＜表紙＞：1985年環境庁により選定された名水百選のなかの地下水のうち，ここでは，火山山麓地域，山間の小規模盆地，石灰岩台地周辺という地域的に異なる３つの地下水を選んで構成した．これらの３つの地下水については，それぞれの研究者から表紙の写真と図版の提供をうけ，あわせて以下のように簡単に解説していただいた（編）．
①羊蹄山と「羊蹄のふきだし湧水」②大野盆地と「お清水」③秋吉台の地下水と「別府弁天池湧水」

和田信彦＝北海道立地下資源調査所

武田浩・金井章雄・市山勉＝㈱利水社

藤井厚志＝北九州市立自然史博物館

●

●

●

きょうごく

く づ りゅうことう

福井県大野市は，九頭 竜 川の中流沿いに発達した山間盆

秋吉台（広義）は厚東川を境として，東西２つのカルスの「ふきだし湧水」は，羊蹄山の東側山麓にあり，周辺地の街で，昔から水の豊富な土地として知られた城下町

ト台地に分けられている．東秋吉台がふつう観光地としはふきだし公園として整備されている．文字どおり溶岩である．市街地では，地下水の湧き出る所が数多くみらて訪れる狭義の秋吉台である．東西いずれの台地においの壁からふきだす地下水は，冷たく澄んでおり，喉にしれ，名水百選にえらばれた゛御清水 "は，これらの湧水ても，その水文地質は厚東川に向かって排出するカルス

みるおいしい水として，訪れる多くの人に親しまれていのうちの１つにあたる．御清水は、かつて，武家屋敷やト水系によって特徴づけられている．

る．その水量は，５月の融雪期には１日におよそ84,000

お城の堀を満たし，今も付近の人々が共同の洗い場とし

東秋吉台には，その北部と南部にそれぞれ大きな地下水㎥，１〜２月の渇水期でもおよそ44,000㎥と非常に豊富て利用しているほか，世間話の場にもなっている．ま系（地下水谷）がある．特別天然記念物秋芳洞に流出すで，水温は１年を通して6.5〜6.8℃と一定し，水質もまた，地下水の湧く泉は，国の天然記念物に指定されている地下川は，東秋吉台の中央部から北東部にかけて約18た極めて良好である．そのためこの地下水は，京極町のる陸封魚゛イトヨ "の生息地でもある．

km2の集水域をもつ大きな水系である．有名な帰水は，

簡易水道水源としておよそ2,700人の生活を支え，食品

このように，大野市街地は地下水に恵まれた地域であ大凹地帯の下底が飽和(水)帯にまで達したもので，ドリ工場の工業用水としても利用されている．

り，現在も市民の生活用水をはじめ，産業用，消雪用のーネ底(凹地の底)の一端に湧く水はしばらく表流した後羊蹄山麓の周囲には，１日2,000㎥以上の水量をもつ湧水の大部分は地下水でまかなわれている．しかし，市街に再び伏流する．この水は，ドリーネの中央を縦断して水はふきだし湧水を含めて17をかぞえる．その総水量は地を中心とした冬期間の地下水位の低下は著しく，それほぼ東西に走っている玢岩々脈を越えて，北側に落ちる

あわせて１日30万㎥にもなる．ちなみに，水量からいえにともなう湧水の涸渇や井戸枯れ，地盤沈下の兆候が市

落差50ｍ以上の地下水瀑をなすものと考えられている．

内各地でみられ始めている．これは，雪国の各都市と同西秋吉台には，その北部，中部，南部に３つの大きな水

狩村の 泉 湧水である．これら山麓の17の湧水には，水質

じように，消雪用の地下水利用の増加にともなうもので系がある．白水池を流出口とするものが最も大きく，西や水量などで，次のようないくつかの特徴がみられる．

ある．これらの諸現象に対して，「大野の水を考える会」

秋吉台の北部を主な集水域としている．西側を流れる厚1985年3月に環覧庁が指定した名水百選の1つ， 京 極 町
ようてい

まつ

ばふきだし湧水は羊蹄山麓２番目で，最大を誇るのは真
かり

いずみ

おしょうす

ひんがん

あ

さ

①湧水の分布高度は標高220〜270ｍにあり一定しているを中心とした市民運動が，貴重な水資源を守るための保狭川も一部はこの水系に争奪されている．また後述の弁②水量が１日20,000㎥を越える大湧水は羊蹄山麓南東半

全活動をくりひろげている．（その活動の状況は，「お天池に湧く水など，北方の非石灰岩山地を集水域とする分に存在し，６ヶ所の大湧水で総水量の70％を越える．

いしい水は宝もの」，大野の水を考える会，築地書館，

河川水の大半も西秋吉台の北麓に至って伏流し，この白③その６大湧水は，北西半分の湧水と比較すると，水温1988．に生き生きと描かれている）

水池の水系へと合流する．秋芳洞水系と同様，この水系が低く主要成分濃度も低い（下表，単位：ppｍ）

大野盆地は，北東を加賀越前山地，西方を越前中央山に沿っても有数の大規模な鍾乳洞群が発達し，近年洞窟地，南方を美濃越前山地で囲まれた標高160ｍ〜230ｍ，潜水技術を用いた探検が進められている．

面積約80kｍ2の小規模な山間盆地である．加賀越前山地

秋吉台の地下水の挙動は，河川水と浅層地下水の性格をは第四紀の安山岩類，越前中央山地は新第三紀安山岩

併せもち，循環が早く，降雨の影響は速やかに流量の変類，美濃越前山地は飛騨片麻岩類や中生代ジュラ紀層な化に現われる．カルスト水においては，一般の地層水に

標高1,893ｍの羊蹄山は，直径およそ８kｍの円形の基どで構成されている．

みられる水質の浄化作用は期待されず，事実，秋吉台の底を持つ成層火山である．長く裾野を引いたその美しい盆地には，九頭竜川，真名川，清滝川，赤根川の諸河川

湧水にも生活廃水等によるかなりの汚染がみられる．水姿から「蝦夷富士」と呼ばれている．火山本体は噴火のが流入して盆地内を並流し，盆地北端の狭さく部で九頭

質的には，下表にみるようにＣa＋＋，ＨＣＯ₃−の溶存量が中心をあまり移動しない３期の噴火により形成された．

竜川に合流する．盆地中央部を北流する真名川をはさん大きい(吉村，1981．単位：ppｍ)．

その形成期は，14Ｃ年代などからおよそ２万数千年前以で，地形・地質上の違いがみられる．真名川以東の地域

降と考えられている．羊蹄山の西側山腹には，輝石安山

は，洪積統の段丘がみられ，火山泥流堆積物や段丘堆積岩の第１期溶岩と第２期溶岩の一部が分布するが，これ物から構成されているのに対し，大野市街地を含む北西

に対し，東側山腹には，新しい第３期溶岩と火山岩塊・側は沖積堆積物で構成されている．真名川以西の地形を名水百選に選ばれた別府弁天池は，西秋古台の北方にあ火山礫・軽石などの火山砕屑物が分布する．標高400ｍ

細分すると，真名川によって形成された現氾らん原，清り，杉木立に囲まれた美しい池である．直径約15ｍ，深

水温Ｎa＋ Ｍg＋＋ Ｃa＋＋ ＨＣＯ3− Ｃl−（℃）
６大湧水の平均値
6.9
7.1
2.5
5.9
31
8.5
その他湧水の平均値 7.8 14.4 5.6 13.4
85
10.7

え ぞ

がいすい

ま な

このもと

Ｎa＋ Ｋ＋

Ｍg＋＋ Ｃa＋＋ Ｓr＋＋ ＨＣＯ3− Ｃl− ＳＯ4−− ＳiＯ2

4.4 0.49

1.22

46.6

0.034

140

7.5

5.5

5.8

滝川が形成した木本扇状地，赤根川沿いに分布する低湿

さ４ｍ程の円錐形のこの池は，主としてチャート，砂岩

羊蹄山の基盤は第四紀更新統の留寿都層と称される軽石地に区分できる．さらに，木本扇状地は新・旧２期の両から成る非石灰岩質古生層の山地と沖積地の境界から湧流堆積物と湖沼堆積物である．軽石流堆積物は，洞爺軽木本扇状地に分類できる．

きだす地下水によってつくられている．池底や四周から石流堆積物の東端部と考えられ，京極町南部に分布する盆地の地下地質は，まだ調査資料が少なく，不明な点が湧く美しく澄んだ地下水は豊富で，簡易水道源として，

留寿都層は陸成の軽石流堆積物である．それに対して，多い．真名川以西の地域は，第四紀の礫・砂・泥によっ

また水田かんがいや養鱒場用水に利用されている．水文て構成されている．大野市街地では平均的にみて，地表

地質学的にはカルスト台地の水系とは異なる独立した水安町には軽石を多量に含む砂礫・粘土・泥炭からなる同から20ｍ前後まで扇状地性の砂礫層が分布し，この砂礫

文区をなしており，カルスト性のものではない．すなわ

時期の湖沼堆積物が分布する．この湖沼堆積物の上面は層中の地下水が主に利用されている．また，地下水面の

ち北西方，約３kｍの山地に発する河原上川などは，平

標高220ｍの広い平坦面をもつ．つまり，洞爺軽石流堆

形態，流線の方向などから，真名川以西の地下水系は，

時はその上流部のチャート層の卓越した地域で涸れ川化積物が噴出したおよそ９〜10万年前は，まだ羊蹄山は形

真名川地下水系と木本扇状地地下水系に大別でき，地下しており，その伏流水が割れ目の多いチャート層中を流成されておらず周辺には湖沼が広がっていた．

水の流動は地形とよく調和している．前述した御清水を下して弁天池に湧くものと考えられている．その集水面

このような羊蹄山の成立ちと地質分布によって，前述しはじめとする市街地の湧水は，木本扇状地内を流動する

積は約８km2である．当然，秋吉台本体のカルスト水とた湧水群の特徴が生じている．すなわち，羊蹄山に降る

地下水である．

同様に活発な自然の浄化作用を期待できる性質のもので雨や雪は，溶岩および火山砕屑物や崖錐堆積物の分布域

現在のところ，大野盆地の水文地質・地下水についてはなく，永く美しい弁天池を将来に残すためには，涵養

で浸透・涵養され，標高220ｍ付近にある基盤の湖沼堆は，概査を終了した程度にすぎない．しかし，市街地の地域の適切な自然保全を常に考えておかねばならない

積物と羊蹄火山噴出物との境界付近から湧水となって流北部を中心に，地盤沈下などの地下水障害が発生していだろう．

出する．そして，火山の内部構造が東西に対象ではないることを考えるならば，地下水の利用と実態について，

その水質を下表に示す(吉村，1981．単位：ppｍ).

ので，南東半分では，北西半分に比較して多量の地下水

さらに詳細な調査が必要であり，それに基く対応策の検Ｎa＋ Ｋ＋

Ｍg＋＋ Ｃa＋＋ Ｓr＋＋ ＨＣＯ3− Ｃl− ＳＯ4−− ＳiＯ2が早い速度で流下する．その結果，南東部では大湧水が討が急務となっている．

5.0 0.23

1.38

以下の裾野には，崖錐堆積物が広く分布する．
る

す

つ

くつち

同じ留寿都層と呼ばれてはいるが，京極町北部から倶知
あん

多く河川水型の水質を，北西部では，より成分濃度の高い地下水型の水質をもつことになる．

かわらかみ

20.4

0.022

64.7

7.2

4.9

8.1

＜裏表紙カラー写真＞

トリクロロエチレン等による地下水汚染の経路
村岡浩爾＝国立公害研究所水質土壌環境部長
平田健正＝国立公害研究所水質土壌環境部主任研究員
米国議会の下部組織 ＯＴＡ（Ｏffice of Ｔechnology(1)健康への影響のように，ＴＣＥ原液をただ投下するだけで，それぞＡssessment）の調査によると，地下水中で検出され住民はこれを一番不安がっている。毒性の種類には普れの井戸で，100ｍg/l 以上のものが井戸水中に溶けた物質は，有機化学物質175種，無機化学物質（金属，

通急性毒性，催奇形性，変異原性，発がん性が考えらる．ＴＣＥの飲料水の暫定基準値は 0.03ｍg/l であるか

非金属，無機酸）27種，放射性核種19種，その他に微れる．トリクロロエチレンの例でいうと，急性毒性はら，内径 10cｍの井戸では，その約 4,700 倍ものＴＣＥ

生物や生物遺体となっている．有機化学物質の中で，体重１kg 当り７ｇを経口で摂取すると死亡するとされが井戸水中に溶けこんだことになる．そして，井戸が揮発性塩素化脂肪族炭化水素と類される数種類が，少ている．催奇形性は動物実験では観察されていない．

もっと深くて，ＴＣＥがこの濃度で溶けていくとすれなくとも新しい地下水汚染として登場してきた物質で変異原性は動物実験では認められるが，人間に対するば，内径10cｍ の 井 戸に投棄された 392.7ｍl のＴＣＥある．日本では「トリクロロエチレン等」という行政詳しい影響は判っていない．発ガン性はあると言え原液は，深さにして 500ｍ以上の井戸水を汚染してし用語が使われるが，これはトリクロロエチレン，テトる．人間に対する発ガンリスクは極めて不明瞭な評価

まうことになる．

ラクロロエチレン，1.1.1.-トリクロロエタンの3種でしかないが，現行の飲料水暫定基準からのリスク評

写真②ヘルショウモテルを用いたトリクロロエチレン類をさす．昭和57年度に行った環境庁の全国主要都市

価では，基準値の 100 倍の濃度の水を生涯飲み続けるの浸透

地下水調査で対象となった物質は，この3種を含む12と，1,000 人に１人はガンになるということになる．

土壌は一般に不均質で，これを不撹乱の状態で採取し種類の塩素化炭化水素と，ベンゼンなど3種の芳香族

急性毒性は余程の不注意でもない限り起らないから，て実験することは難しい．そのため，毛管の発達した炭化水素，2種のフタル酸化合物，それに硝酸塩であ

私たちの心配は今のところ発ガン性にあると言えよ

地下水面付近の浸透現象をモデル化し，その動きを調

った．

う．

べる手法の１つにヘルショウ（Hele-Shaw）モデル

地下水汚染は，古くから重金属や農薬によるものがあ(2)地下水への汚染経路がある．これは，２枚のガラス板をごく僅かな間隔をったが，なぜ最近のように揮発性塩素化炭化水素によ

地下水汚染が発覚すると，誰もがその原因は何かと思あけて水槽に立て，その間隙に毛管帯を作る仕組になる汚染が注目されているか，その最も大きな原因は唯う．原因が判らなくても水源転換など応急対策は行わっている．ガラス板の間隙は，上部は空気，下部は水一つ，それらの物質が社会的に有用であるからであれる．しかし汚染の根を断つにはやはり原因を知る必で満たされるが，空気の部分は土壌の不飽和帯，水のる．有機溶剤と呼ばれるように，引火等の危険がな

要がある．ところが大抵の場合，厳密にはそれが明ら部分は土壌の飽和帯に相当する．

く，抜群の洗浄力があるため，IC 産業はこの物質なかでない．あの工場から漏れたらしい，と言えればい

写真②Ａは板間隔が0.1ｍｍ，写真②Ｂは板間隔が0.2

くして成り立たないとまで言われている，もっとも，い方で，汚染の侵入地点とそこでの現象，すなわちどｍｍの実験で，写真中のメッシュは，それぞれ5cｍ

IC 産業だけがこれを使っているわけで は な く ，またれだけの量が土壌や水を伝わって行ったか，その後ど間隔である．間隔 0.1ｍｍ の実験では，不飽和帯を浸IC産業ではこの有機溶剤だけが問題ではない．IC 産

