京 都 大 学 防 災 研 究 所 年 報 第 50 号 B 平 成 19 年 4 月
Annuals of Disas. Prev. Res. Inst., Kyoto Univ., No. 50 B, 2007

深泥池における水・熱収支に関する研究
田崎紘平*・田中賢治・嶋村鉄也**・竹門康弘・池淵周一*

京都大学大学院工学研究科**

東南アジア研究所

要旨

京都市の深泥池には，高層湿原の浮島が存在し，動植物の希少種が豊富であるためその生物群集全体が天然記念物に指定されている。しかし，集水域の開発による涵養水減少や富栄養化の進行が保全上の問題となっている。深泥池にとっての健全な水環境を維持するためには，現在の深泥池の水・熱循環を知るとともに集水域面積や植生様式が変化した場
合の水・物質収支を予測する必要がある。そこで本研究では，深泥池の富栄養化過程を伴う植生様式の変化を航空写真の画像解析によって明らかにした上で，浮島や抽水植物の植生別面積を考慮した水・熱循環の特性を現地観測によって明らかにした。その結果，浮島の存在が水温変動を緩和する効果を有していることが明らかとなった。これは，浮島が1
年を通しての浮沈運動に伴って熱容量を変化させる，という性質を有することに起因すると考えられた。また，池からの蒸発散量が植生割合の変化に伴って変化することが分かった。その結果，過去と比較して現在は，池からの蒸発散量が減少している可能性があることが示された。

キーワード: 深泥池，浮島，熱収支，水収支，植生様式

1．

はじめに

念物の中で指定の名称がこのように生物群集全体に及ぶ例は他にはない。文化庁のこの対応は，深泥池

深泥池(35°03'N，135°50'E)は京都市北区上賀茂が日本の他の池沼に比べても貴重な存在であること

深泥池町に存在する。ここは，賀茂川と高野川とのを示している。また，都市近傍にあって，農業用水

ほぼ中央に位置し，両河川の合流点である出町から池として利用されながら，その自然が守られてきた

北へ約3kmのところで，京都北山と呼ばれる山地の深泥池のような例は世界的にも稀である。都市的環最南端に当たる。深泥池は東西約500m，南北約300m，境の中で太古の姿を今に伝える深泥池は京都の誇り

面積約8haの池だが，氷河時代から継続的に生育・生と言えるだろう（京都市）。

息してきたと考えられる生物相がよく残っているた深泥池が今日まで過去の植生や生物相をよく保存

め，京都付近のみならず，西日本では珍しい，学術

し，天然の遺跡としての役割をはたしてきた最も大的にも価値の高い存在である。深泥池は，暖地ではきい原因は，池の立地と水質にあると考えられていきわめて稀に見る高層湿原の浮島が残存する池としる。まず，この池は流入する河川が存在しないため，てもよく知られている。そこにはミツガシワやヒメ

底質や植生の攪乱があまり起こらず土砂の堆積によ

コウホネのような寒地性植物と，イトタヌキモやノって陸地化することがなかった。また，チャートのタヌキモのような暖地性植物とが混在して生育して基盤の上に成立している貧栄養の酸性植生を持ったいる特異性から，1927年に水生植物群落が国の天然

狭い集水域からの雨水と地下水のみによって池の水記念物に指定され，さらにミズグモやシャープゲン

が維持されてきた。このように腐植酸に富んだ酸性

ゴロウモドキなどの希少動物の確認によって1988年

でかつ貧栄養な水はミズゴケ遺体を分解するバクテには天然記念物の対象が深泥池生物群集に拡大指定

リアの繁殖を抑えて，泥炭の浮島を形成し，その上され，現在に至っている (光田, 2004)。日本の天然記

で氷河時代に発達した寒冷な湿地に生育していた生－ 789 －

物群の生存を可能にしてきたと考えられている（京に維持されていた時期の水収支や季節変動について

都市岩倉上賀茂線深泥池検討委員会，1997）。

は，残念ながら明らかになっていないのが実情であ

ところが，この深泥池の様相はこの数十年間の間る。それどころか，現在，深泥池の水循環，熱循環に大きく変化してしまった。集水域森林の森林様式の実態がどういったものであるのかについても未解は次第にうっそうとした照葉樹林へと変化している。

明のままである。過去に深泥池水収支調査は行われまた，深泥池内部を見ると，ヨシやマコモといったているが（福嶌，1995），未だ不明な箇所が多々残

低層湿原の植物が広く深泥池内に繁茂するようになっている。将来的にどういった水環境であることがり，開水面の植生化が進行している。そして，浮島

深泥池生態系にとって健全であるのか，そのためにに成立するオオミズゴケのビュルテの減少や，ヨシどのような管理を行っていくべきか，ということをなどの低層湿原の植物の浮島内に生育により，浮島議論するためにも，まずは，現在の深泥池の水循環の植生が変化している。また，概観の変化だけに止および熱循環の実態を知る事は必要となる。

まらず，生物相にも変化が生じている。人によって本研究では，深泥池に設置した観測システムから深泥池に持ち込まれたナガバオモダカ，アメリカミ得られたデータを用いて，深泥池の水・熱循環の実

ズユキノシタなどの外来植物，オオクチバス，ブル態を明らかとすることを目的とした。この課題は今ーギルなどの外来動物が増加した。結果，既に絶滅

後各地流域において生態系管理の施策を検討する際してしまった種も少なくない。

に一般的に問われることになると予想される。した

このような深泥池の変化は，その集水域の開発にがって，本研究は水域生態系保全を目標とした集水

大きく関係している。京都市岩倉上賀茂線の開通な

域管理のケーススタディーとして位置付けることがどの集水域の開発によって，池の涵養水は減少し，できる。

水質も悪化した。池では3つの流入水が水質を悪化させたと考えられる。１つは池の南東部の松ヶ崎浄水2．

深泥池の景観特性および観測システム

場配水池からの流入水である。これは京都市の上水は琵琶湖南湖を水源としているため，栄養塩負荷が深泥池の特殊な生態系を維持するために必要な水大きいためである。1960-1970年には放水管から大量環境としては，貧栄養であり酸性であるという条件の水道水が放流されていた。1970年代後半放水は行を挙げる事が出来る（京都大学理学部植物生態研究

