地質ニュース640号，51 ― 57頁，2007年12月
Chishitsu News no.640, p.51 ― 57, December, 2007

全国一級河川の海底地下水湧出量評価における問題点
伊藤1．はじめに
海底地下水湧出とは，「陸海の境界を横切って海域

成輝 1）・丸井敦尚 2）

こで本研究では，日本列島を対象とした海底地下水湧出量の地域別把握を実施し，列島の水環境を概観する一つの因子となりうるか検討することにした．に直接流出する地下水」という水文学上の定義がある（Church, 1996）．地下水としての湧出量は，海洋への河川流出量の数％〜10％と推定され（谷口, 2001;
Burnett et al., 2003; Slomp and Van Cappellen, 2004），淡水資源として十分な量であるにもかかわらず，ほとんど利用されていないのが現状である．

2．評価法および使用データ
2.1 評価の方法
海底地下水湧出量の評価法には，数値解析と現地調査がある．現地調査では，シーページメーターやト近年問題視されている地球温暖化は世界的な渇水レーサーを用いて湧出量を直接計測するが（Zektserを引き起こす可能性が高く（IPCC, 1988），安定した

and Dzhamalov, 2006），石飛ほか（2007）によれば，水資源を長期的に確保するためには，水源の多様化

現地調査は「点」としての測定であり，未だ陸上の流が必要であると提言されている（国土交通省, 2006）．

域規模に匹敵する広域での測定は行えないのが現状

海洋へ流れ出ている海底地下水湧出は湧出量の季である．したがって，日本列島全体を対象とするよう節的な変動も少なく，地下水の採取法さえ確立すれな広域研究では，数値解析による評価しか実施できば有望な水源になるといえよう（丸井・安原, 1999）．

ない．数値解析には，水収支法と地下水流動量計算

一方，海底地下水湧出は，海域に物質を輸送する法（シミュレーション）がある．水収支計算は，全国一主要経路の一つであり（Bokuniewicz, 1980），沿岸域律の条件下で計測された気象および水文データを入が汚染されている場合，海洋汚染の大きな原因にな力値とするが，得られる海底地下水湧出量は間接的る．また，現在の日本では，二酸化炭素の地中貯留な評価値である．すなわち計算精度は利用するデーや高レベル放射性廃棄物の地層処分について，沿岸タ群の最も下位のものに従わざるを得ないことにな域立地の可能性が議論されている（原子力発電環境る．他方，地下水流動量計算は，帯水層からの流出整備機構, 2002）
ことから，環境を保護する上でも，海を直接計算できるが，透水係数等の水理定数を全国

底地下水湧出研究は重要な役割を果たすと考えられにわたって設定しなくてはならず，高精度化はあまりる．特に沿岸域では，上向きの地下水流動による物期待できない（Landon et al., 2001）．

質移動が，貯留または処分性能に影響を与えるとさ本研究では，全国での比較には一律条件でのデーれ（核燃料サイクル開発機構, 2005），地下深部から海タ入手が重要であると考え，水収支計算によって一底に向かって上昇してくる海底地下水湧出の定量評

級河川流域毎の評価を行うことにした．このような海価が地点選定には重要である．

底地下水湧出量の全国評価はこれまでに類を見ない

このような背景から，海底地下水湧出量の把握は，が，高精度に全国を把握できれば，将来の二酸化炭

沿岸域の水資源開発と環境保護にとって，社会的意素貯留や放射性廃棄物地層処分における地点評価義が大きい．しかし，海底地下水湧出の特性は地点ツールとして利用できる．そこで，全国の一級河川毎に異なり，湧出量も地域によって異なっている．そ103流域を対象に，1993〜2002年の海底地下水湧出