うなっているのかというように，地下水に溶け込むま透してきたＴＣＥは毛管帯上に溜り，追加されたＴＣＥ

業で使用される化学物質は50種余にのぼる．また昭和

でのところがよく判らない．従って汚染回復対策のとによって山が高くなると共に，画面両側に裾野が広が61年から62年にかけて，環境庁，厚生省，通商産業

りようもない．この点に鑑み，しばしば大きな地下水っていく．しかしＴＣＥは，飽和帯に侵入することは省，労働省が共同で行った IC 産業環境保全実態調査

汚染に結びつく原液の井戸水や土壌での侵入状態につない．この実験は，土壌粒子が小さく，間隙規模の小では，トリクロロニチレン等のほかにフッ素化合物，いて，国立公害研究所で実験が行われた．その例が裏さな多孔体中での浸透現象に相当する．

ホウ素化合物など，8ないし10項目について，大気や面の写真である．

一方，間隔0.2ｍｍの実験では，不飽和帯に落下して水域への排出実態等が調べられている．とはいうもの

写真①井戸内でのトリクロロエチレンの水中落下

きたＴＣＥは，毛管上界面で最初わづかに盛り上がの，地下水汚染の実態からみて，やはりトリクロロエ

内径が10cｍ，5cｍ，2.5cｍ，深さは各3ｍのパイレ

り，その後連続して注入されたＴＣＥによって，飽和チレン等の有機溶剤の問題が重要となろう．（本文，ックスガラス製の模型井を3本つくり，トリクロロエ

帯中にフィンガーが発達し始め，終には飽和帯へ侵入

30ページ⑥地下水の汚染参照）

チレン（以下ＴＣＥと略す）原液の井戸水中での落下する．土壌粒子がやや大きくなり，間隙の大きい多孔

さて，私たち地下水を利用する住民として，また住民

特性と井戸水への溶解量を調べた．ＴＣＥ原液の投下

体中では，これに近い浸透現象が実際に起っているもに安全な水を供給する行政側として，このトリクロロ

量は，井戸径の大きい順に，392.7ｍl，98.2ｍl，24.5のと思われる．

エチレン等による地下水汚染で，一番知りたいのは何

ｍlで，この量は，それぞれの井戸の深さ5cｍの容量

写真③飽和多孔体におけるトリクロロエチレンの浸透なのかを次にまとめてみた．

に相当する．ＴＣＥなどの有機塩素化合物は，水より不飽和土壌中を浸透し，地下水面にまで到達したＴＣＥ

図１−井戸水中のトリクロロエチレンの濃度分布

も重く，表面張力や粘性は水よりも小さい，という特は，飽和帯中ではどのような動きを示すのか．写真③

徴をもつ．そのため，井戸水中へ投下すれば，自重では，粒径5ｍｍのガラスビーズを，内径6.5cｍ，深落下していくが，そのさい，粒径にして最大1.5cｍ程

さ30cｍの円筒カラムに充填し，ＴＣＥ原液を飽和多孔度までの粒子群に分裂して落下する．写真①Ａは，粒体の上面から注入したときの連続写真である．ＴＣＥ

子群の先端が深さ0.8ｍ，写真①Ｂは，深さ3.0ｍの井は，横方向にはあまり拡がることなく浸透するが，多戸底に達したときの状態である．写真中の赤い部分が孔体の間隙中にＴＣＥ原液が残留するのが特徴的であＴＣＥ原液で，本来ＴＣＥは無色透明であるが，実験る．この突験でのＴＣＥの浸透速度は，1.1cｍ/sでではＦat・Ｒedでこのように着色している．写真からあ っ た ．こ の 写 真 以 外 に も ，ビーズ径3ｍｍと径１判るように，井戸径の大きいものほど，落下に伴う粒ｍｍのもので突験したが，ビーズ径が小さくなる程浸子群の分散も大きい．また，先端部の沈降速度も井戸透速度は滅少し，間隙中へのＴＣＥ原液の残留量が増径の大きいものほど速い．

加する．間隙中に残留したＴＣＥは，徐々に地下水中粒子が落下してしまったあとの井戸水中のＴＣＥ濃度に溶解していくものと思われる．したがって，現実にを図１に示す．図にみるように，井戸径の大きいもの

こうした事態が生じると，地下水の流れはきわめてゆほど濃度も高く，それぞれの平均濃度は，井戸径の大っくりとしているので，汚染が長期化する可能性が高

きい順に，141ｍg/l，131ｍg/l，119ｍg/l となる．こい．

アーバンクボタ NO.27 MARCH 1988 株式会社クボタ●目次
特集＝地下水
１ 地下水資源をめぐって①地下水問題の経緯と現状 髙橋 一 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲
②地下水の容れものと水の流れ 楡井 久 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲

28̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲
③広域地下水シミュレーション 鎌田 烈
15④地下水盆のモニタリング 楡井久・古野邦雄 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 20⑤地下水の許容量 柴崎達雄 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 26⑥地下水の汚染 藤縄克之 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 30⑦地下水資源・その保全と恒久的利用のために ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 35
２ 関東前面弧盆地―関東地下水盆の形成史― 楡井 久 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 36
３ 阿蘇西麓地下水盆 田中伸広・平山利晶 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 46
４ <積雪地域の地下水利用>
長岡平野における消雪用地下水利用 藤縄克之 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 52
５ 地下水汚染の現場から―汚染機構の解明と対策の確立のために̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 58
佐藤賢司・稲生義彦・楡井久

発行所＝株式会社クボタ
本社大阪市浪速区敷津東1丁目2番47号
発行日＝1988年3月

編集製作＝秋本・原田＋国東照幸
印刷＝大日本印刷株式会社大阪工場
写真上＝水前寺成趣園(写真提供：ボンカラーフォト)

図版作成＝スタジオ・ツノ

写真下＝東方上空より俯瞰した水前寺公園(写真提供：ボンカラーフォト)
図版＝水前寺〜江津湖周辺における地下水湧水量，本文 49p を参照

URBAN KUBOTA NO.27｜1

地下水資源をめぐって①地下水問題の経緯と現状①地下水問題の経緯と現状

高橋 一＝㈱日測環境地質部長②地下水の容れものと水の流れにれいできます．こうした浅井戸が，現在，全国的に普及しているわけです．

日本での地下水利用の歴史≪大型の浅井戸や横井戸による地下水の開発≫

編集

本日は，地下水の問題についていろいろ

それから，西日本の各地の扇状地では，１日にとお話をお伺いしたいと思います．最初に高橋

1,000トンにも及ぶ多量の不圧地下水がとれる

先生からお願いいたします．

直径３〜５ｍほどの大型の浅井戸があります．

高橋

私は，本日の座談会のイントロダクショ

これは，主としてかんがい用水や上水用としてンとして，地下水問題がでてきた経緯などをざ

集団的につくられたものですが，明治以降にとっとお話しするわけですが，ただ何しろテーマ

くに盛んになったようです．このほか，横井戸究室長

が大きいものですから，大分あらっぽい内容にとよばれる集水トンネルや集水暗渠も各地にみ

古野邦雄＝千葉県水質保全研究所地盤環境研なります．その点は，あとのお話しで補っていられますが，これも近年になると施設としての究室

ただければと思います．

技術が確立してきますから，現在，農業用水，≪湧泉の利用≫上水，工業用水などの広い範囲にわたって活用

柴崎達雄＝日本学術会議会員・地球科学研究

日本での地下水利用の歴史をごく大ざっぱに見されています．

センターてみますと，まず最初は，地下水の自然露頭で≪深井戸による被圧地下水の開発≫⑥地下水の汚染楡井久＝千葉県水質保全研究所地盤環境研究室長③広域地下水シミュレーション
鎌田烈＝国際航業㈱地質部長④地下水盆のモニタリングにれい楡井久＝千葉県水質保全研究所地盤環境研⑤地下水の許容量ある湧泉の利用から始まっています．古代の集

ところで，今まで述べてきた地下水は，いわゆ

藤縄克之＝農業土木試験場水利部環境整備研

落が湧泉帯に立地している例は，縄文時代の八る浅い地下水，不圧水とか自由地下水とかよば究室

ケ岳南麓の井戸尻をはじめ多くのものが知られれるもので，圧力をもっていない補給の速い更ていますが，時代が下りますと，扇状地扇端の新性の地下水です．ところが近代に入りますと，

湧泉帯や洪積台地の崖端の湧泉などを中心に集「掘抜き」の技術に多くの改良が加えられ，「上落が形成されます．これは，水田農業の発展と総掘り」とよばれる本格的なさく井工法が出現

ともに，こうした湧泉がかんがい用水源としてし，深井戸による被圧地下水の採水が始まりま利用されたためです．さらに江戸時代になります．すでに明治の中期には，この方法によってすと，城下町の規模が大きくなるにつれて，湧深さ100ｍの井戸が掘られているわけですが，泉を水源とする都市水道が発達してきます．武こうした背景のあるところへ，今度は西洋式の蔵野台地の谷頭湧泉である井ノ頭池や善福寺池

石油井戸の掘削技術が導入されます．こうしてを水源とする神田上水は非常に有名ですが，こ

大正２年には，わが国初の近代的深井戸が東京のほかにも，鳥取，高松，水戸笠原，鹿児島なの下落合でつくられます．これは，井戸の直径

どで，湧泉を水源とする都市水道がひらかれて30cｍ，深さ150ｍ，１日の自噴量360ｔ（トン），います．もちろん現在でも，湧泉を源泉とする

１日の揚水量は実に5,400ｔというまことに見地下水は，上水，農業用水，工業用水として，事な井戸であります．ところが，この立派な近多くの地域で利用されています．

代的な深井戸は，それまでの浅井戸とは異なり，≪浅井戸による地下水の開発≫

被圧地下水―上に難透水層があるために圧力その次が浅井戸による地下水の利用です．手労をもっている地下水で，補給速度のおそい地下⑦地下水資源・その保全と恒久的利用のために働で簡単な井戸を掘って地下水を利用する．こ水―を大量にくみ上げるので，これらの井戸

れも登呂遺跡や唐古遺跡など，すでに弥生時代の利用に伴って地下水系に変化がおこり，地下からこの技術は開発されていますが，掘り井戸

水問題をひきおこしてくることになります．

の技術は，浅いものから深いものへ，軟らかい≪地盤沈下問題の発端≫

地盤から硬い地盤へと発展していき，地域によ

この近代的な深井戸は，大正年間には若干の地る帯水層の違いや経済性の違いによって，さま方都市で上水用として掘られていますが，このざまなタイプの浅井戸が利用されています．近時代はまた，近代的な産業の振興に伴い大量の年になりますと，つるべから手押しポンプへ，

工業用水が必要となった時代です．このためにさらにはモーターつきのポンプへと揚水技術が工業地帯では，揚水ポンプの発達と相まって，

発展し，それとともに井戸の素材や形も変化し

最も使いやすい地下水をどんどん使う．こうしてきます．もちろんこうした近代的な浅井戸は，て，浅井戸・深井戸を含めた地下水の大量揚水

同じ浅井戸であっても従来のものとは比べものが始まります．しかも日本の先進的な工業地帯にならないほどの大量の地下水を短時間に揚水は，東京や大阪などの海岸平野の沖積層，軟弱URBAN KUBOTA NO.27｜2

編注１＝本誌No.17号 36p〜40p 青木滋，「新潟平野の地盤沈下について」参照．
編注２＝本誌No.23号 26p〜31p 林久人，「地下水位の低下に伴う酸素欠乏空気の発生機構」参照．

地盤地帯に位置していますから，その結果は，してきます．そこに至って初めて和達さんの説

透が少なくなったり，あるいは河川や湖沼の改地下水位の低下とそれに伴う地盤沈下という形が承認される．そういう経過をたどります．

修によって，涵養される地下水の量が少なくなですぐにはね返ってきます．

全国的規模に拡大した地下水障害

れば，当然地下の水系に変動が生じます．こう東京の下町では，すでに大正の初め頃から地盤

戦後，1950年代に復興し始めた日本経済は，した土地利用の変化が大規模に現われ始めたのの沈下現象が注目され始めていましたが，関東

1960年代には本格的な高度経済成長期に入りまもこの時期からです．

大地震の後になりますと，水準点測量による地す．このときには，従来の工業地帯のほか拠点

こうして，地下水の大量揚水に伴うさまざまな

盤沈下観測体制も備わって，地盤沈下の経年的開発による新しい工業地帯も加わって，全国的地下水障害が，地下水位の低下，それによる地変遷もきちんと記録され始めます．ただその原に水の需要が急増します．地下水の方でも，と下水の枯渇や自噴停止，地盤沈下，あるいは酸因については，地殻変動説をはじめ種々の説が

くに1960年以降になりますと，都市用水，工業

欠空気の発生（編注２），さらには塩水侵入や地だされ，地下水のくみ上げがその主因であると用水用の井戸が著しく増え，また農業用水用の下水汚染などというかたちで，大きな社会問題する説は，決定的な証拠をだし得ないままに終井戸も，干ばつなどを契機にして多くの地域でになってきます．この時期は，1960年代の後半

わります．

急増します．図1・2は山形市の例ですが，このから1970年代にかけてで，いわゆる公害が最も一方，大阪では，昭和２年の丹後地震をきっか

図に示されるような深井戸の増加傾向は，全国激化し，広域化して大きな問題となっていた時

けに，この現象が注目され始めます．その後，的に共通しています．もちろん，浅井戸の方も期でもあります．図1・3は1972年に地盤沈下メ

昭和13年になりますと，地盤の沈下速度と地下

ものすごく増えておりますから，こうした大量

カニズム研究会がまとめた日本の地盤沈下地帯

水位の変動とを同時に観測できる器械が和達清

揚水に伴い，地下水位の低下が全国的な規模での記録です（その10年後の1982年の日本の地盤

夫さんによって考案されます．こうして昭和14

起こってきます．また新潟では，深井戸による沈下地帯は，図1・4に併せ示しておきます）．

（1939）年，和達さんは広野卓蔵さんとの連名

天然ガスの採取が行われ，これに伴う地盤沈下

この図にみられるように，それまで特定の海岸で，これらの観測資料（図1・1）をもとにして，が深刻な問題になっておりました（編注１）．

平野の軟弱地盤地域に限られていた地盤沈下が，「西大阪の地盤沈下は，人為的な地下水位低下

なお，このときにも，戦前の大阪での論争と同

この頃より，内陸盆地も含めて日本全国のいたによる表層の圧密加速現象が主原因」とする説

じように，地盤沈下は地下水くみ上げが原因でるところで問題になってきた．日本列島のなかを発表します．これは，「地下水層中の水圧がはないとするいろんな立場の人がでて論争になで，人間の最も活動しやすい拠点的な場所，そ

標準水圧より下がると，その上下にある粘土層

ります．最終的には，天然ガス採取に伴う地下

ういうところの大地がことごとく異常な状況をに含まれる水分が徐々に地下水層の方に絞られ水くみ上げが主たる原因ということになるわけ

呈し始めてきたわけです．たとえば東京の下町てきて沈下がおこる」というもので，地盤沈下

ですが，こうした再度の例にみられるように，では，累計地盤沈下量は実に4.5ｍにも達してのメカニズムをときあかす画期的な論文であり地下水問題のような利害の対立を背景にした事いた．そういう深刻な事態に立ち至ったわけでました．

態がおきると，必ず大なり小なり論争がおき，す．

このときにも，地盤沈下の原因をめぐって論争

行政的な面からもあるブレーキ作用がかかってしかも，沖積層の収縮による地盤沈下は，地層がおきますが，たまたま太平洋戦争の際に臨海原因究明がスムーズにいかないという状況が繰が元の状態に回復するということはありません