われていないものの，30年以上に渡って最高位配水施設深泥池研究グループ，1981）。池への流入水が池からの漏水が旧放水管を伝わって流入していた。

減少することによって水が滞留しやすくなることは，

もう1つは，池の北東部の博愛会病院旧下水配水管か

水質悪化の原因となるため，水質などを良好に保っ

らの流入水である。1960年代までは病院の下水が直ていくためには，現在水量が不足していると考えら

接放出されて池の水質を非常に悪化させていたが，れる（京都市）。深泥池にとっての健全な水環境を

その後，下水は病院構内の下水管から岩倉上賀茂線

維持するためには，現在の深泥池の水・熱循環を知の下水管へポンプアップされるようになった。しかるとともに集水域面積や植生様式が変化した場合のし，降雨時に排出しきれない雨水が下水管から溢れ水・物質収支を予測する必要がある。深泥池の水収て池に流れ込む問題が残っている。３つ目は，岩倉支については，1991年から1994年の期間において，上賀茂線から流れ込んでくる路面負荷を受けた水で

福嶌 (1995) が推定を行っている。しかしながら，当ある。これらが，深泥池の富栄養化・乾陸化を促進

時の観測システムが不十分であった事から，池面蒸することなり，湿地生態系に影響を与えている。

発散量など未だ解明されていない点も存在する。本

深泥池の水生生物群集は絶妙な温度環境と水環境

章では，深泥池の景観特性を論じた上で，本研究での下で維持されているのではないかと考えると，地実施した観測システムについて解説し，本研究にお球温暖化が進行している現在，深泥池生態系にとっける深泥池の水収支推定方法について述べる。

てきわめて厳しい条件となりつつある。このような条件下で，深泥池生物群集を保全するためには，な

2．1

深泥池の景観特性

によりも池の水環境の保全ならびに改善が必要と考Photo 1 が示すように，深泥池には流入河川は存在えられる。集水域の開発によって，深泥池に必要なせず，また，住宅地と隣接した場所に位置する，と弱酸性・貧栄養の水を供給していた範囲は，以前という特徴を有する池である。深泥池の中には，東の比較して大きく減少している事は確認されている

チンコ山のすそ近くから池の中央部にかけて浮島が（京都大学理学部植物生態研究施設深泥池研究グル

広がっており，その面積は池全体のおよそ3分の1をープ，1981）。しかしながら，深泥池の環境が良好占めている。この浮島は，枯れた植物が完全に分解－ 790 －

Photo 1

Mizoro-ga-ike pond and its catchment

Photo 2

Bog moss (left: Sphagnum cuspidatum, right: Sphagnum palustre)Fig. 1

Reduction of catchment area (left: before the paved road construction,right: reduced catchment area due to road construction)

することなく積み重なった土壌である泥炭が発達しハリミズゴケがマット状に広がったり，ミツガシワており，本州中部以北の山岳地帯や北方の地域に存が優占する部分が広がっている(Photo 2)。

在する高層湿原の性質を示し，ホロムイソウ，ミツまた，岸辺における，ヨシ・マコモなど低層湿原

ガシワ，アカヤバネゴケなどの周極要素が残存する。

の植物の繁茂によって，池周囲の陸地化が進行して周極要素の植物とは，ミツガシワ，サギスゲ，ヤナ

おり，開水面の面積は減少傾向にある。

ギトラノオなどユーラシア大陸から北米大陸に渡る
北極を取り囲む極地，または亜極地に分布要素を持

2．2

集水域の変化つ植物のことを指す。高層湿原に存在する微地形で，

昭和2年の天然記念物指定当時と比較すると，集水

凸部をビュルテ，凹部をシュレンケと呼び，浮島上

域面積は大きく減少し，これに伴って池への流入水には，オオミズゴケによって形成された大小様々のが減少した結果，池の水が滞留し易くなり水質悪化

島状のビュルテが散在しており，ススキ，ヌマガヤの原因となっている。標高データを元にした地形解などの草本と共に，アカマツ，ノリウツギなどの木析によって，本来の深泥池集水域はFig.1 の左図で表本が生育している。また，シュレンケにおいては，される。しかし，池の北西岸から北岸にかけての岩－ 791 －

Fig. 2

Historical change of vegetation distribution in the pond

倉上賀茂線の道路の存在や病院の建設によって集水2．4

域はFig. 1 右図のエリアが集水域としての機能を失
2

観測システム2004年10月から観測測器の設置作業を行い，2005ってしまった。面積で表すと，およそ310,000m 存在

年1月から各種気象要素の連続観測を開始した。本研

していたものが168,000m2と半減したことになる。

究においては，池の蒸発散量の推定に際して，深泥池を特徴付ける浮島や水生植物群落の影響を評価す

2．3

植生分布の変遷

るため植生類型ごとに，開水面，浮島内シュレンケ，集水域の開発に伴う深泥池の水環境の変化に伴っ浮島内ビュルテ，抽水植物群落，集水域森林の合計5て，深泥池内の植生分布も大きく変化した。Fig. 2 はカ所において各種微気象要素の観測を行っている。

各年代の航空写真からGISを用いて作成した深泥池

また，集水域森林からの流入量および深泥池からの植生分布の変遷である。本研究においては，深泥池

流出量を測定するために水位-流量観測も行った。観

内を，開水面，ジュンサイ群落，浮島内シュレンケ，測を行っている地点はFig. 3 に示されている地点で浮島内ビュルテ，ミツガシワ群落，抽水植物群落と6あり，Table 1 の測器が設置されている。Photo 3 は，エリアに分類した。まず，開水面の面積が大幅に減観測場所の景観を示している。

