今後の課題−特に瀬戸内海に着目して−＊齋藤光代（JSPS PD，愛媛大・沿岸）・武岡英隆（愛媛大・沿岸）

1. はじめに
閉鎖性海域では，河川等を通じて陸域から供給される栄養塩の量自体もさることながら，供給された後の海域内での滞留時間が基礎生産に大きく影響すると考えられる．そのため，水および栄養塩の滞留時間を正確に推定することは，沿岸生態系への影響を評価するうえで非常に重要である．
瀬戸内海は日本最大の閉鎖性海域であり，21 本もの一級河川が流入し，沿岸域には大阪，神戸，広島
等の多くの都市が立地することから，陸域の人間活動の影響を強く受ける海域である（図 1）．また，一方で世界の閉鎖性海域の中では有数の漁獲量を誇る
豊かな海域であるとされている（Takeoka, 1997）．
本発表では，瀬戸内海の滞留時間（海水交換）を扱った従来の研究において明らかにされてきた点を整理するとともに，今後の課題について議論を行う．
2. 瀬戸内海の滞留時間推定に関する従来の研究
1) 海水のラジウム濃度分布に基づく推定
Okubo (1981)は，瀬戸内海全域を対象に表層海水中のラジウム（228Ra）濃度の分布を確認した結果，中央部の燧灘および備後灘において最も高濃度であり，一方で外洋に接する紀伊水道および豊後水道においては明瞭に低い傾向を明らかにした．さらに，
瀬戸内海全域を 1 つのボックスと仮定し，①河川水の流入および②海底堆積物からの拡散による 228Raの供給，および外洋との交換を考慮した収支計算を行った結果，瀬戸内海の平均滞留時間を数年〜10 年
以下と推定している．但し，計算の中では①の河川
水の 228Ra 濃度については瀬戸内海沿岸の実測値が用いられておらず，さらに地下水流出（いわゆる移流）による 228Ra の供給は考慮されていない．
2) 物理モデルを用いた推定
Takeoka (1984) は，樋口ほか（1976）による瀬戸
内海の 5 万分の 1 の水理模型による実験結果等を用い，残余関数という概念に基づき瀬戸内海の平均滞留時間（海水交換時間）の推定を行っている．ここでの残余関数（r(t)）とは，対象とする水や特定の物
質の初めの存在量（R0）に対するある一定の時刻（t）
における残量（R(t)）の割合（R(t)/ R0）の変化を示す．また，時間の経過にともない r(t)は 0 に漸近す

るが 0 にはならないことから，対象とする水および物質の平均滞留時間（τr）は，r(t)の積分によって求められるとしている．この概念に基づき，瀬戸内
海の平均滞留時間を約 15 ヶ月と推定している．
3. 今後の課題
しかしながら，上述のように 1)海洋観測（トレーサー法）および 2)物理モデルの異なる手法から推定された瀬戸内海の滞留時間には，少なくとも数年の差がある．この原因の一つとして，Okubo (1981)による推定では，陸水による 228Ra 供給が適切に評価されていない可能性が考えられる．例えば地下水流出については，Saito et al. (2011)が，瀬戸内海中央部の燧灘を対象とした海水中のラドン (222Rn) 濃度分
布に基づき，海底部からの地下水湧出が生じている可能性を指摘している．すなわちこの結果は，ラドンの親核種であるラジウムについても地下水由来の寄与があることを示唆する．また河川流出について
は，近年，瀬戸内海沿岸域においては出水期と渇水
期 と のコ ント ラ スト が増 大 して いる 傾 向に あり(Onodera et al., 2007)，非定常な洪水流出の影響を考慮することも重要であると考えられる．以上のように，今後の気候変動の影響を予測していくうえでも，
瀬戸内海の滞留時間に及ぼす陸水の影響を，より詳細に評価することは一つの重要な課題であろう．
引用文献
樋口明生ほか（1976）瀬戸内海における海水交流の実験的研究（Ⅱ），京都大学防災研究所年報，
19(B-2)，411-421．
Okubo, T. (1981) 228Ra in surface water of the Seto
Inland Sea, J. Oceanogr., 37: 279-286.
Onodera et al. (2007) Effect of frequent storms onnutrient discharge in a mountainous coastal catchment,
western Japan, IAHS Publ., 314: 108-116.
Saito et al. (2011) Spatial variation of submarine
groundwater discharge (SGD) in the central part of
Seto Inland Sea, Japan, Interdisciplinary Studies on
Environmental Chemistry, TERRAPUB, 117-123.
Takeoka, H. (1984) Exchange and transport scales in the
Seto Inland Sea, Cont. Shelf Res., 3(4): 327-341.
Takeoka, H. (1997) Comparison of the Seto Inland Sea
with other enclosed seas from around the world,
Sustainable development in the Seto Inland Sea,
Japan- from the viewpoint of fisheries, TERRAPUB,
223-247.

7）

大河川流域におけるダムの影響−ドナウ川鉄門の効果に関するレビューに基づく考察−*小野寺真一（広島大・総合），齋藤光代（愛媛大），清水裕太（広島大・特別研究員）

はじめにダムの多くは水資源の管理のために建設されるが、ダム湖における堆積物及び収支
一方で、ドナウ川での珪酸塩濃度の低下について

流域の水循環を分断することなり、それに付随しては、最近の多くの研究成果（Teodoru et al., 2006a;

生態系や物質循環も分断され、結果として水環境問

Teodoru et al., 2006b など）によって裏付けられてい題を招くことがある。ここでは、ドナウ川中流域のる。そのメカニズムは、停滞水域で発生する植物プ

セルビアとルーマニアの国境付近において 1972 年

ランクトンの珪藻がダム湖において発生し、その際に建設されたダム（鉄門）の下流及び黒海への影響

河川中の溶存珪酸塩を大量に消費し、その遺骸はダについて、2 つの相反する結論を掲げる論文を取り

ム湖内に堆積したと考えられている。堆積物中には上げ、その矛盾から想定されることを考察する。

その痕跡が残されており、2001 年の調査結果では過去 30 年間に大量の珪酸が蓄積したことを示されて

ドナウ川鉄門建設影響−珪酸のトラップ−いる（Teodoru et al., 2006a）。

Humborg et al.（1997）は鉄門（Iron Gate）ダムの

ただし、年間の蓄積速度については、Teodoru et al.

黒海への影響について言及した。ダムは、ルーマニ（2006b）の堆積物及びダムの上流と下流の物質収支

アと旧ユーゴスラビアによって治水目的に建設され、計算からの見積もりが、Humborg et al.（1997）の下発電所も建設されたものである。ドナウ川下流域に流域における河川データに基づく長期的な算出結果

おける 1960 年から 1990 年代までの河川の溶存珪酸に比べて 1 オーダー以上も低く推定されており、量

塩濃度は、1970 年代の鉄門建設後に顕著に低下した。

的にはより厳密な議論が必要である。

その低下幅は、建設前の約 3 分の 1 程度である。ただし、ダムからの取水にともなって河川流量は 2〜3

矛盾の意味

割程度減少している。河川流量の減少も加味すれば、

おそらく、Teodoru et al.（2006b）が 2001 年に調査

下流域への珪酸塩流出量はダム建設前のおおよそ 4した際にはダム建設から既に 30 年が経過しており、分の 1 程度まで減少したことになる。

ダム湖内に堆積した珪藻の分解が進み、ダム内での結果として、ドナウ川の流入する黒海では、海水正味の蓄積量は減少してきたのではないかと考えら

中での溶存珪酸濃度が減少し、海洋中の主要プランれる。また、Humborg et al.（1997）の算出地点はダクトンである珪藻の個体数も減少した。これに代わ

ムより 100km 下流であり、取水などの水利用等の影り、珪酸の少ない環境で生育するその他の有害なプ響もあった可能性もある。さらに、黒海における堆

ランクトン（渦鞭毛藻など）を含む赤潮が発生した。

積物中の珪酸蓄積量についても、ダム建設後から減このことは、沿岸海域の食物連鎖にも影響するもの

少していることが確認されている（Teodoru et al.,であり、魚や海鳥などの高次の種を含む沿岸生態系

2006b）。

の破壊につながりかねない問題といえる。実は、こ参考文献の議論をきっかけとして、河川下流域及び沿岸域生Harashima, A. (2007) J.Env.Sci.Sus.Soc., 1, 33-38.

態系に及ぼすダムの影響について、その後世界各地

Humborg, C. et al. (1997) Nature, 386, 385-388.

の沿岸海域で議論が展開されるようになった

Teodoru, C. et al.(2006a) Eos, 87(38), 385-392.

（Harashima, 2007 など）。

Teodoru, C. et al (2006b) Aqu.Sci., 68, 469-481.
小野寺ら(2012)原書房

8） 小規模貯水池における栄養塩貯留・流出を制御する臨界水深の定量化○清水裕太・小野寺真一（広島大・総合）

１．はじめに

水池水理生態系モデル (DYRESM-CAEDYM) を使

流域の物質循環を正しく把握するためには，上流用し，実測モニタリングデータをキャリブレーショから運ばれてくる栄養塩を滞留，変化させ，複雑化ンに使用した。解析期間は堰内の詳細なモニタリンさせる貯水池の存在を考慮する必要がある。特に，グデータのある 2009 年 8 月〜2010 年 8 月までの 1

川に作られた貯水池では，水深が浅くて回転率が大年間とした。モデルに必要な気象データは，流域近

きい貯水池よりも，深くて水の平均滞留時間が長い

傍の気象観測所 (福山、府中) の降水量，気温，風

ものほど，流入したリンの滞留する割合が大きくな

速，湿度データと推定日射量データを使用した。上る(Higgins and Kim, 1981)。この結果，Gruber and流からの流入量は，精度良くキャリブレーションさGalloway (2008) が地球規模で指摘している人為活れた準分布型水文モデル(SWAT)によって推定した。

動増大に伴う“窒素内部循環肥大化”傾向と同様に，

４．結果と考察

貯水池へと物質が蓄積し内部での再循環量が増加す

窒素に関して，水深 1，2，3m のケースでは，上る。そしてさらに蓄積が進行すると，最大栄養塩保流からの流入量に対して 41%〜48%が堰内でトラッ

持力（量）が低下し，ある時点から栄養塩の保持かプされている結果を示したが，水深 0.5m では 3%のら放出へと転換する。貯水池の機能を効果的に活用

みがトラップされる結果を示した。トラップの要因するためには，土砂堆積に伴って変化する水深に制として前者の場合は，主に沈降や脱窒，生物同化で御される栄養塩流出と内部循環量を定量化する必要あったが，後者の場合は生物同化のみであり，上流がある。本研究では，この転換点を臨界水深と定義からの流入のほとんどがトラップされずに流出する

し，窒素およびリンに対する臨界水深を明らかにす傾向を示した。また，リンに関しては，水深 1，2，

ることを目的とする。

3m のケースでは、流入量の 23%〜31%がトラップさ

２．対象地域概要

れ，その要因は主に沈降によるものであった。それ

広島県東部を流れる一級河川芦田川の支流であるに対し，0.5m のケースでは，流入量の 113%が流出

高屋川流域の中流に位置する早田堰を対象とした。

する結果となり，上流からの流入だけでなく，堆積

高屋川は流路延長が 24km，流域面積が 141km2 で物の侵食ならびに再懸濁によって増加する傾向を示あり，年間降水量は 1000mm 程度と典型的な瀬戸内した。以上の流出率と水深の関係から臨界水深は窒式気候である。早田堰は平均水深がおよそ 1m，貯素の場合 0.33m，リンの場合 0.59m が導き出された。

水容量が 2.08×104m3 であり一年を通じて貯水され今後の課題として，今回の解析は限定的であるたており，内部の流速は極めて緩慢である。河岸はコめ，さらに多くの地点での検証を行い，精度の向上

ンクリートにより護岸されているが，いわゆる三面と普遍化を行う予定である。

張り構造ではなく，河床には粗粒砂が堆積している。
平水時の堰の平均滞留時間は，およそ 2.21 日である。

引用文献

３．方法

Gruber, N & Galloway, J. (2008): An earth-system prospective

本研究では，臨界水深を定量化するために，数値of the global nitrogen cycle. Nature, 451:293-296.

モデルを用いた仮想実験を行った。堰の水深は，0.5m，Higgins, J.K. and Kim, B.R. (1981): Phosphorus retention

1m，2m，3m の 4 つのケースを仮定した。数値モデ

models for Tennessee Valley Authority reservoirs. Wat.

ルには西オーストラリア大が開発した鉛直一次元貯

Resourc. Res. 17:571-576.

9） Effect of submarine groundwater discharge on Nutrient characteristics in the sediment
Guangzhe Jin (1*), Shin-ichi Onodera (1), Mitsuyo Saito (2), Yuta Shimizu (1),Atsuko Amano (3), Xingyu Guo (2), Takaharu Sato (1), Mayumi Jige (4)1)

Graduate School of Integrated Arts and Sciences, Hiroshima University,
2)

3)
4)

Center for Marine Environmental Studies, Ehime University

Marine Geology research Group Institute of geology and Geoinformation Geological Survey of Japan , AIST

Faculty of Risk and Crisis Management Department of Environmental Security System, Chiba Institute of Sciencein this area, we compared the vertical variance of

1. Introduction
Submarine groundwater discharge (SGD) is

Nutrient in the sediment and sediment porean important source of new nutrients, tracewater from a costal bay area (Kojima Bay) and aelements, and contaminants discharge to thesemi-enclosed bay (Hiuchi-Nada) in Seto-Inland

coastal ocean in many parts of the world. Several

Sea, Japan.

studies showing that SGD makes a significant

2. Method

contribution to the nutrient budget of coastal

Sediment Core samples were taken by piston

waters. As the importance of SGD, it has led tosampler and by diving in the field trip in 2009

growing research interest in this phenomenon.

and 2010 (Fig.1). The sediment samples were

While the nutrient interaction process and theanalyzed for the pore water nutrient andsignals of sediment in this discharge process as

sediment phosphorus nitrogen, carbon content.

well as the long term effect of nutrient discharge

The dating data of the sediment core was also

through SGD is unknown.

determined by

The

Seto

Inland

Sea

is

the

largestsediment

pore

137Cs

and

water

210Pb

analysis. The

wasextractedbysemi-enclosed coastal sea area in Japan. The

centrifugation for 30 min at 3500 rpm. The

eutrophication incidents occurred in this area

nutrient content in pore water samples werewith most serious scale from the 1960s to 1970s.

measured by spectrophotometry. The sediment

The contribution of nutrient discharge throughphosphorus

SGD in some part of Seto Inland Sea area isdetermined by using the methods of Aspila et al.

focused(1976). Sediment carbon and sediment nitrogen

by

other

researchers.

In

order

to

determine the sediment nutrient characteristics

contentinthesediment

content were analyzed by CHN analyzer.

Fig.1 the research location, Kojima Bay (left) and Hiuchi-Nada (right)was3. Results and Discussion

sediment

accumulation

process.

The1) SGD effect on sediment pore watersemi-enclosed bay sediment nutrient structure

The pore water shows significant difference

may have connection with submarine groundtrend between the two locations. The results show

water discharge process reported by Saito et al.

that both the PO4-P and total phosphorus(2011) that provides a nutrient supply and water

concentrations in sediment pore water (Fig.2) are

discharge affection.

comparable higher in Hiuchi-Nada sediment
samples than the pore water samples in Kojima
Bay area. As the SGD is an important way ofdischarging the nutrient into the coastal area.
Also in Seto-Inland sea area, Onodera et al. (2007)
reported that the coastal groundwater around the
SetoInlandSea

ischaracterized

by

high

phosphorus concentration. The pore water TNshows that the Hiuchi-Nada area has lower TN
concentrations compare to the Kojima bay coresamples. The relationship between N and P in theFig.3 relationship between pore water
nitrogen and phosphorus

pore water (Fig 3) shows significant difference2) Sediment phosphorus and nitrogen content

trend between the two locations. Kojima bay area

The results show that Kojima Lake (anhas high N:P ratios (average 322:1) and theartificial lake by enclosed inner part of thevalues has been in increasing trend down core

Kojima bay) has captured higher phosphorus inwhile Hiuchi-Nada area has a decreasing trend

sediment (0.37-1.19 μg/g) than nearby Bay area

down core with relatively lower value (average(0.42-0.62 μg/g) and Hiuchi-Nada area (0.45-0.63

26:1). This may indicate nutrient of the poreμg/g)in Seto Inland Sea. On the other handwater affected by different terrestrial resources

phosphorus

between two locations rather than the different

variations with depth in the sediments in Kojima

did

not

show

the

significant

bay and Hiuchi-Nada area. Sediment nitrogencontent shows higher level in Kojima bay rather
than the lake and Hiuchi-Nada area, Highcorrelative relationship between the carbon andnitrogen content in sediment(R2=0.64, n=89 ) may
indicates nitrogen deposition was affected by theorganic matter transportation by river discharge
Different

from

the

affection

by

river

discharge, SGD did not result in big variations in
sediment N and P properties. Nutrient discharge
through SGD may more obviously affect the poreFig.2 the pore water phosphorus and nitrogenconcentrations in sediment pore water samples

water nutrient content which is considered an
important pathway of SGD nutrient discharge.

