地球環境研究，Vol.22（2020）

一時湖沼の水位変動特性―赤城山山頂火口湖「血の池」の事例―
船

生

泰

寛＊

河

野

忠＊＊

キーワード：一時湖沼，地下水，水収支

１．はじめに
日本には多数の湖沼が存在しており，縮尺20万分の２．地域概要２．１．水文環境

１地勢図で判読できる湖沼は630湖である（森・佐藤，

血の池は，北緯36.5367°，東経139.1817°に位置し，地2015）．これらの一般的な湖沼は年間を通じて湛水して蔵岳と長七郎山の間に位置する（図１）．普段は水の無いる．しかし，一部の湖沼は出現と消失を繰り返すもの

い草地となっているが（図２），降水量の多い５月からが存在する．このような湖沼は海外ではEphemeral lake

９月に一時的に池が出現する（図３）．血の池の形成は（一時湖）やSeasonal lake（季節湖），Intermittent lake

小沼火山活動期（約２万年前）であり，山体側面の爆発（断続的な湖）と様々な名称で呼ばれており，国内におによって生じた火口湖と考えられている（五味，1980）．

いては「一時湖沼」，「一時湖」と呼ばれている．湖が消

血の池は流出河川をもたない閉塞湖であり，池に貯留さ失する特殊な環境から一時湖沼に生息する希少な微生物

れた水は地下水流出および蒸発によって失われる．湖水に着目した研究と，一時湖沼の出現および消失プロセス

位が３mに達した時のみ，池の南側から表流水の流出がに着目した研究が行われている．生物に関しては，村生じる．流入河川は血の池の北東に１か所存在するが，上（2008）によって静岡県池の平の湖底堆積物中の珪酸

通常は涸渇しており融雪期や洪水時のみ一時的に流出が質の微小生物遺骸の調査がされており，吉岡（2017）に見られる．

よって島根県地倉沼に生息するヤマトウスヒメカイエ
ビ（Limnadia lenticularis ）の調査が行われている．一時湖沼の出現および消失プロセスに関する研究は，高橋（2013）によって静岡県池の平の出現報告があった年と降水量の関係が述べられている．また，清水（2012）は長野県地獄谷火口湖の出現には岩塊間の空隙によって生じる風穴の効果が関係しており，風穴からの冷風によって夏季に氷塊が見られ，それが越年して残ることで火口底に発達し凍土層（不透水層）が形成されると火口湖が出現し，その一部が融解すると湖水が湖底から排水されて消失することが報告されている．しかし，これらの調査では池の水位観測は行われておらず，池の出現期間や出現プロセスなど解明されていない点が多々存在する．
そこで本研究は，群馬県赤城山山頂に出現する一時湖
沼「血の池」を研究対象とし，血の池の水位および各流

図１ 血の池周辺の地形（地形図は５mDEMを基に作成）

出量・流入量の観測を行い，水収支から血の池の出現と消失における各水収支項の寄与を明らかにすることを目
的とする．

＊
＊＊

立正大学大学院・地球環境科学研究科・博士後期課程
立正大学地球環境科学部
103

一時湖沼の水位変動特性（船生・河野）

図２

非出現時の血の池概況

図４ 血の池周辺の地質（基図は太田（1953）５万分の１地質図「沼田」に加筆）
２．３．気候赤城山山頂の年平均気温（バンガロー森の家観測デー
タの2009年から2018年の10年平均）は7.8℃，年平均降水量（国土交通省水文水質データベース赤城山の2009年から2018年の10年平均）は1,700mm程度である．８月の平均気温は25℃と過ごしやすく，夏季には観光客が避暑地として山頂に訪れる．１月の平均気温は－６℃と低く，冬季は赤城大沼や小沼の表面は0.5mから0.8mほどの厚い氷に覆われている．６月から９月にかけて，降水量100mm/day以上の非常に激しい降雨が山頂付近で数回発生することが特徴である．