少していることが分かる。池の富栄養化に伴う水面の植生化が進行していることを如実に表しているの

2．5

深泥池の水収支基礎式

が，池の北東部の開水面である。1946年では西側開深泥池およびその集水域における水循環の概念図

水面と繋がっていたが，1963年になると抽水植物群

はFig. 4 のように描く事が出来る。深泥池へと流入

落（ヨシ・マコモ）によって隔離されてしまっていしていると考えられるのは，池への降雨，集水域かる。これが2003年になると，ミツガシワ群落が広がらの流入水，深層からの流入水である。これに対しった状態となり開水面がほとんど姿を消してしまって，深泥池から流出していると考えられるのは，池ている。

からの蒸発散量，深泥池南西部に位置する余水吐か次に浮島を見ると，ビュルテとシュレンケの合計

らの流出水，深泥池西部に位置する潅漑用樋門からの面積は大きな変化をしていないものの，ビュルテの流出水，深層からの流出水である。したがって，の個数，1つ当たりの大きさが変化しており，1977

深泥池の水収支を表す基礎式は以下の式で表す事が年以降ビュルテの肥大化，樹林化が進行しているこできる。

とが分かった。

－ 792 －

Table 1

List of meteorological sensor for each site

sensoropen waterraingaugecup anemometer○
hygro-thermometerpyranometer○
pygeometerPAR sensor
IR-thermometer○○water temperaturesoil temperaturesoil heat flux
TDR sensor

Fig. 3Distribution of observation site

Photo 3

builte○schlenke bogbean

forest

○
○
○
○
○
○

○
○
○
○
○
○

Fig. 4

○
○

○
○
○

○
○
○
○
○

Conceptual image of water balance of the pond

Observation system at each site

－ 793 －○○

Qin + Qint + R Ap + Qdeepin =EvAp + Qout + Qout2 + Qleakout + ΔQ

深泥池内の代表的な植生および開水面における水熱(1)収支観測を実施し，各エリアにおける蒸発散量を算出した。ボーエン比熱収支法は，地表面熱収支の顕熱輸送量，潜熱輸送量の算出方法として，観測も容ここで，
Qin：集水域からの降水起源の流入水量

易で，連続観測が可能な方法である。地表面におけ

Qint：配水池からの水道水流入

る顕熱輸送量Hの潜熱輸送量λEに対する比(H/λE)

R：降水量をボーエン比と呼びBoと表記する(式(3))。熱と水蒸

Ap：深泥池面積

気の輸送係数が等しいと仮定すると，ボーエン比は

Ev：深泥池からの蒸発散量式(4)で計算される。ここで，式(5)で表される地表面

Qdeepin：深泥池への深層からの流入水量

熱収支を考える。Rnは放射収支式である式(6)を解く

Qleakout：深泥池から集水域外への漏水量ことで得られる純放射量のことを示し，Gは地中熱流

Qout：深泥池南東部にある余水吐からの流出量量である。従って，顕熱輸送量Hと潜熱輸送量λEはQout2：深泥池西部にある灌漑用樋門からの流出量

ボーエン比を用いて式(7),(8)から求めることが出来

ΔQ：水位変化に伴う貯留水量の増減分る。

を示している。
Bo = H/λE(3)

Bo = Cp dT/λdq(4)

Rn = H + λE + G(5)し，深泥池の水位-流量観測を複数回実施する事で，Rn = S↓ - S↑ + L↓ - σTs4(6)

その関係式を求め，この関係式を季節的に変化させ

H = (Rn – G)/(1 + Bo)(7)ている (福嶌，1995）。そして，しかし，実際には，

λE = (Rn – G)/(1 + 1/Bo)

(8)

2．6

余水吐からの流出

既存の研究においては，余水吐からの流出量に関湖面凍結が発生した場合を除いては，深泥池の水位流量関係を季節的に変化させる必要性を見い出すこ

ここで，とは困難であり，正しいH-Q曲線を作成する必要が

λ：蒸発潜熱ある。そこで，本研究においては，2005年6月，余水E：蒸発量

吐から流出した水が流れる水路に三角堰と水位計を

Cp：空気の定圧比熱

設置し，その地点における水位-流量観測を複数回行

dT：気温の2高度間の差う事で，その関係式を求めた。これにより，年間をdq：比湿の2高度間の差

通じて水位の観測データから流出量を推定する事がS↓, S↑：短波放射フラックス（下向き，上向き）出来る。三角堰からの流量は越流水深の2。5乗に比L↓：下向き長波放射フラックス

例することが知られている（（社）日本道路協会）。

σ：ステファン・ボルツマン係数

観測結果を用いて最小自乗法から本研究における水

Ts：地表面温度

位-流量関係式を求めたものが以下の式である。

を示している。
ボーエン比熱収支法を用いて求まる蒸発散量に，Qout = 0。0013・Hc

2 。5

(2)

各エリアの面積を乗じることで池面からの総蒸発散量を計算することができる。航空写真からGISを用いて，深泥池内を開水面，浮島内ビュルテ，浮島内シ

ここで，
3

Qout：流出量 (m /min)ュレンケ，ミツガシワ群落，ヨシ・マコモを中心とHc：越流水深 (cm)

した抽水植物群落，ジュンサイ群落と６エリアに分類した。蒸発散量を計算する際には，ジュンサイ群を示している。

落は開水面と同じ扱いとし，ミツガシワ群落は抽水

2．7

池からの蒸発散量

植物群落として扱うこととした。これは，ジュンサ

既存の研究においては，深泥池の湖面からの蒸発

イは浮葉植物であるため，水面に張り出した部分直散量については，山地における蒸発散量をポテンシ

下は水面が広がっているからである。ミツガシワはャル値として与え，そこに季節的な係数を乗じる事

水面上に張り出している場合が多いものの植物体量で推定している (福嶌，1995）。しかしながら，こが多い点で抽水植物として扱った。微気象観測を行の方法では推定値に粗さが残る事は確かである。こっているのは４地点であるが，写真解析を行うに当の点を改善するために，本研究においては，まず，たって６エリアに分類したのは，ジュンサイ・ミツ－ 794 －