工業地帯が爆撃をうけて，その施設が壊滅状態

り返されます．

から，海岸平野の場合には，この時期に発生しになり，地下水のくみ上げもできない状態にな

また地下水位の低下は，土地利用の変化によった０メートル地帯が元に戻ることはなく，それりますと，地下水位が回復し地盤沈下も鎮静化ても生じます．市街地化によって降水の地下浸は，現在もなお沈みこんだままになっておりま

図1･1−大阪市九条小公園の沈下自記記録(昭和14〜16年)<和達，1940による>

図1･2−山形市における深井戸の増加傾向<東北農政局・山形市資料より編図>

URBAN KUBOTA NO.27｜3

す．図1・5にみられるように，南関東の場合に日本列島について，当時の公表された資料をもされてくる水は，当然，地層の収縮すなわち地は，現在の潜在的海岸線は，明治末期の海岸線とにして，1969年時点での水の収支をまとめた

盤沈下を発生させます．さらに海岸に近い場所に比べて，大きく後退してしまっております．

ものが図1・7です．これによりますと，年間降などでは，海水の浸透という形での「補給」が日本列島における水収支＜1969年＞

水総量6,000億ｔのうち，その1/3が蒸発散し，行われる．このように，被圧水の「補給」には，ではこの時期に，日本の水資源―地下水を含残りの4,000億ｔが河川に流入する．ただし，地下水位の低下，地盤沈下，塩水化などの諸現めた全体の水資源は，どういう形で利用されて日本ではその約半分の2,000億ｔが台風時や集象がつきまといます．

いたのか．その辺のことにちょっと触れておき

中豪雨期のもので，短期間で海へ流出してしま

それから，くみ上げただけの量が「補給」されます．だいたい日本列島はアジアモンスーン地

います．それで残りの2,000億ｔが利用可能なるかというとそうではなく，各地でのデータに帯に位置しますので，降水量は非常に多く，年

用水源になるわけですが，これは季節的にも変共通していることは，ほぼその７割程度という間降雨量でみますと，世界平均の973ｍｍに対動します．また同じ日本列島のなかでも地域的ことです．ですから，くみ上げた被圧水の３割し，日本は1,600〜1,800ｍｍもあります．私がな偏りが激しい．一方，水需要の多い地域も集程度が，毎年，毎年，赤字となって累積してい行ってきたばかりの中東ですと，年間降雨量が中・偏在していますから，日本の場合，このう

くことになります．

300ｍｍ，少ないところでは50ｍｍ程度しかなちで実際に利用可能な水量は30〜35％といわれしかも，さきに述べましたように，こうした被いところもあるわけで，その意味でも日本列島ています．この年度には，図にみるように715

圧水の利用は，そのほとんどが工業用水ですかは，水の条件には非常に恵まれております．

億ｔの地表水が利用されています．こうして，ら，地域的には，ごく限られたせまい部分に集ところでどなたでもご存じのように，自然界の水需要のより激しい地域，あるいは地表水が求中してくる．それで，これが，さきの図1・3中

水は，降水・浸透・流出・蒸発などの過程を経

めにくい地域では，このほかに地下水を利用すの地下水障害の激しい地域として示されたわけてたえまなく循環しており，地下水というのも，るということになります．

です．いわばこの２つの図面は，日本で最も地

当然，この水文的循環のリンク(環)で結ばれてそれからもう１つ，地表から地下へ浸透する水

下水障害の激しかった時期に，その機構まで含

います．そして地球規模においては，循環するがあるわけですが，この水は途中で河川に戻っめて表現された１つの記録ということになりま

水のトータル量にほとんど変動がないものと考たり，さらには被圧地下水のくみ上げに伴ってす．

えられますが，ある地域に限定してみますと，生ずる変動分があったりして，ちょっと見積も地下水２法

その地域ごとに独自の水の出入りがあるわけで，りできません．それで，図には？を付してあり

さて，臨海工業地帯での地盤沈下は，すでにこうした水の出入りを時間ごとに区切って量的ます．

1950年代から目立ってきておりましたから，国に調べたものを水収支といっています．地表にさて地表水の方は，それぞれ用途別に図示したの方では，1956年に工業用水法を制定します．

おける水の循環は，図1・6に示すように，大気ような量が利用されていますが，地下水の方をこの法律は，工業用の地下水利用を，新たに布系・河川系・土壌系・地下水系，それに人間のみますと，全体の使用量は130億ｔ（不圧水70設する地表水による工業用水道の利用に転換さ活動に伴って生ずる人間系などの要素に区分で億t，被圧水60億ｔ）にのぼります．そのうち農せることによって，地盤沈下を防止していこう

きるので，これらの各系を手がかりにして，特業用水は30億ｔですが，この場合，不圧水が23とするものです．それに続いて1962年に，ビル

定地域の水の収支が調べられます．

億t，被圧水は７億ｔです．他方，工業用水は全用水法といわれる法律ができます．これも都市体で65億ｔの地下水を利用していますが，何と域の建築物用地下水の採取を規制して，上水道

その８割までが被圧水なのです．つまり，利用などの他水源への転換をうながし，地盤沈下のされる被圧水60億ｔのうち，その87％までが工防止をはかろうという法律で，これが通常，地業用水で占められている．だいたい不圧地下水

下水２法とよばれているものです．これらの法というのは，雨などが降ればすく補給されます．

律では，地下水利用に対しては，届出制などにところが被圧地下水の場合には，事情が全く違

よって井戸の新設を規制する，あるいは井戸のいまして，実際には，補給の名に値しないよう

施設の規模を小さくすることによって用水量をな形の「強制かん養」による補給です．

少なくしていこうという規制の仕方です．です

その頃までに，われわれがさまざまな地域のデから逆に，小さい井戸ならたくさん掘ることもータをもとにしてつきとめ得たことは，１つは，できるわけで，こうした抜け道があるために，

被圧水をくみ上げると，難透水層（粘土層）をこの法律では地盤沈下を完全には抑制できない，

はさんだ直上の不圧水層から水がどんどん漏れ

そういう法律であったわけです．

てくるということです．つまり，不圧水の漏水

工業用水法ができたのは高度経済成長期に入るによって「補給」される．もう１つは，被圧水直前の時期で，その後，1951年の伊勢湾台風とをくみ上げると，被圧水を含む帯水層の上下に

1961年の第２室戸台風による，名古屋と大阪のある粘土層などに含まれている水が絞りだされ地盤沈下地帯の高潮災害を契機に，工業用水法てくるという事実です．この粘土層から絞り出の改定と，ビル用水法の制定が行われます．し図1･6−水循環のリンク<柴崎，1976>

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図1･3−地盤沈下地域<地 盤 沈 下 メ カ ニ ズ ム 研 究 会 ， 1972に よ る >図1･4−地盤沈下地域<環 境 庁 水 質 保 全 局 ， 1982に 加 筆 ， 一 部 省 略 >

図1･5−潜在海域環境地盤図<楡井ほか，1979>

図1･7−日本列島における水の収支決算<柴崎・中馬，1973により編図>

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かし高度経済成長期には，大阪を除く地域の地

きます．

揚水を全面的に規制しようとという観念的な考盤沈下はさらに加速され，全国に新しい地盤沈

地下水資源をめぐって

えに走る以外に方法がなかったわけです．じつ下地帯が広がっていく．そうした事態のなかで，だいたい地下水というのは，昔から日本に限らはこの時期には，すでに地下水盆管理による地

この地下水２法よりもっと強い規制措置を伴っず外国でも，地域社会の共有財産として共同利

下水許容量の概念が生まれていたのですが，こた法律をつくろうという動きもおきるわけです

用的性格が強かったのですが，近代になって土れは小数意見として葬りさられておりました．

が，役所間の縄張り争いが原因したりして，問地私有権が確立してくると，地下水もまたその一方，当時の地下水障害はきわめて激しかった

題が出されるごとにいつも流産してしまうとい

土地に所属するものとみなされ，その所有地のので，それに対する社会的な反応も強く，今度うような経過をたどります．こうして結局，地範囲内であれば地下水を自由に使えるように変は，地下水くみ上げを絶対悪とみなし，共有財盤沈下によりかなりひどい事態を経験しながら，わってきます．しかも先ほど申したように，揚産としての地下水資源の利用を全面的に否定す国の法律としては，現在，地下水２法しかもっ水及び掘削技術の発達で，個人の経済力如何でる風潮までも生んでしまいます．こうしてわがていないという状況にあります．

は深い井戸でもどんどん掘れるようになります．

国では，わたしたちの祖先がその長い歴史の中

自治体の地下水揚水規制

しかし本来，地下水というのは多数の土地所有

で，生活の発展のために使い続けてきた貴重な国の場合はこうした流産を繰り返してきたわけ

者の土地にまたがって流動するわけですし，ま

地下水資源を無視し，水源を地表水にのみ依存です．ところが自治体の方では，これは足元にた人間生活にとって第一義的な必要性をもつもしようという安易な傾向がでてきます．

火のついた地元の問題ですからきわめて深刻で，のですから，他の資源と同等には扱えません．

地下水盆中の水の流動と地盤沈下量の解明

とてもほうっておくようなわけにはいきません．

そのために欧米などでは，上水の地下水利用に

このように1960年代後半から1970年代にかけて

こうして，都道府県の条例による規制が，国のは優先権をあたえるなど，ある規準を設けて，の時期は，地域社会の地下水問題にかかわる研

法律に先行するというパターンがでてきます．

公的な管理者が地下水の取水を規制できるよう究者や技術者の前には，地盤沈下はもちろん，その自治体の条例も，井戸を対象により厳しいに，法律で保障しています．

地下水資源の適正利用までをも含めたさまざま規制をするわけですが，ただ，地下水対策の内

ところが明治以降の殖産興業を旗印とした「近な課題が重くのしかかっておりました．しかも容や考え方は，制定された時期や地域の条件に代」日本では，そういう法的規制は一切ありま

その解決のためには，それまでの地下水学はほ

よって大分違っております．1970年代以前に，せん．したがって，隣はどうであれ，自分の井

とんど頼りにならない．それどころか，ある場

こうした条例を適用して地下水揚水の全面的規戸に障害が起きない限りどんどん揚水できる．

合には，それと対決していかざるを得ないとい制に踏み切ったのは大阪市です．

地下水の扱われ方が，他の固体地下資源と全くう状況下にありました．実をいえば，これらの大阪では，さきに述べましたように，すでに昭同じなんです．そのために，さきにみたような課題は，ここに出席しておられる方々をはじめ，

和の初めから地盤沈下が問題になっておりまし広汎で深刻な地下水障害が発生もしたわけです

問題に直面して大変な苦労をされた多くの関係

たが，戦後，工業活動が復興し始めるとともにが，もう１つ見逃せないのは，こうした私的所者の努力によって，解決の方向が次第に確立さ地盤沈下も進行し始めます．そのため大阪市で有に基づく地下水資源観によって，日本の地下れてきたわけですが，なかでも重要なことは，は，1950年に，他に先がけて工業用水道の建設

水学が展開されていたことです．

堆積盆に関する研究を背景に，地下水盆を中心に手をつけ，1959年には「大阪市地盤沈下防止すなわち，当時までの日本の地下水学では，１として地下水のあり方や水収支をとらえ，人為条例」を設けて，地下水から他の水源への転換

本の井戸を中心とした井戸管理と揚水理論が研の影響によって変動する地下水の流れの実態ををすすめるわけですが，しかし地盤沈下の進行究の主体で，井戸にとってどれだけ揚水できる解明していこうとする方法が生まれてきたことは一向にとまらない．そうしたところへ，1961

かが重要視されていた．地下水障害などの環境です．

年９月に室戸台風に襲われ，大阪市の中心地ま問題がでてきてからも，井戸の適正揚水量といこの研究は，広域的な地下水の流れを，コンピでが高潮による被害をうけます．このために，う発想がでてきたりして，どうしても１本の井ュータ・シミュレーションによって具体的に検工業用水ならびにビル用水の地下水くみ上げ規戸という視点がまつわりつくんです．

討する技術の発展とあいまって急速に進展しま

制を全市域にわたって実施します．その規制対したがって，広域的な地域を対象とした地下水

す．その結果，従来の地下水学の定説をのりこ

象も，当初は深度30〜120ｍ以浅の井戸であっのあり方やその流れの実態，人為による地下水

え，難透水層（粘土層）の中を垂直的に流れるたものを，500〜600ｍ以浅の井戸に改めるなど，

流動系の変化などといった，本来的な地下水の水の動きが明らかにされただけでなく，その量徹底した規制が行われます．こうして大阪では，研究がどうしてもなおざりにされる．そうした的な実態までが把握されてきます．とくに，地工業用水道の完備とも相まって地下水のくみ上

研究の土台となる地下水の観測体制なども，大盤沈下量に直結する絞り出し量が解明されたこげは次第に減少し，地盤沈下量も1960〜1961年

変お粗末な状況におかれてしまう．驚くべきことは，地下水くみ上げと地盤沈下との密接な関頃をピークに減少し始めます．

とに，地下水くみ上げに伴う地盤沈下の機構に係を議論の余地のない形で実証します．しかも他方，首都圏や中部圏などでは，自治体の条例

ついても，その当時まで，戦前の和達さんらがその実態が，コンピュータ・シミュレーション

によるこうした厳しい規制は，1970年代の初め行った研究以上のものがでていないんです．こ特有のビジュアルな表現によって誰にでもわか頃から行われますが，ただこの頃あたりから地うした条件のもとでは，自治体が，足元に火のるように示されたので，自治体の地下水規制対下水に関する研究分野で大きな転換がおこってついた地盤沈下を食いとめるためには，地下水策も急速に進展するようになります．その後，

URBAN KUBOTA NO.27｜6

シミュレーションの技術はさらに発展しますが，るのがすでに常識になっております．これは，

ところで，地下水盆の中の水の動きについては，

その辺のことは，あとで鎌田さんの方から詳し

回収水の利用が非常に多くなってきているからさきに触れましたように，シミュレーション技

いお話があると思いますので省略させていただ

なんです．

術の発展によって，現況の分析やあるいは将来

きます．いずれにしても，こうした研究の進展

このように，一方では地下水の揚水規制が厳し予測までできるようになったわけですけれども，によって，地下水問題を，地下水盆中の水の流くなり，他方では地下水利用が減ってきますの

これは自然科学的に求められたデータで，それれとしてとらえ，シミュレーション技術を利用で，当然のことながら，既存の工業地帯とか大以上のものではないんです．こうしたデータをして解決していこうとする立場が次第に確立し都市圏では，全体としてみれば地盤沈下は鎮静

もとに，地域の地下水利用についての課題を実てきます．また，自治体の方でも，地盤沈下・化してきている，というのが現状であろうかと施するのは，あくまでも行政側の問題で，行政

地下水位観測井などの監視網を充実させて，地思います．ただし，全国的にみれば地下水の利側の姿勢が問題の決め手になっていく．意思決

下水盆の管理までできるような体制を次第に築用は増えておりまして，とくに日本海側の豪雪

定者（デシジョンメーカー）は我々のようなコ

いていきます．

地帯などでは，雪を溶かすために地下水を利用

ンサルタントではなく，行政執行者です．です

地下水盆の管理へし，そのために地盤沈下を引き起こすという例

から，そうした意味では，地下水盆の概念とかさらに1970年代の後半から1980年代に入りますが最近になってでてきております．このうち，地下水の環境許容量，そういう問題をきちんとと，シミュレーション技術の精度も一段と高ま石川県金沢市と新潟県の六日町の地盤沈下の状