湧泉における水温の変動要因*水谷佳加理 (岡山理大・院)，北岡豪一 (岡山理大・理)られる（Fig.2）。風穴の気温は，10.0 ℃程度の季節変動がみられ，湧水の水温は風穴の温度と類似した変動をし
ている。
30

11.5

25

11.0

20

10.5

15

10.0

10

9.5

5

9.0

0
A

S

O

N

D

J

3. 結果および考察
塩釜冷泉の水温は，変動幅 0.2 ℃程度の季節変動を伴っている（Fig.1）。また，変動幅 0.1 ℃程度の日変動がある。降雨，降雪によって最大 0.7 ℃程度の変動も見られる。水温の日変動は，日の出とともに上昇しはじめ，
日没以降安定しているので，明らかに日射による影響である。また，ある程度まとまった降雨と降雪があると，水温にスパイク状の変動が見られ，冬期には，積雪深ではなく降雪強度が水温変動を起こしている。
一方，天の岩戸湧水では，水温は 1～3 ℃程度の日変動が見られ，また降雨によっては最大 2.0 ℃の変動が見

F M A M J
月，2010～2011

J

A

S

O

N

Fig.1 塩釜冷泉における湧出水温と降水量の変動

風穴気温

降水量

20

20

18

16

16

12

14

8

12

4

10

0

A

S

O

N

D

J
F M
月，2010～2011

A

M

J

風穴気温(℃)，降水量 (mm/10min)

水 温 (℃)

水温2. 観測地点・方法
塩釜冷泉は，中蒜山(1,123 m)の山麓，標高 530 m で湧出する湧泉で，集水面積は 0.72 km2 である。湧出量は300 ℓ/s とされているが，地域住民が簡易水道として利用しているので，全湧出量を測定することは出来ない。観
測 は 出 口 の 水 路 で 行 い ， JFE ア レ ッ ク電 子 製
COMPACT－TD と Onset 社製 HOBO U20-001-01 を用いて，水温と水深の変動を記録した。観測期間は， 2010 年
8 月 1 日～ 2011 年 10 月 25 日である。
天の岩戸は，伊勢神宮南の逢坂山(242.2 m) の山麓の伊勢神宮林内の，標高 120 m で湧出する湧泉である。標高
129 m に風穴があるので，風穴の気温についても観測した。観測期間は，2010 年 8 月 13 日～ 2011 年 7 月 3日である。水温は，Onset 社製 Tidbit V2 を用いて測定した。降水量は，気象庁アメダス（上長田，阿児）のデータを使用した。

降水量

12.0

降水量 (mm/10min)

水温

水 温 (℃)

1. はじめに山地に染みこんだ雨水は山体の内部を経由し，いずれ地表に湧出して河川の源流点となる。その湧出経路として，岩盤上の風化層に限られる場合や，火山や石灰岩地域のように間隙や割れ目に富む場合，さらに深部まで発達した割れ目系を経由する場合などがある。山体が間隙に富む場合は，雨水はいったん内部の貯留層を経由する
ので，湧出温度と湧出量は安定すると考えられる。割れ目が深部まで発達している場合には非火山地域でも湧出温度の安定した温泉になる。本研究では，湧出温度が比較的安定している湧泉を対象に，データロガーを用いて水温の変動を観測し，湧出水温の安定性と変動機構を明らかにすることを目指している。今回は，岡山県の古い火山である蒜山の山麓に湧出する塩釜冷泉と三重県の石灰岩地帯にある天の岩戸湧水で湧出水温の変動の観測を行ったので，その結果を報告する。

J

Fig.2 天の岩戸における湧出水温，風穴気温，降水量の変動

以上のように，塩釜冷泉の水温は，年間を通じてほぼ一定しているので，日射，降雨，降雪の影響を調べる研究に適した条件を有している。塩釜冷泉における水温の微小変動は，安定した深部経由の地下水に，降雨，降雪によって浅層の地下水が，混入していると考えられる。
日射計による日射量の観測を始めたので，水温の日変動
から湧出量を推定する予定である。
一方，天の岩戸湧水では，温度は，降雨応答を伴いな
がら夏期はほぼ一定しているが，秋から初夏にかけて下がる年変動をしている。これは，風穴の気温が夏期は極めて安定しているが，11 月から 7 月にかけて低下していることと対応しているように見える。風穴の気温は，外の気温が洞内の気温よりも下がると外気が洞内に流入することによって下がると考えられ，天の岩戸湧水の水
温は，間隙の多い山体内部における空気の動きが影響していると推定される。これらを，検討して湧出水温の変動機構を明らかにしていきたい。

11)

透水係数モデルを用いた扇状地礫層の不均質性に関する統計学的考察
阪田 義隆○（北大理・院）・池田 隆司（北大理）検討手法
回帰クリギング（Hengel 2007）では，誤差項の共分散構造を考慮した一般化最小二乗法（GLS）の繰り返しによって，トレンドを表すドリフト項の係数と，共分散関数をともに推定する。しかしデータの質・量が制約される実際問題では，トレンド項の共分散構造を直接的に推定することは困難である。そこで本研究では，共分散関数を指数モデルと仮定し，指数モデルのパラメータの感度解析により
GLS 定数の推定を行った。用いるデータは，豊平川扇状地で得た透水試験による透水係数と，同一地点の粒径および基質充填度のデータ（合計 32 データ）である。解析ケ
ースは，指数モデルのシル(Sill)が，繰り返し計算段階での誤差項から計算されるセミバリオグラムの平均値の場合と，最大値の場合の 2 ケースで，それぞれのレンジ(Range)

は 1, 2, 5, 10, 20m の 5 ケースを想定した。計 10 ケースに対して，10 回の繰り返し計算を行った。
非定常場のクリギングでは，
外生ドリフトを用いたクリギング（外生ドリフトクリギング）がより一般的である。
そこで，OLS モデルの変数である代表粒径 d20（20%通過
通過重量粒径）と基質充填度の割合の内，透水性への影響の大きいL3 とL4 の3 変数を外生ドリフトとしたクリギン
グを行い，これと OLS モデルによる回帰クリギングと比較した。この場合も誤差項の共分散構造が不明なことから誤差項の共分散を指数モデルで仮定し，シルが 0,.1, 0.2, 0.5,
1.0, 2.0 の 5 ケース，レンジが 1, 2, 5, 10, 20m の 5 ケースの計 25 ケースで比較した。なお回帰クリギングの繰り返し
計算は，先の感度解析から収束が見込める 1 回とした。
最後に，OLS モデルを初期ドリフトとした回帰クリギ
ングを用いて，
帯水層基底までの鉛直透水係数分布を推定した。解析データは，扇状地中央の調査地点 BW03 において，扇状地基底（深度 2〜63m）までの 1m 毎の粒径および基質充填度の割合(L1〜L4)を用いた。
検討結果
図 1 は，OLS モデルを初期ドリフトとした回帰クリギ
ングにおけるパラメータの感度解析結果である。シルは与えるレンジによって 0.1〜0.4 の値で変化するが，10 回の繰り返し計算は 1 回目の計算でほぼ収束する。GLS パラ
メータは，比例係数β1 がほぼ 1，定数項β0 も相対的に小さい。この値は共分散構造の Sill の設定（平均か最大か）
あるいは，Range(今回 5 ケース)によらない。このことは，
OLS モデルが初期ドリフト項として有効なことを示す。

Sill and GLS coefficients β0,β1

はじめに氾濫流や土石流が運んだ不淘汰な砂，礫からなる帯水層は,固有の透水性を有する多様な水文単元(hydrofacies)の集合として，複雑な不均質性を有する。その層厚はしばしば
数 10m から 100m 以上に達し，深度方向には指数関数で近似される間隙減衰のようなトレンドが存在する(例えばEinsele 2000)。こうした非定常場としての深部方向の不均質性は，これまで調査の限界や知識の不足によってほとん
ど議論されてこなかったが，平面方向の不均質性と同様，
帯水層全体のモデル化をする上で不可欠な情報である。
近年，高品質かつ低コストな非凍結サンプリング技術が開発され，乱れの影響を受けやすい礫質土も不攪乱に近い
試料として連続的に採取できるようになった。こうして得た試料は採取地点の粒径分布に加え，透水性に支配的な礫
間の充填度(Kolterman and Gorelick 1995)を保存していると期待される。豊平川扇状地における既往研究(阪田ほか
2011)では，礫質土試料中の基質の充填程度の指標として”Matrix Packing Level”を導入した。すなわち，コアを基質充填度(Ⅰ〜Ⅳ)で分類し，単位メートル当たりコアの長さを集計し，各レベルの分布割合 L1〜L4 とする。次いで充填度の高い部分(L1＋L2)の透水性を多孔体モデル，低い部分(L3+L4)を亀裂モデルとして合成した透水係数モデルを提案した。このモデルパラメータは，単孔の現場透水試
験結果と互いの対数値が再現されるよう，通常最小二乗法(OLS)によって推定される。
本研究では，この決定論的モデル（以下，OLS モデル）
を初期ドリフトとした回帰クリギング（Regression
Kriging）によって鉛直方向の不均質性の再現を提案する。

1.0

0.5

0.0

-0.5
0

1

2

3

4

5
6
Iteration

7

8

9

10

11

Fig.1 OLS モデルを初期ドリフトとした回帰クリギン
グにおけるパラメータの感度解析結果（■：シル，●：GLS 定数係数β0，▲：GLS 比例係数β1）

a

KED

2

1

1

RK

2

3

2

3

b
3

KED

2

1

0
0

a

b
Drift
Residual

10
20
30
40
50

Measured value
Initial Drift by OLS
Estimated value by RK

60
-6

-5
-4
-3
-2
-1 0.0
Hydraulic conductivity K (m/s)

0.5
Variance (m)1.0

Fig.3 BW03 地点での透水係数鉛直分布(a)と推定分散の内の Drift 起源と誤差項起源(b)

3

0
0

0

Depth(m)図 2 は，回帰クリギングと外生ドリフトクリギングの推定絶対誤差(a)および，推定値の予測分散(b)である。25 ケースの全体に渡って，回帰クリギングに比べ，外生ドリフ
トクリギングの結果の方が大きい傾向が分かる。特に，推定誤差は回帰クリギングが 1 以下（対数透水係数では 1
オーダー）に収まるのに対して，外生ドリフトクリギング
では 2〜3 以上（2〜3 オーダー）に達するのも多い。
対数透水係数のドリフトを外生変数の線形関係で表現するクリギングは，外生変数の感度が非常に高くなるため，
単変数（粒度や基質充填度の割合）そのものでなく，それを結びつけたより物理的なモデル（OLS モデル）をトレ
ンド項の推定に適用すべきことを示している。

1

RK

Fig.2 回帰クリギング(RK)と外生ドリフトクリギング(KED)の比較，(a)予測絶対誤差，(b)予測分散
図 3 は，回帰クリギングで推定した BW03 地点における透水係数鉛直分布(a)と，推定分散の内の Drift 起源と誤差項起源(b)である。深度 1ｍ毎で推定された透水係数は，隣接点間で 1〜2 オーダーの変化で，全体では 5 オーダーに達する強い不均質性を示す。また巨視的には，深度方向に減少する傾向が認められる。これは基質充填度が深度方向により高くなる(Ⅳ,Ⅲ→Ⅱ,Ⅰ)ことを反映している。予
測分散は，大半がドリフト成分に起因するものである。このことは，礫層の透水性の支配因子が粒径と充填度の 2
つでよく表されること，OLS モデルが決定論的な物理モ
デルとして有効なことを示すと解釈できる。

総 括
本研究では，扇状地礫層の鉛直方向の不均質性を再現する手法として，不攪乱試料を用いた OLS モデルを初期ドリフトとしたクリギング法を提案し，その有効性を示した。
OLS モデルは，回帰クリギングにおける収束が早い，比例係数が 1 に近似される，定数項が十分小さいことから，
初期ドリフトとして極めて有効である。一方，従来の単変数の線形式をドリフトとする外生クリギングは，各外生変数の感度依存が大きくなりすぎるため，誤差が大きくなりやすい。不均質性の大きい扇状地礫層の場合には OLS モ
デルのような，
より物理的に説明されるモデルが望まれる。
しかしながら，OLS モデルは単純化しすぎており，特に充填の乏しい部分を亀裂モデルとする妥当性に議論の余地がある。また透水試験の精度に加え，目視観測による
基質充填度などデータの客観化，定量化も必要である。更
には，帯水層全体へ拡張するための，平面方向との空間相関性も含めた三次元的な扱いが大きな課題となる。
参考文献
Einsele G. 2000. SEDIMENTARY BASINS Evolution, Facies,
and Sediment Budget, Second, completely revised andenlarged edition. Springer. New York; 660.
Hengel T. 2007. A Practical Guide to Geostatistical Mapping ofEnvironmental Variables. JRC scientific technical reports.
European Committies. EUR22904EN; 27-36.
Kolterman CE. and Gorelick. SM. 1995. Fractional packing
model for hydraulic conductivity derived sediment mixtures.
Water Resources Reserch, Vol.31, No.12: 3283-3297.
阪田義隆，伊藤和伯，磯崎真一，池田隆司. 2011. 不攪乱
試料から導出される扇状地堆積物の透水係数分布モデ
ル，地盤工学ジャーナル, Vol.6(1); 109-119.

12）

簡易線量計による環境放射線量の測定
岡山理科大学 理学部 北岡 豪一

福島第一原子力発電所の事故以来，環境放射能は，深刻な社会的問題となり，関心を呼んでいる．人間の総被曝量を管理するための簡易線量計（アメリカ RAE 社製 DoseRAE 2，半導体検出器で主にγ線を計測）で，環境放射線量の変動や分布をある程度測定できる
ことが分かった．
ディスプレイの表示は 0.01μSv/h 単位，メモリーには 0.1μSv
ごとに線量が積算される．研究室の線量率は約 0.1μSv/h であるからほぼ 1 時間に一回の割でメモリーに積算される．2 分おきに記録させると（±1 分/60 分=±1.7％の時間精度となる），約１時間平均の線量率の変化を出すことができる．記録はこの範囲でばらついているので，放射線の計数誤差は小さいとみなされる．マニュアルには，0.01〜10μSv/h の範囲で 30％誤差が記載されている．これは，1μSv/h が数 1,000 cpm に対応され，ディスプレイで約±10％の精度，メモリーから計算される線量率は±約 2％（±0.002μSv/h）
精度となる．7 月から測定を開始し，これまでに次の結果を得た．
0 .2 50 .2 0)/hvS 0 . 1 5
(
E
T
A
R
ES 0 . 1 0ODK itao ka

新 庄 村 ・蒜 山

台 風 6号

台 風 9，10号

前島

鉛 の上

鉛の 下

鉛 の中

野外 実習 Ⅱ 蒜 山

京 都

D o se R A E2で は ， 線 量 積 算
値 が 0.1  S v 単 位 で 記 録 され る ． こ の D O SE RA TEは ， 2分 間 隔 で とった 記 録 上 で，
数 値 が 0.1  S v 上 昇 す る ごと に そ の イ ン タ ー バ ル （ 1時間 強 ） で 割 っ た も の ． 約 1時
間 の 平 均 値 を意 味 し，インター バ ル の 中 点 に プロ ット
した ．誤 差 評 価 が 課 題 ．

中 国（ 北 京 ・西 安 ）陸 水 学 会 ・松 江

有 馬 温 泉台 風 6号
前 島
台 風 9号

0 .0 5

京 都

前 島

自 宅

高 島
鉛

蒜 山

北 大

松 江

0 .0 0
7 /1 6

7 /2 68 /5

8 /1 58 /2 59 /4

9 /1 49 /2 41 0 /41 0 /1 4

1 0 /2 4

1 1 /3

1 1 /1 3

DAT E (2011)