ガシワが深泥池を代表する植生であり，また，集水

2005年～2006年には開門されていない。しかし，樋域の開発が進んで以降，その分布様式が顕著に変化

門の鉄製の仕切り板が腐食によって穴が空き，水位している植生類型であるからである。本研究の観測が上がると少量漏れるようになってしまっている点

期間に関しても，同様の作業を行い植生分布図を作が問題である。水循環を活発化させることで深泥池成した。2006年1月の写真を解析した結果，各エリア

生態系にとって良い方向へ向かうとするならば，この面積はTable 2 のようになった。

の樋門の存在が重要となってくることも考えられる。

Table 2

3．

Area and fraction of each land cover class in

深泥池の熱循環the Mizoro-ga-ike pond (Jan 2006)

Area (m2) Fraction (%)
17885
20.6
open water
builte7151
8.2
schlenke
12797
14.7
emergent plant
49032
56.4

深泥池水収支を推定する際，蒸発散量を算出する
ために，熱収支観測が必要となる。本研究では，深泥池の植生類型ごとに熱収支観測を行ったので，単に蒸発散量の推定が出来るだけでなく，植生類型間や浮島と開水面の熱力学的特性を比較することが可能である。また，深泥池に冷帯や亜熱帯など別の気

2．8

山地からの流入量

候帯に多く生息している動植物が深泥池の浮島上に

現在の深泥池集水域はFig. 1 で示した範囲である。

存在しているという事実から，浮島に何か特別な要

本研究においては，深泥池東部森林の小集水域を代因があることが予想される。そのメカニズムを解き表地域として流出過程を観測した。その面積に対す明かすためにも熱収支観測は有効であると期待される流出量を計算し，これを全集水域へと適用するこる。本章においては，浮島の特殊性に触れた後，そとで，集水域山地からの流入量を計算した。

の熱力学的特性について説明する。

2．9

3．1

未知項について

高層湿原の浮島

本研究において，観測システムを設置することが深泥池には池の中央に大きな浮島が広がり，この出来ず，未知項となっている項目について説明する。

浮島が池全体のおよそ3分の1を占めている。この浮

深泥池は海抜76m前後で，その北側山地の北方は岩島の下には含水率の高い層があると言われている。

倉地区の平坦地であるが，その高さは96mで，池と深泥池は地下水位が高く，さらに水温や水質の関係の高低差は20m程度である。池を取り巻く山地の地で，有機物の分解が遅いため，ミズゴケや他の植物

質は中古生層で，深層風化する花崗岩や新しい第三の枯れ葉などの植物遺体が完全に分解せずに泥炭と紀層と比較すれば，水を通し難いと判断出来る。まなって堆積し，その上にミズゴケを中心とした種々

た，深泥池から集水域外への漏水に関して，南側堤の植物が生育している。この植物遺体の層が，分解やその下部を通して系外へ流出している可能性はあの際に発生するメタンガスを浮力として浮き上がり，るが，流入河川を持たない深泥池が現在まで枯渇す浮島となる。また，浮島の有機物の分解速度は温度ることなく存在し得たことは，流入する深層水の存に左右されるため，メタンガスの発生量は夏に多く，在が要因となっていることが考えられる。

冬は少なくなる。その結果，浮島は季節により上下

深泥池南東部に松ヶ崎浄水場があり，1960～1970に変動し，夏はより浮き上がり，逆に冬は沈んで冠年頃には深泥池に大量に導水されていた。1980年以水する。この浮島の上下の変動に関連して，冬でも降は人為的な導水は行われなくなったが，漏水を止冠水しない部分には，オオミズゴケが生育して凸状めるには至らなかった。2003年1月からは京都市水道に盛り上がり，これをビュルテと呼ぶ。一方，冬に局が漏水の流出口にポンプを設置し，池外への排出

冠水する部分は，ハリミズゴケが生育して平坦な部を実施している。その結果，本研究の観測期間中，分を形成し，これをシュレンケと呼ぶ。両者の環境

漏水量はごく少量であると考えられる。ただし，ポの違いが，ミズゴケ上に生育する植物種の違いをも

ンプアップによって本来池に流入すべき地下水ない

たらしている。

し亜表流水の一部は系外へと排出されている可能性はある。

この浮島には氷河期の遺存生物の多くが生育している。世界の分布南端にあたるホロムイソウをはじ

深泥池の水は昔，農業用水として利用されていた

め，北方系の植物で，日本では本州中部の山岳地帯

こともあり，池の西部には潅漑用の樋門が設置されや北海道などの寒冷な地域に主に分布しているミツている。今回の観測期間中に行われた操作としては，

ガシワ，水中に気泡のドームを作って餌をとるミズ－ 795 －

グモ，春先にミツガシワの花を訪れるハナダカマガ

きりと現れており，この間に水温躍層が存在していリモンハナアブなどである。これらの動植物は，専ることが分かる。一般的に，大きな湖，例えば琵琶ら亜高山や亜寒帯の湿原に見られるものであるが，湖であれば夏場は10m～20mに水温躍層が形成され遠く離れたこの深泥池に分布しているのである。深ることが知られている。一方，平均水深4mという浅泥池の生物の多様性の特徴として特筆すべき点は，い湖である諏訪湖においても夏場になると水温躍層

北方系の生物と暖温帯や南方系の生物が共存していの出現が確認されるが強風などで混合しやすいことることにある。本来，他の気候帯に生育しているはが分かっている(渡辺)。

