温泉科学（J. Hot Spring Sci.），66，4-20（2016）

原著

関東平野北部における温泉の水質および安定同位体比とその地質鉱物学的解釈
村松容一1）*，谷口無我2）#，大場武2）（平成 28 年 3 月 1 日受付，平成 28 年 5 月 31 日受理）

Chemical Composition and Stable Isotope (δ18O and δD) Ratios of
Hot Spring Waters from the Northern Kanto Plain, Central Japan,
and Their Geological and Mineralogical Interpretations
Yoichi Muramatsu1）*, Muga Yaguchi2）# and Takeshi Ohba2）
Abstract
Chemical and stable isotopic (δ O, δD) compositions analyzed this time and reported
previously for the hot spring and pore waters from the northern Kanto Plain, Central Japan,
additionally mineral constituents analyzed this time for the rock samples from one well,
were used to clarify the formation mechanism of the waters. The hot spring waters belong
to mainly Na ─ Cl, subordinately Na・Ca ─ Cl, Na ─ SO4 and Na ─ HCO3 types. The chloridetype waters were formed by mixing of local meteoric water with fossil sea water, which has
positive δ18O value than that of the present sea water. The high saline waters have lower
Mg2+/Cl－, SO42－/Cl－, K+/Cl－, Na+/Cl－ equivalent ratios, higher Ca2+/Cl－ equivalent ratio thanthose of the present sea water, and high B/Cl mole ratio (＞0.002).
The major chemical compositions of the waters are controlled by anhydrite dissolution,sulphate reduction and calcite nucleation, reaction of volcanic material to form smectite, ion
exchange of smectite, and also by transformation of smectite to illite. The fluid formation
mechanisms are concordant with the saturation index, estimated underground temperature,and mineral assemblage of the reservoir rocks. The oxygen isotope positive shift of thefossil sea water reflects smectite-illite transformation.
18

Key words : Northern Kanto Plain, hot spring waters, fossil sea water, diagenetic evolution,
fluid formation mechanism, geological and mineralogical interpretations
東京理科大学理工学部教養科 〒278-8510 千葉県野田市山崎 2641．1）Department of Liberal Arts,
Faculty of Science and Technology, Tokyo University of Science, 2641 Yamazaki, Noda, Chiba 278-8510,
Japan. *Corresponding author：E-mail muramatu@rs.noda.tus.ac.jp, TEL & FAX：047-347-0621.
2）
東海大学理学部化学科 〒259-1292 神奈川県平塚市北金目 4-1-1．# 現在：気象庁気象研究所火山研究部 〒305-0032 茨城県つくば市長峰 1-1．2）Department of Chemistry, School of Science, Tokai Univer­sity, 4-1-1 Kitakaname, Hiratsuka, Kanagawa 259-1292, Japan. # Present address : Volcanology Research
Department, Meteorological Research Institute, Japan Meteorological Agency, 1-1 Nagamine, Tsukuba,
Ibaraki 305-0052, Japan.
1）

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関東平野北部における温泉の水質および安定同位体比とその地質鉱物学的解釈

要旨

関東平野北部の塩化物泉を対象に，主成分および酸素・水素安定同位体比（δ18O, δD）分析を実施するとともに，温泉井の掘削時に回収した岩石片の構成鉱物を粉末 X 線回折法で同定
し，公表論文等による温泉水と間隙水の分析値を加えて，地質鉱物学的視点に立って温泉の水質形成機構を検討した．炭酸塩泉（Na ─ HCO3）は足尾，帝釈，八溝山地で地下に涵養された降水が火山性物質の Na ─スメクタイト化を受けて形成された降水起源水であり，硫酸塩泉（Na ─SO4）はこの Na ─ HCO3 型降水起源水が弱変質火山岩類中の硬石膏の溶解，陽イオン交換反応
による Ca ─スメクタイト化を受けて形成されたと推察される．塩化物泉（Na ─ Cl, Na・Ca ─Cl）は Na ─ HCO3 型降水起源水と化石海水（δ18O＝＋1.40‰）の混合によって形成されたものであり，高塩化物泉の Mg2+/Cl－, SO42－/Cl－, K+/Cl－, Na+/Cl－ 当量比は現海水より低い一方，
Ca2+/Cl－ 当量比はかなり高く，B/Cl モル比は 0.002 以上を示す．これらの化学成分および安定同位体比の特徴は，次のような間隙水の進化によって合理的に説明される．埋没過程で海成荒川層群相当層下部に閉じ込められた間隙水（海水）は硫酸還元反応，方解石核形成，Na ─
HCO3 型降水起源水による希釈，火山性物質の Mg ─スメクタイト化，陽イオン交換反応による Na ─スメクタイト化（Na・Ca ─ Cl 泉），スメクタイトのイライト化を受けて進化した．化石海水における δ18O 値の現海水に比したプラスシフトはスメクタイトのイライト化によってもたらされたものであり，この再結晶作用は B 濃度が高くて K+ 濃度が低い特徴，化学平衡計
算結果，推定地下温度，地下構成鉱物によって支持される．
キーワード：関東平野北部，温泉水，化石海水，続成変質，水質形成機構，地質鉱物学的解釈