1）株式会社ニュージェック
2）産総研 地圏資源環境研究部門

キーワード：沿岸域，水資源，環境，地球温暖化，渇水，GIS，SGD，海底湧出地下水，海底湧水，回帰分析

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伊藤 成輝・丸井 敦尚

量を水収支で試算し，日本列島の海底地下水湧出量の概況を把握するとともに評価の問題点を考察した．

計算せず，（その年を）評価の対象外とした．
降水量データは，気象庁のアメダス再統計値から，全国 1,139 地点の降水量データを用いた．アメダス

2.2 年間水収支法の基本式（AMeDAS: Automated Meteorological Data Acqui-

海底地下水湧出量は，下式に示す年間水収支法

sition System; 地域気象観測システム）は，全国約（mean perennial water-balance method; Zektser and

1,300地点で1時間毎に気象データを観測するシステ

Dzhamalov, 2006）で流域毎に評価した．

ムである．1 つの観測点が代表する範囲は，ティーセン法（Thiessen, 1911）で区分した．観測点の年降水

SGD ＝ P − E − R（1）

量は，月降水量を12ヶ月分積算した．月降水量は，日統計値に20 ％以下の欠測を許容する準完全値まで

ここでは，SGD ：海底地下水湧出量（Submarineを用いた．月降水量の欠測点を除くと，1993 〜2002

Groundwater Discharge），P：降水量（Precipitation），

年でデータ入手可能な観測点は，全国で1,139 地点

E：蒸発散量（Evapotranspiration），R：河川流出であった．

（Runoff）である．

蒸発散量データは，気象庁のアメダス再統計値によP − E は有効雨量といい，土木学会（1999）によると，

る全国700地点の月平均気温データから，ソーンスウ

地表に達する降雨のうち流出成分になる降雨分を指ェイト法（Thornthwaite, 1948）で可能蒸発散量を計すとされている．すなわち，年間水収支法での有効算し，蒸発散比0.7を乗じて各ティーセンエリアの蒸発雨量とは，深部浸透と年間貯留雨量変化を無視した散量データとした．可能蒸発散量の推定法にはペン成分（降水量から蒸発を減じた地下浸透量）と考えマン法（Penman, 1948）等もあるが，より多くの入力デる．また，R は河川水としての海洋への流出量であるータが必要であり，月平均気温から算出可能なソーンが，便宜的に最下流観測所の流出高とした．

スウェイト法は，広域評価に適している．また，日本列島の蒸発散比は0.6〜0.8程度の範囲で季節変化し，2.3 使用データ
流域界，河川流量，降水量，蒸発散量に関する以下のデータを使用した．

通年平均は0.7程度であるとされる（山内ほか, 2000）．
岐阜県東濃地域で0.7（宮原ほか, 2002），多摩川流域で0.6（齋藤・三宅, 2003）とした事例がある．

流域界データは，全国の一級河川（注1）に対し，財団法人日本地図センターのJMC マップ（河川流路データ）と国土交通省の国土数値情報（流域界（面）データ）から，GISでデータ化した．国土数値情報（流域界

3．結果
3.1 一級河川 103 流域での評価（面）データ）は，都道府県別の小流域ポリゴンの集合

全国の一級河川103流域（第1図）に対し，1993〜体であったため，GISソフト（株式会社インフォマティ

2002年の海底地下水湧出量（単純平均）を計算した．

クス製「SIS」）で流域界に沿った線要素に変換した．

（ 1 ）式 を使 った 1 0 3 流 域 の海 底 地 下 水 湧 出 量 は

ただし，相模川（関東）は流量年表に観測結果が掲載−1,716 〜 546 mm/yr の範囲に分布し，単純平均はされていなかったので，評価の対象外とした．同様−283mm/yr，面積加重平均は−310mm/yr，中央値に，網走川（北海道），鳴瀬川（東北），物部川（四国），は−232 mm/yr となった．ヒストグラムは，−300 〜矢部川（九州），大分川（九州）は，流量観測所近傍の−200 mm/yr を峰として，正の方向に対して漸減し，分水や河川合流が煩雑であったので，今回は評価の負の方向に歪んだ分布となった（第2図A）．

対象外とした．

海底地下水湧出量の全国分布（第2図B）は，北海

河川流量データは，国土交通省の流量年表に記載

道と東北で全流域が負値と評価され，関東より南西された全国約380ヶ所の観測データのうち103流域にで比較的大きな値を示した．使用したデータの精度おける最下流観測所での年平均流量を用いた．流量を吟味していないため誤差を含む可能性があるもの

年表には，各観測所の365日分の日流量が記載されの，同図は日本列島の海底地下水湧出量分布を相対ており，1日でも欠測があれば，その年の平均流量は的に表現しているといえる．しかし，負の海底地下水
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第1図 年間水収支法で海底地下水湧出量を評価した全国の一級河川103流域の分布．

湧出量は，一般的には地下水が海洋に流出せず塩水年）であり，単純平均は200mm/yrであった．

化が起こったり，地盤沈下が発生していることを示

この結果を見る限り，海底地下水湧出の既往調査す．今回の評価では，東北日本全域に地下水障害が実績がある流域では，本研究でも正の海底地下水湧起こっていることになる．

（注2）
出量を示した．よって，日本列島のほぼ全域（特に東北日本全域）で地下水障害が起こっているとした前
3.2 調査実績のある流域での評価結果（実データとの比較）