図１

これまでの線量率の変動（2011 年 7 月 17 日以降）

１． 大学の研究室では，線量率は 0.1μSv/h 前後で変動し，建物の外部や自宅の屋内ではそれよりも
約 4 割低い．
（建物は鉄筋コンクリート，昭和 38 年に建造）
２． 研究室内の線量率は，安定しているときと，日変動するときがある．
３． 車で 100 km 以上移動すると，場所（地質）によって系統的と思われる線量率の変動が見られる（研究室の値の半分程度まで下がる）．また，海の上では低い．
４． 厚さ約 10 cm の鉛板で測器を囲むと線量率はほとんどゼロになる．測器を鉛の上に置いたときと鉛の下に置いたとき，線量率は，それぞれ，鉛を置かないときの約半分になった．
５． また，7 月の台風６号の時に高い線量率が３回現れた．台風が南海上に位置し，雨雲の筋が，福島と岡山の間で繋がったときに高くなった．（図２）図２

台風による東風の影響（2011 年 7 月 18 日～20 日に 3 回の高まり，右図は衛星写真）

６． 飛行機の中では，離陸後と着陸前に線量率が下がる．上空では，高いときと，それほど高まらない場合がある．機内の線量率は 0.3μSv/h の程度まで上がる．
Dose Memoryは
約1.5時間の平均値．
プロットはその中点．

離着陸
航空機

･･･ﾎ

Dose Rate

･H･c

･H･c

･ｪ･R

0.30

) 0.25
h
/v
S0.20
(µ
e
ta0.15Res 0.10o
D0.05

Dose Memory
福島原発

0.00
10:00

11:00

12:00

13:00

14:00

15:00

時：分，11/6, 2011
0.30

･ｪ･R

･H･c

･H･c

Dose Memoryは
約1.5時間の平均値．
プロットはその中点．

･･･ﾎ

0.25

)
/h
v0.20
S
(µ
e
t 0.15aR
se0.10oD

Dose Rate
航空機離着陸航空機
Dose Memory
福島原発

0.05
0.00
15:00

16:00

17:00

18:00

19:00

時：分，11/8, 2011

図３

航空機の中（岡山⇔羽田，羽田⇔千歳）

メモリーでは約１時間の平均であるから変動が顕著に出ないが，機内で約１分おきに記録すると現れる．

環境放射能は，40K による部分が大きい．カリウム K 中の 40K の同位体比は 0.117‰であるから，その半減期（12.5 億年）を考慮すると，1 g の K から 30 Bq の放射能が出ている．成人には 140 g の K が含まれているので，4,100 Bq の放射線（β線とγ線）が出ていることになる（これによる体内被曝量は 0.46 mSv/y と計算される）．岩石では，K 含有量は花崗岩で 3.34％，土壌では平均 1.4％であるから，地域による線量率の違
いはこの K 含有量の違いによるものであろう．線量率は点源からの距離の二乗に反比例するので，重力におけるブーゲー補正と同様にやると，10 cm の表層土から 1 m2 あたり 38,000 Bq の放射線が出ていることにな
る．40K の放射線エネルギー（γ線だけで）を用いて計算すると，地表に水深 1 m の水があって，そのエネル
ギーが全部吸収されるとすると 0.032μSv/h に対応される．（環境におけるシーベルトの定義がよく分からない！）
次に，大気中の空間線量について考えてみる．離陸後と着陸前に線量率がかなり低くなる．上空に達すると，線量率の上がる場合と上がらない場合がある．線量が上がるときは比較的急激である．空間線量には，大地からの放射線と宇宙からの放射線と粒子がある．大地からのγ線は大気に吸収されて減衰する．宇宙からのγ線
も 1 MeV 程度以下なら同様に減衰する．１気圧大気中では線量が半分になる距離は約 70 m とされている．
減衰係数は密度（i.e.,大気圧）に比例するので，それを考慮し，高度 15 km における線量率を地表の 1070 倍とすれば，上空からのγ線は高度 10 km 程度までの間でほとんどすべて吸収されてしまうことになり，10 km程度より上空では高度とともに線量率が急激に増すと考えられる（ただし，？）．
宇宙物理の専門家によると，宇宙から飛来する粒子（おもに太陽風）は，高度約 16 km で最初の衝突を起こしてシャワーとなるが，p，n，e は地上まで到達するまでに減衰してしまう．減衰の小さいμ中間子が地上に届く．μは何もしないで通過するそうであるが，なぜか，線量計には感じるのである．いちおう，なっとく．

13）

降雨と融雪が重なって生じる融雪洪水（その 2）― 雪面上への模擬降雨散水実験 ―＊石井吉之･中坪俊一･森章一･的場澄人･兒玉裕二（北大･低温研）

3. 結果 3 回の実験後およびすぐ隣の対照区の濡れ密度と重水素濃度の鉛直プロファイルを図 1 に示す。
散水に伴う水当量の増加は実験１では 10cm 深と40cm 深で顕著に認められたものの、実験 2 では表
層の 10cm 深のみが増加し、実験 3 ではどの深度にも増加が認められず、散水量が多くなるにつれて水当量の増加が目立たなくなった。積雪底面流出量は
実験 1 ではゼロ、実験 2 では実験中から翌日にかけて 1640mL（流出率 3％）、実験 3 では 200Ｌも散水したにもかかわらず流出量はゼロであった。散布量が少ない実験 1 での底面流出量ゼロは予想したとおりであったが、実験 2 と 3 でもほぼゼロ（或いは極
めて微量）であった理由として以下が考えられる。
積雪内に供給される水量が少ないうちは水は雪粒間に保持されるが、供給水量が増加し、下方への浸透速度（強度）以上の水が加わってくると、雪粒間の水はもはや下方ではなく、多くの水を保持できる層
内を水平方向に流れるようになる。つまり、散布す
る水の量が多ければ多いほど撒いた水は積雪内を水
平方向に流れるようになる。その時、散布する以前に雪粒間に保持されていた水も一緒に取り込んで行く。そのため、実験 3 で観測されたように、1m2 に200L もの水を撒いたにもかかわらず、実験後の全層
水当量が対照区の全層水当量より小さくなるという、
一見して逆の現象が起きたと考えられる。
4. 今後の課題 雪面上への散水実験では撒いた水の水平方向への流動が予想以上に顕著に現れた。水
平方向の水の流れが起きないようにするか、或いはそれを積極的に計測できるようにするか、装置を改
良し 2012 年融雪期に再度実験を行なう予定である。
Snow density (g/cm3)
0.3

0.4

0.5

0.6

Deuterium (per mill)
0.7

0

-150
0

10

10

20
30
40
50
60
70
80

Depth from snow surface (cm)Depth from snow surface (cm)

1. はじめに 降雨と融雪が重なって生じる融雪洪水の発生メカニズムと、この時に積雪が果たす役割を明らかにするために、2003 年に北海道北部の母子里試験地、2008 年に札幌市郊外の豊平川上流域（定山渓ダム試験地）で、野外実測データに基づいた検討を行なってきた。しかし、いずれの場合にも融雪
期には総雨量 20mm 程度のイベントしか起こらず、明確な結論は得られなかった。そこで、2011 年の融雪期に、雪面上に模擬的に降雨を散布し、積雪底面
流出や積雪内部での水貯留の実態を実験的に明らかにさせることを試みた。
2. 方法 1）実験装置 容量 25L の塩ビ製の耐圧円筒タンクを複数連結させて必要水量を確保した。タンクにはポンプで圧力を掛け、常時一定圧力となって散布量が時間的に一定になるように調整した。ホースの先には市販の噴霧ノズルを付け、ノズルの先からはミスト状ではなく実際の雨と同様の微水滴が出るように調整し、最適な実験条件として噴霧角
70 ﾟ、圧力 0.2MPa、噴霧量 0.6L/min を与えた。散布範囲が直径 70〜80cm の円形となるようにノズルの高さを調整し、風による飛散を防ぐために風上にブルーシートで側壁を設けた。また、散布した水の積雪内での挙動や積雪との混ざり具合を調べるため、水の安定同位体を天然トレーサーとして用いた。同位体比の重い岩内町深層海水脱塩水を散布用の水試料として用いることにより、同位体比の軽い積雪との濃度コントラストを大きくさせた。実験を行なう
北大雨龍研究林・母子里の融雪観測室前の露場には、
積雪期前の 2010 年 10 月に 1m×1m の積雪ライシ
メータ（積雪底面流出測定用）と散水装置据付用の櫓を 3 ヶ所に設置し、同じ積雪条件下で 3 回の実験が行なえるようにした。2）実験条件 実験は、積雪がすでに全層 0℃となり、50cm 程度の融雪が進んだ
2011 年 4 月 5〜7 日の晴天日の日中に行なった。期
間中の積雪深は 100〜80cm、気温は−6.0〜＋9.9℃で推移した。実験は 3 回行い、各回の総散布量（総雨量）、平均雨量強度、散布時間はそれぞれ 1 回目が25L（25mm）、35mm/h、43 分、2 回目が 60L（60mm）、
23mm/h、159 分、3 回目が 200L
（200mm）、34mm/h、356 分である。2 回目の実験では、当初、2.5 時間に
75L の散布を予定したが、ノズルのフィルター目づまりのため時間的には長く、量的には少ない散布実験となった。なお、散布量の雨量への換算はライシ
メータの面積上に散布されたと見なして計算した。

-100

-50

0

20
30
40
50
60
70
80

90

90

100

100

図 1. 実験区 1~3 と対照区の濡れ密度と重水素同位体比の鉛直プロファイル（雪面を 0cm とする）

ref. 1
ref. 2
1st exp.
2nd exp.
3rd exp.
ref. 314）

道路排雪の雪山を活用した自然冷熱利用に関する研究○

岩間裕樹・岡田啓嗣・浦野慎一・川村周三(北大院農)・木村賢人(帯畜大)土谷富士夫（㈱ズコーシャ）・本間弘達(伊藤組土建㈱)・川瀬智久(㈱ズコーシャ)
浅川勝貴(岩田地崎建設㈱)・中村和喜(日本データベース㈱)1.はじめに 現在、氷、雪、凍土といった自然冷熱
資源を農産物の低温貯蔵に利用する技術の開発が進められている。雪の利用形態は氷室型と雪山型があるが、雪を屋外に保存する雪山型の場合、「雪の集積」・「雪山の作成」のための労力・コストが必要であり、集積費用を考慮する必要のない道路排雪は有
望な冷熱資源である。しかし、できるだけ雪山の作
成にコストをかけず、冷房を安定して行うためには、
気候変動に左右される道路排雪の資源量や、冷房使用時の必要雪量を正確に見積もる必要がある。本研
究では、実験施設における熱収支解析と融雪観測を行い、雪山の融解モデルを作成し、札幌での雪冷房を想定した場合の必要雪量の見積もりを行った。
2.方法(1)実験施設概要 音更と石狩の実験施設に対して
熱収支解析と融雪観測を行った。音更町の施設では、
バーク材(200mm)で断熱され、その上にブルーシー
トがかけられた冷房用の雪山 A と融雪観測用の雪山
B の 2 つを作成し、目標温度 5℃に設定した空冷式の冷房をプレハブの貯蔵庫に対して行った。実験期
間は 2010 年 3 月 25 日から 8 月 19 日である。石狩では、バーク材(200mm)により断熱された雪山を作成
し、電気冷房により目標温度 15℃が設定されている
既存の貯蔵庫に対し、水冷式の冷房を行った。
(2)雪山の冷房量推定と融解量のモデル化 雪山は冷房による熱量 Q と雪山表面から流入する熱量 G1、雪山の接する地面からの流入する熱量 G2 の合計により融解する。融解において雪山の形状は相似的に変化すると仮定した。まず、冷房量 Q は貯蔵庫壁面から流入する熱量に等しいとして算出した。次に G1
は雪山表面の熱収支式の地中熱伝導量として算出した。この時、雪山は被覆材で覆われており、表面では蒸発が生じないと仮定して lE を 0 とし、顕熱伝達量については、形状係数を乗じて雪山が立体である効果を考慮した。G2 は深さ 1ｍの地温が年平均気温と等しいとして計算した。これら Q、 G1、G2 を融
解潜熱と雪の密度で除することにより融解量を推定した。また、札幌市で音更規模の空冷式冷房を行うことを想定して、この融雪モデルを札幌市に適用し、融雪量の見積もりを行った。この際に使用したデー
タは、アメダスの気温、湿度、風速、日照時間の日
平均の平年値(1981〜2010 年)である。冷房期間は 3〜10 月末までとした。

3.結果と考察(1)各実験施設における測定結果 音更では外気温の上昇に伴い庫内温度が上昇し、5℃以下の低温の維持は 6 月上旬までとなり、8 月 19 日以降雪不足により実験を終了した。石狩では期間内を通じて 15℃以下の温度を安定して保っていた。雪冷房量は、音更1440MJ、石狩 98000MJ となり、雪山の全冷熱量に対する割合はそれぞれ 1％、16％であり、ともに小さかった。
(2)雪山融解モデル 図 1 にモデル式から計算した融解量と実測値を示す。雪山 B の計算結果から形状
係数を 2.28 と決定し、雪山 A に適用したところ、実測値と計算値はよく一致した。
札幌市においてモデル計算を行った結果を図 2 に示す。なお、空冷式では雪山内に空洞を維持する必要があるため、終了時を 0m3 ではなく 250m3 とした。
必要な雪山体積は 1400m3 となった。10 月に入ってからは、雪山体積の減少ほぼないが、これは融解に
より雪山の形状が平面に近づいて行くとともに、形状係数が 2.28 よりも小さくなっていき、H を過大評価するようになるためだと考えられる。より正確な融解モデル作成のためには、形状係数の季節変化に対する考慮が必要である。

図 1 雪山体積の変化(音更)

図 2 雪山体積の変化(モデル)15）

自然氷を利用した貯蔵庫の開発－冬期と夏期の貯氷室内の環境－＊

木村賢人（帯畜大）

1．はじめに自然エネルギーの一つである冷熱エネルギーは、開放し、北側から強制的に冷気を取り込み、東西の通気口から排気する。南側の 3 つ通気口は貯氷

自然氷、雪、凍土から得られる熱エネルギーであ室の冷気を貯蔵室に送風するためのもので、中央る。この積雪寒冷地の気候風土を生かした熱エネ

部の通気口にはファンとダクトが設置され、貯蔵ルギーを利用して、農作物の低温貯蔵が検討され室全体に冷気を送風できるようにした。

ており、これまでに様々な利用システムが開発さ2.2．観測方法れた。その一例として、アイスシェルターシステ

観測は、図 1 の赤線で囲まれた貯氷タンク周辺

ム（以下、アイスシェルター）がある。アイスシで行った。ここには、3 つと 5 つのタンクが、そェルターは、貯氷室と呼ばれる部屋に水の入った

れぞれ 0.1m の隙間をあけて積み重ねられていた。

貯氷タンクを建設時に設置し、冬期と夏期で水のまた、周辺の隣接するタンクとの隙間は、西側は凍結・融解を繰り返す。その際、発生・吸収する

約 1.0m、それ以外は 0.1m であった。温度計はタ

潜熱によって貯氷室内の気温は約 0ºC に維持されンク上面の中央部に 1 点、東・西側のタンク側面る。この空気を隣接する貯蔵室に送風することで、から約 5cm に離れた位置に、上段、中段、下段と農作物の長期貯蔵に最適な環境を一年を通じて創

異なる高さにそれぞれ 1 点設置した。測定間隔は出できる。このように、アイスシェルターは水の10 分とし、解析はこれらデータを 1 時間平均して相変化を通じて冷熱エネルギーを効率良く利用で使用した。

きるため、農産物貯蔵庫への導入が期待されている。しかし、実用化にはいくつかの技術的な課題がある。その一つが、貯氷室内で氷を効率良く製造し、それを維持する技術の開発である。

3．結果と考察本研究では、観測を開始した 11 月から 3 月まで
を冬期、4 月から 10 月までを夏期とした。観測でそこで本研究では、実際にアイスシェルターを得られた気温は図 2、3、4 に示すように、冬期は導入した貯蔵庫内の貯氷室で温度観測を行った。

0ºC 未満となった値を積算し、夏期は 0ºC 以上と観測結果から、冬期と夏期の貯氷室内の環境につなった値を積算した。なお、冬期の積算値は絶対

いて、製氷の効率性と氷の保存という観点から考値で表した。また、夏期に停電による欠測が生じ察した。

たため、停電後の積算気温は一度ゼロにし、改めて再計算した。

2．研究方法2.1．施設の概要

3.1．冬期の貯氷室内の温度環境
タンク上面の気温は、最上段の気温が最も低く、観測対象の貯蔵庫は北海道清水町にある。貯蔵

次に最下段となった（図 2）。また、タンク近傍の庫の大きさは 12.6m×63.0m×4.9m で、貯蔵室と貯気温は、下段が低く、特に西側がその傾向が顕著

氷室に加え、作業室など 5 つの部屋からなる。図に表れた（図 3、4）。この結果から、上部の通気

1 は、貯蔵室と貯氷室の平面図である。貯氷室に口から入った冷気は、そのまま上部を通過するは 1.0m×1.7m×0.65m（縦×横×高さ）の大きさのタものと、室内の空気との密度差から下降するもンクが 3〜5 段積み重ねた状態で 123 個ある。さらのに分かれると考えられる。さらに、西側の方に、高さ約 4.0m の位置に 7 つの通気口が設置されが下段の気温の低下が大きいことから、隣接すた。そのうち、北、東、西側の通気口は冬期のみる隙間の大きさも冷気の流れに影響を与えるこ