ずの動植物が，京都に存在する他の池ではなく深泥

次に，浮島内シュレンケの水温を見てみると，4池に生息しているということは，深泥池に他にはな月，5月，6月，7月，8月においては，表層に近い地

い特別な熱環境が存在していると考えられる。

点の方が温度が高くなっている。これに対して，9月，10月，11月，12月，1月，2月，3月，4月におい

3．2

浮島による水温変動緩和効果ては，それとは逆に深くにいくにつれて温度が高く

開水面，浮島内シュレンケ，浮島内ビュルテにおなっている。これは，浮島が熱を蓄え，上層が冷却ける深さ40cmでの日平均水温，浮島上の日平均気温

されてもすぐにはその熱を放出しないという性質をを示したものがFig. 5 である。ここで，1年を通して有していることを示していると考えられる。

の水温変動幅に注目すると，開水面では，最低温度が5。1℃，最高温度が28。1℃であり，変動幅は23℃であった。次に，浮島内シュレンケでは，最低温度が7。8℃，最高温度が26。3℃であり，変動幅は18。
5℃であった。浮島内ビュルテでは，最低温度が7。9℃，
最高温度が26。1℃であり，変動幅は18。2℃であった。年間を通じて見てみると，浮島の存在が5℃程度
も水温変動を緩和する効果を有していることが明らかとなった。

Fig. 6

Vertical profile of monthly mean watertemperature at schlenke in the floating island

Fig. 53．3
較Annual variation of water temperature

開水面と浮島内シュレンケの水温変動比

開水面と，浮島内シュレンケにおける，水温変動の詳細と，両者の違いについて分析した。Fig. 6 な

Fig. 7

Vertical profile of monthly mean watertemperature at open water

らびにFig. 7 は2006年について，浮島内シュレンケ(地表面, 深さ10cm，深さ40cm)，開水面(表面, 深さ10cm，深さ20cm，深さ40cm，深さ80cm)における水Fig. 8 ならびにFig. 9 は夏季における，浮島内シュ

温の月平均値の鉛直プロファイルを示したものであレンケと開水面の水温鉛直プロファイルの日内変動る。開水面の水温を見てみると，5月，6月，7月，8を示したものである。浮島内シュレンケにおける地

月においては，深さ40cmと深さ80cmで温度差がはっ

表面，深さ10cm，深さ40cmでの水温を表したものが－ 796 －

上図であり，開水面における地表面，深さ10cm，深さ20cm，深さ40cm，深さ80cmでの水温を表したものが下図である。表層の温度を見ると，開水面よりも，浮島内シュレンケにおける温度変化が大きいことが分かる。しかしながら，深さ40cmにおいては，浮島
内シュレンケでは1日中約25℃でほぼ一定であるのに対して，開水面では27℃～28℃の変化を示している。浮島内では，表層においてこそ温度変化が激し
いものの，比較的浅い深度において安定した涼しい環境が存在しているという事実は，本来北方系の生物が深泥池に生息している要因として考えられる。

Fig. 8

また，開水面における深さ80cmでの水温に注目する

temperature at schlenke in the floating island (Aug。4)

Diurnal variation of vertical profile of waterと，1日中ほとんど変化していないことが分かる。深
さ80cm以深においては成層となり，水の対流が生じていないと考えられる。
一般的に湖では，植物プランクトンによる有機物の生産は光の届く表層（有効層）で営まれ，生産された有機物の分解は主として底層で，微生物によって行われる。その結果，表層では植物プランクトンの光合成作用で水中に酸素が放出され，底層では，微生物が有機物を分解するときに酸素を使うので酸素が消費される。このように湖では，そこに生物が生活している限り，表層では水中に酸素が放出され，Fig. 9

Diurnal variation of vertical profile of water

底層では酸素が消費されているが，湖内の水が循環

temperature at open water (Aug。4)しているときには，底層で酸素が消費されても，酸素を含んだ水が上層から補給されるされるのに対して，湖内の水が停滞しているときには，水が上下に動かなくなるため，底層では，上層から酸素が補給されないので酸素は消費される一方となり，溶存酸
素濃度が低下する（渡辺）。このため，深泥池においても同様に，夏季の開水面深部では，溶存酸素濃度がきわめて低下していることが知られており，底生生物群衆に影響を与えていると推察できる。
Fig. 10 ならびにFig. 11 は冬季における，浮島内シ
ュレンケ，開水面における水温の鉛直プロファイル

Fig. 10

Diurnal variation of vertical profile of waterの日内変動を示したものである。浮島内シュレンケ

temperature at schlenke in the floating island (Jan。4)における地表面，深さ10cm，深さ40cmでの水温を表したものが上図であり，開水面における地表面，深さ10cm，深さ20cm，深さ40cm，深さ80cmでの水温を表したものが下図である。夏季と同様，表層の温度を見ると，開水面よりも，浮島内シュレンケにおける温度変化が大きいことが分かる。しかしながら，深さ40cmにおいては，浮島内シュレンケでは1日中約9℃でほぼ一定であるのに対して，開水面では6℃～8℃の変化を示している。それどころか，開水面では，深さ80cmでさえ一定の水温には保たれていないことが分かる。

Fig. 11

Diurnal variation of vertical profile of watertemperature at open water (Jan。4)－ 797 －

開水面においては，夜間，上層の冷却に伴って不くに，冬季において，水体のように水の対流によっ安定となり，対流現象が起こりその温度勾配を解消て温度勾配が解消されるわけでもなく，土壌のようする。深さ10cmから80cmまで水温がほとんど同じでに熱伝導によって温度が変化することがなく，深さあることは，冷え込んだ日には少なくとも80cmまで40cmにおいて温度が一定に保たれているのは，浮島

は，水の対流が起こっていることを示している。

の貯熱量が季節サイクルをもつからではないかと考一般に，地面と水面では比熱や熱容量が違うため，えられる。そこで，2006年4月に熱流計を浮島内に設

日中は地面上の温度の方が高くなり，また，夜間は置した。Fig. 12 は2006年4月～2007年1月までの貯熱冷却が速いため地面上の温度の方が低くなる。表層量の月平均値を示したものである。夏季に蓄えた熱の温度変化を見てみると，浮島の表層部分は一般的を冬季に放出している様子が確認できる。