節の結果を否定できないが，国土交通省（2006）によれば，日本列島の地下水使用量は平均で約49mm/yr

Taniguchi et al（2005）.
は，中部地方の一級河川でに過ぎず，有効雨量（全国平均1,250 mm/yr）に大きある安倍川流域で2002年の1年間における海底地下く及ばない．また，環境省による平成17 年度の全国水湧出量を年間水収支法で175 mm/yrと評価した．の地盤沈下状況（平成18年12月21日発表）によれば，

本研究による安倍川流域での評価結果では，1993〜測定地域34地域中4 cm以上の地盤沈下は0地域，22002年の10年間で，流量データの欠測年を除く4年cm以上が7地域であった．工業用水法（昭和31年施分の評価結果が得られ，その内訳は174mm/yr（1993

行）やビル用水法（同37年施行）による地下水利用規年），401 mm/yr（ 1994 年），35 mm/yr（ 1995 年），制以降，全国の地盤沈下状況は，概ね収束状態に向601 mm/yr（2001年）であった．これらの単純平均はかっていると報告されており，全国の地下水位観測303mm/yrであった．にも大きな低減が見られないことなどから，現在の日また，現地調査の実績がある黒部川流域（徳永ほ

本では，地下水障害が起きるような大規模な地下水か, 2003）に対しては，同様に1993〜2002年の10年利用はなされていない．よって，本研究は海底地下水間で，2000年を除く9年分の評価結果が得られ，評価湧出量を過小評価した可能性が高く，得られた単純値の範囲は−344mm/yr（1995年）〜576mm/yr（2002

な計算結果には疑問が残ると考えざるをえない．

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A

流域数

12840−1800 −1600 −1400 −1200 −1000 −800−600−400−2000200400600

海底地下水湧出量 (mm/yr)

第2図 全国の一級河川103流域で評価された海底地下水湧出量．
A：ヒストグラム，B：色分け図．

4．考察

流出が有効雨量を見かけ上超える結果となった理由
として，有効雨量の過小評価と，河川流出の過大評

4.1 海底地下水湧出量が見かけ上負値となる原因

価の両面が考えられる．しかし，有効雨量の計算に用多くの流域で負の海底地下水湧出量を示し，河川いたアメダスは全国を網羅しており，測点数も流量観
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測所より多い．個々の観測精度も品質と均質性が確

また，沿岸域のデータ空白域が流域面積の5 ％以保されており高精度であると考えられる．これに対下となる14 流域を抽出し（注4），同様の単回帰分析をし，河川流出の評価精度は，最下流の流量観測所の行うと，R2 は0.802に上昇した（第3図B）．前述したよ観測精度に依存しているため，特に流量の大きな期

うに，データ空白域の面積が小さければ，海底地下間での精度に問題がある（水位−流量（H-Q）変換曲

水湧出量の評価精度が改善されることを示している．

線の外挿に伴う誤差拡大）．さらに，データ空白域のよって，年間水収支法の精度は，データ空白域の河流出入も不明であることなどから，河川流出の評価精川流量を地質特性から予測・補正することで高度化度が相対的に低いと考えるのが妥当である．の可能性があると判明した．

河川流出が過大評価となる理由として，もうひとつ

すなわち，本研究で示した海底地下水湧出量の全は最下流の流量観測所が河口より内陸部に位置する

国分布図は，未補正の河川流量に基づいて評価されことが挙げられる．この場合，沿岸域の流量増減がているため，湧出量を地域間で相対的に表したもの考慮されない点が問題となる（Taniguchi et al., 2003）．といえる．

本研究は，河川流出を最下流部の流量観測所における流出高に等しいと仮定した．このため，河川の地下水涵養が大きい場合，データ空白域となる沿岸域の流量補正が必要となる（現状ではなされていない）．

5．おわりに日本列島の海底地下水湧出量を地域別に把握するために，全国一律の条件でデータ入手可能な水収支

4.2 年間水収支法の精度向上策

計算で，一級河川103 流域で評価を行い，全国の海河川流出の評価精度を向上させる最も単純な方法

底地下水湧出量分布を相対的に比較することができは，河口近くの河川流量を実際に測定することであた．この結果，関東地方より南西部では海底湧出地る．しかし，全国の一級河川103流域での再測定は，下水が認められるものの，北海道・東北地方では海時間とコストの面から不可能である．また，河口近く底湧出地下水が認められない結果となった．既往のは河川断面が大きく，塩水遡上などを考慮する必要調査実績がある安倍川と黒部川では，正の海底地下もあり，内陸部に比べて河川水位から流量への変換水湧出量を示したが，多くの流域では見かけ上負値が困難である．