1． は じ め に筆頭著者（村松）は関東平野中央部～南部に分布する塩化物泉の水質形成機構と流動機構を 10
年以上にわたって地質鉱物学的視点に立って研究し，関東平野中央部の上総層群相当層と安中・安房層群相当層を貯留母岩にする高塩化物泉の深部流体は，両層に閉じ込められた間隙水（海水）が降水起源水による希釈と埋没続成変質を受けて進化することによって形成されたことを明らかにした（村松ら，2016）．関東平野のなかで同様の研究を実施していない北部の栃木県は源泉総数 630
か所（2015 年 3 月末で全国第 10 位；環境省，2016）を有する全国有数の温泉観光県であり，大部分は那須火山帯に属する那須，日光，高原火山の周辺地域に分布するが，第三紀グリーンタフが分布する中央平地部にも海水に近い高塩化物泉の存在が近年の温泉開発の進展によって確認されている（宇塚・鈴木，1997）．この中央平地部の温泉を対象にした主成分組成に関する地球化学的研究
は多数報告されている一方（福田ら，1988；高屋・佐藤，1992；鈴木・宇塚，1995；宇塚・鈴木，
1997；関ら，2001，2004），酸素・水素安定同位体比（δ18O と δD）の報告は少なく（関ら，2001），
地質鉱物学的視点に立って水質形成機構を研究した報告はさらに少ないのが現状である（鈴木・宇塚，1995）．
本研究では，関東平野北部の中央低地部を主な対象として，塩化物泉の主成分および δ18O と δD
値を分析するとともに，温泉井の掘削時に回収した岩石片の構成鉱物を粉末 X 線回折法で同定し，得られた結果に公表論文等の温泉水および間隙水の分析値を加えて，埋没続成変質による海水起源の間隙水の進化の視点に立って塩化物泉の起源と水質形成機構を検討した．さらに，硫酸塩泉と炭酸塩泉も対象に地質鉱物学的視点で水質形成機構を検討し，水－鉱物相互作用の化学平衡論により検証した．本論では地表で採取された温泉水を温泉水（Spring water），地下に賦存する本源的な温泉水を深部流体（Deep fluid）とそれぞれ呼称する．

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温泉科学

2． 地 質 概 要
林ら（2004），高橋（2006），鈴木（2002）をもとに作成した関東平野北部の地質図を Fig. 1a に，また鶴田（1965），林ら（2008）に基づく地質断面図を Fig. 1b にそれぞれ示す．本地域の中央平地部は新第三系（火砕岩，堆積岩類）と第四系（火砕流堆積物，礫層，火山灰層）からなり，周囲の帝釈・足尾山地と八溝山地に中古生界が分布する．このうち，帝釈・足尾山地は足尾層群（足尾帯のジュラ紀付加体）と白亜紀の珪長質火成岩類，八溝山地は八溝層群（同付加体）と白亜紀の花
崗岩，変成岩（筑波山地域）でそれぞれ構成される（竹内，2008）．また，第四紀の那須火山と日光火山が本地域より北方と西方にそれぞれ分布するほか，本地域の中央北部には約 50 万年前に火山活動を開始し，約 6,500 年前の噴火で富士山溶岩ドームを形成した高原火山（標高 1,795 m の成層火山）が分布している（奥野ら，1997）．
八溝山地西縁の新第三系は中川層群とそれを傾斜不整合に覆う荒川層群からなり，陸成の弱変質火山岩類を主とする中川層群（前期中新世）は茂木（Fig. 1a の NG），那珂川（同 Bk）地域に，また海成堆積岩からなる荒川層群（中・後期中新世）は烏山地域（同 AG）にそれぞれ露出し（鈴木・宇塚，1995；田中・高橋，1997；星・高橋，1996；高橋，2006；天野，2008），これらは関東山地の北側に分布する富岡層群および安中層群とそれぞれ同時期の地層と考えられる（林ら，2008）．

Fig. 1 Geological map and locations of the hot spring and pore waters of the northern Kanto Plain(after Hayashi et al., 2004 ; Takahashi, 2006).  Counters in meter indicate depth distribution ofbasal boundary of Kazusa Group from sea level (after Suzuki, 2002).  TTL, Tonegawa Tectonic
Line ; KSF, Karasuyama-Sugao Marsh Fault.  MK, Moka observation well ; YR, Yuki survey well.  
AG, Arakawa Group ; NG, Nakagawa Group.  Stratigraphies of the No. 12 well, Moka observa­
tion well and Yuki survey well in Fig. 1b are from Tsuruta (1965) and Hayashi et al. (2008).