な地面と同様の傾向を示した。しかしながら，深さ40cmにおいて温度がほぼ一定であるということは，

3．5

浮島の熱容量推定

一般的な土壌とは異なる性質である。そして，これ熱容量は，エネルギーの出入りが系の温度をどのは開水面とも異なる性質である。浮島内シュレンケ

ように変化させるかを示す比例定数であり，物質のは水を多く含む環境であると同時に，泥炭が存在し熱力学特性を表す重要な指標である。そして，ボーているという特徴を持つことで，本来生じるはずで

エン比熱収支法によって地表面熱収支を解く際，貯あった水の対流が阻害され，深部への冷却が伝わり熱量変化を求めるために必要なパラメータである。

にくくなっていることが要因の1つとして考えるこ

一般的に，熱容量は物質の湿り具合，乾き具合によとが出来る。

っても値が変化することが知られている。それゆえ，

浮島内シュレンケの深さ40cmにおいて，水温の季

泥炭と水の混じり合った浮島内に対して，熱容量を節変動はあるものの，日内変動は夏季・冬季に関わ一定値として与えることは難しい。本節では，浮島らず生じていないことが明らかとなった。土壌とはの浮沈運動に着目しながら熱容量の推定を試みる。

違い潜り込みやすい泥炭で形成された浮島であるか

温度プロファイルの変化から貯熱量を計算する際，らこそ，冬に暖かい，もしくは夏に涼しい環境を得式(9)が用いられる。現実には，各層で温度変化が異ることが出来る，というのが別の気候帯の生物が深なるので，各層ごとに温度変化を計算し，地表面か泥池に生息できる要因であると考えられると同時に，ら底までを加算する。この際，測定深度の間隔が異1日の中で温度が大きく変化する環境では生息するなるときには，各測定深度が代表する深さの範囲をことが出来ない生物が，浮島であれば安定した温度決定し，式(10)で計算する（新井，2004）。

環境を得ることが出来るため生息が可能となる，とも考えることが出来る。

G = cρD dT/dt(9)

G = cρ∑(Tzi,t2 - Tzi,t1)Δzi/(t2 - t1)

(10)

ここで，
G：貯留熱流量cρ：熱容量（c：比熱，ρ：密度）
D：水深
T：温度
t：時間
z：各測定深度が代表する深さの範囲を示している。
本研究における熱収支観測では，水温を測定すると同時に，2006年4月より地中熱流計を設置している。
これは，熱容量，熱拡散係数が土壌に近い物質の板
Fig. 12Monthly mean heat storage at floating islandの上下に温度センサーを付け，温度差から土中の垂(from 2006 Apr。 to 2007 Jan。)

直熱流を直接測定するものである。温度プロファイ
ルの変化から算出するGと地中熱流計によって観測

3．4

浮島の保有する貯熱量

された値とを比較することで，未知数である熱容量

泥炭によって形成されている浮島は，一般的な土を求めることが出来る。本研究では，地表面，深さ

壌とも水体とも異なる独自の特性を持っている。と10cm，40cmの地点においての水温を観測しているた－ 798 －

Table 3

め，温度プロファイルの変化から貯留熱を計算する

heat capacity of water and soil

際，式(11)を用いた。浮島は1年を通して浮沈運動を繰り返しているため，同じ地点であっても，季節に

water
dry sandwet sandwet clay

よってその値が変化することが考えられる。そこで，熱流計から得られたデータと，温度変化から計算される貯熱量とを比較させながら熱容量を推定することを試みた。
G = cρα(0.05ΔTsfc + 0.2ΔT10 + 0.15ΔT40)/Δt

heat capacity
4.18
1.28
2.96
3.1

(11)

ここで，
α：熱容量補正係数
Tsfc：地表面温度T10：深さ10cmの温度
T40：深さ40cmの温度を示している。
これは，地表面温度と深さ10cmの温度の平均値を
深さ10cmまでの代表温度とし，深さ10cmと深さ40cmの温度の平均値を深さ10cm～40cmまでの代表温度とすることを意味する。これにより計算された値と，地中熱流計によって観測された値について，日平均

Fig. 13Comparison of observed and estimated heat

値の比較を行った。取得した全データの値を比較しstorage at floating island (2006 May, all data)て，年間の平均熱容量を算出することが可能となる。
地中熱流計を設置した全期間について，観測結果と計算結果を比較させたところ，熱容量は1.34×106（Jkg-1K-1）と求まった。しかしながら，この値が年間を通して適切な値として機能していると考えることは困難である。これは，Table 3 にあるように，地表面における熱容量は，保有する水分量に応じて同じ物質であるとしても熱容量の値が変化することが知られているからである。浮島の浮沈運動に着目す
ると，1年を通して熱容量が一定であると考えることは困難であり，季節的にその値を変化させる必要があると考えられる。そのため，本研究においては，浮島は全体として，晩秋から初夏にかけて沈下して冠水し，夏季には浮上して冠水面が消失する（京都Fig. 14

大学理学部植物生態研究施設深泥池研究グループ，

storage at floating island (2006 May, without rainy day)Comparison of observed and estimated heat1981），という性質に着目する。そこで，ひと月ごとに地中熱流計の観測結果と式(11)での計算結果の算していることによる誤差や，温度の観測値自体に比較を行い，熱容量補正係数を決定することにする。

誤差が含まれていることなどが考えられる。地表面

貯留熱について，地中熱流計によって観測された値

温度は放射温度計によって観測されているが，赤外の日平均値と，各深度における温度の日平均値から

線は水滴によって吸収されたり散乱されたりするた

計算した値を比較した。2006年5月について，これら

め，降雨時や霧の中では測定精度が落ちることが知を散布図に表したものがFig. 13 である。本来，デーられている。また，浮島が夏季の浮き上がった状態

タが真値を示していれば，両値は明瞭な直線関係ににあるとしても，降雨直後は含有水分量が多くなりあるはずであるが，Fig. 13 を見るとそうはなってい

一時的に湿った状態となるため熱容量も晴天の日とない。この原因としては，観測深度数が少ないため，は異なる値を示すことが考えられる。そこで，降雨各測定深度間の温度が直線関係であると仮定して計時のデータや，観測値と計算値でその符号が違って－ 799 －