図３

出現時の血の池概況

３．研究方法
一般的な湖沼の水収支は（１）で計算される（図５）
．

２．
２．地質

･･･････（１）

血の池周辺の地質図を図４に示す．血の池は凝灰角礫岩上に位置しており，その周囲を北西は地蔵岳溶岩，北Ｐ：降水量（m/day） Ｅ：蒸発量（m/day）

東は長七郎山溶岩で囲まれている．凝灰角礫岩は太田

La：湖面積（ｍ2）（1953）によると角礫が火山灰で凝結したものであり孔Gi：地下水流入量（m3/day）

隙に富むことが報告されており，血の池が一時的にしかRo：河川流出量（m3/day）

出現しない要因は，凝灰角礫岩の孔隙による地下水流出

Go：地下水流出量（m3/day）と考えられる．

ΔS：湖の貯留変化量（m3/day）

Ri：河川流入量（m3/day）

血の池内部の堆積構造は表層が有機質土，深度１m

観測期間の最大水位は３m未満であり，河川流出量（Ro）

付近から明褐色のローム層，深度3.7m以深から灰白色

はRo＝０と見なせるため，血の池の水収支は（２）式との粘土層である．池の中心部では深度2.4m以深で砂礫なる．

やシルト等による複雑な互層があり，これは河道からの堆積作用によって形成された（船生，2018）と考えられ
る．
104･････････････（２）
Ｐ：降水量（m/day） Ｅ：蒸発量（m/day）

地球環境研究，Vol.22（2020）

３．２．貯留量および貯留変化量の算出
血の池の湖盆形態を調査するため，非湛水期に血の池内部において10mメッシュ水準測量を実施した．測量結果を図６および表１に示す．その結果を基に湖盆図を作成し，深度0.5m毎の面積と深度から水位・容積曲線（以後，H-Q曲線と呼ぶ）を作成し，湖水位に対しての貯留量（Q）を算出した（図７）．なお，区間容積（ΔQ）の算出は（３）式（シンプソンの公式）を用いて算出した．
図５

････
（３）

血の池水収支模式図
Ax：各深度の面積（m2） ｈ：水位（m）

La：湖面積（ｍ2）

Ri：河川流入量（m3/day）3

Gi：地下水流入量（m /day）h-Q曲線より血の池の水位と貯留量の関係には，（４）の関係が成り立つ．

3

Go：地下水流出量（m /day）･････････････････････････（４）ΔS：湖の貯留変化量（m3/day）（４）より求めた貯留量から前日の貯留量との差を算出
３．
１．湖水位の観測することで，（５）式によって貯留変化量を算出した．

血の池の水位は，自記水位計（HOBO-U20）を2014年
11月７日に湖心部に設置し，１時間毎に観測を実施した．

表１

水位計の設置位置を図６に示す．水位観測用ロガーを湖

諸元名

血の池諸元
血の池

心部，気圧補正用ロガーを湖岸に設置して，水位観測用

標高（m）

1,460

ロガーで観測した絶対圧から大気圧を引くことで水圧を最大長（m）

111 *

求め，水圧から水位を算出した．なお，水位の基準高は最大幅（m）

105 *2

湖心部の湖底を０mと設定した．

湖面積（m ）

7,659 *

湖岸線長

345 *

肢節量

1.1 *

平均深度（m）

1.8 *

最大深度（m）

3.0 *

容積（m3）

14,361 *集水域面積（m2）

105,501

集水域／湖面積13.8 *＊血の池が最大水位3.0m時の値
15,000
容積積算(m³)

貯留量(m³)

10,0005,000

0

図６ 血の池湖盆図（10ｍメッシュ水準測量結果を基に作成）

0.0

1.0

⽔位(m)

2.0

3.0

図 7 ⽔位容積曲線（湖盆図から算出した各深度ごとの湖⾯積を基に作成）

図７ 水位容積曲線（湖盆図から算出した各深度ごとの湖面積を基に作成）

105

一時湖沼の水位変動特性（船生・河野）･････････････････････････････（５）Δ：温度飽和水蒸気圧曲線の勾配（mbar・℃－１）
ν：乾湿計定数（＝0.66mbar･℃－１）