整理して行政に生かしていく．その辺が非常にり，地下水対策の内容に画期的な進展がみられ

況を図1・8と図1・9に示します．

大切になってまいります．

るようになります．すなわち，その地域の地下

現在，地盤沈下が問題になっている大きな地域

それで，この環境許容量の問題については，私

水盆を対象に細部にわたる地下水の動きを検討といいますと，北関東の地域，それに濃尾平野

ども，10年以上も前からくどく説明しているん

し，地下水障害をおこさないような方法で，地と筑後・佐賀平野です．このうち濃尾平野と筑ですけれども，これがなかなか理解してもらえ

下水を地域社会の貴重な水資源として適正に利後・佐賀平野につきましては，国土庁が地盤沈ない．これは，ちょっと視点を変えると別に難用していく．こういう方法が試みられるように下防止等対策要綱という形で，ある年度までにしいことではないんですけれども，いつも，もなり，実際に成功してきております．こうして広域的な地下水盆単位で，地下水利用を何パー

どかしさを味わされているのが現状です．

現在では，地下水の動きを地下水盆単位でとら

セント削減しようという具体的な行政目標を立

それから，これまで全く触れませんでしたが，え，それを管理・利用していく．そういう考えてております．しかし，要綱の規制力は法律に

地下水の水質汚染の問題があります．これは，方が大筋としては定着してきたように思われま比べると非常に弱いんです．こうした広域的なよくローカルな事件として発生しますが，広域

す．

地下水盆の中にはたくさん市町村があり，さら化するおそれもあり，今後とも見逃すことので

なお，この間，地下水位と地盤の変動についてには県がまたがってもいますから，全体としてきない重要な問題を含んでおります．それにつも，従来の圧密収縮という一般論にとどまらず，の削減目標を設定しても，その中身を具体的にきましては，あとで藤縄さんの方から詳しいお浅層はもちろん，地下深層における地層の収縮

どう進めていくかという段になると，これは実話がありますので，私の話はこの辺で終わらせや，さらには地下水位の回復に伴う地盤の上昇に大変で，まだ手つかずの状態じゃないだろうていただきます．

問題も含めて，その細部までの究明が進んでおかというふうに見ております．

ります．

図1･8−石川県金沢市の地盤沈下(1974〜1979)

図1･9−新潟県六日町の地盤沈下(1975〜1981)

現状とさまざまな課題
最後に，現状について簡単に申しますと，まず水利用ですが，周知のように1973年にオイル・ショックがありまして，それをきっかけにして1970年代の後半頃から，回収水利用の水処理の技術が非常に発達してきます．これは，とくに工業用水の分野で利用が多く，その結果，工業用水における地下水利用が大幅に減ってきます．
具体的に数字をあげますと，1978年は35億ｔ，1983年には33億ｔというように減ってきております．私どもは，よく水資源問題の中で，上水道，工業用水，あるいは農業用水の将来需要予測をやらされるのですが，こうした場合，現在
では，テクノポリスのような用水型工業を新規につくろうというような場合を除いては，工業用水の需要は逓減していくというように予想す

URBAN KUBOTA NO.27｜7

②地下水の容れものと水の流れ

層は，粘土層や砂礫層が累重していますから，は，ポテンシャルの高い方から低い方に向かっ難透水層をはさんで幾つもの帯水層が地下に存て流れる．つまり，水は低きにつくわけで，こ在することになります．

れが地下水の流れの基本原則です．

うのは地層という器のなかにあって，そこで独地下水盆（地下水の容れもの）地屑の透水性（ダルシーの法則）

特の流れ方をしております．ですから，地下水

このように地層は，帯水層と，比較的水を通しただ地下水というのは，地層中を流れますから，の開発と保全という問題の解決には，この点のづらい難透水層とが幾重にも組み合わさってで地層の性質によって動き方が変わります．こう理解がどうしても必要になります．それでここきていますが，そうした地層というのも，もとした地層中の水の動きについては，1856年，ダでは，地下水の入っている容れものの問題と，もとはある地史的な条件のもとで堆積したもの

ルシーによって１つの法則にまとめられていま

その容れもののなかでの地下水の動きについて，ですから，ある深さに底があります．そしてこす．図２・２がこの法則を説明するための図で，ごく基本的な事柄を述べてみたいと思います．

れが地下水の容れものになるので，これを地下

この場合には左側に高い水面，右側に低い水面

不圧水と被圧水水盆といいます．その意味では，地下水盆の形があり，その水位差は⊿ｈです．水は高きから本題に入る前に，いま高橋さんのお話に出てき状は地質学的な堆積盆のあり方によって規定さ低きに赴くわけですから，左から右に流れていました不圧水と被圧水について，簡単に触れてれています．ですから，地下水盆の底は絶対的る．ところが，両者の中間にはパイプがあり，おきます．図2・1は，表層の地下水の垂直分布なもので，地下水を全然通さない．厳密には通そこに何か詰まっています．実は，これが地層を示したもので，このうち一番表層にある通気さないということはないんですが，相対的にはなんです．ここに砂が詰まっていれば，それは帯とは，間隙が水によって満たされていない部

ゼロに近く通さないと考えてよいわけで，それ砂層で，これは水をすうっと通す．粘土やシル分です．飽和帯は，間隙がすべて水で満たされでこれを不透水性基盤といっております．

トが詰まっていればそれは泥層で，これはなかている部分で，その最上部にある地下水が不圧

それから，この堆積盆中の地層―それらは一なか水を通さない．こうした実験によって，地水（不圧帯水層）です．ですから不圧水は，上括して累層群ということになりますが，この累層ごとの水の通しづらさ，通しやすさの度合い

層の間隙を通して大気圧をうけています．不圧

層群は幾つかの層群からなっています．そしてをあらわす係数が求められる．それを透水係数

水は自由水ともいい，降水があればすぐ補給さ

層群と層群との境には，多くの場合，構造運動と呼びます．さて，パイプの断面積をＡ，透水

れますし，流れも比較的速い．

による不整合や，堆積環境や堆積範囲の違いな係数をｋ，それに両端における地下水位勾配をこの不圧水の下には，ふつう水を通しにくい粘どがあるわけですが，それに対応して地下水の⊿ｈ／ℓとします．そうすると，パイプを流れ土層などの難透水層があり，その下に砂礫層な器も変わってきます．それで，Ａ層群の器をＡる水の量，つまり地層中を流れる時間あたりのどの間隙の多い水を通しやすい地層がある．そ亜地下水盆，Ｂ層群の器をＢ亜地下水盆として水の量（Ｑ）は，

してここには，比較的動きやすい水が蓄えられ区別します．このように，大きな地下水盆の中ている．それが被圧水（被圧帯水層）です．こには，時代が古くて多少水の通しづらい亜地下⊿h
Ｑ = A･ｋlの帯水層のなかの水は，側方あるいは上・下な

水盆や，あるいは年代が新しくて水を通しやすで決まってしまいます．あと，何時間のうちにどから水圧が加わり，圧力をもっていて，僅か

い亜地下水盆などがあります．その亜地下水盆

どれだけ流れるかを知りたかったら，これに時な出口を求めて少しずつ動いております．このというのも，もちろん，砂層とか泥層などが累間を掛ければいい．地層中を流れる水の量は，ように，被圧地下水は圧力をもっていますから，重していますから，それに応じて帯水層や難透こうした方法によって求めることができます．

例えば図にみるように，深井戸を掘れば，その水層がいくつも組み合わさってできている．地地下水流動系

水面は，もっている水圧の分だけ上昇してきま

下水の入っている器というのは，大まかにいう

一方，ある広域的な地域として地下水の動きをす．その上がった分が被圧水頭です．ふつう地と，以上のようになります．

みると，涵養→地層中の移動→流出という大き図2･1−地下水の垂直分布<Hearh ＆ Trainerを一部改訂>

水は低きにつくな流れがあります．この一連の流れを地下水流ところで地下水は，地表水とは違って地層の中動系としてとらえ，地層中におけるその流れのを流れます．昔の言葉に，「水の低きに就くが法則性を最初に解明したのはヒュバート（Hu-如し」というのがあります．これは，自然の勢

bbert，1940）です．彼は，そうした地下水のいは，止めようとしても止められないというよ

流れを，標高や水圧で示されるポテンシャルのうな意味で社会現象について比喩的に使われま分布から解明しました．図2・3（a，b）が,そすが，地下水の流れにおいては，この言葉が厳のモデルと地下水流動系の基本です．この場合

密に科学的な意味であてはまります．すなわちには，帯水層や難透水層もない，等質（透水性

１つは不圧水の場合で，水は高い場所から低いが同じ）で，等方（物質的性質が方向によって場所へと流れる．これはポテンシャルエネルギ

違わない）の地質断面が設定され，そうした条ーによるものです．もう１つは被圧水の場合で，件にもとづいて地下水の流れが求められます．

これは標高の高低に関係なく，水圧の高い方かそうしますと，地層中には，地下水面の標高のら低い方に向かって流れる．いずれにしても水違いに応じて，図に示すような等ポテンンシャ

楡井

どなたでもご存じのように，地下水とい

図 2･2−ダルシーの法則を説明するための図

URBAN KUBOTA NO.27｜8

ル線を描くことができる．その結果，地下水のよって，こうした事柄を解明するための重要なで，地下水流動系もまた急変します．大量の揚流れは，この線に直交する方向に，ポテンシャ

ステップになったわけです．

水に伴って帯水層中の水圧が低下し続ければ，

ルの高い方から低い方に向かう．こうして図に

なお，実際の地層中の水圧は，全水頭として示周辺のすべての水が，その部分に向かって動きみるように，下むきの流線が集まるところが涵されます．全水頭は，一般には，ある一定の海始め流れが変ってしまうのです．

養域，水平方向の流線が水平流域，上むきの流抜（例えば海抜０ｍ）を基準面として測定・整図2・4は，南関東で地下水揚水量が急激に増え線が集まるところが流出域という，地下水流動理されますから，その等しい点を結べば，これていった時期に，揚水量の増加に伴い，地下水系の基本が示されたわけです．

が等ポテンシャル線（等水頭線）です．これは，の流れがどのように急変するかを示したもので地層中の水の連続性と等ポテンシャル線

断面でも平面でも描くことができます．そして

す．場所は，武蔵野台地から浦和をへて春日部

じつはそれまで，地下水の流れは，帯水層中のこれらの分布を調べれば，高きから低きに向かにいたる地域です．実は当時，今ではちょっと水の移動として，主として平面的な水平方向のう地下水の流れもわかってくるわけです．

奇異に思われるかもしれませんが，「南関東で流れだけで検討されていたのですが，ヒュバー

揚水に伴う良質な地下水の生産

は，武蔵野台地を涵養源とする地下水がまず北トは，それを立体的な流れとして，地層中のポ以上のように，地下水の流れは地下水流動系と東に向かい，浦和で方向を変えて東京の下町にテンシャルの分布から明らかにしたわけです．

して把握されるので，そのために地下水を上手流れこむ大地下水脈がある」という説が権威をその点で，この研究は非常に重要な意味をもっに利用することが可能になります．だいたい地

もって流布されており，それが南関東の地盤沈ていました．

下水が流れる速さというのは，これはもう，流下対策に混乱を生じさせる一因になっておりま

さきに触れましたように，動きやすい水は帯水れるというよりは，地層中のすき間をぬうようした．そうした事情があったので，柴崎さんや層中に含まれていますが，他方，難透水層といに，かすかに動くというのが実態でともかくお鎌田さんたちが，過去の揚水量や地下水位の記っても，これは全く水を通さないわけではなく，そいわけです．特に地下深層の地下水となると，録を丹念に調べ，その水脈に相当する地下水の泥層の透水係数に応じて程度の差こそあれ幾分

原水が真水でなかったり，また地層中の貯蔵期

動きを，断面二次元モデルのコンピュータ・シ

かは水を通します．その量はたとえ僅かにせよ，

間が地史的スケールになったりしますから，そミュレーションによって再現させてみせたわけ

難透水層下の被圧水の水圧が高ければ難透水層の間にいろいろな成分を含んでしまい，用水とです．それが，この４つの図面です．

を通して上向きに，難透水層下の被圧水の水圧しては使用に耐えない場合が多いのです．

その結果，まず浮かび上がってきたものは，きが低ければ難透水層を通して下向きに，地下水それに対し浅層の地下水は，地下に入ってからわめて深刻な様相を呈している地下の状況だっは流動します．ですから，水文地質的にみれば，の期間も短く，まだ若いので，まざりものも余たわけです．揚水量の大幅な増加に伴って，水難透水層をはさんでいても，水としてはすべて

りなく良質です．こうした浅層の地下水を人間

圧低下の目玉が地層中にどんどん増え，広がっ

飽和していますから，上・下の連続性が保たれが井戸を掘ってくみ上げれば，その出口が多くており，地下水のすべての流れがこれらの目玉ている．難透水層ごとに画然と隔離されている

なり帯水層の水圧が下がりますから，そこに向に集中していきます．それは，水平方向はもち

わけではないのです．

かって帯水層の水が動き出します．これに応じ

ろん下層からも，また地層の境界などともあまそしてこの連続性は，水圧が全体として定常状て，涵養域からは雨水起源の新しい水が補給さり関係なしに，新しい目玉ができれば，直ちに態を保っているという条件の中で維持されていれる．こうして，地下水の動きのテンポが速まその方向への流れが始まっている．結局この図る．ですから，一度びこの均衡が破れると―─

ります．水が適当な速さで地層中を移動すれば，

図2･3−ヒュバートの流動パターンと地下水流動例えばある部分の水圧が異常に低下するというその間に，濃いまざりものはこされる場合もあ系の基本

ようなことになれば，直ちにそこへ向かう水のりますし，他方では，適当なミネラルが溶けこ

流れが上下左右から発生する．そして再び，新んできます．しかも，もともと地下水というのしい水文地質条件のもとに定常状態がつくりだは，地表水に比べれば水温の点でもすぐれていされる．つまり，涵養域や流出域が存在しても，るので，用水範囲も広い．このように地下水は，地下水盆中の地下水は圧力をもっていて，全体人間が適当にくみ上げることによって，より良として閉ぢこめられた形になっているので，地質の用水をたえず生産することができ，そのた

下水はこうした動的平衡の条件下で１つの連続めに，昔からどの国でも広く使われてきたわけ

性を保っているわけです．したがって，自然状です．また，今後も末永く使用していくことが態で帯水層の地下水が水平方向に流動するといできます．ただし，このような動きのおそい地

うのも，こうした均衡状態が保たれている範囲

下水の特徴を考えるとき，現在問題になっていでの流れにすぎないのです．逆にいえば，こうる地下水汚染が，大変深刻な問題を含んでいる

した均衡状態を保つ１つの要素にもなっている．

ことがおわかりいただけると思います．

ヒュバートの研究は，単に地下水流動系を明ら

過剰揚水に伴う地下水流動系の急変かにしたという点だけでなく，水の動きのすべ

これに反し，人間による過剰揚水は，地層中にてを，ポテンシャルからとらえるという方法における水圧の均衡状態を一挙に壊してしまうの<地下水盆の管理より>

URBAN KUBOTA NO.27｜9

面は，人為によって地下水の流れがいかに急変の難透水層は水を通しやすくなってしまい，被ころでは，圧密変形現象・弾性変形現象・クリするかを示す格好のサンプルとなり，私はいつ圧水の水位が戻っても以前の性質に戻ることはープ変形現象といった地層の収縮・変形が発生も利用させてもらっております．要するに浦和ありません．