冷気の流入（強制）とがわかった。したがって、製氷を効率良く行

4段

4段

うためには、タンク周辺に冷気を十分に流せる
5.4m

ように、貯氷タンクの配置を設計時に検討する

貯氷室
冷気の流出
（自然）

必要がある。

4
段

3段

3段

3.2．夏期の貯氷室内の温度環境
タンク上面の気温は、最上段から下段へ順に気貯蔵室

温が急上昇した（図 2）。急上昇した原因は、上段10.8mのタンクから融解が進み、氷量の減少によってタ

貯氷タンク

出入口

通気口（ファン付）

観測対象

通気口

ンク上面への冷気の供給量が低下したためである。

12.6m

したがって、タンク上面の気温を観測することで、

図 1. 観測を行った貯蔵庫の平面図

氷量の推移をある程度推定できることがわかった。

8000

タンク近傍の気温も、タンク上面の気温と同様に

7000

るタンク間の隙間の影響は、停電によってデータの連続性が失われたため、再度検討する必要があ

5-4

6000

積算温度（ºCh）

上段が高く、下段が低かった（図 3、4）。隣接す5-5（最上段）
5-3

5000

5-2

4000

5-1（最下段）

3000
2000

る。しかし、本研究の結果からは、東側と西側の

夏期

冬期

1000
0
11/1

中段の気温を比較すると、隙間の大きい西側の気

12/21

2/9

3/31

5/20

7/9

8/28

10/17

温の上昇が大きかった。この要因として、隙間が図 2. タンク上面の気温の積算値。ただし、冬大きいことによって暖気が流入しやすい環境にあ期は 0ºC 未満、夏期は 0ºC 以上を積算した。まったと考えられる。このことは、氷の状態をできた、冬期の積算値は絶対値で表した。

るだけ長く維持する上で重要な結果である。しか10000

し、他の位置ではこれとは逆の結果となった。こ8000

いては温度の観測を密に行い、検討する必要がある。

積算温度（ºCh）のことから、隣接するタンク間の隙間の影響につ

西側上段

6000

停電

西側中段
西側下段

4000

0
11/1

4．まとめと今後の予定

夏期

冬期

2000

12/21

2/9

3/31

5/20

7/9

8/28

10/17

冬期と夏期の貯氷室の環境を把握するため、積図 3. 西側のタンク近傍における気温の積算値。

み重ねられた貯氷タンク周辺の温度観測を行った。

ただし、冬期は 0ºC 未満、夏期は 0ºC 以上を積その結果、冬期はタンク上面においては最上段と算した。また、冬期の積算値は絶対値で表した。

最下段が他の位置に比べ気温の低下が大きかった。

積
算
積算温度（ºC）

この理由は、上部から取り込んだ冷気は二方向に

10000
東側上段
8000

分かれ貯氷室を流れるためであると考えられる。

温

一方、夏期におけるタンク上面の気温は上段から

度 4000

順に上昇した。この理由は、上段のタンクから融（º 2000

解が始まるためである。
今後は、貯氷室全体で気温観測を行うだけでは
く、空気の流れを風量計によって観測し、貯氷室全体の環境を詳細に検討する予定である。

6000

0
11/1

停電

東側中段
東側下段

夏期

冬期

12/21

2/9

3/31

5/20

7/9

8/28

10/17

図 4. 東側のタンク近傍における気温の積算値。
ただし、冬期は 0ºC 未満、夏期は 0ºC 以上を積算した。また、冬期の積算値は絶対値で表した。

16）

アラスカ氷河の近年の変動と熱収支*知北和久(北大・理)，和田知之(北大・理)，工藤 勲(北大・水産)，ヨンオン・キム（アラスカ大 IARC）

1. はじめにこれが流出高の増加傾向と結びついていることがわ

近年の地球温暖化は山岳氷河の融解を促進し，かる．

ヒマラヤ〜チベットの氷河は 2300 年頃までに，
アラスカの氷河は 2200 年以前にそのほとんどが消失するといわれている。また，これに伴う海面上昇は，今後，沿岸域に深刻な影響を与えることが考えられる．ここで重要な点は，氷河の後退に伴い，“氷河融解→海面上昇”の関係は，
主に氷河が存在する流域から河川流出によって成り立つようになることである．この報告では，
アラスカ・タナナ川源頭部にあるガルカナ氷河
を例として，米国地質調査所(USGS)による 40

図１．アラスカ・ガルカナ氷河の流域と観測点の位置．

年余間のデータを基に，その質量変動の経緯をさぐり，併せて熱収支について議論する．
2. 対象流域と観測方法
図 1 に，ガルカナ氷河の流域と観測点の位置を示す．氷河からの流出量を観測する
PC 地点上流の面積は 31.1 km2 である．また，流域に占める氷河面積の割合は，1993
年で 63.7%, 2006 年で 54.6%で，近年の氷河の急激な後退が見て取れる．氷河上の３ヶ所の白丸は，氷河質量収支を決める代表

図 2. ガルカナ氷河の質量収支の経年変化．

点で，1966 年から USGS によって毎年春と秋の２回測量に基づいて質量収支を算出している．また，これと同時に平衡点高度（氷河の正味質量収支がゼロになる高度）が求められており，WS 地点は気象観測点
である．
3. 結果と考察
図 2 にガルカナ氷河の質量収支，図 3 に 6〜9 月における PC 地点平均流出高，WS
地点の平均気温・平均日降水量を示す．夏期

図 3. 氷河消耗期（6 月〜9 月）における PC 地点流出高と WS 地点の消耗期に大きな負の質量収支傾向があり，

気温・降水量の経年変化．

17）

巡検案内：富士山周辺の水環境
小寺浩二（法政大地理）
富士五湖や岳南地域の湧水など、豊かな水環境を誇る富士山周辺であるが、全般的に見る機会は少ないと思われる。そこで、陸水物理研究会の 2011 年度東京大会を実施するにあたり、会場校である法政大学の富士セミナーハ
ウスを活用した「小巡検」を企画した。時間の制約から、総花的なものになってしまうが、主要な地点を訪問し、長年にわたる課題である「地下水塩水化問題」等に加え、2011 年 9 月〜10 月に十数年ぶりに生じた富士宮の以上湧水の現状についても現地において視察する。

キーワード：富士山, 富士五湖, 岳南地域，地下水塩水化，長期モニタリング

Ⅰ はじめに日程としては、３日夜、懇親会の後移動する宿舎である鳴沢にある法政大学セミナーハウスを早朝出発し、原則、反時計回りに富士山周辺を見学
し、箱根を経て東京に戻るルートである。
夕方までを予定しているが、参加者の利用する
交通機関の事情にあわせて個々に下車可能とする。
Ⅱ 富士山周辺の資料館
世界遺産登録を目指すにしては貧弱で、歴史・文化なども含めた小さな資料館はあるが、地球科学的な視点から訪問するに値するものは、鳴沢にある「富士山博物館」と河口湖ＩＣ近くの「富士山ビジターセンター」程度しかなく、さらなる充実が求められる。今回は、ルートの関係から立ち寄れないが、資料としては、ビジターセンターが最も充実している。
Ⅲ 溶岩樹型・氷穴・風穴
富士山の噴火に伴ってできた得意な地形がいく
つかあり、その中でも、溶岩樹型の一つと・鳴沢
氷穴を見学する予定である。

Ⅴ 富士山周辺の名瀑と名水
忍野八海・富士宮浅間大社湧玉池湧水・柿田川
湧水を始め、無数の湧水があるが、そのいくつかを訪問する予定。新富士火山噴出物末端を中心に数多くの滝もあるが白糸の滝が最も見応えがある。
必ず調査するフィールドである。
Ⅵ 富士山周辺の異常湧水・水位上昇
降水量・降雪量の変化によって、富士山周辺では、十年・十数年周期で、異常渇水・異常湧水が繰り返されている。地質・地形による流動速度の差などで、発生する時期や場所はまちまちだが、
今年は、9 月〜10 月にかけて富士宮で発生した。

図２

富士五湖断面図

富士五湖と「剗の海」、幻の第６湖「赤池」古「剗の海」に時々生じる「赤池」を観察する予定。今年秋に降水量が多かったことが原因。
Ⅳ

図１ 富士五湖の位置

図３

富士山の地質・地質断面

P1）
積雪寒冷地における積雪期間中の不圧地下水位変動について−融雪期の不圧地下水位上昇とアメダスデータの関係−
深見浩司（北海道立総合研究機構 環境･地質研究本部 地質研究所）

1.はじめに積雪寒冷地において，積雪は重要な水資源であり，融雪期には，地下水の涵養にも大きな影響を及ぼす．

の積雪深観測は 2001 年で終了した．
３．調査結果3.1 積雪深変動と地下水位変動

融雪期における地下水への影響については，地すべ

図１（次頁）は，地下水位観測が開始された 1977

り等の災害との関連で調査されることは多いようだ

年からの積雪期間中に地下水位の欠測がなかったが，平地での地下水涵養との関連で，検討された例

15 年分について，12 月 1 日〜4 月 30 日の積雪深とはそれほど多くはない．かつて，筆者は，融雪期間

地下水位の日変動をまとめたものである．一般的に中の地下水位変動と積雪深変動パターンとの関係を

冬期に根雪になると地下水涵養がほとんどなくなる

調べ，積雪期間中の降水量を融雪水量とみなして融ため，地下水位はゆるやかに低下する．その後，気雪期間の不圧地下水の水位上昇量との関係を求めた温が上昇し融雪期に入ると（アメダスの気温データ

りしてみた．その結果，近傍にアメダス（当時は地から確認可能），積雪深が低下し，地下水位は上昇に

域気象観測所）があるところでは，融雪期の積雪深

転じる．各年のデータから明らかなように，消雪日

減少パターンと不圧地下水の上昇パターンが非常にと地下水位の最高水位日はほぼ一致する．

似ていること，消雪日と地下水の最高水位日がほぼ

3.2 積算降水量と融雪期の地下水位上昇量

一致することなどが確かめられた．その後，平地でこのような積雪深変動と地下水位変動パターンをの地下水位涵養について検討する機会がなかったの

確認しながら，アメダスの降水量の記録を利用して，であるが，あらためて確認してみた．

根雪日〜融雪終了までの積算降水量（融雪終了まで

２．調査地域の積雪水量）を求めてみた．それと融雪期の地下水地質研究所では，1970 年代から札幌北部〜石狩湾

位上昇量との関係（図２）はかなり良好であり、融岸地域に地下水位・地盤沈下観測所を展開し，その雪期の地下水涵養量を推定することができるようで中で必要に応じて不圧地下水位を観測する地点を設ある．このことは，水資源の利用という観点からみけている．そのうち，札幌市手稲区の山口観測所は，ると非常に有効なことである．

アメダス観測地点（山口：当時は農業気象観測所？）

2
地下水位
上昇量(m)に比較的近く，しかも，観測開始当時は周辺に建造物等が少なかったためか，融雪期において，積雪深

1.5の低下パターンと不圧地下水位の上昇パターンが非常に似ていることなどが確認された．しかし，地下

1

水位観測から数年のデータしかなかったため，気象観測から得られた降水量・積雪深といったデータと0.5

融雪期の地下水位上昇量との定量的な関係は求められなかった．今回は，その後，永年にわたって得ら

積算降水量(mm)
0

れた気象データと地下水位観測データを使用して，降水量と融雪期の地下水位上昇の関係を調べた．な
お，残念ながら，ここで使用したアメダス観測地点

0

100

200

300

400

500

図２：積雪期の積算降水量と融雪期の地下水位上昇
量の関係

図１：積雪深（SD，右軸，棒グラフ，上下逆転）と地下水位（WL，左軸，折線グラフ）の関係（1977～94 年）
図中右下の数字は西暦 19XX 年を表し，1977/12/1～1994/5/1 でグラフ化．
但し，融雪期の地下水位が欠測した 1982/12/1～1984/5/1 の 2 カ年はなし．

P2）

過去 30 年の北海道の寒さの傾向＊
木村賢人、柳 愛（帯畜大）1. はじめにについて解析を行った。この基準によって、155 カ所の

無人地上気象観測システムであるアメダス

観測点が採用された。なお、これらの観測点のうち、(AMeDAS; Automated Meteorological Data Acquisition

観測場所が移動した地点があった。ただし、その移動

System) は、
降雨の状況を詳細に観測するためのシステ

距離はそれほど長くなく、さらに、本研究ではより多ムとして 1974 年 11 月に運用が開始された。その後、

くの観測点を採用して北海道の気温変動の傾向を検討

一部の観測点では降水量の他に、気温、風向・風速、するため、解析にはこれらの地点も含めた。

日照時間（4 要素）も観測されるようになった。現在、

2.2．解析方法

観測点は日本全国に約 1,300 カ所あり、その内、約 840
カ所で 4 要素が観測されている。

本研究では、冬期の寒さの程度を示す指標である積算寒度を用いた。また、1 日ごとの寒さ・冷え込みの程

北海道においては、1978 年頃から観測点が充実し始度を検討するため、各年で日平均気温の度数分布も作め、現在、約 170 カ所で 4 要素が観測されている。こ成した。これらの結果を北海道全域と、地理的特徴をのアメダスによる観測網によって、北海道全域の気象示す陸度ごとにまとめ、北海道の寒さ変動傾向につい環境が詳細に把握できるようになった。さらに、30 年て考察する。

以上の長期観測が行われているため、その間の環境変2.2.1．積算寒度の算出方法

化についても詳細な解析が可能となった。そのため、積算寒度は、観測された日平均気温のうち 0℃未満とこのシステムで観測された気象データは様々な分野でなった値を積算し、その値を絶対値で表したものであ活用されている。その一例として、Kimura et al. (2005)

る。以下の式から求める。

は、北海道において冷熱資源と呼ばれる自然氷、雪、凍土から得られる冷熱エネルギーを効率良く利用する, Ti < 0

ため、それぞれの冷熱資源の利用適地について、アメ(1)ダスで観測された気象データをもとに検討した。その

ただし、FI は積算寒度（ºCd）
、Ti は日平均気温（ºC）

結果、地域の気象環境と冷熱資源の利用適地との関連である。

性が詳細に把握することができた。しかし、この研究

2.2.2．日平均気温の度数分布の作成方法

では各冷熱資源に関連する気象要素の経年変化については検討されていない。

1 日ごとの寒さ・冷え込みの傾向は積算寒度では詳細には把握できない。そこで、日平均気温について 5ºC

そこで本研究では、冬期の気象環境に最も影響を与ごとに温度範囲を設定し、各年で度数分布を作成した。

え、さらに冷熱資源利用においても重要な気象要素でその結果から、一日の寒さ・冷え込みの傾向について

ある冬期の気温を解析対象とした。解析は、寒さの変考察した。

動傾向について明確に表すため、積算寒度と日平均気2.2.3．陸度の算出方法

温の度数分布を作成し行った。さらに、地理的影響に

陸度の算出は、まず、ArcGIS (Ver. 10.0) を使用し、ついても検討するため、海からの距離を示す陸度を用観測点の位置情報からマップ上に観測点の位置をプロいた。

ットした。次に、プロットした位置から海岸線までの最短距離を算出し、これを陸度とした。

2. 研究方法
2.1．使用するデータ
本研究では、冬期を 11 月 1 日から 4 月 30 日までと3．結果と考察
3.1．積算寒度の変動傾向

し、その期間に北海道内のアメダスで観測された日平

図 1 は、北海道全域で観測された平均積算寒度の推均気温を使用した。解析対象期間は、アメダスの観測移を示したものである。全体的に見ると、下降傾向、網が整備された1979 年から2008 年までとした。
なお、

すなわち暖冬傾向にある。特に、80 年代後半からその1979 年 11 月から 4 月までを 1979 年冬期とし、その他傾向が顕著になった。その後、90 年代後半からは、徐々の年についても同様に表記する。

に 80 年代と同程度の値となった。しかし、2000 年をピ

解析対象期間において、数カ所の観測点で欠測があークに再び下降傾向となった。この傾向は、値の差はった。したがって、本研究では解析対象期間に欠測があるが、すべての観測点で見られた。したがって、こなく、さらに、総観測数が 5000 日以上となった観測点の結果から北海道全域の寒さの変動傾向が明らかにな1000