しまっている日のデータを省いた上で，同じ2006年5月について，観測値と計算値を散布図に表したもの
がFig. 14 である。この散布図より得られた傾きが観測値と計算値に対する比となっているため，これが5月の熱容量補正係数となる。これと同様の操作を各月で行った。しかしながら，地中熱流計は2006年4月の設置であったため，現在の時点では1年を通してのデータが揃っていないことから，得られているデータを多項式近似することによって，残りの月の熱
容量補正係数の値を求めたものがFig. 15 であり，赤Fig. 15

Heat capacity adjusting coefficient (α)

Fig. 16

Relative height of floating island

射量，Gは地中熱流量，HFは顕熱輸送量，EVは潜熱

Fig. 17

Relationship between heat capacity adjusting

輸送量をそれぞれ表している。

coefficient (α) and relative height of floating island

色で示した点が近似式より算出した値である。
熱容量補正係数の変化を見ると，浮島の熱容量は夏季に小さい値を取り，冬季になると大きな値を取ることが分かる。ここで，浮島に設置した水位計によって計測された，浮島の浮沈量について，最も沈み込んでいた1月を基準として他の季節での浮き上がり量を表したものがFig. 16 である。本研究で推定された年間を通しての熱容量補正係数の値の変動傾
向は，浮島が夏季に浮き上がり冬季には沈み込むことならびに，土壌が湿った状態であるほど熱容量が大きくなることを反映していると考えられるFig. 17。
浮島は夏季において，熱容量が小さいため温まりやすい状態であり，冬季においては，熱容量が大きくなるために熱を逃しにくくなる，ということになる。
つまり，浮島が貯留熱量を季節的に変化させている
結果，とくに冬季において水温変動抑制効果を有している，という特性は，浮島が泥炭によって形成されている，という組成の特徴によるものだけではな
く，浮島が1年を通じて浮沈運動を行っている，という現象によってももたらされていると考えられる。

3．6

各エリアにおける熱収支

本研究においては，シュレンケエリア，ビュルテ
エリア，抽水植物エリア，開水面エリアにおいて観測を行っている。この結果に加えて，前節で推定を行った貯熱量補正係数を考慮した上で各エリアにおける地表面熱収支を計算した。Fig. 18 は日中の各種
地表面熱収支を示したものであり，図中のRnは純放

まず，全季節を通してシュレンケエリアとビュル
テエリアでは，アルベドの違いがあるため純放射量に差が見られるものの，熱収支の傾向が似通ってい4．

深泥池の水循環ることが確認された。エリア間，季節間で熱収支傾向に変化が見られることから，池全体からの蒸発散

本章では，流入項，流出項について得られているデ量を精度良く推定する際には，植生分布を考慮するータから計算を行い，特に植生類型別の蒸発散量の必要があることとなる。

差異と過去からの植生様式変化に注目し，蒸発散による池からの流出について考察する。

－ 800 －

Schlenke

BuilteSchlenke

BuilteBogbean

Water

Bogbean

Water

Spring

WinterSchlenke

BuilteSchlenke

BuilteBogbean

Water

Bogbean

Water

AutumnSummerFig. 18

4．1

Surface energy balance at each area for each season

データセットの作成

いるか，データは2年分存在するので，もう1年のデ本研究において，深泥池微気象観測は2005年1月よータを用いて補正を行った。数日～数ヶ月に渡る長り開始している。10分間隔でデータを取得している期間の欠測については，その項目と強い相関関係にが，長期連続データが欠損無く取得できたわけではあり，正常にデータが観測されている項目を選出し，なく，様々な要因によって，種々のデータの欠測値回帰式を作り計算することで欠測値の補正を行った。

が存在する。これは，深泥池東部のチンコ山から侵

水収支推定の準備段階として，1年間の連続データを入してくる獣の影響によるものが最も大きな原因で揃えることが必要となるため，これらの補正を行うある。ケーブルが噛みちぎられた箇所では，当然のことで，2006年1月21日～2007年1月20日までの1年間

ことながら完全な欠測となる。切断まではいかないのデータセットを作成した。2005年ではなく2006年

までもケーブルの中の配線に傷がつけられている場をベースにデータセットを作成したのは，地中熱流

合には，データが異常値を示し続けたり，降雨時に計を2006年4月に設置して観測を開始したので，この飛び値を示すなどの欠測となる。その他にも，観測データを有効に用いるためである。ただし，観測機

値の傾向としては良いが絶対値がおかしくなっていの電源の不具合によって測定が停止してしまってい

るもの，おおよその値の大きさこそ正しいが，日変た流量を求めるために設置した水位計については補化など示す傾向が正常時とは変わってしまっている

正を行うことが不可能であったため，非連続データ

ものなど，多岐に渡る欠測が見られた。深泥池水収となってしまっている。

支を精度良く推定するためには，この欠測値を補正4．2する必要がある。
欠測値の補正に関して，欠測期間の長さによって池への降水

航空写真の解析から求めた深泥池の面積は補正方法を変化させた。短期間の欠測，連続的に取86,865m2であり，雨量計で観測された年間降雨量は得出来ているデータの中に突如出てきた飛び値につ1597.5mmであった。これらを積算した結果，深泥池

いては，その前後の時間のデータから線形内挿を行への降水による2006年1月21日～2007年1月20日の1った。約10時間～数日にあたる中期間の欠測につい年間での総流入量は138,766m3となった。