します．これは，地層中での巨大な圧力低下

水脈説は，広域的流動系をはじめとした地下水

絞り出しというのは，被圧水の水圧低下に伴い，（100ｍの水頭低下はほぼ10気圧，重さにして流動系を過大に評価し，そしてその系が，人間

上下の粘土層中に含まれている水が，そこに向100㌧／㎡）が生じたためにおこる現象と考えによる揚水活動によって破壊され，系そのもの

かって絞り出されてくる現象です．飽和帯の粘られています．こうした場所では，水圧が元にが変化するという概念にまで到達していなかっ土層中には，細かい粒子と粒子の間（間隙）に戻ると，地層の変形がやや回復し，地盤も上昇たわけです．

は，間隙水としてたくさんの水が含まれていますることが実際にたしかめられています．直下

漏水・絞り出し現象および地層の収縮

す．この間隙水が，水圧の低下した帯水層に絞型地震の前兆現象として錯覚されるのもこの現

このように，過剰揚水によって地下水の流れはり出されてくるわけです．いわば強制的な補給象です．

急変します．それは，帯水層での水の補給が間です．そうしますと，これは粘土層中の間隙か

地下水盆中の地下水流動系に合わず，水圧が低下し続けるためにおこるわ

らでてくるので，その分だけ間隙は小さくなり，

さて今度は，地下水盆という全体の器のなかでけですが，そうした場所では，先ほど高橋さん

全体として粘土層の容積が減ってくる．これが，の地下水流動系をみてみます．この問題にすぐが言われましたように，漏水現象や絞り出し現

粘土層の「圧密収縮」です．こうして地盤沈下れた成果をあげたのがトース（Tôth，1963）

象が発生し，地層の収縮・変形による地盤沈下が発生するわけです．この現象は，粘土層がまで，それが図２・５です．ここでは，等質，等がおこってきます．

だ若く，やわらかいものほどおこりやすいので，方の地下水盆のなかの地質断面が設定されてい漏水現象というのは，被圧水の水圧低下がひど

こうした地層の広がる沖積低地では，地盤沈下

ます．図にみるように，地表面には微地形が描くなったために，直上の不圧帯水層の水が難透が発生しやすいことになります．また泥炭層なかれていて，それは，上流側から下流側へと凹水層を通り抜けて大量に漏れてくる現象です．

どには，たくさんの水分が含まれていますから，凸をみせながらだんだんと低くなっていて，全そのために，不圧水の水位が下がって利用でき

この地層のあるところでは沈下が激しくなりま

体としては，局所的地形（≒小地形），中間的なくなる．また周辺に水田があれば，水田の水す．そして，こうした「圧密収縮」では，水圧地形（≒中地形），広域的地形（≒大地形）がが下に漏れていきますし，田んぼに水をはるとが回復しても地層が元に戻ることはありません．

存在しているようにみえます．地下水盆の深さ

きにもより大量の水を入れないと，水をはれな

タクアンやつけ物の原理と同じです．

は3,300ｍ．水平距離が6,600ｍです．

くなってしまう．そういうことがおこってきまなお，相当固くしまった粘土層や砂層でも，地そうしますと，この地下水盆では，地下水流動す．そして，一たび漏水現象がおきますと，そ

下水の水頭が100ｍから200ｍ近くも低下したと系が大きくは３つに区分できる．１番小規模な

図2･4−地下水流動系の変遷からみた゛浦和水脈 "の実像

<柴崎，鎌田，1976>

図2･5−単純な地下水盆断面における理論的流動系のパターン<Tôthによる:地下水資源学から>URBAN KUBOTA NO.27｜10

注＝各流動系は，地表面に近い不圧地下水面から流入
し，地表面に流出するが，トースの図では，その部分が表現されていない（楡井）．

ものが局所的流動系です．これは小さな局所的いんです．しかし，地下水流動系からみると，２万年前の広域的流動系

地形に沿って，高いところから低い方に，微地

むしろ，Ｌ，Ｉ,Ｒというような各地下水流動

それでまず初めに，約２万年前には，房総半島

形の高低差に沿って流れるもので，図の一番上系が，それぞれ，局所的地形，中間的地形，広の東京湾西岸地域では，地下水がどのように流に描かれている地下水流動系Ｌ（Local flow

域的地形に規定され，またそれを規定していまれていたのかをみてみます．図2・6のＡは，コsystem）です（欄外注）．また，最も大規模なもす．ですから，こうした３つの流動系のあり方

ンピュータ・シミュレーションによって当時ののが広域的流動系Ｒ（Regional flow system）と，それに地質構造発達過程を加味して，これ地下水の動きを再現したもので，断面の位置は，で，これは地下水盆全体の広域的地形にもとづらの地形用語を明確に定義したらどうか―とＡ―Ａʼとして別に示してあります．さて２万き，高所にある涵養域から低所の流出域に向かいうのが地質家としての私の提案です．

年前の氷河時代（ウルム氷期）には，ご存じのう，地下水盆全体を支配するような大きな流れ

地下水流動系を地史的立場から見直す

ように，当時の海水面は現在より約100ｍぐら

です．そして，この両者の間を流れるのが中間

さて，トースによって理論的に明らかにされたい低かったので，東京湾の木更津沖の手前ぐら

的 流 動 系Ｉ （ Intermedate flow system） で ，

これらの地下水流動系は，では現実の具体的ないまでが陸地になっています．そうしますと，

これは，外部に流出しなかった局所的流動系の

地下水盆の中では，どのような形で存在し，ど

局所的な地形と地形との間には，それぞれの谷

残りの地下水もすべて集まってこの流れに入りのような働きをしているのか．じつは，この問間に向かう局所的流動系があります．一方，こます．また，中間的流動系の残りの地下水もす

題を検討するためには，地下水盆や地下水流動の地域全体としては，右側の高い台地の涵養域

べて広域的流動系の中に入ってきます．こうし系を地史的観点からとらえ直してみる必要が生から，海岸低地の流出域に向かって流れる広域てトースによって初めて，地下水盆中において，じます．というのは，地下水盆といっても，い的流動系があります．そしてこの流出域は，図高きから低きに向かう地下水の全体的な流れがきなり眼の前にあらわれたものではなく，堆積にみるように，東京湾の下にあります．そのた体系づけられました．とりわけ，広域的流動系

盆の構造発達史に応じてさまざまにその形状をめ，涵養域である台地との高低差が非常に大きと名づけられた地下水盆全体を支配する大きな変え，その結果，現在の姿になっている．した

く，勾配が大きいので流れも速く，大量の地下流れが明らかにされたことは，以後の研究に貴がって，これらの変遷の中で，それぞれの地下水が生産され，移動しています．図中の矢印は重な指針を与えることになります．

水流動系を発生させた場も変化しているわけで

流動ベクトルで，流れの方向と量を示しますが，ついでに地形の分類についての問題をつけ加え

すから，その中には，消滅したものや生き続け

それが非常に大きいわけです．こうして，このますと，現在の地形学的定義では，大・中・小ている流動糸があるはずです．それで，以下，の地形分類基準というのは非常にあいまいで，

こういった問題を具体的状況に即して述べてみこれらの用語が便宜的に使われている場合が多ます．

図2･6−房総半島の東京湾西岸地域における地下水流動系

URBAN KUBOTA NO.27｜11

時代の広域的流動系によって，東京湾の下にはそうした化石が実際にありまして，その１例が＜地下水盆の誕生＞

大量の地下水がためこまれました．

図2・7に示す帝釈峡の鍾乳洞です．鍾乳洞のさて，左端の構造運動を下の方からみてみます．

東京湾のような海の下に，たくさんの淡水の地

洞窟というのは，飽和帯のトップの面を流れる

三浦層群の堆積後，関東地方は全般的に隆起し，下水があるといえばちょっとおかしいと思われ地下水に含まれる炭酸ガスなどによって，石灰

ゆるやかに傾斜した下位の地層（三浦層群）をるかもしれませんが，これは実際の話で，現に，岩が溶解されてできるわけですが，図にみるよ東京湾を埋め立てて京葉臨海の大コンビナート

うに，それらの洞窟は，対岸の段丘面とほぼ一（図①）．この不整合の場は，陸域はもちろん，をつくった当初は，埋め立て地から大量の地下致する高さに，何段かに分かれてつくられてい浅海も含むようです．そしてこの後，関東地方

水をくみ上げていたんです．当時の埋め立て地

ます．段丘面は，かつての河川の侵食面ですかには本格的に海が侵入し，深い海の時代が到来

では，浅い海底にまで地下水が自噴しているとら，それぞれの段丘形成期には，石灰岩地域でします．そこに堆積したのが上総層群です（図ころがたくさんあり，現在でも，自噴しているは，それに対応する洞窟のところを地下水が流②）．この地層は，大陸斜面下部・中部から陸ところがあります．それからまた，場所は少しれ，側方に洞窟を掘っていったわけです．その棚という環境に堆積したもので，地層の厚さは離れますが，最近，地下水開発はもう不可能と後，この地域全体が隆起するので，河川の作用

3,000ｍ以上に及びます．

いわれていた房総半島の突端で，先端産業誘致

は段丘面として残り，地下水の作用は洞窟とし約70万年前頃になると，関東地方は再び全体的のために地下水開発をしたことがあります．こて残った．

に隆起して海は浅くなり，黒滝不整合にみられれは，この地域でも広域的流動系によって海面ですから，段丘面と同様に，より高い位置にあたような鉋削り不整合が形成されます（図③）．

下にも地下水のあることを予測できたので行っる洞窟ほど，時代のより古い地下水の流れの化

これが東京湾不整合を形成した運動で，このとたわけですが，結果は大成功で，関係自治体や石なのです．したがって，上位の洞窟と下位のきには，関東地方の西〜北側で隆起が大きく，地元の人々には大変喜ばれました．このように，洞窟の各時代に発生した局所的流動系があった

東京湾をへて房総中央の西側ぐらいまでが削剥

氷河時代の広域的流動系の所産が，現在の地下こともわかります．その後，この流れを生み出されたものと思われます．

水盆中にも生きているわけです．

した地形が変化したので，もとの流れ自体もま

その結果，ここに初めて，厚い上総層群を主体

また，この同じ地域での現在の地下水流動系をた消え去った．このように，かつては存在しなとした地下水盆が誕生し，地下水の流動が始ま描いたのが図２・６のＢです．そうしますと，

がら，現在はすでに消滅している地下水流動系，ります．図中の紫色で記したＬ₁,Ｉ₁,Ｒ₁がこの

この２万年の間に海水面は，ぐっと上昇してき

これを「古地下水流動系」といっております．

ときの地下水流動系です．この地下水盆は，西ます．その結果，広域的流動系の流出域の位置

この図の場合でいいますと，現在（Ｅ）からみ〜北側が隆起して高く，東側が海に開いていまが，図にみるように高くなり，より陸地側に移れば，Ａ〜Ｄが古地下水流動系ですが，Ｄの時すから，広域的流動系のＲ₁は，西〜北側からってしまいます．そのために，涵養域と流出域

代にはＡ〜Ｃがすでに古地下水流動系，Ｃの時

東へ向かう．こうして，上総層群基底の黒滝不との高低差が小さくなり，地下水の流れる量は，代にはＡ・Ｂが古地下水流動系になっていたわ

整合のところには，約70万年前頃から地下水の流動ベクトルが示すように，２万年前に比べてけです．このように局所的流動系の活動期は，浸透が始まったわけです．

小さくなっています．ただベクトルの方向は前

そう長いものではありません．

＜古関東地下水盆の形成と地史的流動系＞

図と同様で，広域的流動系としては同質です．

関東地下水盆の形成史と地史的流動系

東京湾不整合の次は再び海進が認められ，浅い

古地下水流動系と局所的流動系

これに反して，地下水盆全体を支配するような海の時代になり，そこに下総層群下部を堆積し次に，かつては確かに流れていながら，いまは広域的流動系は，地下水盆そのものがなくならます（図④）．やがて，約40万年前ころになる

かんな

鉋 で削ったような黒滝不整合が形成されます

さくはく

消え失せている流動系―そういった流動系のない限りなくなりません．というよりは，地下と，それが全体的に隆起し，その全体的隆起の存在を証明するような，いわば地下水流動系の水盆の誕生と共に始まったその流れは，地下水

なかで，東京湾を囲む下総地域などが隆起量が「化石」にあたるものがないだろうか．実は，盆の発達段階に応じてさまざまに複合され，現少なく，とり残される格好となり，それが古東在の地下水盆中に生きているのです．それで私

京湾堆積盆を形成します．つまり堆積盆全体がは，こうした広域的流動系を地史的流動系と名

隆起し，その中に新しい堆積盆が発生した．こ付け，関東地下水盆の形成史のなかで，その実うして関東地方は，湾から湖の時代に，いわゆ態を探ってみました．それが図2・8です．こる古東京湾の時代に入ります（図⑤）．ご存じのの図では，左端に主要な構造運動と堆積盆の発ように，この古東京湾は，氷河性海面変動の影

達段階を示す概念図，その隣に，地下水盆の形響をうけて，氷期の海退期にはその大半が干し成段階と，地下水流動系の発生と消滅および地上がって湖ができたり，温暖期の海進期には東史的流動系の発生過程などを記してあります．

側の湾口から海が進入する，というようなこと

Ｌは局所的流動系，Ｉは中間的流動系，Ｒが広を繰り返しながら地層を堆積します．その地層域的流動系で，各流動系の文字の色は，そのエが下総層群上部です．

ネルギーを与えられている堆積盆ごとに分けてこの変動が地下水盆に与えた変化は，まさに画あります．

期的です．というのは，下総層群下部や上総層

図2･7−帝釈峡及び東城川も沿う錘乳洞の発達と地形との関係<北備後台地団研グループ，1969>

URBAN KUBOTA NO.27｜12≪図２･９の坑井名と塩素イオン濃度に関する使用文献と資料協力者名≫
Ａ＝保土谷 Ｒ-1（河井・石和田，1954） Ｂ＝川崎 Ｒ-1（河井・保月，1952）
Ｃ＝春日部 ＧＳ-1（福田，1962） Ｄ＝大佐和 ＧＳ-1（石和田，三梨，1965）
Ｅ＝通産省・千葉県（Ｆ-5）地盤沈下観測井（日本鑿泉工業，1976） Ｆ＝防災
科学技術センター東部地殻活動観測井（帝口石油，1977） Ｇ＝Ｈa-7（関東天然ガス） Ｈ＝ＡＲ-1（旭ガラス） Ｉ＝ＴＲ-1（関東天然ガス）

図2･8−関東地下水盆の形成史と地下水流動系および地下流体資源の変遷史

図2･9−南関東における塩素イオン濃度の垂直分布と基底流の流動史

図2･10−関東地下盆地の地下構造

URBAN KUBOTA NO.27｜13

群が地表に大きくあらわれてきただけでなく，時期の隆起運動とそれに伴って発生した地史的こんでいる場になっているわけです．先ほどもそれらの地層が，周辺部から南関東の中央部に流動系Ｒ₁₂によって大きく変化していきます．

触れましたように，東京湾の下には大量の地下

向かって相対的に低くなっていくという―つ

その概要は，図中の隣に記してあります．さら水がためこまれており，深さ400ｍぐらいのとこ

まり，器の形が質的に変わってしまったからでにまた，これらの地史的流動系の一部は，大陸ろまで地下水のあることが確かめられています．これは，いわば現在の関東地下水盆の原形