ΔS：貯留変化量（m3/day） Ｑ：貯留量（m3）ｆ（u 2）：風速関数

ｎ：池出現からの日数

u 2：２mでの日平均風速（m･s－１）ℓ：水の蒸発潜熱（MJ・Kg－１）

３．
３．河川流量の算出

esa：気温ｔにおける飽和水蒸気圧（mbar）

河川流入量（Ri）を算出するため，血の池の北東部に

e a：空気の水蒸気圧（mbar）

ある流入河川に自記水位計を2018年９月28日から設置
して１時間毎に観測を実施した（図６）．河川流入量は，（12）

流積（Ａ）および流速（Ｖ）によって（６）で求めることができる．
････････････････････････････････････（６）32ａ：地表面のアルベド（水面ａ≒0.06）
Ｎ：可照時間ｎ：日照時間Ri：河川流量（m /sec） Ａ：流積（m ）e a：空気の水蒸気圧（mbar） ｔ：気温（℃）

Ｖ：流速（m/sec）

Qa：大気圏外日射量（MJ・m－２）

流速に関しては，Manningの公式より（７）式を用いて

σ：ステファンボルツマン定数（4.900・10－９・m－２・Ｋ－４・ｄ－１）

算出した．
･･･････････････････････････････（７）ｎ：粗度係数Ⅰ：水路の勾配･･（13）

Ｒ：径深（m）

なお，流速を計算する上で必要な潤辺（Ｓ）および流積（Ａ），径深（Ｒ）は（８）式から（10）式を用いて算出

Qa：大気圏外日射量（MJ・m－２）

した．

ｄ，ｄ
̅：地球と太陽の瞬間距離と平均距離（天文単位）････････････････････（８）････････････････････････････（９）････････････････････････････････････（10）ｂ：水路の幅（m） Ｍ：方面の勾配（１：m）

δ：計算日の赤緯天球上での太陽経度
W0：日没の時角（rad）∅ ：計算地点の緯度＝36.5447°

（14）

ｄ，ｄ
̅：地球と太陽の瞬間距離と平均距離（天文単位）
Ｊ：１月１日からの通算日数

Ⅰ：水路の勾配･･････････････････（15）３．
４．蒸発量の算定

W0：日没の時角（rad）

血の池の蒸発量を算出するため，三浦・奥野（1993）の手順よりPenman式によって（11）式から（22）式を用いて蒸発量を算出した．なお，蒸発量を計算する上で∅ ：計算地点の緯度（36.5447°）

δ：計算日の赤緯天球上での太陽経度･････････････（16）

必要な日平均気温（ｔ），湿度（RH），風速（ｕ），日照時間（ｎ）の観測地点は北緯36.54477°，東経139.18722°に位置する赤城山山頂のバンガロー森の家（図８）の気（17）

象観測データを使用した．
･･･（11）
ETpen：Penmanの蒸発散位（mm）
Ｓ：純放射量（MJ・m－２）
106

Δ：気温ｔでの温度飽和水蒸気圧曲線の勾配（mbar・℃－１）
ｔ：気温（℃）

地球環境研究，Vol.22（2020）･････････････････････（18）－１ℓ：水の蒸発潜熱（MJ・Kg） ｔ：気温（℃）
･･･････････････（19）･･････････････（20）u 2：高度２mでの日平均風速（ｍ･S－１）
uH：高度Ｈmの風速

Ｈ：風速計設置地上高さ（m）････････････････（21）･････････････････････････････････（22）

３．５．降水量の観測
血の池の降水量は国土交通省水文水質データベース「赤城山」の観測データを用い，１時間ごとの観測値を使用した．

４．結果および考察
４．１．血の池の水位および貯留量の観測結果
2015年１月１日から2019年９月21日までの血の池の出現期間を表２，水位観測期間を図９，水位から算出した貯留量を図10に示す．血の池の出現期間は年によって大きく異なり，2018年では年間で21日しか出現しておらず，反対に2017年では年間で119日も池が出現している．観

e a：空気の水蒸気圧（mbar）

測期間における血の池の最大水位は2016年９月25日

esa：気温ｔの飽和水蒸気圧（mbar）

0：00に観測された2.56ｍであり，最大貯留量は13,000m3

RH：相対湿度（％）

であった．観測期間における最大水位が3.0mに達しないことから池の南側からの表面流出は発生していないことが分かった．水位のピークは降雨イベント終了から
15-70時間後であり，ピーク到達後の水位は急激に低下する．また，降雨のない期間の水位は一定の値で低下する傾向を示し，平均5.7cm/dayで減少する．
表２
NO.
①
②
③
④
⑤
⑥