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関東平野北部における温泉の水質および安定同位体比とその地質鉱物学的解釈

中川層群および荒川層群相当層は多数の温泉が分布する中央平低地の地下に広く分布することが孔井地質調査によって確認されており，以下に地域北部の那須扇状地，中央西部の宇都宮地域，南部の真岡地域における孔井地質層序を概観する．那須扇状地の西那須野温泉井（同 Oi）では地表から深度 270 m まで第四系，下位には荒川層群相当層（砂岩，泥岩，凝灰岩）が孔底深度 1200 mまで続く（鈴木・宇塚，1995）．一方，宇都宮地域（同 Un）にも弱変質火山岩類（大谷層）が露出する（青島・松居，1997；高橋・吉川，2008）．宇都宮温泉井（同 Un 付近）では深度 773 m まで荒川層群相当層（凝灰岩），深度 1,280 m まで中川層群相当層（安山岩・角礫凝灰岩）が分布し，下位には先第三系基盤岩類（足尾帯の花崗岩）が孔底深度 1,283 m まで続く（福田ら，1988；林ら，
2008）．真岡地域（No. 13 周辺）の地震観測井（同 MK）では地表から深度 643 m まで下総層群と上総層群，深度 1,158 m まで荒川層群相当層（砂岩，泥岩，凝灰岩），下位には中川層群相当層（砂岩，凝灰岩，泥岩）が孔底深度 1,738 m まで続き（Fig. 1b；林ら，2004），荒川層群相当層の基底深度は宇都宮地域より深い．

3． 試料採取および分析方法
関東平野北部に分布する温泉施設 13 地点で 2015 年 5，10 月に採水した（Fig. 1a の Nos. 1～13）．
現地で水温，pH をカスタニー ACT pH メータ（堀場製作所製 D ─ 24）で測定した後，分析用として 500 mL のポリエチレン瓶 2 本に採水するとともに，Fe, Al 分析用として 100 mL ポリエチレ
ン瓶 1 本に採水して時間経過により沈殿物が生じないように，速やかに濃硝酸 1 mL を加えて pH
を 1 程度に調整した．これらの水試料を実験室に持ち帰り，各種溶存化学成分を分析した．温泉井の湧出形態は水中ポンプによる動力揚水であり，採水場所は源泉 11 地点（Nos. 1, 3, 5～13），施設
内の浴槽 2 地点（Nos. 2, 4）である．なお，現地では温泉所有者より掘削深度および孔明管の位置に関する聞き取り調査を実施した．温泉水の分析項目と方法は次の通りである．HCO3－ 濃度は硫酸滴定法（HACH 製 AL-DT）による pH 4.8 アルカリ度から換算した．Na+, K+, Ca2+, Mg2+, Fe, Al3+, B,
Si は連続光源フレーム原子吸光分析法（Analytik Jena 製 ContrAA 700）で分析し，Na+, K+, Feには C2H2-air フレームを，Ca2+, Mg2+, Al3+, B, Si には C2H2-N2O フレームをそれぞれ使用した．Cl－,
SO42－ はイオンクロマトグラフ法（Dionex 製 ICS-900）で分析した．酸素安定同位体比（δ18O）と水素安定同位体比（δD）はキャビティリングダウン分光法（PICARRO 製 L-2120-i）を使用し，標準物質からの千分率偏差（‰）で表した．
δ ‰）＝［RX/RS－1］×1000
（⑴

ここで，RX および RS は試料および標準物質の安定同位体比をそれぞれ表す．18O/16O 比と D/H 比は Vienna 標準平均海水（V-SMOW）を標準物質に用い，δ18O と δD 値の測定精度はそれぞれ±0.05と±0.12‰程度である．
また，No. 2 地点の温泉井掘削時に回収された約 25 m 間隔の岩石片（カッティングス）の構成鉱物を肉眼観察と粉末 X 線回折法（BRUKER 製 D8 ADVANCE）で同定した．なお，粉末 X 線回折法によるスメクタイトの同定はエチレングリコール処理を，方解石の同定には塩酸をそれぞれ併用した．
本研究では，関東平野北部に分布する温泉の水質および δ18O と δD 値に関する多くの公表論文（関ら，2001，2004；鈴木・宇塚，1995；村松ら，2008，2013；道前ら，2003，杉崎ら，1963 など），
および入手できた温泉分析書（Fig. 1a のアルファベット大小二文字で略称）を加えて解析した．さらに，茨城県結城市における天然ガス調査井（YR4, 5）の掘削時に回収したコアの間隙水（YR4
7

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武

WT, Water temperature ; TG, Temperature gradient; EC, Electric conductivity ; fsea, Sea water fraction. *1 Data from Muramatsu et al. (2013), *2 Data from
Imahashi et al. (1996), *3 Data from Kamei (2001)．

Table 1 Chemical composition of the hot spring waters from the northern Kanto Plain.

村松容一，谷口無我，大場
温泉科学

第 66 巻（2016）

関東平野北部における温泉の水質および安定同位体比とその地質鉱物学的解釈

Table 2 Location and data source of the hot spring and pore waters from the northern Kanto Plain.

References : (1) This study, (2) Muramatsu et al. (2013), (3) Seki et al. (2001), (4) Seki et al. (2004), (5) Suzuki
and Uzuka (1995), (6) Fukuda et al. (1988), (7) Yabuzaki et al. (2007), (8) Tsuruta (1965), (9) Unpublished data.