棚・大陸斜面などの地形変換点や陸側海溝部なす．先ほどの図２・６に示した流れももちろです．それで，このときの地下水盆を，「古関どにも湧出しているものと思われます．

んＲ₃です．

東地下水盆」と呼びます．

次に，さきの時代のＬ₁，Ｉ₁はどうかというと，次に緑色のＲ₂₃．これは，東京湾不整合のとこ

この地下水盆は，従来の地下水盆に比べ，そのこれは，それを発生させている地形そのものがろに集まってくる流れ―下総層群下部で構成

形状も構造も一段と複雑になっているわけです

すでになくなっているので，すでに消失しさっされる亜地下水盆の広域的流動系にあたるわけ

が，そのときの地下水流動系は，隣の段にＬ₂，た流動系，つまり古地下水流動系になっている．

ですが，今まで述べてきたことからおわかりのＩ₂,Ｒ₂などとして記してあります．このうち緑そのかわり，新しい地形に応じたＬ₂，Ｉ₂が発ように，この流れは，最終氷期以降に始まった色のＲ₂は，関東地方の周辺部から中央の凹所

生します．緑色は下総層群下部がつくる新しいものだけでなく，約40万年前頃からの古関東地に向かい，下総層群下部基底の東京湾不整合の地形によって，紫色は上総層群がつくる新しい

下水盆時代のエネルギーを蓄積している地史的ところなどに入ってくる流れ―新しく生じた地形によって，それぞれ発生した局所的流動系

流動系です．この亜地下水盆の基底深部はやは亜地下水盆の広域的流動系です．

と中間的流動系です．

り市原付近にあって，その深度は−600ｍ．基

一方，上総層群基底の黒滝不整合のところには，＜関東地下水盆の形成と地下水流動系＞

底深部付近では，現在，低塩分のかん水を含み

当然，以前からのＲ₁の流れがありますが，こ古東京湾は，やがて７〜８万年前頃に消滅し，ますが，周辺部は非常に良好な地下水採取層にの部分には，器の変化に伴って新しく発生した

関東平野が誕生します．すなわち，図⑥の最終なっています．

エネルギーもまた集まってきます．局所的流動

氷河の時代と図⑦の台地の時代です．この期間

次の紫色のＲ₁₂₃．これは，最終氷期以降に上系や中間的流動系は，局所的地形や中間的な地には，関東平野はさらに小さな地塊に分かれな

総層群基底の黒滝不整合のところで流動してい形に応じて，地表の谷間へ流出しますが，他のがら，周辺地域ほど激しく隆起していきます．

る地史的流動系で，もちろん，Ｒ₁₂のエネルギ

一部はすべて集まって，それが広域的流動系をこうして，古東京湾に堆積した下総層群上部がーをも包含しています．この時期には，前述しつくるわけです．ですから，黒滝不整合のとこ

地表にあらわれて台地をつくり，関東平野が誕ましたように基盤はさらに小さくブロック状にろに入る流れは，以前からのＲ₁の要素と，新生するわけですが，その頃を境に，古関東地下割れ，高低差を伴ってぼこぼこと隆起している

しい器のもとで集まってくる広域的流動系の要

水盆は，現在の関東地下水盆に移り変わります．

のが特徴です．そのため，亀裂の発生箇所もま素とが複合した流れになっている．それが紫色

この現在の地下水盆の地下水流動系が，隣の段すます多くなり，流れは一段と複雑になります．

で記したＲ₁₂，すなわち地史的流動系です．

に記したＬ₃,Ｉ₃,Ｒ₃などです．（なお，将来，また一方では，堆積盆全体が干し上がり隆起し

古関東地下水盆を形成した堆積盆の全体的隆起

この時期の地史の研究が進み，隆起からとり残ていますから，浸透してくる地下水の量も急激というのは，図⑤にも概念的に示したように，された地域での局地的な小さな堆積盆の生成・に増加します．こうした状況により，上総層群

基盤がブロック状に割れて全体的に隆起すると発達史が解明されるにつれて，この流れの添字

中の天然ガス鉱床は，さらに破壊される方向にいうものです．この場合，西〜北部のブロックもまた増えてくるはずです．ですから本当は，

進んでいます（図中の右隣を参照）．

の隆起が大きく，周辺に比べ相対的に隆起の小Ｌn，Ｉn，Ｒnと記しておく方がよいのかも知れ

またＬ₂,Ｉ₂は，現在ではすべて古地下水流動系

さかったのが東京湾周辺のブロックです．ですません）．

になっています．それからＬ₃,Ｉ₃という６つから，その隣の東・南部のブロックの隆起も相さて青色のＲ₃は，最終氷期以降に新しく形成の文字のうち，青色のものは下総層群上部がつ対的に大きい．

された，下総層群上部で構成される亜地下水盆

くる地形によって，緑色のものは下総層群下部

この結果，西側地域では，新しく発生した流れの広域的流動系です．下総層群上部基底は，東がつくる地形によって，紫色のものは上総層群

はＲ₁と同じく，大きくは西から東へ向かいま京湾下に向かって深くなり，最深部は房総西岸がつくる地形によって，それぞれ発生している

す．しかし東京湾周辺の基底部では，基盤の変の市原付近にあって深度は−400ｍ．つまり最現在の局所的流動系と中間的流動系です．

化に伴って，Ｒ₁の流れは東から西へと逆行し，終氷期以降も，周辺の台地からこの深みに向か現在，関東地方の周辺一帯は，こうした地層に新しく発生した東・南部からの強力な流れがまうＲ₃の流れが休むことなく続いているわけでよってつくられる山麓，丘陵，台地によって取たそこに加わります．そして部分的には，隆起す．しかも，この間，周辺台地の隆起が激しく，り囲まれているわけで，局所的流動系や中間的に伴う断層の発生によって，これらの流れは遮

地下水の流れも加速します．

流動系の流れもまたきわめて豊富です．しかも断されたり，加速したり，より複雑になります．

その結果，もともとは古東京湾の浅海のもとで中央部には，広域的流動系として，良質な地下

こうしたさまざまな変動を伴いながら，Ｒ₁の塩水をためこんでいたこの地層の間隙水が，広水を生産しためこんでいる下総層群上部亜地下

エネルギーは，新しい流動系の中に蓄積されて域的流動系のポテンシャルによって淡水に入れ水盆をかかえています．すなわち関東地下水盆

いくわけです．したがって，上総層群中に含まかわってしまいます．こうして現在，この亜地が，最大の地下水生産を行っている器といわれれる化石海水（天然ガスかん水）もまた，この下水盆は，良質の地下水を大量に生産し，ためる所以です．

URBAN KUBOTA NO.27｜14

ところがいま，土木・建築工事や土地造成のた③広域地下水シミュレーション

めに，山や丘を削りとってしまうほどの大規模＜涵養量＞−＜流出量＞＝＜貯留量の変化＞という単純な関係として示されます．流出量はな山砂利・山砂採取が行われ，地形そのものま

地下水収支シミュレーションとは地下水のくみ上げ量，貯留量の変化は地下水位

でが改変されています．こうなりますと，人工鎌田

いままでのお話の中で，地下水の動きをの変動です．そして帯水層や難透水層は，透水的に新たに発生した地下水流動系が，地史的流

具体的に予測していくための，地下水収支のシ係数や貯留係数などの水理係数として定量化で動系に複合されることになりますが，問題なのミュレーションモデルの話がたびたびでてまいきます．ですから，地下水盆内部を小さな単位

は，こうした採取跡地に廃棄物が不法投棄され，りました．実をいいますと本日は，編集部の方（あるいは小領域）に区分し，その小単位での浅層の地下水を汚染しているケースがしばしばから，できるだけ数式を使わないでシミュレー

水収支計算が，互いに隣接する小単位の水収支発生していることです．しかも，そうした事態

ションの話をしてほしいと念を押されています

計算をそれぞれ満足させるようなモデルをつくに対する調査や対策が行われている例は少ないので（笑），その辺は専門書に譲りまして，ごくり，そのモデルによってシミュレーションしたのです．この汚染は，決して浅層の地下水汚染

概念的にこの問題をお話ししてみたいと思いま

全体の水収支計算が，計測された現実の水収支に止まらず，地史的流動系の汚染を招きますかす．

と適合していれば，そのシミュレーションは，ら，これを軽視することは，将来にわたって大よく知られているように，もともとシミュレー

目に見えない地下水の動きをほぼ再現し得たときな禍根を残すことになります．

ションというのは，現実の状況を反映するモデ―実際には，もっと複雑な手順を踏むわけで

図２・９は，南関東の深さ2,000〜3,000ｍに及ルを設定し，そのモデルで実験しながら現実のすが，ごく大ざっばにいいますと，大体，そんぶ深層ボーリングから得られた塩素イオン濃度システムにより近い状況を再現し，必要な知識な具合になるわけです．

の垂直分布です．図にみるように，その濃度は，を得ていくという現実認識の１つの手段です．

日本における地下水モデルの発展ある深さを境にして薄まるという「＞」形を示ですから，航空機や吊り橋などの風洞実験モデ

この手法を適用した世界で最初の地下水シミュ

しますが，これは，深層部から淡水化が広がっ

ルのような模型実験と本質的に変わりはないの

レーションは，1964年，タイソン（Tyson）とているためにこうした現象が生じているわけでですが，ただ，1960年以降にデジタル・コンピ

ウェーバ（Ｗeber）によって，ロサンゼルスのす．その淡水化の流れというのは，もちろん，

ュータが発達してきますと，そのモデルをつく

海岸平野を舞台にして行われました．それ以来高いポテンシャルをもって周辺部から徐々に移っているいろいろな要素の相互関係（物理的及約20年，アメリカ，日本，ヨーロッパなどで，動してきたＲ₁およびＲ₁₂，の流れ，そして現在

び社会的な特性の相互関係）が，数学的な諸関

地下水の流動を予測するためのさまざまなモデ

流れているＲ₁₂₃の地史的流動系です．こうし係として論理的に表し得る場合には，わざわざ

ルが開発され，実際に応用されてきたわけです．

て現在では，上総層群中の天然ガス鉱床が破壊

模型をつくらなくても，コンピュータの上でシ

こうして現在では，地下水流動モデルについてされる方向に進んでいることがわかります．

ステムの状態を再現し，その特性を検討するこは１つのピークに達しており，もっばら，準三

図２・10は，関東地下水盆の地下構造を描いたとができるようになります．いわゆるコンピュ次元の単層ないし多層モデルが使用されるといもので，この図には，それぞれの亜地下水盆とータ・シミュレーションです．地下水収支のシう状況に落ち着いております．表３・１は，地天然ガス資源のおおまかな分布の概要を示して

ミュレーションでも，大体これと同様のことが下水流動モデルについての日本での発展経過のあります．すでに述べたように，下総層群上部行われるわけです．つまり，ある地域における概略を示したもので，以下，この表を参考にしがつくる亜地下水盆の広域的流動系は，地下水

一定期間内の地下水収支は，ながら，各モデルについて駆け足で説明いたし資源の生産を速め，上総層群がつくる亜地下水
盆の地史的流動系は，天然ガス資源を徐々にこ

表3･1−日本におけるシミュレーションモデルの発展

図3･1−多角形領域区分と平面
二次元モデル<Tyson & Ｗeber，1964>

わしつつあります．従ってこうした事情から，地下水盆における資源は，いたずらに地下に眠らせておくべきものでなく，適正に利用する方が望ましいこともわかるわけですが，ただその方法に適正さを欠けば，さきの高橋さんのお話しのように，大地そのものまで沈めてしまいます．では，適正な利用法如何ということになりますが，それは鎌田さんをはじめあとの方々のお話しということになります．

URBAN KUBOTA NO.27｜15ます．

次元，加圧層（粘土層）となる難透水層では垂てもできません．そのために，今度は，地質断≪平面二次元単層モテル≫

直方向（ｚ）の一次元という，いわば準三次元

面図の上でシミュレーションすることを工夫しまず最初に，タイソンとウェーバが発案したのモデルを考案します．図3・2がそのモデルで，てみたわけです．

地下水流動モデルの原型となったモデルは，図図中の主被圧帯水層の水の流れが求められるわ

これには，まずボーリング資料などから地質断３・１に示すように，地下水盆を多角形の小領

けですが，このモデルによって計算しますと，面図をつくり，井戸の水頭記録を調べて地下で域に分割し，各領域ごとの地下水収支を一連の各地域の実情にかなりよく合います．そこでさの水圧のポテンシャル分布を確かめます．一方，

数式で展開したものです．このモデルでは，地らに，漏水量と絞り出し量を分離して計算でき

地質断面図上にメッシュをかけて，各メッシュ

下水の流れは，もっぱら帯水層における水平方る運動式を開発し，ここに地盤沈下量を予測しに対応する地質構成を離散化して，透水係数や向の流れとして，つまり地下水運動式は，平面得る準三次元単層モデルができ上がります．図

貯留係数などによって断面をデジタル化する．

上のｘ，ｙの二次元の動きでとらえられており3・3は，このモデルによって，石川県の七尾港

ただこの場合，地層の単元ごとに全体のワク組ます．したがってこれは，平面二次元単層モデ

周辺の地盤沈下をシミュレーションしたものでみをきめる作業を先行します．というのは，例

ルとよばれます．

す．この場合には，地下水盆を200ｍ四方で区

えば図３・４を例にしますと，深度2,000ｍ以≪準三次元単層モデル≫

切ったメッシュ内の水収支計算を，計360個に上の地層は，基盤岩上に，上総層群，下総層群―漏水・絞り出しの定量化と沈下量の予測―

わたって行い，その個々のメッシュについて絞

下部，下総層群上部という順で堆積しているわ

ところでその当時，日本でもすでに柴崎さんたり出し量を求めて，沖積粘土層の圧密収縮によけですが，これらの各層から実際のサンプルをちが，地盤沈下対策のためには，広域的な地下る地盤沈下量を，図のように再現したわけです．

とって室内試験を行いますと，各地層ごとにそ水盆の管理が必要不可欠であるとして，被圧地

このように準三次元単層モデルは，地下水揚水の特性（水理係数）が明らかに違うからです．

下水盆の水収支計算を独自の立場から行っておに伴う地下水盆の応答をきわめてダイナミック

こうして各メッシュごとに水収支計算をして，りました．そうしたときですから，柴崎さんをに示すので，この時期以降多くの地域で，地下水頭変化を解析していくのですが，この場合，

はじめ私たちは，この手法を高く評価し，三多水規制対策の立案資料の作製に使われましたし，

各メッシュは地質断面図上で分割されています

摩の武蔵野台地における被圧地下水の水収支の現に今でもたくさん使われております．

から，運動式は，断面線に沿う水平方向（ｘ）

検討に，このモデルを日本で初めて適用いたし≪断面二次元モデル≫と，面的な広がりをもつ垂直方向（ｚ）の二次ます．ところが，日本の海岸平野などの地盤沈―深層沈下と広域地下水流動系の解明―