観測期間における血の池出現期間
出現期間

出現
日数

７月16日－８月１日

16

８月17日－10月24日

68

８月23日－11月５日

74

８月８日－10月10日

78

10月21日－11月30日

41

９月30日－10月20日

21

出現年
2015年
2016年
2017年
2018年

⽔位(m)

74
119
21

降⽔(mm)

0

2.0

150

1.0

300

0.0

図８ 調査地域の気象観測地点（国土地理院発行 25000分の１地形図）

84

⽇降⽔量（ｍｍ）

⽔位（ｍ）

3.0

年間
出現日数

J

M

S

2015

J

M

S

2016

J

M
2017

S

J

M
2018

S

J

M

S

450

2019

図 9 観測期間における湖⽔位観測結果（2015 年 1 ⽉ 1 ⽇から 2019 年 9 ⽉ 21 ⽇）

図９ 観測期間における湖水位観測結果（2015年１月１日から2019年９月21日）

107

一時湖沼の水位変動特性（船生・河野）

貯留量(m³)15,000⽇降⽔量(mm)

⽇蒸発量(mm/day)

10.0

0

移動平均線(30⽇)

5,000

300

蒸発量(mm/day)

150

貯留量(m³)

10,000⽇降⽔量(mm)

8.0
6.0
4.0
2.0
0

J

M

S

J

M

S

J

M

S

J

M

S

J

M

S

0.0

450

J

M

S

2015
図 10 観測期間における貯留量算出結果（2015 年 1 ⽉ 1 ⽇から 2019 年 9 ⽉ 21 ⽇）

J

M

S

J

2016

M

S

2017

J

M

S

2018

J

M

S

2019

図 12 観測期間における蒸発量（2015 年 1 ⽉ 1 ⽇から 2019 年 9 ⽉ 21 ⽇）

図10 観測期間における貯留量算出結果（2015年１月１日から2019年９月21日）

図12 観測期間における蒸発量（2015年１月１日から2019年９月21日）

４．４．無降水期間の漏水量の推定

４．
２．血の池の貯留変化量の算出結果
観測期間における血の池の貯留変化量の算出結果を図
3

血の池周辺において無降水期間が一定期間継続した11に示す．貯留変化量は池の出現直後のみ1,500m /day

場合，河川流入（Ri）および直接降雨（Ｐ）が無いため，と急激な増加を示し，その後の貯留変化量は増減ともに無降水期間での水収支は（23）式で考えられる．

3500m /day程度の範囲で推移する．貯留変化量が正の値を示すのは降雨イベント終了から５日以内であり，流入･････････････････････（23）量が流出量を上回る期間も５日以内と短いことが分かっ

ΔS：貯留変化量（m3/day）

た．貯留変化量が負の値を示す際，湖水位が高いほど負Gi：地下水流入量（m3/day）の値も大きい傾向を示した．以上のことから，血の池に

Go：地下水流出量（m3/day）

12

おいては水位と地下水流出量には一定の相間があるものと考えられる．

Ｅ：蒸発量（m/day） La：湖面積（ｍ2）14

無降水期間での地下水流入量（Gi）は主に基底流出である．また，ΔSは湖水位減衰期では必ず負の値を示す．

6,000

貯留変化量(m³ / day)

⽇降⽔量(mm)

これは基底流量を上回った値が漏水量（ΔV）である．
0･･･････････････････････････････････（24）

150

3,000
1,500

300

⽇降⽔量(mm)

貯留変化量(m³)