ては，その前日もしくは翌日の同時刻のデータを用－ 801 －

4．3

余水吐からの流出量

開水面では大きな値を示すことに起因する。開水面

余水吐からの流量は式(2)を用いて計算した。水路からの蒸発散量の減少に見合うだけの蒸発散量の増に設置した水位計から回収することができたデータ

加が抽水植物群落から得られることが出来ず，池全と微気象要素の観測データセットと重なる期間は体からの蒸発散量が減少してしまっていることとな

2006年8月10日以降であるため，この期間に余水吐かっている。

ら流出した水量を計算した。2006年8月10日から2007
年1月18日までの期間における余水吐からの流出量

5．

おわりに

3

は8,660m となった。
本研究では，深泥池の熱循環と水循環について，

4．4

池面からの蒸発散量

とくに浮島の存在，浮沈運動に着目して解析・考察

池面からの蒸発散量の算定について，ボーエン比を行った。

熱収支法を用いて潜熱輸送量λEを計算し，これを蒸第1章では，本研究における背景として，京都市深

発潜熱λで除することによって求める。開水面，シ泥池が世界的にも稀にみる特殊性を有していること，ュレンケ，ビュルテ，抽水植物各エリアの年間平均

しかしながら，集水域の開発によって池の環境が急

潜熱輸送量，これに各エリアの面積を乗じることに激に変化し，その生態系に危機が迫っていることによって算出された，2006年1月21日～2007年1月20日

ついて述べた。そして，その解決のためには良好なまでのエリア別の積算蒸発散量はTable 4 の通りで水環境を維持することが必要であることに触れ，深3あり，池面からの総蒸発散量は38,754m となった。

泥池の水・熱循環の特性を明らかにすることの重要性について論じた。

Table 4

Annual mean latent heat flux and annual total

第2章では，深泥池の特性について触れた後，深泥

evaporation at each area (from 2006/1/21 to 2007/1/20)

池水収支の概要について述べた。とくに，各流出項，

λE (W/m2) Evaporation (m3)
65.1
15048
24.8
2292
26.8
4432
26.8
16981

流入項について説明した後，推定方法を詳述した。

open water
builteschlenkeemergent plant

また，深泥池の植生分布が過去からどのように変遷してきたかを紹介し，さらに，2005年から2006年にかけての1年間での深泥池の植生分布変化を求めた。
第3章では，深泥池の熱循環について述べた。とくに，浮島の熱力学的特性に着目している。まず，開水面と浮島での水温を比較することで，浮島が水温変動を緩和する効果を有していることを明らかにした。この効果が何に起因するのかを調べるために，
開水面，浮島において，水温の鉛直プロファイルの月変動，日内変動を求めた。この結果，浮島が貯留
熱量を季節的に変化させていることが示唆され，その貯留熱量を算定するに当たって必要となる熱容量を求めるために熱容量補正係数を設定した。そして，深泥池の熱循環を考慮する上では，浮島の浮沈運動
が大きく影響することを明らかにした。

Fig. 19

Historical change of evaporation from the pond

4．5

植生様式の変化に伴う蒸発散量の変化

第4章では，観測によって得られた微気象データを用いて水循環に関する計算ならびに考察を行った。
過去から現在への植生分布が変化してきたことに伴

単位面積当たりの蒸発散量は，植生類型ごとに異って，池からの蒸発散量が減少している可能性を示

なる値を示すことから，過去からの植生様式の変化した。池の水循環を把握する上で，池の植生分布をに伴って，池からの総蒸発散量が変化していると考考慮する事が重要であることを明らかにした。

えられる。同じ気象条件を与えた際，その面積率を以上，本研究では，微気象要素観測により得られ過去の深泥池植生分布で与えて蒸発散量を計算した

た結果を用いて深泥池の水・熱循環特性を明らかにものがFig. 19 である。このグラフからは総蒸発散量した。浮沈運動をする特殊な熱循環特性を持つ浮島が減少していることが見てとれる。これは，単位面において，絶妙な温度バランスの上で深泥池は成立

積当たりの蒸発散量が，抽水植物群落と比較するとしていると考えられる。

－ 802 －謝辞京都市岩倉上賀茂線深泥池検討委員会 (1997) : 京都市岩倉上賀茂線深泥池検討委員会報告書

本研究は，環境省環境技術開発等推進事業「地域京都大学理学部植物生態研究施設深泥池研究グルー

生態系の保全・再生に関する合意形成とそれを支え

プ (1981) : 深泥池浮島の生態学的研究，深泥池の自るモニタリング技術の開発」（代表者：矢原徹一（九然と人～深泥池学術調査報告書～

州大学教授））のサブテーマ「深泥池をモデルとし（社）日本道路協会：道路土工-仮設構造物工指針

た水域・集水域の生態系管理手法に関する研究」の福嶌義宏 (1995) : 深泥池の環境＜水＞水収支調査－援助を受けた。ここに謝意を表します。

深泥池の水循環構造の理解に向けて－，京都市岩倉上賀茂線深泥池検討委員会報告書学術調査の成果資

参考文献

料集
光田重幸 (2004) : 深泥池の植生変化と絶滅危惧植物

新井正 (2004) : 地域分析のための熱・水収支水文学の現状，河川整備基金助成事業報告書

京都市：天然記念物

渡辺義人：諏訪湖，水質の変遷，URBAN KUBOTA NO。

業報告書－

深泥池生物群集－保存修理事

36-12

Water and Energy Balance of the Mizoro-ga-ike Pond

Kohei TASAKI*, Kenji TANAKA, Tetsuya SHIMAMURA**,Yasuhiro TAKEMON and Shuichi IKEBUCHI*Graduate school of Engineering, Kyoto University**Center for Southeast Asian Studies, Kyoto University
Synopsis
To clarify and quantify the energy and water balance of Mizoro-ga-ike Pond, observation system forcollecting micrometeorological elements and related hydrological elements has been set up from the
beginning of 2005. Comparing the mean daily water temperature, the range of annual
fluctuation(max-min) was 18.5℃ at floating island and was 23℃ at open water. This difference shows athermal insulation effect of floating island which can mild the temperature of the pond. In addition, so thatthe floating island moves ups and downs through the year, heat capacity changes at each month. It isclarified that water and the heat circulation of Mizoro-ga-ike Pond have uniqueness because of theexistence of the floating island. In addition, so that the floating island moves ups and downs through theyear, heat capacity changes at each month. Moreover, it has been understood that there is a possibility thatthe amount of the evaporation decreases.
Keywords: Mizoro-ga-ike pond, floating island, energy balance, water balance, vegetation－ 803 －