元になります．それでこのモデルを，垂直二次下地帯では，このモデルのままでは現実と適合

またこの時期には，地下数100〜1,000ｍ以上の

元多層モデル，略して断面二次元モデルとよぶ

しないんです．

深層部からの天然ガスのくみ上げに伴う地盤沈

わけです．

それで，私たちは，日本の水文地質の実態に適下が各地で問題になっておりました．前述した

図３・４は，千葉ガス田の深層沈下の状況をこ合させるために，漏水と絞り出しの流れが組み

準三次元モデルでは，不圧帯水層，加圧層，主のモデルを使ってシミュレーションしたもので込めるように，このモデルを改良いたします．

帯水層という三層モデルぐらいまではできます

す．ここでは，最上部の約250ｍの層厚をもつ下漏水と絞り出しの流れは，粘土層の中では水平が，地下深部までの帯水層の多層構造を反映さ

総 層 群 上部 から は 被 圧地 下水 を ， 深度 約 700

方向にではなく，もっぱら垂直方向に流れます．

せたり，各層の水頭変化の状況や帯水層自体の〜2,000ｍに分布する上総層群からは天然ガス

そのため，帯水層では水平方向（ｘ，ｙ）の二変形による地盤沈下などを解析することは，とかん水を揚水しており，両者は，量的にはほぼ

図3･2−準三次元単層モデル

<柴崎

原図>

図3･3−シミュレーションによる地盤沈下量の再現 (1960年〜1971)<鎌田ほか，1973>

URBAN KUBOTA NO.27｜16

同じような比率で揚水していたのですが，シミの帯水層からどのように揚水すると，他のどう

海外における地下水モデルの動向ュレーションの結果によれば，図に示されるよいう地域に，どの程度の影響が生じるのか，そところで，表3・1にも記してありますように，

うに，深層での地層収縮の度合いの方がはるか

ういう点までを具体的に解明できます．ですか

1976年に，アメリカのＥＰＡ（環境保護庁）がに激しいことがわかったわけです．

ら，必要な地下揚水量を確保しながら，地下水後援して，国際的な地下水モデリング評価委員

だいたい地盤沈下地域というのは，垂直方向の障害が生じないように，または生じるとしても会が開かれました．この会議には，柴崎さんと水の流れが支配的ですから，断面線を適切に選

その影響をできるだけ小さく抑えるという，き私と２人が出席しまして，日本の実情をいろい

べばこのモデルは実に有効で，計算値と実測値

め細かい対策が可能になります．現在，熊本市

ろと紹介したわけですが，その後，この委員会とが非常によく合います．こうして，地層の深などでは，このモデルを使って広域的な地下水を発展させた形で，アメリカのバトラー大学の部までも垂直断面で診断し，どの深さで地層が管理を行っているわけですが，このモデルの出

ホルコム研究所の中に，インターナショナル・

収縮しているか，あるいはまた浅層部と深層部

現によって，地下水流動モデルは，その性格とグラウンド・ウォーター・モデリング・センタ

での影響の仕方などを検討することができるよ

発展段階からみて，いわば１つの終局点に達しーがつくられ，1978年ぐらいから活動を始めま

うになりました．

たということができます．

す．このセンターでは，世界じゅうの―といもう１つ，このモデルの良いところは，１つのなお，準という文字が頭につかない，粘土層中っても，主にアメリカ，ヨーロッパ，日本です

層群内の各帯水層の境界を通る流れはもちろん，でも水平方向の流れを計算する「三次元モデル」

が―シミュレーションモデルを収集しており，

Ａ層群とＢ層群というような亜地下水盆相互間も開発されておりますが，これは１つには，計

現在まで600ぐらいのモデルが集められているの地下水の流動をも検討できることです．その算量が莫大になること，しかもそのわりには粘そうです．

ため，揚水に伴ってさまざまに変動する広域的土層での水平方向の流れがほとんどなく，実際1984年に，最近のモデルの発達状況について，な地下水流動系の複雑な様相まで具体的に解明のデータを余り生かし得ないという欠点がありセンターの人が論文を発表しておりますが，そできるようになりました．例えば，このモデルます．実際に得られるデータの精度と予測の信

れを読みますと，1976年の会議のときもそうだ

を使えば，さきほどの楡井さんのお話にもあり

頼度からみますと，準三次元の方が適しているったんですが，地下水の流動，あるいは沈下のましたように，過去の水頭と揚水記録をもとにために，三次元モデルはほとんど使用されてい問題に関するシミュレーションモデルというのして，その地域の広域的な地下水流動系が，過ないのが実情です．

は，もうほとんど確立してしまっているという去の揚水状況に応じてどのように変遷してきたかを知ることができます．このように断面二次

図 3･4− 千 葉 ガ ス 田 に お け る 1972年 の 計 算 水 頭 分 布
断面図 (海 抜 − ｍ )<千 葉 県 公 害 研 究 所 ， 1975>

図3･5A−準三次元多層モデル概念図

元モデルは，深層地下を含めた地下水盆の管理に不可欠のものとなっただけでなく，広域的な地下水流動系の解明にも，新しい途を開くことになりました．
≪準三次元多層モデル≫―広域地下水管理の具体化へ―
1970年代の後期になりますと，先ほどの高橋さんのお話にありましたように，大都市圏では地盤沈下問題がやや鎮静化するものの，周辺都市

図 3･5B− 準 三 次 元 多 層 モ デ ル 有 限 要 素
網模式図

ではこの現象は依然として続きます．また地方の中小都市では，消雪，水産，上水などの地下水利用の多様化が進み，しかも，地下水にかわる水源がないために，小規模とはいえ，地下水
位の低下と枯渇，さらには地盤沈下などの地下水障害が頻発してきます．
こうした事情から，シミュレーションモデルにも，局所的な問題をより精緻に解決しうるもの

図3･6−塩水混合モデルによる予測結果例が求められてきます．こうして，より精度の高い地質調査を前提にして，準三次元多層モデルが開発されます．このモデルは，図3・5に示すように，各帯水層及び各帯水層間の影響度も含めた地下水の流れを検討できるようにしたものです．このモデルでは，例えばある地点のどURBAN KUBOTA NO.27｜17

ことです．それで現在は，物質移動の問題とか，

おりで，これはもう完全に定着しております．

てきた雨が浸透する過程であるとか，たんぼの熱移動の問題，あるいは岩盤における流動の問

なかでも，準三次元の単層ないし多層モデルは，中の水が地下に浸透するプロセスなどを，何ら題というような分野で，モデルの研究開発が精一般的に使う場合も，広域の地下水盆のシミュ

かの形でモデル化して，その計算した結果を，力的に行われているという状況のようです．こレーションに使う場合でも，実用的な意味では，

流動モデルに入れてやる，そういうモデルです．

の論文の中では，たくさんのモデルが詳しく分

もっぱらこのモデルが使われております．予測

これはもちろん，使われているわけです．

類されておりますが，1976年に調査したときとの信頼性も高く，また精度も高められるので，≪管理モデル―線形計画法≫

比べると，そうした分野のモデルの数が俄然多局所的なケースでも使われております．

それから，管理モデルという分類があります．

くなってきております．

≪建設工事に伴う地下水シミュレーション≫

こ れ は management modelの 訳 語 で す が ， 管

最近のアメリカのいろんなジャーナルを見ても，その１例を申しますと，大都市の軟弱地盤地域

理という言葉が適切であるかどうか，ちょっと水質汚染問題に絡むレポートが多いので，実際などで大きな地下構造物を建設する際に，掘削

わかりません．このモデルは，地下水盆で一体の問題にもこうしたモデルが使われているようと排水に伴って地下水位の低下や周辺の地盤沈

どこまで地下水をくんでいいかという，その基にも思います．事実，アメリカの地下水学会で下がしばしば発生し，従来から問題になってお準がきちんと数字として決定されれば，あとは行っている講習会をみましても，単に流動モデりました．このために，工事の進行過程―何数学の問題になって―実はならないんだけれ

ルのシミュレーションだけではなくて，水質の回かに分けて行われる掘削工事の前ごとに，シども，一応ある基準の中では計算の問題になっモデルをどうやって動かすかとか，水質のパラ

ミュレーションによって地下水位低下予測を行て，最適揚水量なるものが計算できるというモメーターを調査するときの試験方法についてのい，掘削と排水が周辺に及ぼす影響を確認し，デルです．ですから，流動や沈下については準講習会などが，盛んに行われております．海外

あわせて掘削現場での施工を安全に，また円滑

三次元モデルを使って検討し，最後に，線形計のモデリングの動向を一瞥すると，大体以上のに進めるという，そういうことも実際に行われ画法とか，ＯＲの手法を使ってメッシュごとのようです．

ています．こうしたシミュレーションでは，水最適揚水量を導いてくるわけです．

地下水モデルの日本の現状の流動期間を数時間単位で計算したり，あるい

たとえば，各メッシュごとに地盤沈下がゼロと

表3・2は，「地下水シミュレーションモデルのは帯水層ごとの変化を正確に予測しなければな

なるところの地下水位を定めて，そのメッシュ分類」というタイトルをつけてありますが，こりませんが，こうした局所的で高精度のシミュをつないで限界水位の分布を出す．その限界水

れは，ホルコム研究所の地下水モデリング・セ

レーションも行っているわけです．

位以内でくみ上げられる最大の揚水量を線形計

ンターのモデル分類に準拠した形で，現在，私≪垂直一次元モデル≫

画法で出す．そして，現状の揚水量との比較をたちが使っている地下水モデルをごく大ざっぱ

地下水流動モデルには，前述のように，普通，して，差し引き計算をして，各メッシュあるいに分類してみたものです．このうち，物質移動

地盤沈下モデルが組み込まれていて，流れと沈は各ブロックごとに削減量の目標値を出していのモデル，熱移動のモデルについては，現状で下量とがカップリングで計算されるという具合

く，そういうふうに使われるわけです．そのもはまだそれほど表面に出てきておりませんで，になっているのですが，ただ浅層部の流動や沈とになる限界水位を決めるところが一番問題で，ぼちぼち進められている段階ですが，以下，こ

下とは別に，深層の詳しい解析が必要な場合にそこにいろいろと批判が集中するわけですが，の表のモデルについて簡単に触れます．

は，垂直一次元モデルというのを別個に組み立

そういう使われ方をするのが，このモデルです．

地下水流動モデルについては，さきに述べたとてて使うことがあります．これは，地質断面図≪物質移動モデル≫

ではなく，地質柱状図で調べる．ボーリングし物質移動モデルのなかでは，ここ数年の間に，た地点だけの深層解析です．

ケースは少ないのですが，海岸の塩水化の問題≪パラメーター同定モデル≫を手がけております．淡塩の２層の流れのモデ

次のパラメーター同定モデルというのは，これルと，それらが完全に混合する塩水混合モデル

は帯水層係数の最適な数値を数学的に選びだすの２つを実際にやっており，若干の経験を重ね手法ですが，モデルそれ自体の最適性を保証すつつあるというところです（図3・6）．

るわけではありません．以前からあるんですが，それから，化学物質の汚染に伴うシミュレーシ

ごく最近になって，日本でも外国でもさかんにョンですが，これは，問題が問題なだけになか研究されるようになり，成功例もふえてきておなか表面には出てこないんですが，少しずつ開ります．

発されるようになっているとは思いますし，当≪涵養モデル≫

然，これからの課題になっておりますので，一涵養モデルというのは，地下水の涵養条件をイ

応，括弧づきで記しておきました．

ンプットするための，地下水流動モデルに組み≪熱移動モデル≫

込まれている一つのサブモデルです．これもも熱移動のモデルは，地熱の問題を中心に，資源

うほとんど固まっていまして，タンクモデル，開発の分野では相当やられていると思いますが，補給能モデルなどがあります．いずれも，降っ

これについては，フィールドが違うものですか

表3･2−地下水シミュレーションモデルの分類

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ら，私は何とも申し上げられません．地下水に引けをとらないし，むしろ向こうの連中の方が対策を考えていたものが，その後，それらの前かかわる問題としては，帯水層の蓄熱貯留といびっくりするぐらいのシミュレーション技術を提条件が変わってくる．そうしたときにも，シう問題があります．これは，幾つかの大学の先

日本は持っている．いろんなセミナーに出たり，

ミュレーションの予測どおりにならなかったか

生や研究者の方々が手をつけておりますが，私向こうの連中といろいろな打ち合わせをしていらおかしい，というように問題がすりかわる場

たちも藤縄さんと一緒にやっております．例えるときでも，日本でこれだけシミュレーション

合があるんですね．

ば，砂丘の中に地下ダムをつくり，その帯水層技術が進んでいるということについて，彼らはただ，この問題を始めたころに比べると，シミを魔法びんがわりに使って，夏場に温かい水を非常にびっくりする．それだけ，日本の地下水ュレーション自体が一般化されたというか，特注入しておき，冬場にその温水をビニールハウ

問題が深刻だったということだろうけれども，に自治体の方々は非常に勉強されているし，なスなどに使うというような計画を立てる．そのそれにしても，日本人の方が，モデルをうまくじみやすいものになってはいますね．難しいけためには，熱がどれぐらい保たれるかとか，ど使いこなすという感じをもちますね．

れども，昔に比べれば大分なじみやすいものに

ういうふうに拡散していくかとか，そういう状

ただ逆に，モデルの評価ということになると，なりつつある．それから，こんなことを言って況を予測しておく必要があるわけで，そうした外国の方が良いものは良いとしてすぐ評価する

いいのかどうかわからないけれども，昔，あれときに使われるモデルです．

ね．しかし，日本で発明したものについては，

これけちをつけた人たちも，今は，自分でそう

このモデルの開発は，まだ２年ぐらい前に始ま日本ではなかなか評価されない．ところが，そいうことをやらざるを得ない．こういうものをったばかりなので，余り進んではおりませんが，れが，外国から逆輸入されたら，手の平を返す

使ってやっていかない限りどうにもならないと

これからは，こうしたモデルの利用も多くなる

ように，とたんにみんな信用する．こういう痛いう状況にはなっていますね．

ようにも思われます．非常に簡単ですが，地下みを感じるような経験は，ずいぶんさせてもら

柴崎

水シミュレーションについての日本の現状は，ったですね．

ことだね．

大体以上のようなことになるかと思います．

鎌田

鎌田

ベネチアの地盤沈下では，それこそ，こ

それだけ，この考え方が定着したという
そうですね．いまだにわからない人もい

断面二次元モデル―外国と日本―の断面二次元モデルが応用されていますものね．

ますけどね（笑）．

編集

シミュレーション技術の周辺

柴崎

シミュレーションするというのは，素人にもそ柴崎られたと思いますが，外国のシミュレーションのすばらしさがわかるような気がしますね．

と，いわゆるシミュレーションの功罪という問

はどう？

鎌田

断面二次元モデル―地質断面図の上でこれまでの経過を改めて振り返ってみる

藤縄さんは，外国でずいぶんもまれてこ

じつは私，この間，中国の天津に行って題があるような気がする．１つは，シミュレー

藤縄

きたんですが，断面二次元モデルはみんな非常ションは，地下水盆管理の道具としては非常にから，いろいろな地下水モデルについてかなりに面白がりましてね．断面水頭図のこしらえ方

有効に作用してきたし，なかでも重要なことは，研究・開発されてきています．しかし日本は，を教えろ，教えろなんて言うもんだから，しよ

目に見えないものを目に見させたということ．

欧米などと比べて研究者の数が非常に少なくて，うがないから，実際にデータを出してもらって，その結果，みんなが理解しやすくなった．しか例えば地下水汚染を実際にモデル化して動かせ時間がないから一枚だけ現場でつくっちゃった

も，それまでは空想に近いような仮説を立ててる人というのは，恐らく十指に足りないんじゃんですよ（笑）．ごく浅い部分の非常に限定されごまかしがきいていたものが，シミュレーショ