9村松容一，谷口無我，大場

武

温泉科学

Fig. 2 Trilinear diagram for the hot spring and pore waters.  The sample numbers are
the same as in Fig. 1.

Fig. 3 Na+ ─ Cl－ (a) and B ─ Cl－ (b) diagrams for the hot spring waters.  The sample numbers andabbreviations are the same as in Fig. 1 and Tables 1, 2.

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第 66 巻（2016）

関東平野北部における温泉の水質および安定同位体比とその地質鉱物学的解釈の深度 678, 1,014 m, YR5 の深度 1,041 m）の主成分分析値（鶴田，1965）も加えた．

4． 結果および考察
4．1

温泉水の主成分組成

今回採取した塩化物泉の化学分析結果を足尾山地東縁の温泉分析値（村松ら，2008）と併せてTable 1 に示す．pH は 6.7～8.8，泉温は 21.5～73.6℃にある．入手できた温泉水および結城調査井の間隙水の分析値（Table 2）を加えたトリリニアダイヤグラムによれば，温泉水は塩化物型（Na ─Cl, Na・Ca ─ Cl）を主とするほか，炭酸塩型（Na ─ HCO3），硫酸塩型（Na ─ SO4）からなり，また間隙水は炭酸塩型（Na ─ HCO3），硫酸塩型（Na ─ SO4）からなる（Fig. 2）．泉質と地質・地形の関係をみると，塩化物泉は中央平地部，炭酸塩泉は足尾・帝釈山地，八溝山地寄り，硫酸塩泉は
弱変質火山岩類が露出する宇都宮，茂木，那珂川地域にそれぞれ分布する（Fig. 1a）．温泉井のなかには孔底深度が 1,800 m に達するものもあるが，全体の約 8 割は 1,000～1,500 m を孔底深度にしており，採水された深部流体は荒川層群相当層を主要な貯留母岩にしている（Table 2；関ら，2004；
林ら，2008）．塩化物泉（Na ─ Cl）は海水希釈線付近にプロットされ（Fig. 3a），ほとんどの塩化物泉の B/Cl モル比は 0.002 以上を示している（Fig. 3b）．
4．2

温泉の熱源および塩化物泉の起源

4．2．1

温泉の熱源

地表温度を 15℃とし，泉温が孔底温度に等しいと仮定すると，今回採水した 13 地点の地温勾配
は 1.4～4.3℃/100 m を示し，Nos. 6～8 地点は非火山地域の地温勾配（2～3℃/100 m 程度；入舩，1995）よりやや高い（Table 1）．本地域北部の中央平地部（Nos. 7, 8 地点以北）にある深部温泉
井 17 本で実施した掘削終了後の温度検層に基づく地温勾配（3.0～5.0℃/100 m；高屋・佐藤，
1992）も同様であり，地域北部は火山性温泉地域の地温勾配を示している．深部流体は孔内上昇過程で冷却されるために泉温は深部流体温度を示していないが，深部流体温度の全体的な傾向は泉温の二次元分布で知ることができる．Figure 4a からわかるように，泉温は足尾，八溝山地寄りで低
い一方，高原火山周辺で高い傾向を示している．温泉と火山および地質・地質構造との関係によれば，本地域最北部の塩原温泉（Fig. 1a の Sa～St）は現在も噴気活動が認められる高原火山を熱源にしていると考えられており（鈴木，1974），火山性温泉地域の地温勾配を示す温泉の熱源は高原火山である可能性が高い．
4．2．2

塩化物泉の起源

塩化物泉（Na ─ Cl）は海水の降水起源水による希釈によって形成されたものと判断されることから（Fig. 3a），海水混合比を次式により算出した．
fsea＝Clsample－Clrain

Clsea－Clrain⑵

ここで，fsea は試料の海水混合比，Clsample, Clrain, Clsea は試料，降水，海水の Cl－ 濃度をそれぞれ示す．海水混合比の二次元分布をみると，同比が 0.2 より高いゾーンは中央平地部に分布する一方，八溝，足尾，帝釈山地寄りの海水混合比は低く，降水はこれらの山地から涵養されたと判断される（Fig. 4b）．
塩化物泉のなかで，Cl－ 濃度が 8,290 mg/L 以上の高塩化物泉（Nos. 7, 8, 13）の Mg2+/Cl－ 当量比（0.002～0.006），SO42－/Cl－ 当量比（0.000～0.055），K+/Cl－ 当量比（0.002～0.004），Na+/Cl－ 当量比（0.545～0.809）は現海水（Mg2+/Cl－ 当量比 0.205，SO42－/Cl－ 当量比 0.101，K+/Cl－ 当量比 0.018，Na+/11村松容一，谷口無我，大場

武

温泉科学

Fig. 4 Horizontal distributions of water temperature (a) and sea water fraction (b) in the hot spring waters.
* Data from Muramatsu et al. (2013).