を示した．これは地下水障害とも考えられるが，現実一方，データ空白域となる沿岸域の流量は，統計的な現象を適切に表現しているとは言いがたい．

処理で補正可能であり，河川流出の評価精度向上に海底地下水湧出量が見かけ上負値となる原因としつながる可能性がある．統計処理の方法として，河川て，河川流出の過大評価が考えられた．河川流出は流量と各種流域特性との関連付けが考えられる．そ最下流部の流量観測所の流出高に等しいとしたが，こで，103 流域で得られた海底地下水湧出量は流域データ空白域となる沿岸域の流量補正によって河川毎の大小を相対的に表しているとして，流量特性の一流出の見直しが必要とした．

つである有効雨量と単回帰分析で比較した．その結一方，103流域で得られた見かけの海底地下水湧果，回帰直線は負の勾配を示し，有効雨量が大きな出量は，地質別有効雨量と相関があり，データ空白流域で海底地下水湧出量が小さくなる傾向を示した

域の面積が小さければ相関はより強くなった．本研2（決定係数R ＝0.4866）．

究の計算結果は，現状でも列島の地下水流出環境をさらに，各流域の有効雨量を，新第三紀（N2）以を相対的に表現していると言えるが，河川流出を地降，新第三紀（N1）〜中生代，古生代の各地質の面質特性で補正することで高度化の可能性がある．今積比で配分し，地質別有効雨量と称して，海底地下後は，地質データと河川流量データを詳細に検討す（注3）

水湧出量との単回帰分析を再度行った．新第三紀（N2）以降への地質別有効雨量との回帰は，R2 がることで年間水収支法を高度化し，海底地下水湧出量の全国分布を再評価したい．

0.5774に上昇し（第3図A），海底地下水湧出量と地質特性との相関が示唆された．このことは河川流出と地質特性に相関があることと同意である．
2007 年 12 月号（注1）
一級河川とは，河川法（1964年制定）によって，国土伊藤 成輝・丸井 敦尚― 56 ―

A50

海底地下水湧出量(m3/s)

0-50-100R2=0.5774-150-200-2500501001502002503003503

新第三紀(N2)以降への地質別有効雨量(m /s)

B50(N=14)%

海底地下水湧出量(m3/s)

0-50
R2=0.802-100-150-200-250

0501001502003

新第三紀(N2)以降への地質別有効雨量(m /s)

第3図 海底地下水湧出量と新第三紀（N2）以降への地質別有効雨量との単回帰分析．
A：103流域を対象，B：データ空白域が5％以下となる14流域を対象．

交通大臣が指定した国土保全上又は国民経済上特に量が示された事例はない．国外では，Pluhowski and重要な水系である．

Kantrowitz（1964）は，ニューヨーク州ロングアイランド（注2）
これまでの流域規模の調査で負の海底地下水湧出のSuffolk郡Babylon-Islip地区に年間水収支法を適用し，SGD を44 mm/yrと評価した．国内の一級河川以地質ニュース 640 号全国一級河川の海底地下水湧出量評価における問題点

外でも，熊本県不知火の小流域では430−624 mm/yr．大きな湧出とした事例がある（Taniguchi et al., 2006）
量が見込まれる地点を対象とした流域規模の研究からは，水収支計算での評価が見かけ上，負値を示す問題点を見出せなかった．
（注3）
各流域の地質別有効雨量を求めるために，地質データは，産総研（2003）の200万分の1数値地質図を用いた．地層・岩体は，時代と岩相（岩石の種類）で43区分されている．全国一級河川103 流域の43 地質区分の分布比をGISで計算して主成分分析を行うと，新第三紀（N2）以降，新第三紀（N1）〜中生代，古生代の3グループに分類できた．主成分分析は，多変量の変動を少数の指標を用いて表す手法である．第1主成分は，古生代の地質の分布比に対して正の相関，新第三紀（N2）以降に対して負の相関を示した．
（注4）
全国の一級河川103流域におけるデータ空白域の大きさは，流域面積との比で表すと0.01〜0.65であった．
なお，103流域の単純平均は0.14であった．
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＜受付：2007年4月16日＞