度がわからない。そこで、次に各観測点で観測された

800

日平均気温を度数分布にまとめ、その変動傾向について検討した。
3.2．日平均気温の度数分布
3.3.1．北海道全域における寒さ・冷え込みの変動傾向

Freezing index (ºCd)

った。しかし、積算寒度では、1 日ごとの冷え込みの程

600
400
200
0
1979

図 2 は、北海道全域で観測された日平均気温のうち、

1983−10ºC 以上−5ºC 未満（上図；a）と−25ºC 以上−20ºC 未

1991 1995
year

1999

2003

2007

Fig. 1.平均積算寒度の経年変化

満の値（下図；b）をそれぞれ各年でまとめたものであ8000となった 80 年代後半から値が小さくなり、その後上昇

7000

し、2000 年をピークに再び低下した。
（図 1）
。この傾

6000

Frequency

る。それぞれの図から、積算寒度と同様に、暖冬傾向

向は、日平均気温が高い度数分布ほど明確に現れた（図2a）。一方、図 2b に示すように、極端に低い日平均気−10 ≤ Ti < −5

a

5000
4000
3000

温は、厳冬期である 80 年代でより多く観測された。た2000

だし、図 1 に示すように、2000 年は最も寒かった 1985

1000
0

年に次ぐ寒さとなったにもかかわらず、極端な冷え込

1979 1983 1987 1991 1995 1999 2003 2007

みは、
1985 年の 3 分の 1 程度であった。
このことから、

210

90 年代頃から 1 日の冷え込みが、80 年代と異なる傾向

180にあると考えられる。そこで、次に海からの距離を示−25 ≤ Ti < −20b150

Frequency

す陸度を用いて、地理的要因も含めて検討した。
3.3.2．陸度の違いによる寒さ・冷え込みの変動傾向
図 3 は陸度 3〜5km、14〜22km、33〜45km、63〜90km

120
90
60

において観測された日平均気温のうち、−10ºC 以上−5ºC

30未満（上図；a）と−25ºC 以上−20ºC 未満の値（下図；b）

0をそれぞれまとめたものである。図 2 と同様に、全体

1987

1979 1983 1987 1991 1995 1999 2003 2007

year

的な変動傾向は積算寒度のそれと類似した。ただし、Fig. 2. すべての観測点の日平均気温から作成した度数分布

その傾向は高い日平均気温においては、陸度の低い地のうち、−10ºC 以上−5ºC 未満（上図）と−25ºC 以上−20ºC 未域で顕著に見られた（図 3a）。これは、暖冬期は冷え込

満（下図）それぞれの経年変化。ただし、赤棒はそれぞれ、み自体が弱く、さらに沿岸部の海の影響によって冷え1985 年と 2000 年を示す。
1200

低い日平均気温においては、陸度 14〜22km の地域で1000

は、積算寒度の変動と同様の変動傾向が明確に見られた（図 3b）。しかし、33km 以上の陸度の地域では、観Frequency

込みがさらに弱まるためと考えられる。一方、極端に

1983

800
600

0

度別から見た寒さ・冷え込みの傾向は、積算寒度と同様の変動傾向を示したが、内陸部では時折極端に冷え40

込む場合があることがわかった。ただし、その場合も、

30

積算寒度の経年変化から、過去 30 年全体で見ると暖1979

14㹼 22km
63㹼 90km200においても観測された。したがって、この結果から陸4．まとめと今後の課題

3㹼 5km33㹼 45km400

測数は減る傾向にあるものの、暖冬傾向となる 90 年代

35

Frequency

80 年代ほど観測されなかった。

−10 ≤ Ti < −5

a

1987

1991

1995

1999

2003

2007

−25 ≤ Ti < −20b3㹼 5km33㹼 45km

14㹼 22km
63㹼 90km

25
20
15
10
5
0
1979

1983

1987

1991

1995

1999

2003

2007

冬傾向にあることがわかった。また、1 日の冷え込みのyear

程度も弱まっていることもわかった。今後は、0ºC 未満

Fig. 3. 各陸度に位置する観測点の日平均気温から作成した度の気温の連続日数を算出するなどし、より詳細な北海

数分布のうち、−10ºC 以上−5ºC 未満（上図）と−25ºC 以上−20ºC

道の寒さの傾向について明らかにする。

未満（下図）それぞれの経年変化。

低 炭 素 ・低 リ ス ク 社 会 へ の 47 都 道 府 県 3D -G IS M A P の 創 造− 「環 境 容 量 か ら み た 日 本 の 未 来 可 能 性 」よ り −大 西 文 秀 （竹 中 工 務 店 プ ロ ジ ェ ク ト開 発 推 進 本 部 ）１．はじめに

３．成果と課題

環境や資源、また災害問題の解決を進めるうえ

本試算は複合領域や学際研究を視点にしておりで、基本と考えられるヒトと自然の関係を再考す

多くの課題や制約が残され今後の課題も多いが、ることの重要性が求められつつあり、環境容量がこれからの日本や世界における人間社会や自然と持つ意味が再認識されようとしている。半世紀近の関わり方を考え、未来の生活や社会の方向を探く前に誕生したこの概念は、地球の環境や資源、るうえでの新しい環境情報と考えられる。

そして災害問題を抱え、私たちの生活や社会、まヒトの活動の集積により、地球の生態系が急速た政策などに対する意識や価値観の変換が求めらに崩れだした現代、ヒトと自然のバランスをはかれる現代に於いて、その有効性や重要性が再認識る環境容量という指標と、地理情報システム（GIS）

されつつある。まさに、未来可能性を高めるためによる環境情報の可視化により、日本の適正ライのキーワードになろうとしている。
２．試算方法ンやライフスタイル、また、社会や政策シナリオ

本試算では、わが国の 47 都道府県の環境容量をのあり方を探り、未来への可能性を高めるための一助となるものと考えられる。

市区町村単位で、5 つのエコモデル（CO2 固定容量、環境計画に携わる研究者や自治体の専門家の努

クーリング容量、生活容量、水資源容量、木材資

力のみならず、全国のみなさまに生活される市や源容量）と地理情報システム（GIS）を活用し、言町や村などのヒトと自然の関係を視覚的に紹介しわば地域の潜在性を 3 次元でのカラーマップ化し住む環境の特性を再考する手立てとなり、これか

低炭素・低リスク社会を推進するための環境情報

ら迎える時代の生活や社会の方向を示すガイドブの発信を進めた。また、人口の自然減少、CO2 排出ックになることを願うものである。
４．参考文献量の削減、森林育成や地表形態の改善、地方間での人口の再配置というシナリオのもとにシミュレ

大西文秀（2011）『環境容量からみた日本の未来可能ーションを試みわが国の未来可能性を探った。

性‑低炭素・低リスク社会への 47 都道府県 3D‑GIS MAP』

試算結果は「環境容量からみた日本の未来可能

184pp、オールカラー、大阪公立大学共同出版会（OMUP）性」（2011 大西文秀）と題したオールカラーの書

大西文秀（2009）『GIS で学ぶ日本のヒト・自然系』、

籍化を通じ環境情報の発信や共有化を進めた。

168pp、オールカラー、弘文堂

図1

ヒト・自然系の現状と回復

図2

環境容量が対応する領域

★ 降水 の 地 中 浸透 を視 点 に した潜 在 的 水資 源 の 考 え方

★降 水

土地利用による浸透率★ 樹 林 ：０ ． ８★蒸 発 量★ 普 通 畑 ：０ ． ７★降水の地中への浸透量★ 公 園 、 草 地 、 裸 地 ：０ ． ６★土 地 利 用 により地 中 へ の★ 住 宅 ：０ ． ３

浸透率は異なる★ 水 面 、 水 田 ：０ ． ２★ 都 市 ：０ ． １

図3

環境容量の概念と 5 指標の構成

図4

降水の地中浸透を視点にした水資源の考え方

・北 海 道・宮 城 県・東 京 都・新 潟 県・愛 知 県・大 阪 府・広 島 県・香 川 県・福 岡 県

●凡例 2000 年値

図5

解析例：水資源容量 3D‑GIS、5 指標レーダーチャート

P4）

湖の水位解析−びわ湖における事例
京都大学大学院人間・環境学研究科
滋賀県琵琶湖環境科学研究センター
元・生物流体力学研究所
滋賀県琵琶湖環境科学研究センター

1. はじめに
地球表層には, さまざまな形態の水が存在する. その中で, 地下水の割合は約 0.6(％), そして, 湖沼や河川は,
わずか 0.02(％)である. このごくわずかな湖水が, どのようなふるまいをしているのかということを物理的に把握することが, 生物環境や化学物質の分布や熱などの移動や拡散の理解へとつながる. そのため, 湖における観測や, コンピュータによる数値実験, 理論による解析などが行われてきた.
湖の水位変動は様々な要因によって引き起こされ, 例
えば, 静振, 風波, 降水, 河川流出入, 地下水流入, 蒸発などがあげられる.これまでに,静振の発生要因として,
主に風や気圧の変化, 降水および流出入量の急変などが考えられている. Forel[1]はレマン湖での静振の発生要因として, 気圧の急激な変化を第一に挙げている. また,地震による静振も報告されている [2]. さらに, びわ湖の場合は, 120 本ほどの河川流入に対して, 自然の流出は瀬田川のみである. さらに, 瀬田川洗堰にて流量を調節しているので, 人為的操作も無視できない.
本発表では, 従来の湖の物理に関する研究のレビューを示すとともに, それらをふまえて, びわ湖での水位観測と計算から得られた結果から, びわ湖の静振モードに関する解釈を試みる.
2. レビュー
2.1 静振湖の静振は, Forel[1] が 1869 年からレマン湖で行っていた観測によって示した. ここで, Forel[1] は Du Boys がMerian(1828) の式,(1)において2l
T

平均水深を用いない場合の方法を, T  2 l dx0(2)とした.

gh(ただし, 全ての場合を満たすわけではない).
様々な湖の静振の周期を求めるために, Merian の(1)式をもとに様々な方法が示されてきた.
Defant[3] は, 世界のさまざまな湖での現象ついて示しており, 特に, 日本の湖の静振としては HONDA[4]を紹介している. ここで HONDA は湖の静振の計算方法を
 と示し, さらに, 文献[5]に2l  1 l  S b 
2n

xdx

 cos
1 
O
l
n gh0  2 0  V


おいて,T  2

南湖の湾振動の可能性を示している. 一方, 関[12]らは有限要素法により, 周期が 30 分以上の静振の 7 つのモードを示し, 水位の実測値周波数分析と比較している. 一方,
HONDA[5] の方法で静振の第 1 モードを計算すると約220(min), また, 村本ら[13]は,
 2b 
4L
b  として, 221(min)を得ていT

( 2n  1) gh

1  L  0.9228  ln 4 L 
る. また, Okamoto[14]らは, びわ湖北部の塩津湾の静振を観測によって示している.
3. 水位観測2010 年 5 月より滋賀県大津市柳ヶ崎の湖岸にて水位観測を行っており, 現在も観測を継続中である(図 1). 測定
間隔は 2 分である. 水位は，2 本の線(テフロン線とステ
ンレス線)を並行して張り, 水深と CR 発振回路のパルス幅が線形関係にあることを用いて計測している(図 2).
その他に，国土交通省近畿地方整備局琵琶湖河川事務所の水位データ(片山, 大溝, 彦根, 堅田, 三保ヶ崎)と瀬田
川洗堰の放流量データを使用した. また, 気象情報については, 気象庁の気象観測データ(アメダス:大津, 彦根)を使用した.
N

片山

●

大溝
●

堅田
柳ヶ崎（観測地点）
三保ヶ崎

●

彦根

●
●
●
瀬田川洗堰
（流量調節）

図 1. 観測点

図 2. 水位計概要

n gh(ここで, T：周期(s), l:長さ(m), n:節数, g:重力加速度(m/s2), h:水深(m).）

Tn 

岩木真穂
熊谷道夫
西 勝也
焦 春萌

Sl  2b 
4 L  と示している.
1   0.923  log b 
gbh  l 

(ここで, V:体積(m3), S:平均面積(m2), O:湖の表面積(m2), b:平均幅(m).）

2.2 びわ湖の静振
びわ湖の静振に関しては, IMASATO[6] によってまとめられており, 数値実験[7][8][9][11]では, 255.5, 79.8, 69.1, 38.7,
31.9(min), 観測[10]では, 249.6, 74.1, 65.7, 39.7, 32.1(min)の
5 つのモードを示し, また, 静振の第 1 モードに関して,

4. 課題
Merian 式を基本として, 周期を計算し, 水位の観測値のスペクトル解析結果と比較する. また, 湖の静振についてのレビューをふまえて, 主にびわ湖の静振のモードの解釈を示す.
引用文献[1]F,A Forel(1895): LE LEMAN, F.ROUGE, EDITEUR. [2]ARTHUR McGARR. OBERT C.
VORHIS(1964): Seismic Seiches From the March 1964 Alaska Earthquake, GEOLOGICAL URVEY
PROFESSIONAL PAPER, pp544-E. [3]Defant(1961): PHYSICAL OCEANOGRAPHY, PERGAMONPRESS [4]Honda, Isitani, Terada and Ioshida(1908): Secondary undulations of oceanic tides. J. Coll.
Sci., Imp. Univ. Tokyto, Vol. 24, 1. [5]Nakamura, S. and K, Honda(1902): Seiches in Some Lakes ofJapan, J. Coll. Sci., Imp. Univ. Tokyto, Vol. 28, pp.1-95. [6] Imasato,N (1984): Seiche, LAKE BIWA, In
S. Horie(ed.), Dr. W. Junk Publishers, pp238-256. [7]Imasato,N (1770): STUDY OF SEICH IN
BIWA-KO[Ⅰ]- ON THE NUMERICAL CALCULATION BY DEFANT’S METHOD, Contributions,Geophysical Institute, Kyoto University, No.10, pp93-103. [8] Imasato,N (1971): STUDY OF SEICH
IN BIWA-KO[Ⅱ]- ON A NUMERICAL EXPERIMENT BY NONLINEAR TWO-DIMENSIONALMODEL, Contributions, Geophysical Institute, Kyoto university, No.11, pp77-90. [9]Imasato,N(1972):
STUDY OF SEICH IN BIWA-KO[Ⅲ]- SOME RESULTS OF NUMERICAL EXPERIMENTS BYNONLINEAR TWO- DIMENSIONAL MODEL, Contributions, Geophysical Institute, Kyoto
University, No.12, pp63-75. [10] Imasato,N et.al(1973): STUDY OF SEICH IN BIWA-KO[Ⅳ]OBSERVATION WITH A NEW PORTABLE LONG PERIOD WATER LEVEL GAUGE,
Contributions, Geophysical Institute, Kyoto University, No.13, pp65-72. [11]今里哲久・金成誠一・國司秀明(1971):びわ湖の水の流動に関する数値実験的研究, 京都大学防災研究所年報第 14 号 B,
pp 451-464. [12]関鉄兵, 谷口真人(1994): 琵琶湖における湖面振動の特徴, Jpn. J. Limnol., 55, 4,
pp267-277. [13]村本嘉雄・道上正規(1978): 琵琶湖南・北の交流特性, 京都大学防災研究所年報
第 21 号 B-2, pp 263-276. [14]Okamoto, Endoh, Water Mass Exchange Between the Main
Basin and Shiozu Bay, Coastal and Estuarine Studies, AGU, Washington D.C., USA, 1995.

P5）

放牧草地内の谷頭凹地に生じた洪水流に関する水文地形学的研究*山本博 1)，杉崎孝一郎 2)，中尾誠司 1)，佐々木寛幸 1)，小玉浩 3)，田村俊和 3)，徳永英二 4)（1:農研機構，2:軽井沢自然地理研究会，3:立正大学，4:中央大学）

１．はじめにFig. 2.

豪雨にともなう洪水には多様な要因が関係していHCP a

1200 mHCP b

るが，近年，洪水の激化に伴い排水域の上流から下1

流方向への洪水が変動する空間構造を解明する重要

調

査排水域．
a：地形と測HCWP during 2007 flood

点．

HCWP during 1999 flood

３．調 査

2

性が指摘されている．源流部では多点での水路形状
や流量の測定が困難なために実際の洪水流の上~下流の変動について，どこから洪水流が発生するか，水路に接する斜面からどのような影響があるかといった 3 次元的な実態はほとんどわかっていない．
洪水は斜面から水路へ，また上流から下流へ排水

HCP c

3

4

1) マ ニ

(2)
(4)

ング粗度係

12(5)
13
(6)

Met

temporal pond

網を通して水と土砂とを系外へ排出している．その数：草地でdrainage basin:ephemeral channel (dashed line)
perennial channel (solid line)の水流の粗

measurement site for 2007 flood

度係数 n にmeasurement site for 1999 flood

1000 m

ため洪水の空間的構造を排水網から水文地形学的に

方法

(1)
11(3)

5
6
7
8
9
10
14
15
16
17

C

highest channel point (HCP)
highest channel-water point (HCWP)
highest perennial channel-water
point (HPCWP)

解明することが必要である．そこで排水網を水流の有無にかかわらずに谷横断面の最も深いところを縦

関連する変
数として径
深 r と牧草

断方向に連続的に連ねた線であるタールベーグ網と草高 h の比，牧草密度 M，径深 r，水路勾配 s を採してとらえこの網上で洪水の発生位置を Fig. 1 のより上げ，Ree and Palmer(1949)のデータを用いて関係

うに定義する．

式を検討した．

Fig. 1.