Fig. 5 δ18O ─δD (a) and δ18O ─ Cl－ (b) diagrams for the hot spring waters.  The sample numbers
and abbreviations are the same as in Fig. 1 and Tables 1, 2.  The FSW shows the fossil sea
water.  The ML shows the mixing line of fossil sea water and meteoric water.

Cl－ 当量比 0.859）より低い一方，Ca2+/Cl－ 当量比（0.205～0.416）は現海水（同 0.037）よりかなり高い特徴が認められる．
温泉水の δ18O, δD 値，Cl－ 濃度間の関係を Fig. 5 に示す．Cl－ 濃度が低い塩化物泉（Nos. 2, 3, 5, 9,
11, 12, 17, 18, 9a, 10d, Sma, Yaa），炭酸塩泉（Nos. 14～16, Oia, On, Ak, Aa, Mk1, Mk2, Tsb），硫酸塩泉（Una, Mt）は天水線（δD＝8δ18O＋14）付近にプロットされ，降水を起源にしている（Fig. 5a）．
δ18O 値－Cl－ 濃度間には正相関が認められる．相関直線（ML）を用いると，塩化物泉の δ18O－δD 値，
Cl－濃度を現海水と同じ 19,800 mg/L と仮定した δ18O, δD 値はそれぞれ＋1.40‰（Fig. 5b），＋1.0‰（図は割愛）と見積もられ，塩化物泉は δ18O 値が現海水よりプラスシフトした化石海水と降水起源
12

第 66 巻（2016）

関東平野北部における温泉の水質および安定同位体比とその地質鉱物学的解釈

水の混合によって形成されたものであることがわかる．
4．3

深部流体の水質形成機構

温泉水に含まれる化学成分の起源を検討するにあたっては，海水の当該成分に対する過剰・欠損量を求める必要がある．試料の Cl－ は海水起源であると考えられるので，次式より試料の過剰・欠損する M 成分の濃度を算出した．
Δ［M］＝［M］－［M/Cl］
［Cl］
sea×

⑶

ここで，Δ［M］：試料の過剰・欠損する M 成分量，［M］：試料の M 成分の濃度，［M/Cl］
sea：海水のCl－ に対する M 成分の濃度，［Cl］：試料の Cl－ 濃度．以下に，泉質別に水質形成機構を検討する．
4．3．1

炭酸塩泉

Na ─ HCO3 泉（No. 14a を除く）および同型間隙水（YR4a, b）の ΔNa+ と ΔHCO3－ 濃度は直線
ΔNa+＝ΔHCO3－ 付近にプロットされ（Fig. 6a），Na+ と HCO3－ の濃度は火山性物質（曹長石組成）の Na ─スメクタイト化に規制される．
+－
2.33NaAlSi3O8＋2CO2＋2H2O → Na0.33Al2.33Si3.67O（OH）
10
2＋2Na ＋2HCO3 ＋3.32SiO2

⑷

水─鉱物平衡計算プログラム「SOLVEQ」（Reed, 1982）を用いて，泉温における深部流体の Na ─

Fig. 6 ΔNa+ ─ΔHCO3－ (a), ΦCa2+ ─ ΦNa+ (b), ΦCa2+ ─ΔMg2+, (ΔMg2+＋ΦNa+）(c) and ΔK+ ─ Cl－(d) diagrams for the hot spring and pore waters.  The sample numbers and abbreviations are
the same as in Fig. 1 and Tables 1, 2.  Open and solid symbols in Fig. 6c are the data for the           ΦCa2+ ─ΔMg2+ and ΦCa2+ ─ (ΔMg2+＋ΦNa+) diagrams, respectively.

13村松容一，谷口無我，大場

武

温泉科学

スメクタイトに対する飽和指数を計算した結果，Na ─ HCO3 泉（Nos. 14～16, Ak, Aa）の深部流
体は Na ─スメクタイトにほぼ飽和ないし過飽和状態にある（Fig. 7a）．これらの温泉の δ18O と δD
値は天水線（δD＝8δ18O＋14）付近にプロットされること（Fig. 5a），および Na ─ HCO3 泉は足尾・帝釈山地，八溝山地寄りに分布することを勘案すると，これらの山地から地下に涵養された降水が火山性物質の Na ─スメクタイト化を受けることによって，Na ─ HCO3 泉の深部流体および同型間
隙水が形成されたと推察される．
4．3．2