4,500

0-1,500

J M S

J

M S

J M S

J M S

J M S

450

図 11 観測期間における貯留変化量（2015 年 1 ⽉ 1 ⽇から 2019 年 9 ⽉ 21 ⽇）

図11 観測期間における貯留変化量（2015年１月１日から2019年９月21日）

ΔV：漏水量（基底流量を含む）（ｍ3/day）（24）式と仮定して無降水時の漏水量を推定した．
湖沼の水位は，高水位の際は急激に水位が低下し，低水位になるほど水位の低下は緩慢になる．それは，中尾（1971）によると，湖沼は流出量の変化によって水位を安定に保とうとする自己調節機能を有してからと述べられている．また，濱田（1999）においても湖水位と地下水流出量の間には相間関係が認められる．以上のこと
から，血の池の湖水位に対応する地下水流出量を算出するため，観測期間における直接降雨および河川流入の無４．
３．蒸発量の算出結果

い期間を抽出し，水位と地下水流出量の相関を算出した．

Penman法から算出した血の池の蒸発量を図12に示す．

なお，水位は湖水位が安定し降水の無い期間での初期水

各年の日最大蒸発量は7.0-8.0mm/dayを示し，冬季には位と降雨の前日までに減少した水位の２時点の単純平1.0mm/dayまで減少する．また，梅雨の時期は日射量均を用い，ΔSは期間貯留変化量の日平均値を使用した．

が減少するため蒸発量も減少し，５月から６月にかけて水位と地下水流出量の算出結果を図13に示す．指数回帰の蒸発量は３月や10月頃と同程度の値を示した．

計算の結果，湖水位と地下水流出量の相関係数は0.95210813地球環境研究，Vol.22（2020）と非常に高い相関を示した．以上のことから，血の池に５．2018年における水収支算出結果

おいて水位と漏水量との間には以下の式の関係が成り立
つ．

血の池の水収支の算出には，河川流入の観測を実施した2018年９月の結果を用いて算出を実施した．血の･････････････････････（25）

池の水収支算出結果を表３および図14に示す．池の出

3

ΔV：地下水流出量（m /day） ｈ：水位（m）

現期間は10月１日0：00から10月19日10：00までの19日（25）式から求めた漏水量を地下水流出量として算出し間であり，血の池の最大水位は10月３日5：00の98.3cm，た．

最大貯留量は1,730m3であった．2018年の水収支結果では，流入量の総量は3,599m3であり，そのうち地下水流
入量が3,481m3と流入量全体の96.75％を占め，湖面への1,000

y = 125.52e0.5466x

直接降雨量117m3と総流入量に対して3.25％程度の寄与

R² = 0.9517

漏⽔量(m³/day)であった．河川流入は池の出現期間において観測されなかったため，2018年においては，河川流入量は寄与していないことが分かった．また，流出項では地下水流出量が3,478m3（96.66％），蒸発量が120m3（3.34％）と2018年の血の池の消失要因の95％以上が地下水流出であった．

3.0

2.0

⽔位(m)

1.0

0.0

100

図 13 推定⽇平均漏⽔量

図13

推定日平均漏水量表３Ｐ（mm）
2018/９/30

76

ｈ
（m）
0.00

2018年９月30日－10月20日の水収支算出結果
Ｑ
ΔS
P×Sl
E×Sl
Go
Gi
（m3） （m3/day）（m3/day）（m3/day）（m3/day）（m3/day）