タールベーグ網における水路最標高地点(HCP) ， 水 路

source area (SA)

水最標高地点source area during
a flood event (SAFE)(HCWP) ，お2) 気象・土壌水分：降水量については Met 地点（Fig. 2a）と近傍の測定データを用いた．草地の土壌水分については，TDR 水分計データを用いた．
3) 洪水状態：流路に沿って測点を選定し，水路幅

highest channel point (HCP) = source

w，平均水深 d，水路横断面積 Ac，水路勾配 s，牧草

よび恒常水路
水最標高地点(HPCWP) の関係．源流域

highest channel-water point (HCWP)
during a flood event

thalweg network
ephemeral channel
perennial channelhighest perennial channel-water point (HPCWP)

SA，洪水対応源

first-order drainage basin

平均草高 h，流速 v，流量 Q などを測定・算出した．
４．結果および考察
1) 降雨・土壌水分，雨水移動経路：2007 年洪水
最大 1 時間降雨 47mmh-1 および先行 24 時間降雨水

流域 SAFE．

量 114mm が洪水ピーク流量を発生させたと判断さ

２．調査地と洪水の概要

れる．1999 年洪水 最大 1 時間降雨強度 30mmh-1

1) 地形・地質・土壌：調査地は浅間火山南麓で，
4

2と先行 24 時間降雨量 153mm によると判断される．

恒常的水路頭 C までの面積が 36.7x10 m の細長い排

雨水の移動経路は，土壌水分変動，および土壌の水域で，火山錐面を開析する谷壁斜面と谷頭凹地か

透水性から，傾斜方向に移動する側方流が集中し地ら構成される（Fig. 2a）．地質は安山岩質溶岩・凝灰

表付近まで水分飽和することにより地表に浸出した角礫岩とこれを覆う埴壌土~砂壌土質降下火砕物お復帰流が飽和地表流を形成したことが推定された．

よび腐植質黒ボク土壌からなる．
2) 土地利用：土地利用割合は草地 52%，林地 34%，
畑地 12%，その他 2%である．
3) 気候と洪水：気象観測地点 Met（Fig. 2a）にお

2) 洪水流の流動状況：洪水流は浅い皿状の断面形を示し，水深，水路断面積，流速，流量，レイノルズ数などが上流で小さく下流で増加した．水深は牧草草高の中間から牧草高の範囲にあった．

ける気候は，年平均気温 8.3℃，年降水量 1031mm

3) 洪水流と地形場との関係：流量 Q(m3s-1)と排水である．2 回の洪水：1999 年洪水（総降雨量 190mm）

域面積 A (m2)との関係は，2 つの洪水ともに排水域と 2007 年洪水（総降雨量 349mm）を対象とした．

面積の増加に伴って下流方向に流量が増加するが，その増加は，排水域面積がある値に達してから増点の地形量は，これらの式の直線上にのり，洪水時える（Fig. 3a）．Q と A の関係を一次式で近似し Qの水路水発生地点は，源流域から下流の単位水路長=K(A - A0)で表すと 2007 年洪水と 1999 年洪水はが持つと同じ平面的な地形構造を有する．

4

Q =3.17x10 (A – 3.33x10 )(1)

Q =1.19x10-5(A – 5.47x104)

(2)

3 -1

slope process areasource area during flood events

intermediate areachannel process prevailing areasource area

-2となる．ここに，K：係数(m s m )，A0：流量 Q

As A
f

a

に対する横軸 A の切片(m2)．

Total channel length L (m)

示した洪水対応源流域 SAFE の面積にあたり，その水路上の地点が水路水最標高地点 HCWP であたる．これらの位置を主水路上に図示（Fig. 2）すると規模の大きい洪水程この面積が小さい．

Amsp
0.4

3000

(1)，(2)式で差し引く排水域面積 A0 は Fig. 1 で

As A
f

b

Amsp
L = (1/106) A
R ² = 0.997
2000

L =(1/104) (A- 3010)
R ² = 0.998

1000*

main channel

Area-mean slope S (m m-1 )-5

S = 1.34 A-0.128
R ² = 0.918

*

0.3

0.2
main channel
HCWP

HCWP

10

a

Q = 3.17 x10 -5 ( A - 3.33 x10 4 )
R ² = 0.8658Discharge Q ( m3 s-1 )Discharge Q(m3 s-1 )10

Q = 1.19 x10 -5 ( A - 5.47 x104 )R ² = 0.769

6
4
2

*

0

10000082000003000000.1
0100000200000Drainage area A (m2)

3000000100000200000Drainage area A (m2 )6

Fig. 4. 排水域面積 A に対する総水路長 L (a)4

および排水域平均勾配 S (b) の関係．○：地形量

2
**

0.2

Drainage area A (m2 )

0.3

0.4

Area-mean slope S (m m-1 )Fig. 3. 排水域面積 A (a) および流域平均勾配 S (b)に対する流量 Q の関係．○: 2007 年洪水測点,●: 1999

年洪水測点．*: 最大の排水域平均勾配をもつ 2007 年洪水測点,**:最大の排水域平均勾配をもつ 1999 年洪水測点．

流量 Q と排水域平均勾配 S との関係は，流量が勾配の正方向に凸型の分布パターンとなる（Fig. 3b）．
すなわち 2 回の洪水の S の極大値に*と**の記号を付すと，Q は S の正方向に凸型となる．
4) 洪水発生地の地形構造：排水域のタールベーグ
網水路に 25m 間隔で設定した地形測点について主
水路での総水路長 L (m)と排水域面積 A(m2)との関係
を Fig. 4a に示す．両者の間には 2 つの線形回帰式：
原点を通る式と切片をもつ式で表した良好な相関がある．原点を通る関係は，排水密度 Dd (m m-2)または
水路維持定数 Cm (m2 m-1)を用いた式
L= Dd A=(1/ Cm ) A

高地点，*: 最大排水域平均勾配をもつ地形量計測点．

排水域平均勾配 S と排水域面積 A との関係
（Fig. 4b）では S が A=68600 m2 で極大となる凸型の分布パターンを示す．この排水域平均勾配 S が最大を示す最大勾配地点 MSP の排水域面積を Amsp であらわすと，2 つの洪水の洪水対応源流域面積 Af は，
最大勾配の排水域面積 Amsp より小さく，源流域面積
As より大きい．したがって As <Af <Amsp(5) である．

排水域平均勾配が最大を示す排水域では，凹型の斜面形が増加しているので水路のみならず崩壊のよ
うな削剥プロセスが活発な領域と推察される．MSP
より下流では次のようなべき乗の関係がある．
S =1.34 A -0.128 ．

(6)

排水域面積の増大とともに排水域平均勾配が減少することから水路プロセスがおもな領域と判断される．
洪水発生に関する水文地形構造は，(1)平面的に洪水対応源流域 SAFE は排水域内の他の地点と同様の(3)で表される．切片を持つ式は，
L= Dd’ (A - Ao, L)=(1/ Cm’ ) (A - Ao, L) (4)と表される．ここに，Dd’：水路の未発達区域を考慮した修正排水密度(m m-2)，Cm’：水路の未発達区域を考慮した修正水路維持定数(m2 m-1)，Ao, L：総水路
長 L に対する横軸 A の切片(m2)．
Fig. 4a 中に，２つの洪水の洪水対応源流域 SAFEの面積と総水路長の関係を×印で示すと，排水域全体の関係と同じ傾向を示す．すなわち，洪水発生地

300000

計測点，×：2007 年洪水および 1999 年洪水時の水路水最標

*

0

**

0

0

b

単位水路長あたりの水路維持面積，すなわち斜面長を有し，水路への排水に係る同様の排水域をもつ．
(2)傾斜の面から洪水時の水路水最標高地点 HCWP
は排水域平均勾配の最大地点 MSP の上流側に位置
し，洪水対応源流域 SAFE は斜面プロセスと水路プ
ロセスが卓越する領域の中間的な領域を占める．この HCWP は，規模の大きい洪水程この中間領域の上流側に位置する．したがって HCWP は，洪水時に水路プロセスが斜面プロセスからなる領域に侵入していく最前線の地点としてとらえられる．

土の透水性の変化 –実験回数と透水係数*1) 久保秀敏 1) 新田美咲 1) 清水敬太

2) 中松経水

1) 岡山理大・理

1) 北岡豪一

2) 岡山理大院・理

はじめに
近年，干潟の生物種と数の減少が問題となっている。そこで干潟を再生させる一環として，カキ殻を混入させ活性化させる試みが行われている（岡山県水産課）。河口干潟は，酸素を含む河川水，海水と酸素を含まない地下水との交流の場であり，干潟表層における水の動きが酸素の供給源という点で重要な役割を演じていると考えられる。しかし，干潟表層で，潮位の変動と共に，水がどのような動きをするのか不明な部分が多い。本研究は，それを明らかにする一環として干潟表層土の透水係数を測定するため，大口径試料に対応できる透水実験装置を試作した。大口径試料はカキ殻が入った試料を対象とする為である。実験の結果，同一試料で実験回数と共に透水性が変化する現象が見られたので，それについて報告する。

1.

Fig.2 変水位透水実験の概念図
2. 材料と方法
h とし，初期水位差を h0 ，h/h0 の自然対数の時間変化を比較した場合にダルシーの法則が成り立つこと（Fig.3）が確認できたため，その勾配より透水係数を求めた。Fig.2 の試料の大きさは，断面積 S ，長さ L，給水タンクは，断面積 A の円筒である。
0.00

試験区 20110120-2 ( No.S2)

Fig.1 観測場所

岡山市吉井川河口干潟

試料は Fig.1（試料採取場所）の黒点で示した地点の干潟表層土を口径 10cm の塩ビ管に表層より 25cm 採取した。採取試料は，対照区と試験区に分かれており，対照区は自然の状態そのもので，試験区はカキ殻を混入したものである。また，実験は試料を15 cm に加工し行った。
透水実験（Fig.2）は,変水位法で行った。試料を鉛直にセットし，試料の両端に水位差を与え，上部から下部へ水を流す実験を行った。
試料下端の水位をオーバーフロー方式で固定し，他方の端の水位は水を供給するタンクの水面の高さで定める。それぞれの水位の測定は，試料両端付近（の上下）で本管から分岐させた管（アクリルパイ
プ）を鉛直に立て，それぞれのパイプ内の水位を目視観測して，試料両端の水位差を求めた。出口側の水位は固定しているため，両端の水位差を単に水位

ln (h/ho)

-0.05
-0.10
-0.15
-0.20

-0.25
-0.30

y = -0.0299x

-0.35
0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10 11

Time (min)Fig.3 水位の時間変化の例（試験区試料）
3. 結果・考察
Fig.4 に実験結果の一例を示す。これは試験区のサンプルで測定回数と透水係数の値を示したものである。試料 S1 では,透水係数の値が測定回数と共に上昇する現象が生じた。
そこで，本研究は透水係数と回数との間で線形近似を引き，水を流していないゼロ回への外挿値が本来の透水係数を表す値と考えることとした。

6.0E-03

4.0E-03

試20110120-1 (S1)

3.0E-033.0E-03

2.8E-03

試20110120-2 (S2) 1～5回

2.0E-03

試20110120-2 (S2) 6～11回

1.0E-03
0.0E+00
0

1

Fig.4

2

3 4 5
測定回数

6

測定回数と透水係数の関係

2.6E-03

透水係数 ( cm/s )透水係数 (cm/s)

5.0E-03

サンプル S 8 では下端の水の抜け道に，口径に匹敵するほどのカキ殻の混入が見てとれた。
実験回数によって透水性の変化が現れるのは，特にカキ殻入りの試験区でその傾向が見られる。

2.4E-03

2.2E-032.0E-03

1.8E-03
1.6E-03

1.4E-03

Sample No. S 2

1.2E-03

1.0E-03
0

10

20

30

40

50

測定回数

ところが試料 S2 では，始めの 5 回までは，測定回数と共に，透水係数が減少したが，時間をおいて再測定したところ（6 回目を 1 回目として測定回数に表示した。），今度は回数と共に透水係数が大きくなった。5 回目までの結果を用いてゼロ回への外挿
値は 1.59×10-3 (cm/s)となった。また,期間を空けて 6
月から再び行った同サンプルのデータを用いて透水係数を求めてみたところ,1.60×10-3(cm/s)という値になった。
この二つの値はよく一致している。これは,試料保管期間に係らず透水係数の値を出すことができ,回数ゼロの値は本来の透水係数に近い値を示すものであると考えられる。
1.0E-01
対照区
試験区
平均 m

透水実験 (cm/s)

1.0E-02

Fig.6 試験区 No.S2 試料の測定回数と透水係数
例を取ってみると，Fig.6 で示したように，実験回数を重ねるたびに透水係数が高くなっている。これは，大口径試料で実験を行ったため，その内部で，“みずみち”が形成され，小口径試料の実験では起こらな
いような透水性に不均一性が生じた可能性が考えられる。あるいは，カキ殻の縁辺部分において水の流れにより空洞化がおこり，それによって透水性の良い部分が試料内部に形成され，試料全体として透水係数が良くなった可能性が考えられるのではないだ
ろうか。そこで，アクリルパイプで透水実験装置を製作し，試料内部に粒径の揃った砂を入れ，サンプ
ルとして円形の木の板を入れ，視覚的にみずみち形
成の存在を確認できないか実験を行った。

m±σ

1.0E-03

1.0E-04

1.0E-05
T1 T2 T3 T4 T5 T6

S1 S2 S3 S4 S5 S6 S7 S8

Sample Number

Fig.5 各試料の透水係数
次に,対照区と試験区の全データの 0 回目の透水係数を Fig.5 に示した。透水係数は試験区の方が対
照区より高い値を示していることが見てわかる。
しかし，水の通り道に障害物を入れると一見透水係数の値が小さくなると考えられる。だが実際には，その多くのサンプルで透水性が良くなっている。また，透水係数が大きくなっている場合もあれば小さくなる場合も存在している。これは,カキ殻が水の通り道をふさぐ作用も有しているからである。実際にFig.7 みずみち形成の写真
Fig.7 は空洞が形成されたことを表す写真であるが，アクリルパイプ内に円形の木の板を入れ，水を流すと，流速が遅い場合は粒土の移動は見られなかったが，ある程度速くすると，円形の木の外周に徐々に隙間ができ始めたのでみずみちが形成されることが確認された。

100 m 以浅の地温分布の解析 -地殻熱流量と地表温度の履歴*

清水敬太（岡山理大・理），北岡豪一（岡山理大・理）

材料と方法
観測井戸は，塩ビ管で標高 160.4 m の山の麓，標高 11.2
m に位置し，地層は深度 70.0 m 以浅が固結した礫混じりの泥岩または泥岩，以深は花崗岩からなっている．地温
鉛直分布は，温度と圧力を記録するデータロガー（JFE
アレック電子社製の COMPACT-TD）
を 2 から 4 cm/s の速度で降下させて，1 s ごとにデータを記録させた．2007 年
7 月から 2011 年 10 月の期間で計 43 回測定した．気温のデータは，岡山地方気象台のデータを用いた．

2.

結果および考察2007 年 7 月から 2011 年 10 月までの観測結果を Fig.1に示す．太い線は毎年 10 月の観測結果を表し，左から右にかけて 2007 年から 2011 年となっている．地温が極小値となる深度が月々深くなっているので，温暖化の影響が深部に進展中であることが分かる．
3.