硫酸塩泉

Na ─ SO4 泉が分布する宇都宮，茂木，那珂川地域の弱変質火山岩類は足尾山地南側の太田地域に藪塚層として分布する．本層を貯留母岩にしている笠懸 Na ─ SO4 泉（Fig. 1a の Kg）の δ34S 値（＋23.8‰）は硫酸態硫黄の硬石膏由来を示唆し，深部流体は降水の地下浸透に伴う藪塚層中の硬石膏の溶解と陽イオン交換反応によって形成されたと考えられている（村松ら，2013）．また，足尾山地東側の SO42－ にやや富む Na ─ HCO3 泉（Nos. 14, 15）の δ34S 値（＋36.4～47.7‰）は硫酸態
硫黄の硬石膏由来と硫酸還元反応の進行を示唆していることから（村松ら，2013），関東平野北部の Na ─ SO4 泉に含まれる硫酸態硫黄も硬石膏に由来すると判断される．
Na ─ SO4 泉（Una, Mt；関ら，2001）は天水線（δD＝8δ18O＋14）付近にプロットされ（Fig. 5a），
同泉質の深部流体と間隙水（YR5）は降水を起源にしている．前述したように，降水は高標域からの地下涵養過程で火山性物質の Na ─スメクタイト化を受けていると考えられるので，火山性物質の Na ─スメクタイト化に由来する Na+ 分を差引いた Na+ 量（ΦNa+＝ΔNa+－ΔHCO3－）と SO42－ が硬石膏の溶解に由来すると仮定した時の欠損 Ca2+ 量（ΦCa2+＝ΔCa2+－ΔSO42－ ）の関係をみると，
Na ─ SO4 泉と間隙水（YR5）は ΦCa2+＝－ΦNa+ 付近にプロットされる（Fig. 6b）．したがって，降水が地下涵養過程で火山性物質の Na ─スメクタイト化を受けて形成された Na ─ HCO3 型降水起源
水が弱変質火山岩類に含まれる硬石膏の溶解を経験した後，Ca2+ と貯留母岩中の Na ─スメクタイ
トとの陽イオン交換反応が進行した結果，Na ─ SO4 泉の深部流体および同型間隙水が形成されたと推察される．
4．3．3

塩化物泉

（1） 硫酸還元反応，方解石核形成
孔井地質および孔明管挿入深度に基づけば，今回採水した塩化物泉のほとんど（Nos. 8, 13 を除

Fig. 7 Relationships between water temperature and saturation index for Na-smectite (a) and Illite(b).  The sample numbers and abbreviations are the same as in Fig. 1 and Tables 1, 2.

14

第 66 巻（2016）

関東平野北部における温泉の水質および安定同位体比とその地質鉱物学的解釈く）は中新世荒川層群の海成堆積岩を貯留母岩にしている（関ら，2004；林ら，2008）．群馬県安中・富岡地域に分布する同時期の海成安中・富岡層群を貯留層にする高塩化物泉は SO42－ を殆どないし全く含んでおらず，これは硫酸還元反応に起因することが硫黄安定同位体比により明らかになっている（村松ら，2010）．今回採水した関東平野北部の塩化物泉のなかで最も Cl－ 濃度が高い No. 7
地点の SO42－ 濃度は 16.8 mg/L と低く（Table 1），硫化水素臭が認められることを勘案すると，海底泥質堆積物に閉じ込められた海水は安中・富岡地域と同様に，初期続成期に硫酸還元菌による硫酸還元反応を経験したと考えるのが妥当である．
2CH2O＋SO42－ → H2S＋2HCO3－⑸

この反応で発生した間隙水の HCO3－ は Ca2+ と反応して，コンクリーションの核になる方解石（CaCO3）が生成すると考えられる（平，2004）．
Ca2+＋2HCO3－ → CaCO3＋CO2＋H2O

⑹

Cl－ 濃度が No. 7 地点に次いで高い No. 13 地点（孔底深度 1,400 m）の SO42－ 濃度は検出限界（0.1mg/L）以下を示している（Table 1）．その南西約 6 km の真岡観測井（MK）では海成荒川層群相
当層が深度 643～1,158 m まで分布し，下位に陸成中川層群相当層が孔底深度 1,738 m まで続く（林ら，2004）ことから，No. 13 地点の深部流体に含まれる化石海水は荒川層群相当層下部の海底泥質堆積物に閉じ込められた間隙水（海水）に由来し，硫酸還元反応を経てメタン生成菌が活発なメタン生成帯に近い環境にあったと推察される．
（2） 火山性物質の Mg ─スメクタイト化作用，イオ交換反応
カリブ海で海底掘削時に回収されたコアの間隙水の分析によれば，海底から深度 400 m 間の δ18O
値は－3‰程度低くなり Mg2+ 濃度も減少する一方 Ca2+ 濃度は増加傾向を示しており，海底堆積物
中の火山性物質の Mg ─スメクタイト化が一因になっていると考えられている（Lawrence et al.,1975）．高塩化物泉（Nos. 7, 8, 13）の Mg2+/Cl－ 当量比は現海水よりかなり低い一方 Ca2+/Cl－ 当量比はかなり高く，塩化物泉の深部流体をもたらした間隙水は火山性物質の Mg ─スメクタイト化を経験してきた可能性が高い．
①

Na ─ Cl 泉
硫酸還元反応と方解石核形成に伴う Ca2+ 欠損分を加えた Ca2+ 量（ΦCa2+＝ΔCa2+－ΔSO42－）と ΔMg2+の相関関係をみると，Na ─ Cl 泉は－ΦCa2+＝ΔMg2+ 付近にプロットされる（Fig. 6c）．したがって，海水が海底泥質堆積物の埋没過程で種々の程度に Na ─ HCO3 型降水起源水によって希釈された間
隙水は火山性物質の Na ─スメクタイト化に加えて，硫酸還元反応，方解石核形成，火山性物質のMg ─スメクタイト化を経験したと推察される．
②

Na・Ca ─ Cl 泉
一方，Na・Ca ─ Cl 泉の ΦCa2+ と ΔMg2+ の相関関係は－ΦCa2+＝ΔMg2+ から大きく外れる（Fig.