Sl
（m2）
0

0

0

0

0

0

0

2018/10/１

39

0.13

1044

32

32

41

5

192

188

2018/10/２

0

0.94

3800

1583

1551

0

14

213

1778

2018/10/３

0

0.98

3907

1721

138

0

11

215

364

2018/10/４

2

0.98

3902

1715

－6

8

6

213

206

2018/10/５

4

0.96

3850

1646

－69

15

5

210

131

2018/10/６

0

0.93

3783

1561

－85

0

9

208

132

2018/10/７

0

0.91

3712

1474

－87

0

15

204

133

2018/10/８

1

0.87

3609

1355

－120

4

7

199

83

2018/10/９

0

0.82

3487

1221

－133

0

7

195

69

2018/10/10

1

0.78

3353

1085

－137

3

4

190

54

15

2018/10/11

11

0.73

3215

956

－129

35

3

185

24

2018/10/12

1

0.69

3115

869

－87

3

7

181

98

2018/10/13

0

0.64

2945

733

－135

0

6

175

45

2018/10/14

0

0.57

2738

589

－145

0

5

169

29

2018/10/15

0

0.51

2531

464

－124

0

3

162

41

2018/10/16

0

0.43

2284

340

－124

0

4

156

35

2018/10/17

0

0.35

1984

223

－118

0

4

148

34

2018/10/18

0

0.25

1609

118

－104

0

3

140

38

2018/10/19

8

0.12

963

25

－93

8

1

100

0

2018/10/20

0

0.00

0

0

－25

0

0

25

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一時湖沼の水位変動特性（船生・河野）立赤城公園管理員の大熊一彦氏，現地での水位計設置の許可をしてくださった群馬県自然環境課に心からお礼申し上げます．
参考文献
船 生 泰 寛・ 住 田 達 哉・ 牧 野 雅 彦・ 李盛 源・ 河 野忠（2018）：出現と消失を繰り返す赤城山火口湖“血の池”の構造調査と水位変動特性，公益社団法人物理探査学会学術
講演会講演論文集，139，195-198
五味豊夫（1980）：群馬の湖沼，上毛新聞社出版局，164-165

図14 2018年９月30日－10月20日の水収支算出結果

濱田浩美（1999）：日光切込湖・刈込湖の水収支と循環，千葉大学教育学部研究紀要，47，13-27
三浦健志・奥野林太郎（1993）：ペンマン式による蒸発散位
計算方法の詳細，農業土木学会論文集，164，157-163

６．まとめ

森

血の池の2018年の水収支では，総流入量は3,599m3であり，地下水流入量は3,481m3と流入量全体の96.75％を占め，池の出現に最も寄与した．反対に池の消失に最も寄与したのは地下水流出量であり，池に貯留された水の3,478m3（96.66％）が地下水として流出した．また，日降水量100mm以上の降雨イベントが生じた際でも，流入量が流出量を上回る期間は５日以内と短時間で収束することが明らかとなった．地下水流出量と湖水位との間にはGo＝125.52exp0.5466hの式の関係が成り立つことが判明した．

和紀・佐藤芳徳（2015）：図説 日本の湖，朝倉書店，6-7

守屋以智雄（1970）：赤城火山の形成史，火山，第２集 15（３），120-131
村上哲生・石田なつみ（2008）：出現する湖跡に見られる珪酸質の微小生物遺骸，大学紀要家政・自然編，54，99-102
中尾欣四郎（1971）：湖沼水位の安定性についての研究，北海道大学地球物理学研究報告，25，25-87
太田良平（1953）：５万分の１地質図幅「沼田」および同説
明書，地質調査所
清水長正（2012）：北八ヶ岳・地獄谷底の氷塊と一時的な火口湖，地学雑誌，121，359-366
杉森侑代（2001）：遠州七不思議の池「池の平」の出現理由，
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髙橋由佳矢（2013）：静岡県水窪町に不定期に出現する「池謝辞の平」の出現機構の解明，日本地理学会発表要旨集，78，

現地測量に協力して頂いた三上開拓氏，山頂での気温・気圧の観測に協力してくださったバンディ塩原の塩原一男氏，山頂での気象データを提供してくださった県244
吉岡

翼・小野村一人（2017）：ヤマトウスヒメカイエビの島根県地倉沼からの記録，CANCER，26，13-15

The Water level fluctuation characteristics of a Seasonal lake:
A case of volcanic lake“Chinoike”in Mt. Akagi
FUNYU Yasuhiro＊ , KONO Tadashi＊＊＊

Graduate School of Geo-Environmental Science, Rissho University＊＊
Faculty of Geo-Environmental Science, Rissho University

Key words: Ephemeral lake, Ground water, Water balance110