Temperature ( ℃ )
16.2
0

16.4

16.6

16.8

17.0

17.2

Depth ( m )

20
40
60
80
100
120
Fig.1 ほぼ毎月の地温鉛直分布の変化（2007 年 7 月から 2011 年 10 月）

17.4

観測結果を用いて過去の地表温度の推定をするため熱伝導の解析を試みる．地下水の流れがない場合，温暖化
前の定常地下温度は深さに対して直線分布となる．Fig.2
は，岡山市の年平均気温 ( J.M.A.) の変化を示したものである．年平均気温は図に示したように指数関数的に上昇してきたと近似できるので，地表面温度も指数関数的に変化してきたと仮定する．半無限媒質で境界温度が指数関数的に変化する場合，媒質内の温度分布の時間変化はCarslaw&Jaeger (1959)の解を参考にすることができる．それを用いて最小二乗法でパラメータを求めると，熱拡散率 κ = 5.0×10-7 (m2/s)，地温勾配 α = 1.8×10-2 (℃/m)，気温
上昇率 λ = 2.4×10-9 (/s)，定常地表温度 θso = 15 (℃)，1980
年までの地表温度の温暖化量 p = 0.50 (℃)が得られた．
18.0

岡山市年平均気温 ( J.M.A. )17.5

Temperature ( ℃ )はじめに
岡山市内の 100 m 深井戸で地温の鉛直分布を観測した
ところ，ある深度で地温が極小値をとり，明らかに温暖化の影響と思われる結果が得られた．4 年間にわたり，ほぼ 1 ヶ月おきに観測したところ，時期とともに地層が表面から温められつつある状況が明らかになった．本研究では，地温の鉛直分布を解析して地殻熱流量と過去の地
表温度の履歴を明らかにしたものである．

1.

平均気温 近似式

17.0

地表面の温度変化

16.5
16.0
15.5
15.0
14.5
14.0
13.5
1900

1920

1940

1960

1980

2000

year

Fig.2 岡山市の温暖化得られた温暖化パラメータを用いて地表面の温度変化を求めたものを，Fig.2 に示す．気温と地表温度を比較してみると，1900 年ごろは地表温度の方が約 0.8 ℃高い値をとっていることがわかる．これは，日射や長期放射の影響によるものと考えられる．
得られた熱拡散率 5.0×10-7 (m2/s)は花崗岩の文献値
1.1×10-6 (m2/s)に比べて半分程度である．この解析方法では花崗岩より上の堆積層も含まれるため小さい値が得られたと考えられる．文献値の熱伝導率 2.4 (W/(m・℃))と今回得られた地温勾配 1.8×10-2 (℃/m)を用いると深部からの熱流量の計算値が 43 (mW/m2)となる．これはこの地域の地殻熱流量と矛盾しない値である．
以上の解析から，地温の鉛直分布を解析することにより，地殻熱流量と過去の地表温度の履歴を推定すること
ができた．
参考文献
CARSLAW AND JAEGER (1959)：CONDUCTION OF
HEAT IN SOLIDS

P8）

日本国内湖沼の結氷条件と温暖化による変化*

濱田浩美（千葉大），西川博章(船橋市立古和釜中)，知北和久（北大）

1. はじめに
近年，地球温暖化は環境問題として大きく取り挙げられている。その影響は，湖沼の結氷現象にも変化を与えている。以前は毎年結氷していた湖沼が，近年では結氷しない年もみられるようになり，結氷期間が短くなってきている湖
沼，結氷時の氷厚が薄くなりスケートリンクやワカサギ釣りの場所として利用できなくなってきた湖沼など，各地で地球温暖化の影響を受けていると考えられる湖沼が出現してきた。
湖沼の結氷現象は，地球温暖化の影響の指標の一つとなり得ると考えられる。本研究では，調査期間を 1987〜2010 年として，日本各地の湖沼の結氷状況を把握し湖沼の結氷条件を推察すること，積算温度を用いて日本国内の湖沼の結氷現象とその変化を明らかにすることを目的とした。

という情報を得た湖沼については，電話での聞き取りや E メール，資料を用いて，1987〜2010
年の期間中，年度毎の結氷現象の調査を行った。

2. 研究方法
日本国内の湖沼の結氷現象の分布および標高別の湖沼の結氷状況に関しては，文献，GIS
ソフト，インターネットを基に，調査対象湖沼の緯度，経度，海抜高度，表面積，容積，最大水深，平均水深，湖岸線長，結氷の有無などの項目ついてデータを収集し，全 606 湖沼のデー
タベースを作成した。各湖沼の結氷の有無の基
準は，原則として全面結氷を条件とした。近年，結氷状況が年度により変化している湖沼は，調査期間内に全面結氷が確認できたことで判断した。
個々の湖沼近くの気温データの収集は，困難であるため，本研究では，各湖沼に最も近いと考えられる気象庁アメダスデータから，各湖沼の調査期間内のデータを収集し，結氷条件を導くための指標とした。各湖沼とアメダス観測地
点の標高は，大きく異なっている地点もあり，そのままのデータを各湖沼の積算温度として用いることはできない。そこで，本研究では，検討の結果，標高 100m 当たりの乾燥断熱減率と湿潤断熱減率を考慮し，約 0.6℃/100m 変化する理論値を用いて，各アメダスの気象データから算出した積算温度を標高差から補正し，各湖
沼の積算温度とした。
近年，年によって結氷したり，しなかったり

3. 研究結果と考察a)日 本 国 内 の 湖 沼 の 結 氷 現 象 の 分 布 お よ び 標
高別の湖沼の結氷状況
調査期間内に結氷した湖沼はすべて，図１における破線より北東に位置していた。これらの湖沼は，高緯度に位置しているか，位置している標高が高いため，湖沼周辺の冬季の気温は低く，結氷していると考えられる。しかし，特異な条件の湖沼，どの期間の積算温度も０度以下にならない湖沼，平均水深が大きい湖沼は結氷しない。一方で，図１における破線より南西に位置する湖沼は，全て結氷しない。
湖沼の結氷は，湖沼の水深や水面上の風速などに影響されるが，第１に水温が０℃以下にならないと，過冷却の場合を除いて結氷しない。湖
沼の水温は湖沼周辺の気温に支配され，結氷の有無に大きく関わる。図１は，湖沼周辺の気温を反映し，高緯度ほど，標高が高いほど結氷していることを示している。この結果，図１の破線より北東に位置していない湖沼は，結氷する

調査期間における年度毎の結氷状況を把握できた湖沼は，摩周湖，中禅寺湖，榛名湖，山中湖，四尾連湖の 5 湖沼であり，摩周湖では-1000℃，中禅寺湖では-600℃，榛名湖では-80℃，
四尾連湖では-45℃，山中湖では-500℃以下になると結氷すると推定できた。
しかし，今まで結氷していた摩周湖，山中湖，
四尾連湖は，近年の気温上昇から，近い将来結
氷しなくなると推定され，地球温暖化の影響が懸念される。倶多楽湖では 2022 年に，図 4 に示すように摩周湖では 2025 年以降結氷しなくなる可能性が明らかになった。

可能性が極めて低いとみることができ，この線
は，湖沼の結氷の可能性を決定する境界線である。
標高別に分類した湖沼の結氷状況は，標高が高くなると，結氷する湖沼の南限が南西へ移動する。しかし，平均水深の大きい湖沼は，標高が高くなっても結氷しないことが多い。

3000

2000

結氷有
結氷無

積算温度(℃)

1000
結氷境界線
3

2

y = -3E-05x + 0.04x - 10.6x - 16.4

0

-1000

-2000

-3000
0

50

100

150

200

250

300

平均水深(m)
図２ 平均水深と積算温度の関係からみた湖沼の結氷の有・無 (積算期間:１〜２月)

0

-20.6
-86.5

2005年度全面結氷せず
結氷境界線 (-80℃)-100-113.6-147.9-154.9-174.7-196.5-235.5-111.4-198.2-215.1-236.9-300-143.0-168.8-235.3-200
積算温度(℃)ｂ）積算温度と湖沼概要データからみる湖沼の結氷状況
理論上では，積算温度が０℃以下にならない
場合，湖沼が結氷する可能性は低いと考えられる。しかし，各湖沼の平均水深と積算温度の関係を図に示すと，11〜２月，12〜２月の積算温度では，結氷する湖沼でも０℃以下にならない
場合もみられた。この理由は，近年の地球温暖化の影響から，わずかに各月の気温が上昇していることや，11，12 月は特に気温が下がりきらないことの影響を受けていると考えられる。
一方で，１〜２月の積算温度を用いた図２では，結氷する湖沼のほとんどの積算温度が０℃以下となっている。また，平均水深が深くなるに従い，積算温度が０℃以下になっても，湖沼は結氷しないことがわかる。
この結果から，結氷条件の目安となる積算温度の算出期間が，11〜２月，12〜２月では，対応しきれないと考えられる。つまり，一部で例
外はみられるが，1〜２月の積算温度が０℃以下になることが，湖沼が結氷するための最低条件とみなすことができる。また，この条件は，平均水深とも関係し，平均水深が深くなるに従い，湖沼が結氷するための最低条件である積算
温度の値も徐々に低くなると推定された。
調査期間における年度毎の結氷状況を把握できた湖沼は，摩周湖，倶多楽湖，中禅寺湖，
榛名湖，山中湖，四尾連湖の 6 湖沼であり，どの湖沼についても結氷条件を推定できたが，ここでは榛名湖について示した。
榛名湖は，2006 年度以外は全面結氷しており，
2007〜2008 年度の氷厚は非常に薄かった。結氷
期間は，今から 10 年前までは１〜２月，20 年
前は 12 月末〜３月までであった。この情報を参考として，図３には，榛名湖における積算温
度の経年変化を図化した。積算温度の期間は，結氷期間を参考とし，12〜２月末とした。2006
年度の積算温度が-20.6℃であったこと，調査
期間内において，2008 年度の積算温度-86.5℃
が，結氷した年度の積算温度で最大値であること，2008 年度が非常に薄氷であったことから，榛名湖が全面結氷するには，積算温度が-80℃以下になる必要があると推定できた。

-263.4-279.4-282.9-348.9-373.0-400

積算温度の近似直線 y = 0.20x - 220-377.5-436.1

-500

-600
1987

1990

1993

1996

1999
2002
2005
年
図３ 榛名湖における積算温度の経年変化と結氷 (積算期間:12/１〜２/28)

2008P9）魚野川流域における積雪・融雪期の水質変動とその要因について※

森本洋一（法政大･院）･小寺浩二（法政大・地理）

Ⅰ

Ⅲ

はじめに

降雪地域において冬季から春季にかけて、融雪水
が河川の水質形成に大きな影響を及ぼすことは広く知られている。多雪流域ではその影響は初夏にまでおよび、融雪水が河川水質の形成にしめる割合は大きく、流域の水環境を特徴的なものにしている。
本稿の研究対象地域である魚野川流域は新潟県中越地方を流れる 1 級河川であり、冬季は積雪深が深いところで 3m を超え（アメダス観測による）、国
内でも有数の豪雪地帯である。しかし、北海道や北東北に比べると冬季も比較的温暖であり、1 月、2月の平均気温も 0℃前後と融雪が発生しやすく、さらに降雪量も多いため融雪が長期にわたる。そこで、本稿では冬季から春季にかけての河川水質変動を、現地調査や公共のデータから考察し雪が河川水質変動を明らかにし、水質分析結果や GIS データを用いて溶存成分変動や季節変化について総合的に
考察した。

Ⅱ

研究方法

09 年 12 月中旬〜10 年 6 月中旬と 10 年 12 月〜11
年 6 月に週 1 回（または 2 週に 1 回）定点水文観測（AT、WT、pH-RpH、EC、TDS、DO）を行い、同時に雪尺による積雪深観測、積雪サンプル採取を行った。
サンプルは実験室で EC 測定、主要溶存成分分析、TC、
IC、DOC を測定し、IC から重炭酸イオン（HCO3-）を求めた。さらに、積雪については密度を算出し雪質を求めた。融雪期に水質の時記録計を上流部と下流部に設置し、水位と EC、WT の時間変化を追跡し考察した。なお、筆者らは 09 年 4 月〜12 月、10 年 4 月〜12 月）の暖候期の調査も行っている。

結果と考察

本流中流部（青島大橋=小出付近）に設置した時記録計の値（EC、pH）と上流部のアメダス湯沢気象データ（気温、降水量、積雪深、日照時間）を用いて、融雪期の水質変動と気象要素の関連性をみた。ロガー投入後 EC 値が急激に低下し、4 月の上旬（4 月 9日）からさらに低下した。pH は 4 月初旬に急激な低下がみられ、4 月 9 日の EC 値の低下と同時にその前の値に戻り徐々に低下した。積雪は 3 月下旬では約100cm の深さがあったが、徐々に低下し 4 月 16 日には 0cm となった。その後、EC 値が短期間に急上昇しており（4 月 18 日にピークがあり約 50μS/cm から
100μS/cm へと急激に値が高くなっている）、同時期に降水があることから何らかの濃度の濃い水が河川に流れ込んだものと思われる。
積雪中の EC 値と溶存成分（Na+、Cl−、Mg2+、Ca2+）の関係をみると、Na＋や Cl−の相関が比較的良く、融雪時（2010 年 3 月）の河川水においても似た結果が得られた。これらの濃度は Mg2＋や Ca2＋の濃度よりも高いため、時記録計に記録された EC 値の急激な上昇の要因は、雪に起因する Na+や Cl−成分ではないかと考えられる。

Ⅳ

おわりに

今後は融雪期の水質形成過程について、積雪深観
測や積雪と河川水質の分析結果から詳細に調べ、流域の水収支、物質収支を明らかにしたい。

参 考 文 献森本洋一 (2011)：魚野川流域における降雪・積雪・融雪水に伴う河川水質変動と水質組成,法政大学地理学科卒業論文

4
6

120

図1

mg/l

100
0

積雪深

100

mg/l

pH

Na・ Cl・Ca・Mg

日照時間

20

4/6

4/11

4/16

15
10
5

0

EC

40

4/1

（110307−08）

20

100

200

50

60

0

b） 河川水

25

0

気温

80

EC μS/cm

20
15
10
5
0
-5
7
6.8
6.6
6.4
6.2
6
3/27

200

Na・Cl・Ca・Mg

2

日照時間 積雪深cm

15
10
5
0

pH

気温 ℃

降水量 mm

30

0

降水量

400

500

a） 積雪

40

（110104）

30
20
10
0

4/21

魚野川中流（青島大橋）の EC 変動と気候要素の関係（アメダス湯沢）

300

0

50
ECとNa

図2

ECとMg

100
ECとCa

150
ECとCl

EC 値と溶存成分の相関200

陸水物理研究会（2011 東京大会）
小巡検「富士山周辺の水環境」（平成 23 年 12 月 4 日）

資 料
小寺 浩二
（法政大学 地理学科）

富士山周辺水環境調査の事例(2011 年 6 月)

図１ 調査・観測・見学地点(℃)(mgO/L)

(μS)

19
18
17
16
15
14
13

4
3
2
1

2,400
200
175
150
125
100
50

欠損値

a）WT

採水WT

0

20km

b）CODCOD

0

20km

0

0

20km

8.0
7.9
7.8
7.7
7.6
7.5
7.4

8.0
7.9
7.8
7.7
7.6
7.5
7.4

pH

c）EC実EC

20km

RpH

0

0.8
0.7
0.6
0.5
0.4
0.2
0.1

20km

RpH-pH

0

20km

d）pH

e）RpH

(mg/l)(mg/l)(mg/l)

18
16
14
12
10
8
6

16
14
12
11
10
8
6

7.0
3.2
2.5
2.2
2.0
1.5
1.0

0

g）RpH TC

f）RpH-ph20km0h）IC IC

20km

0i）TOCTOC

図 2 調査結果分布図

100%

相模川流域

富士川・潤井川流域

1日 目● 1: 戸沢大橋（相模川）● 2: 湘南銀河大橋（相模川）▲

14: 湧玉池

2日 目● 3: 才戸橋（中津川）● 4: 三井大橋（津久井湖）

13: 富士川橋（富士川）

15: 白糸の滝（芝川）
17: 富山橋（富士川）

3日 目

18: みゆき橋（信玄堤放水路）● 5: 勝瀬橋（相模湖）

Cl+SO +NO

● 6: 猿橋（桂川）

Ca+Mg

19: 白根西橋（御勅使川）● 7: 佐伯橋（桂川）● 8: 梅沢橋（桂川）19● 9: 忍野八海

17■ 16: 本栖湖

0%

5
9

●▲

酒匂川・狩野川流域

8

▲13
●
16
4 10 2
▲● ■
7
18 ▲
▲ 12
▲
14

1 6

3

0%

15

11

▲ 10: 神場東橋（西川）▲ 11: 柿田川湧水▲ 12: 千歳橋（狩野川）

100% 0%0% 100%

Na+K

HCO3

Mg

SO +NO
19
17

● 8 7
10 15
1 5 ▲▲
11 14 ●
3●
2
4
6
▲
12 ■
17
13 18
9

19

0%
100%

Ca

●
▲
▲
▲
●
▲
▲
6

100%
9

100%
0%

100%
0%

13
1 15 10
2
5
4
12
3
11 7
14 18

●●▲
8

図 3 トリリニアダイアグラム

■

16

Cl

0%
100%

20km

8: 佐 伯 橋 （ 桂 川 ）10: 忍 野 八 海

9: 梅 沢 橋 （ 桂 川 ）20: 白 根 西 橋 （ 御 勅 使 川 ）7: 猿 橋 （ 桂 川 ）19: み ゆ き 橋 （ 信 玄 堤 放 水 路 ）6: 勝 瀬 橋 （ 相 模 湖 ）17: 本 栖 湖