6c）．Na ─ Cl 泉の ΦNa+ はゼロに近いが，Na・Ca ─ Cl 泉の ΦNa+ は大きな負の値を示すことから，
ΦCa2+ と（ΔMg2+＋ΦNa+）の相関関係をみると－ΦCa2+＝ΔMg2+＋ΦNa+ 付近にプロットされる（No. 8aを除く）．したがって，間隙水は Na ─ Cl 泉が経験した諸続成作用に加えて，イオン交換反応による Ca ─スメクタイトの Na ─スメクタイト化も受けたと推察される．
+
2+
6Ca0.167Al2.33Si3.67O（OH）
10
2＋2Na → 6Na0.33Al2.33Si3.67O（OH）
10
2＋Ca 

⑺

海水と堆積物・岩石の相互作用に関する実験（池田，1985）によれば，Cl－ 濃度が増加するような海水が浸入してくる環境では，粘土層の Ca2+ に富むイオン交換体と海水のイオン交換反応が行
15村松容一，谷口無我，大場

武

温泉科学

われて，⑺式の進行による Ca2+ に富む塩水化地下水と Na+ に富むイオン交換体が形成される．そこで，関東平野北部で海水が浸入してくる地質環境にあったかを No. 13 地点で検討しよう．村松ら（2008）は掘削時から掘削終了後において温度検層が数回実施された関東平野中央部の温泉井を対象に，ホーナー法による推定回復温度と泉温を比較し，流入深度ゾーン（1,000～1,500 m）における推定回復温度は泉温より 1～9℃高くなることを明らかにしている．No. 13 地点の泉温（約56℃）に最大温度補正をした流体温度は約 65℃である．1994～96 年に防災科学技術研究所によって掘削された真岡地震観測井（MK）では，掘削終了後に孔明管を挿入して 10 日間以上放置させ，孔内水がほぼ地層温度まで回復した後に温度検層が実施されている（鈴木・小村，1999）．それによれば，No. 13 地点の泉温は荒川層群相当層の基底深度（1,158 m）付近，最大温度補正後の流体
温度は中川層群相当層の上面から約 290 m 深部にそれぞれあたることから，深部流体は中川層群相
当層上部から孔井内に流入していると推定される．Cl－ 濃度が高い同泉質の No. 8 地点も中川層群相当層を貯留母岩にしており（林ら，2008），Na・Ca ─ Cl 泉の深部流体は荒川層群相当層下部の海底泥質堆積物に閉じ込められた間隙水が埋没過程で前述の諸続成作用を経験した後，圧密作用を受けて陸成中川層群相当層の上部に発達した断裂系に移流・貯留され，イオン交換反応を受けたと推察される．このような Ca ─スメクタイトと Na+ に富む海水間の陽イオン交換反応は伊豆半島の海岸地域（甘露寺，1987）や鶴巻温泉（石坂ら，1986；Muramatsu et al., 2011）の Ca ─ Cl 泉，榛名火山地域の Na・Ca ─ Cl 泉（村松ら，2014）で報告されている．
（3） スメクタイトのイライト化作用
スメクタイトの層間に B（OH）
3 として存在する B はイライトへ相転移する時に層間水とともに放出される（大沢ら，2010）．関東平野中央部の安中・安房層群相当層を貯留母岩にし，B/Cl モル比が約 0.002 以上を有する塩化物泉はスメクタイトのイライト化を経験したと推察されている（村松ら，2016）．関東平野北部のほとんどの塩化物泉の B/Cl モル比も 0.002 以上を示しており（Fig. 3b），
本地域でもスメクタイトのイライトへの相転移が進行していることが示唆される．この相転移の進
行は塩化物泉の深部流体がイライトにほぼ飽和ないし過飽和状態にあることや（Fig. 7b），次のデー
タから支持される．
①

イライトの生成には地温勾配，埋没速度，同一温度の保持時間とともに K+ の供給量が関係し（吉村，2001），本地域の塩化物泉の ΔK+ と Cl－ 濃度は逆相関を示している（Fig. 6d）．

②

スメクタイトのイライトへの相転移は 58～142℃で行われる（Freed and Peacor, 1989）．No. 2地点で温泉井の掘削終了後に実施した温度検層結果によれば，深部流体が孔井内に流入する遮水管挿入区間以深の温度（73～87℃）はスメクタイト─イライトの相転移温度の下限値をかなり上回る（Fig. 8）．また，泉温に流入深度（1,000～1,500 m）における推定回復温度への補正
値（1～9℃；村松ら，2008）を加えると，相転移温度の下限値を上回る温泉が地域北部に多数存在する（Fig. 4a）．

③

No. 2 地点の地下構成鉱物をみると，スメクタイト/イライト混合層鉱物が遮水管挿入区間以深に普遍的に分布する（Fig. 8）．
上述したように，No. 2 地点の貯留母岩にはスメクタイト/イライト混合層鉱物が普遍的に分布する．出発物質にスメクタイトを用いたスメクタイトのイライト化の相転移実験（熱水温度 250～450℃）によれば，スメクタイト/イライト混合層鉱物に占めるイライトの割合が高まるにつれて，溶液の δ18O 値は大幅にプラスシフトする（Whitney and Northrop, 1988）．この実験結果に基づけば，
関東平野北部ではスメクタイトがイライト化する際に 18O に富む層間水の脱水反応が進み，化石海
水の δ18O 値は現海水よりやや高くなったと推察される（大沢ら，2010）．
最後に，塩化物泉をもたらした深部流体の形成機構を間隙水の進化の視点で纏めると，次のよう
16

第 66 巻（2016）

Fig. 8関東平野北部における温泉の水質および安定同位体比とその地質鉱物学的解釈

Stratigraphy, distribution of minerals and temperature logging data in the No. 2 well.

であったと推察される．埋没過程で荒川層群相当層下部の海底泥質堆積物に閉じ込められた間隙水（海水）は硫酸還元反応と方解石の核形成を受けるとともに，降水の地下涵養後に火山性物質の Na ─
スメクタイト化に受けて形成された Na ─ HCO3 型降水起源水によって種々の程度に希釈され，また火山性物質の Mg ─スメクタイト化を受けた．さらに，Na・Ca ─ Cl 泉をもたらした間隙水は圧密に伴って陸成中川層群相当層の上部の断裂系に移流し，火山ガラスの変質生成物である Ca ─ス
メクタイトとのイオン交換を経験した．その後，地温上昇に伴うスメクタイトのイライト化を経験した結果，塩化物泉をもたらした深部流体が形成された．

5． ま

と

め

関東平野北部に分布する塩化物泉の主成分および酸素・水素安定同位体比分析，および温泉井の掘削時に回収した岩石片の粉末 X 線回折法による鉱物同定を実施した．得られた結果に公表論文等による温泉水と間隙水の分析値を加えて，地質鉱物学的視点に立って温泉の水質形成機構を検討するとともに，水─鉱物相互作用に関する化学平衡計算を実施し，以下の結果が得られた．
17

村松容一，谷口無我，大場

⑴

武

温泉科学

足尾・帝釈山地，八溝山地周辺に分布する炭酸塩泉（Na ─ HCO3）は，これらの山地から地下に涵養された降水が火山性物質の Na ─スメクタイト化を受けて形成された降水起源水であり，
水─鉱物相互作用に関する化学平衡計算結果と整合する．
⑵

弱変質火山岩類が分布する宇都宮，茂木，那珂川地域の硫酸塩泉（Na ─ SO4）は，Na ─ HCO3型降水起源水が弱変質火山岩類に含まれる硬石膏を溶解するとともに，Ca2+ が貯留母岩中の Na ─
スメクタイトと陽イオン交換反応を行うことによって形成された．
⑶

塩化物泉（Na ─ Cl, Na・Ca ─ Cl）は中央平地部に分布し，主に荒川層群相当層を貯留母岩にしている．高塩化物泉の Mg2+/Cl－, SO42－/Cl－, K+/Cl－, Na+/Cl－ 当量比は現海水より低い一方，
Ca2+/Cl－ 当量比はかなり高く，B/Cl モル比は 0.002 以上を示す．塩化物泉は降水起源水と化石海水の混合によって形成されたものであり，化石海水の δ18O 値は現海水より若干プラスシフトする．
⑷⑶に認められた水質と酸素安定同位体比の傾向は，次のような間隙水の進化による塩化物泉の形成を示唆する．埋没過程で海成荒川層群相当層下部に閉じ込められた間隙水（海水）は硫酸還元反応と方解石核形成を受けるとともに，Na ─ HCO3 型降水起源水によって種々の程度に希釈された．さらに，間隙水は火山性物質の Mg ─スメクタイト化，陽イオン交換反応による Ca ─スメ
クタイトの Na ─スメクタイト化（Na・Ca ─ Cl 泉のみ），スメクタイトのイライト化を受けて進化した．
⑸

化石海水における δ18O 値の現海水に比したプラスシフトはスメクタイトのイライト化によってもたらされたものであり，この再結晶作用は塩化物泉の B 濃度が高くて K+ 濃度が低い特徴，化学平衡計算結果，推定地下温度，地下構成鉱物によって支持される．
謝

辞
本研究を行うにあたって，温泉施設管理者ならびに関係者の皆様には温泉水の採取，温泉井掘削時の岩石片の借用，および掘削工事報告書の閲覧にご協力いただきました．また，2 名の査読者には懇切丁寧なご指摘を頂きました．以上の方々に深く感謝いたします．
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