5: 三 井 大 橋 （ 津 久 井 湖 ）18: 富 山 橋 （ 富 士 川 ）4: 才 戸 橋 （ 中 津 川 ）16: 白 糸 の 滝 （ 芝 川)
2: 戸 沢 大 橋 （ 相 模 川 ）15: 湧 玉 池

(μS)

14: 富 士 川 橋 （ 富 士 川 ）

2,400
200
175
150
125
100
50

12: 柿 田 川 湧 水

11: 神 場 東 橋 （ 西 川 ）13: 千 歳 橋 （ 狩 野 川 ）3: 湘 南 銀 河 大 橋 （ 相 模 川 ）

me/l
1.5

1

0.5

0.5

凡
Na+K

0

0

20km

1

me/l
1.5

例

試料名

Cl

Ca

HCO3

Mg

SO4 (+NO3 )図 4 シュティフダイアグラム

9. 調査・分析結果一覧
表 1 現地調査記録簿
2011年6月16-18日 2011年度前期現地研究調査記録簿
日付 地点番号

地点名

河川名

時刻

AT(5分後） 湿度 AT（10分後） 湿度％

乾球（℃） 湿球（℃）

110616B① 戸沢橋 相模川 10:10
110616B② 湘南銀河大橋 相模川 11:00
110616D① トラ スコ湘南大橋 相模川 10:35 20.9 19.8
110616B③ 才戸橋 中津川 12:00
6/16 110616B④ 三井大橋 津久井湖 13:55 20.2 18.6
110616B⑤ 勝瀬橋 相模湖 14:50 20.0 17.8
110616B⑥ 猿橋
桂川 15:45 20.0 17.4
110616B⑦ 佐伯橋
桂川 16:45 19.6 18.0
110616B⑧ 梅沢橋
桂川 17:30 17.6 16.1
110617B① 忍野八海
10:15 15.4 14.8
110617B② 神場東
西川 11:40 20.5 18.0
110617B③ 柿田川湧水
10:15 21.8 20.8
6/17 110617B④ 千歳橋 狩野川 15:20 25.8 21.4
110617B⑤ 富士川橋 富士川 17:20
110617D① 浅間大社 枠玉池 18:20
110617D② 白糸の滝 芝川
18:51
110618B① 本栖湖 本栖湖 10:25
110618B② 富山橋 富士川 11:35
6/18
110618B③ みゆき橋 釜無川 16:30
110618B④ 白根西橋 御勅使川 16:55

乾球（℃） 湿球（℃）％

86 20.2 18.6 86
80 20.0 17.8 80
74 19.8 17.2 78
86 18.2 17.0 89
15.8 15.5 98
96 15.8 15.2 96
79 22.0 18.5 76
92 22.1 20.4 87
67 24.1 20.0 69

採
多項目(B測器)
比色TC
水pH EC 実EC TURB DO WT TDS COD ｐH RｐH mg/l
WT
16.9
132
4 7.5 7.6 14.600
18.5
186
4 7.2 7.3 18.380
19.1 7.6 3380 2800 69.0 12.1 18.9 0.20
4 7.6 7.8 17.770
17.9 7.9 125 90 5.0 12.0 17.1 0.08
4 7.5 7.6 12.110
18.3 8.5 150 110 5.0 16.0 18.9 0.10
5 7.7 7.8 13.010
18.0 8.5 172 123 52.0 12.5 18.5 0.11
3 7.6 8.0 15.360
16.0
110
4 7.8 7.9 13.140
14.0 7.6 163 130 5.0 12.1 14.0 0.11
3 7.7 7.8 16.240
12.0 7.6 171 116 6.0 12.1 12.7 0.11
1 7.6 8.0 17.280
12.0 7.0 204 112 6.0 6.2 12.5 0.13
1 7.3 8.0 18.370
16.8 7.7 180 130 8.0 9.5 17.2 0.12
3 7.9 8.0 16.680
15.0 6.6 207 137 4.0 10.1 15.0 0.13
3 7.0 7.8 17.140
20.0 7.5 105 81 7.0 10.9 17.9 0.07
3 7.3 7.2 9.598
18.7 7.8 212 152 43.0 10.6 19.1 8.14
4 7.7 7.9 15.140
140.0
15.1
0.10
154
120
7.8
5.3
1 7.8 7.9 13.280
133
3 7.8 7.9 13.300
56 42
3 7.7 7.7 6.871
224 173
4 7.9 8.0 15.350
167
4 7.6 7.8 14.350
163.0
4 7.4 7.9 15.000

IC
mg/l
12.47016.22014.4809.348
10.38012.9909.670
0.000
15.51016.94013.31015.0606.853
12.79011.76011.7300.000
13.17012.21012.530

TOC
mg/l
2.130
2.160
3.290
0.000
2.630
2.370
3.470
16.240
1.770
1.430
3.370
2.080
0.000
2.350
1.520
1.570
6.871
2.180
2.140
2.470

走向

風速
m/s

風向

0.14

NNE-NE

0.34
0.57
0.50
0.03
0.45
0.06
0.78
0.03
0.90

傾斜
角度（°）

E-ENE
WSW-SW

SE-ES
S-S
NNW-NW

SE-E
NNE-NE
NNE-NNE

N30E
N50E
N10W

4
2
0.6

NW-NNW

表 2 主要溶存成分分析結果
水 質 分 析 値 （ mg／リットル ）
K
Ca
Mg
Cl
HCO 3
SO 4

NO 3

Na

1
戸沢大橋（相模川）
6.4
2 湘南銀河大橋（相模川） 14.5
3
才戸橋（中津川）
4.6

1.1
2.4
0.7

14.3
15.7
11.8

4.0
5.1
2.6

5.0
15.5
3.5

63.5
82.5
47.6

13.4
18.3
8.8

4.3
5.8
3.2

0.277

0.029

0.714

0.329

0.140

1.040

0.279

0.069

0.632

0.063

0.781

0.419

0.438

1.353

0.381

0.093

0.200

0.018

0.591

0.218

0.099

0.780

0.183

0.052

4
5

三井大橋（津久井湖）
勝瀬橋（相模湖）

6.0
6.5

1.2
1.4

12.3
13.7

3.4
3.9

4.7
4.9

52.8
60.5

11.2
13.0

3.4
4.3

0.261

0.032

0.612

0.278

0.133

0.866

0.234

0.055

0.284

0.035

0.681

0.320

0.137

0.992

0.271

0.070

6
7
8

猿橋（桂川）
佐伯橋（桂川）
梅沢橋（桂川）

6.2
7.0
6.9

1.5
1.6
2.0

12.4
12.5
13.3

3.1
4.4
5.2

4.7
5.0
5.0

49.2
57.1
78.9

14.3
8.8
4.7

4.3
4.4
3.3

0.269

0.038

0.617

0.256

0.132

0.806

0.297

0.070

0.306

0.041

0.626

0.361

0.142

0.935

0.184

0.071

0.301

0.050

0.665

0.424

0.140

1.293

0.097

0.053

9
10
11

忍野八海
神場東橋（西川）
柿田川湧水

6.0
10.8
7.0

1.7
2.4
2.9

15.5
14.4
12.6

5.8
5.0
4.2

3.4
8.7
5.8

86.2
67.7
76.6

5.3
17.5
6.3

6.1
3.5
3.0

0.259

0.044

0.773

0.480

0.095

1.413

0.111

0.099

0.471

0.062

0.720

0.408

0.245

1.110

0.363

0.057

0.306

0.073

0.628

0.344

0.163

1.256

0.131

0.049

12
13
14

千歳橋（狩野川）
富士川橋（富士川）
湧玉池

6.9
8.4
7.9

1.3
1.8
2.3

7.3
18.6
11.1

1.8
3.0
3.7

6.6
7.4
6.8

34.9
65.1
58.0

7.2
19.3
7.1

2.4
3.8
6.5

0.300

0.034

0.362

0.146

0.185

0.571

0.150

0.039

0.367

0.045

0.927

0.245

0.210

1.067

0.402

0.062

0.342

0.059

0.552

0.303

0.190

0.951

0.147

0.105

15
16

白糸の滝（芝川９
本栖湖

10.5
5.1

2.2
1.1

10.9
4.9

4.1
0.9

6.9
6.8

59.7
18.1

11.2
4.1

7.9
0.0

0.455

0.056

0.542

0.333

0.193

0.978

0.232

0.127

0.224

0.029

0.247

0.074

0.193

0.297

0.085

0.000

17
富山橋（富士川）
7.9
18みゆき橋（信玄堤放水路） 7.9
19 白根西橋（御勅使川）
5.3

2.1
2.2
0.7

22.8
14.2
22.5

2.7
2.5
2.5

6.7
8.3
1.8

67.0
59.2
63.8

29.0
11.4
29.8

0.6
1.1
1.0

0.342

0.054

1.140

0.221

0.189

1.098

0.604

0.010

0.343

0.056

0.710

0.204

0.234

0.970

0.237

0.018

0.229

0.019

1.124

0.208

0.050

1.045

0.621

20

0.7

22.5

2.5

1.8

63.8

29.8

1.0

0.229

0.019

1.124

0.208

0.050

1.045

0.621

番号

試 料 名

白根西橋（御勅使川）

Na

5.3

当 量 換 算 値 （ me／リットル ）
K
Ca
Mg
Cl
HCO 3
SO 4

陽イオン
当量合計

陰イオン
当量合計

1.350
1.895
1.026

1.528
2.265
1.114

6
9
4

1.183
1.320

1.288
1.470

4
5

1.180
1.334
1.440

1.305
1.333
1.583

5
0
5

1.556
1.661
1.351

1.718
1.775
1.599

5
3
8

0.842
1.584
1.255

0.945
1.741
1.393

6
5
5

1.386
0.574

1.531
0.574

5
0

0.016

1.758
1.314
1.580

1.902
1.458
1.732

4
5
5

0.016

1.580

1.732

5

NO 3

誤 差
（％）

富士岳南地域の水環境と地域づくり
富士山の涵養による豊富な地下水で発展してきた岳南地域であるが、工場排水による水質汚濁や、地下水過剰揚水による塩水化など、様々な水環境問題も抱えてきた。産業界が中心となった｢岳南地域地下水利用対策協議会｣な
どの適切な活動で、継続的な地下水利用環境は保たれてきたが、｢水環境を活かした地域づくり｣という視点からは、
さらに努力の余地がある。特に、利用されなくなった地下水が垂れ流されている現状は、サステイナブルな水資源利用の観点から許容できず、産官学民が一体となった、早急な対策が求められる。

キーワード：岳南地域，地下水，塩水化現象，長期モニタリング，水環境と地域づくり

Ⅰ はじめに豊かな水環境を育む火山体の地下水は貴重な財産である。富士山は、北麓の富士五湖の水を涵養し、西麓・東麓・南麓の多くの湧水と地下水を維持する役割を果たしている。その豊富な地下水を利用し、南麓の岳南地域では、古くからの製紙業を中心に、製造業や化学工業などが立地している。
しかし、産業の発展や生活様式変化による水需要の増加に起因する過剰利用が引き起こした塩水化現象などの様々な地下水障害は、地下水利用の限界と保全の重要性を再認識させることとなり、「岳南地域地下水利用対策協議会」の設立とその後の活動に深く影響を与えてきた。長年の協議会の活動により、安定した継続的な地下水利用が保たれているが、渇水期の度に繰り返される塩水化
現象や、利用されなくなった地下水を利用した自然環境再生など、新たな課題も出てきており、将来を見据えた新たな活動の展開が求められている。
Ⅱ 地下水塩水化現象
塩水化現象とは、海岸の帯水層において、地下水の揚水による地下水の水位低下が原因となって淡水帯水層中へ海水が混入し、地下水の塩素イオ
ン濃度が高くなる現象である。海岸地域での地下水揚水は急速な塩水化の進展へとつながり、一度塩水化した地下水は自然回復するのに長い年月を要する。
岳南地域でもそういった地下水障害が起きてきた。富士山南麓の静岡県富士市は岳南地域と呼ばれ、豊富な地下水によって古くから製紙業が栄えてきたが、それら産業の発展に伴って、ある問題が起きた。1960 年の 7 月ごろに、東海道本線国鉄吉原駅北にある 100m の井戸水が塩辛くなっていることに気づき、調査したところ 500mg/ l の塩
素イオンが検出された。その後、田子の浦港周辺にも塩水化した井戸が見つかり、72 年には海岸線からおよそ 4 ㎞内陸にある吉原市街地まで汚染範囲が広がった。製品にさびが生じて商品に汚れが付くなど、製紙産業に衝撃を与え、本格的な塩水化改善対策が始まった。

Ⅲ 「岳南地域地下水利用対策協議会」とその継続的な活動1960 年に地下水の塩水化が発覚し、まず地下水利用状況と水利調査が行われた。その結果、地下水塩水化は過剰くみ上げによる海水の呼び込みに起因するものであることなどがわかった。
地下水利用状況と水理調査の結果を受けて、67年に「岳南地域地下水利用対策協議会」が発足された。この協議会は国・県・市・商工団体及び地下水利用者が一体となり活動している官民協調組織である。協議会では、地下水採取の的確な把握や、県企業局と各工業用水協力会との連携や全国
地下水利用対策団体連合会との連携の保持、地下水位・塩水化障害・湧水の観測、地下水の涵養に関する事業など、様々な活動に取り組んでいる。
なお、それらは 40 年近くにもなる継続的な活動であり、地下水障害を大幅に改善し、全国地下水利用対策団体連合会の活動を支えてきたと言っても過言ではない。

Ⅳ 法政大学の活動
わが法政大学でも岳南地域の地下水障害問題については力を入れて研究しており、40 年以上の長い調査を続けている地域である。法政大学水文地理学研究室と岳南地域との歴史は長く、高度経済成長期に起きた水質汚濁問題のときから法政大学
では調査を行っている。岳南地域は院生や学部生の地下水を学ぶ場ともなっており、1980 年以降から 30 年近く毎年必ず調査するフィールドである。
ここ 20 年ほどは調査の手法も一貫しているため、20 年もの貴重なデータがあり、あらかじめ渇水を予測して調査するなどして、渇水期に生じる塩水化現象についての研究は高い評価を受けた。
このように岳南地域では、高度経済成長期の頃
から現在まで 40 年以上長期モニタリングをしており、法政大学水文地理学研究室の重要なフィールドのひとつで、全国でも注目される事例である。

図１ 渇水期に生じる塩水化現象

Ⅴ 水環境と地域づくり
岳南地域は製紙業などの地域産業が地域を引っ張ってきたとも言える。地下水障害の問題も企業が起こしたものではあるが、企業が先頭に立って積極的に対策をうってきた。しかしそれは企業側が被害をうけるものであったから積極的だったのだと思われる。地下水の問題とは対照的に、煤煙の問題については疎かになっているという現実があり、本当の意味での街づくりにおいては企業というものがブレーキになってしまうこともある。
だが、企業だけが悪いのではなく、市民も企業や行政にまかせきりだったところもある。これからは市民ももっと積極的に取り組み、企業も市民の目線になって活動することが必要だ。
水環境を活かした地域づくりでは、多くの人が触れられるような水環境の創出を目指すことが必要である。富士の豊富な水環境ならば、豊かな街づくりをしていくことは十分可能なはずである。
Ⅵ おわりに富士の豊富な地下水により発展してきた岳南地域であるが、工場排水による水質汚濁問題や、製紙工場など企業の地下水の過剰くみ上げによる地
下水塩水化など、発展とともに多くの問題も抱えてきた。
「岳南地域地下水利用対策協議会」の継続的な活動などのおかげで、地下水障害を大幅に改善してきた。行政と民間が協力して問題解決に取り組んできた成果であると思われる。
しかしながら、産官学は力を入れて対策をしてきたが、民だけが蚊帳の外で市民が少しおいてきぼりになってしまっているという現実もある。
これからの時代は、産官学民が一体となって地域をつくっていかなければならない。
参 考 文 献小寺浩二(1996)：富士山南麓地下水に与えた渇水（1994～1995 年）の影響,法政大学文学部紀要,42,79-91．
富士市 Official Web Site
http://www.city.fuji.shizuoka.jp/index.htm
富士山 NET図 2 岳南地域地下水の観測事例(05 年 EC 値)

http://www.fujisan-net.jp/RENSAI/003_05.html