ないかという感じがするんです．この問題は，たところですから．

ンの登場によってごまかしがきかなくなった．

社会的に非常に重要な課題ですから，もう少し柴崎でも，随分下がっているんじゃない．

地下水問題の歴史の中では，このことが非常にエンジニアを増やすとか，養成する努力という鎌田

下がっているんです．驚くことなかれ，

アメリカなどでは研究者の数が多いです

重要な位置を占めていると思う．

のが絶対に必要だと思うんです．

海水面から−60ｍ．累積沈下量が，1960年から

ところが他方では，今度はシミュレーションに鎌田

現在までで2,300mm，２ｍ30cmですね．

対して過度な期待をかけたり，あるいはその結くって実際にやれる人といったら，10人もいる楡井果だけを無条件に正しいと信じこむような傾向

かどうかわからない，恐らく５〜６人もいるかないの．東京のひどかったときとね．

がでている．やはりシミュレーションには限界

どうかわからないというようなさびしい状況で

柴崎

断面二次元モデルは，外国では，どこでがあるということを，くどいほど言わないとい

すね．この点は何とか打開していかないとまずもものすごく評判がいい．それと，外国などにけないと思っている．シミュレーションには，いですね．

行った経験から，日本のシミュレーション技術

必ずいろんな条件が前提としてあって，それにをなるべく第三者的な立場で評価してみると，

よって答えが出てくるんだということをね．

モデルとしては，アメリカやヨーロッパは，い鎌田

ろんなモデルをたくさん出してくるけれども，ろな予測がされているということが，いつの間そのモデルを実地に応用しているという例は非にか，どこかへふっ飛んでしまう．

常に少ないね．僕ら誇っていいのは，日本のも楡井

世の中の都合が出てくるから．

のは，現実に対する適応ということで非常に苦鎌田

予測した時点ではいろいろな前提がつい労している．だから外国に持っていっても全然ていて，その結果，こういうふうにするという−60ｍというと，日本と同じくらいじゃ

確かに日本で，水質のモデルを自分でつそこなんですよね．前提がついていろい

URBAN KUBOTA NO.27｜19

④地下水盆のモニタリング

た結果です．さらに，1977年頃になると，水位

地層の収縮はずっと続いている，つまり地盤沈―関東地下水盆を中心に―が一段と上がってきますが，これはもちろんそ下が進行しているということです．

れまでの規制効果と同時に，最初に高橋さんがでは，Ｕ₂の観測井はどうかといいますと，図楡井

地下水盆のモニタリングというのは，ひ言われましたように，オイルショックによる経

4・4の上の図がそれです．この場合，地層の収と口でいいますと，地下水の揚水量，地下水位，

済効果が，こうした形で反映しているのだろう

縮量は60〜150ｍ間の地層の収縮量で，Ｕ₂観測

地盤沈下量，地下水の水質などを観測・監視しと思います．このようにして水位がずっと回復

井の収縮量からＵ₁観測井の収縮量を引いた値

ながら，大地の変動や地下水の動きを把握し，してくるわけですが，水位が上昇に転じてからになるわけですが，この縦軸の単位はミリメー

地下水盆の健康管理の台帳をつくっていくこと

は，Ｕ₂の水位の方がＵ₃よりも高くなっている．

ターです（０〜10ｍｍ）．一方，水位の方は，です．ただ南関東の場合には，まず何よりも，

そういうこともわかっております．

113.29ｍ〜129.89ｍ（ストレーナ深度）間の帯

当時の緊急課題であった地盤沈下の阻止というでは，沖積層と洪積層の間の付近の水位が記録

水層の水位変化です．そうしますと，1968年〜

ことでモニタリングが出発しております．ここされているＵ₁はどうかといいますと，これも70年頃まで水位は20ｍから25.5ｍぐらいまで下では，地盤沈下のモニタリングについて私が述同じようにゆるやかに湾曲した水位変化を示

がりますが，その間の地層の収縮量は約10mm．

べ，そのあと古野さんから，関東地下水盆のモしますが，この方は，２つの深い方の観測井に

その後，1977年までに水位は約9.5ｍ回復し，ニタリングの経過と現状について，お話しして比べて，常にその水位が高い，ということは，

その間に地層は膨潤します．

もらいます．

上から下に水が流れ込んでいっている，つまりＵ₃観測井でもこれと同じような結果が出てい地盤沈下のモニタリング

上層の不圧水から下の被圧帯水層の方に向けてます．図4・4の下の図がそれで，この場合には，―地層収縮における沖積層と洪積層の違い―

水が流れているということです．

地層の方は深度150〜220ｍ間の変化，水位の方

図4・1は，江戸川デルタの先端，東京の方で地次に，赤色で示されている地層の収縮量をみまは178.50ｍ〜195.05ｍ（ストレーナ深度）間の下水を揚水すれば，その影響で地盤沈下が生じすと，これは1968年頃からの観測ですが，Ｕ₁，

帯水層の水位変化です．すなわち，1968年〜77てしまうという，浦安市の浦安中学校の校内に

Ｕ₂，Ｕ₃の３本の線が全部右下がりでずっと収年までに水位は約6.5ｍ低下しますが，この間

あ る 地 盤沈 下観 測 井 です ．図 に 示 すよ うに ，縮が続いており，1977年時点で，約40cmぐらに地層はほとんど収縮しない．70年〜77年に水Ｕ₁，Ｕ₂，Ｕ₃という３本の観測井が，それぞれ

い収縮しています．しかし，３本の観測井の収位は約8.4ｍ回復しますが，この間に地層は約左の地質柱状図のような位置に―Ｕ₃は深さ

縮量はほとんど同じなんです．それで下の方に，６ｍｍ膨潤しています．この膨潤は，1968年以

マイナス

マイナス

220ｍで管底は下総層群上部下位に，Ｕ₂は深Ｕ₂ - Ｕ₃の収縮量，Ｕ₂ - Ｕ₁の収縮量という洪積前の収縮の反動によるのでしょう．いずれにせさ150ｍで管底は下総層群上部中位に，そして層の地層の変動量を示したわけですが，これはよ，地層の変動幅は約10ｍｍ程度ときわめてわ

Ｕ₁は深さ60ｍで管底は下総層群上部最上位（沖ごらんのように，1968年以降，その変化はごくずかです．

積層基底直下）に設置されています．同時に，わずかです．ですから1968年以降の40cmに及要するに，洪積層の方は，これだけの水位を変各観測井のストレーナは，それぞれの深度の各ぶ地層の収縮は，おもに，沖積層と洪積層の間動させても地層はほとんど収縮しない，ところ

主帯水層におかれ，地下水位とともに，Ｕ₁はの不整合を境にしてその上の部分で，いわゆるが沖積層の方は地層がどんどん収縮するし，そ沖積層の収縮量を，Ｕ₂・Ｕ₃は洪積層（下総層

沖積層の部分で生じていることがわかります．

れは元に戻らない．そういうことが，３本の観群上部）の収縮量を測っているわけです．

このように，地盤沈下が非常に恐ろしいのは，測井を深さを変えて設置することによりわかっこの３本の観測井による観測結果が図4・2です．

洪積層の問題ではなくて，沖積層の問題ですよてきたわけです．

この図には，1966年〜1977年におけるＵ₁・Ｕ₂・ということを，この図は教えてくれるわけです．

ですから，地盤沈下をさせないで地下水を有効

Ｕ₃の地下水の水位の変化と，1968年以降の地

この点を地下水位との関係でさらに詳しくみたに使う場合には，こうした観測井の垂直方向で層の収縮量とを示してありますが，このうち，のが，図4・3と図4・4です．両図とも，横軸がの適正配置ということが非常に重要になってき

まずＵ₂・Ｕ₃の地下水位を見てみます．そうし地下水位の変動，縦軸が地層の収縮量です．図ます．つまり，１つは，沖積層のベースからち

ますと，両者とも，観測が始められた1966年頃

４・３はＵ₁観測井で，０〜60ｍまでの地層の収ょっと下付近に置いて，地下水位の変動を見る．

から1970年頃までは，ずっと水位が下がってい

縮量と，地下33.65ｍからの45.96ｍ（ストレー

もう１つは，揚水する主帯水層の付近に観測井

きます．そして，この時期はＵ₃よりもＵ₂の方ナ深度）間の帯水層の水位と変化との関係をみを置く．もう１つは，地層の堆積盆のベース，が水位が低い．これは，下総層群上部中位の被たものです．そうしますと，1968年〜1970年頃

不整合付近に観測井を置く．そういう３本の観圧帯水層の水が大量に揚水されていることを示

までは，水位も下がりますが，地層もずっと収測井を置くことによって，主帯水層での水を使しているわけです．それが，1970年の終り頃か縮する．そして，1970年〜1973年には，地下水

いながら水位を監視する．そして，沖積層直下

らは低下傾向がストップし，1971年までは横ばの規制によって水位はコンスタントになるのでの観測井で，季節的な変動とは別の異常な水位いの状態が続き，Ｕ₂とＵ₃の水位も同じレベル

すが，地層は相変わらずどんどん収縮していく．

変化がでてくれば，これはもう黄色信号だから，になっています．

1973年〜77年頃になると，水位はどんどん回復

主帯水層からの揚水を抑制しなさい，というよ

こうして1972年に入ると水位が上昇し始めるわ

してくるんですが，帯水層の水位が回復してもうなことになると思います．

けですが，これは，地下水の揚水規制が始まっ

沖積層の粘土層の水圧が低下しているために，

このように，地盤沈下は多くの場合，沖積層のURBAN KUBOTA NO.27｜20

問題ですから，観測井を置く平面的な位置とし

図４･２−浦安地盤沈下観測井（Ｕ₃・Ｕ₂・Ｕ₁）の地下水位と地層収縮の記録ては，揚水量や井戸配置を勘案しながら，沖積層の一番厚いところに置いた方がよいわけです．
図4・5は，同じ浦安市で，沖積層の層厚と地盤沈下量との関係をみたものです．図の青色の線
は，沖積層の基底のコンターで，この深さから上が沖積層です．ここには埋没谷があって，沖積層の厚い部分が谷状にくいこんでおります．
一方，断面図の上の赤色の部分は，昭和38年〜51年までの13年間の地盤沈下の累積層です．それをみますと，沖積層が非常に厚い埋没谷の部
分では，沈下量が１ｍを突破してしまっていま

図４･３−Ｕ₁地盤沈下観測井での地下水位と地層収縮の関係

図４･４−Ｕ₃・Ｕ₂地盤沈下観測井での地下水位と地層収縮の関係

す．下の断面図とくらべれば，よくわかるように，沖積層の一番厚い谷のところで収縮が最も多く，沖積層の厚さに従って沈下量も変化しております．ですから，観測井の水平分布として
は，沖積層の一番厚いところにも，これを置く方がいいということになります．
それからもう１つ，モニタリングにとって重要なのは，水準点の適正配置です．これを一体どのくらい置いたらいいかというのは，ずっと前から議論があるわけですが，やはり沖積層と洪図４･１−浦安地盤沈下観測井の位置及び地質柱状図とストレーナ位置

積層（台地）と，一方に片寄ることなく，両方を勘案して置くことが必要だろうと思います．
以上のように，地盤沈下のモニタリングにおいては，①水準測量の水準点の適正配置，②観測
井の適正配置，この２つのことを，私たちは２本柱として最も重要視しているわけです．
関東地下水盆におけるモニタリングの現状≪基準日による統一的な水準測量の実施≫
古野

図４･５−沖積層の基底と地盤沈下量

関東地下水盆におけるモニタリングの現状についてお話しいたします．だいたい関東地
下水盆は，日本では最も広大な地下水盆で，関東地方の山地を除くほぼ全域がこれに含まれ，
行政的には，１都６県にまたがっております．
一方，地盤沈下や地下水位の観測，さらには地下水揚水規制対策というものは，都，県，市などの各自治体が中心になって，それぞれ独自に実施されてきましたので，観測体制や対策には，さまざまな違いがあります．また，大まかにいいますと，地盤沈下が早くから問題となっていた南関東の地域と，その時点では，地下水障害が大きな問題とはなっていなかった北関東の地域とでは，当然，その取り組み方において異なった経緯をたどっております．したがって，関東地下水盆を対象とする場合には，各自治体が相互に協力して，いろいろな観測結果を関東地

URBAN KUBOTA NO.27｜21

方全体として統一的に整理し，定期的にデータがようやくつかめるようになってきたというこ

低下域が広がっており，さらに−20ｍの地域がを蓄積していくことが必要です．

とです．ただ，これまでにいたる道程には，１７年前にくらべてぐんと拡大しています．

それで，まず地盤変動についてですが，地表面本の観測井を設置するためにも，自治体の技術≪1975年〜1982年≫の標高の変動量を測定する水準測量では，表4・

職員の大変な苦労があったわけで，そうしたこ

その４年後の1975年になりますと，地下水位図

１に示すように，1986年の時点で，関東地方全とも含めてこの図をみていただければと思いまは，図4・10のＣのようになります．ごらんの体の測量延長が合計で7,387.6km,水準基標のす．

ように−60ｍの領域は消えまして，一番下がっ

測点数が4,945点にのぼる水準測量を統一的に

なお，表4・2には，各自治体の観測開始の年度ているのが−40ｍ．ですから1971年に−60ｍで行うことができるようになりました．関東地方が示されていますが，これをみますと，自治体あった地域では，４年間に20ｍも地下水位が上の場合ですと，比較的夏に地下水のくみ上げ量として継続的な観測が始められたのは，東京都

昇したわけです．もちろん，−30ｍ，−20ｍのが多く，夏に地盤が変動するものですから，そが一番古くて1953年，その後，川崎市と千葉県範囲もぐっと狭くなっています．つまり，このうした変動の少ない冬の時期に，お正月の１月が1959年，横浜市が1960年，埼玉県が1962年と時期には，揚水規制の効果がはっきりとあらわ

１日を基準日にして，この基準日に合わせてすいうように続き，茨城，栃木，群馬の３県では，

れておりまして，それまでの水位の低下・拡大

べての地点で水準測量を実施しております．

1963年以降から観測が始められています．

という傾向が反転し始めているということです．

水準基標の位置は，図4・6（1983年時点，測量

それから地下水揚水規制についても触れておき

また，観測井も増えてきて，０ｍの等値線が関

延長7,363.6km，測点数4,880点）に示すよう

ますと，工業用水法では，1957年に川崎市，1959

東地下水盆の東部ではほぼ半円状の姿で示されに，ほぼ関東地方全体に及んでおります．地域

年に横浜市，1961年に東京の江東地区で，それてきます．他方，北部でも地下水位図が描ける的に非常に密な部分と薄い部分とがありますが，

ぞれ地域指定を受け，その後，指定地域がさらようになり，関東全体についての様子がだんだ

これは，地下水盆との関係および地盤沈下被害に広がっていきます（図4・7）．ビル用水法は，んとわかるようになってきて，同心円上に大きなどの社会的条件をも考慮して水準点の位置が1963年に東京都，1972年には埼玉県と千葉県とな広がりをみせる関東地下水盆の姿が，おぼろ選ばれるので，こうした状況になっているわけいうように指定地域が広がります．（図4・8）．

げながらその輪郭をあらわしてきます．

です．いずれにしても，こうした膨大な数の水

また，各自治体の条例は，1972年以降に急速に

図4・10のＤは，その５年後の1980年の地下水

準測量を年１回とはいえ，関東地方全体として指定地域に広がっていきます（図4・9）．

位図です．このときは，一番下がったところで統一的に，また継続してできるようになりまし

関東地下水盆における地下水位図の変遷−30ｍ．水位低下の一番の底がさらに10ｍ上がたので，今では，関東地方のどの辺で地盤沈下≪1964年〜1971年≫ってきています．ただし，その外側は余り変わが進んでいるか，あるいはどの辺が緩和されて

図4・10のＡは，1964年（昭和39年）時点で，らないか，あるいは逆にちょっと広がっている

きているか，さらには，どういう地域で地盤がすでに設置されていた観測井のデータから，当ところがあるということです．そして，この時上昇しているのか，そういうところまで，わか時の地下水位の状況を再現してみたものです．

点ではさらに観測井の数も増え，０ｍの等値線る段階になってきております．

この場合には，とにかく地下水盆全体の動きをの形状が，いびつな円形の姿としてあらわれて≪地盤沈下・地下水位観測井の設置状況≫

大局的な視点から把握するのが目的ですから，きます．

また，地盤沈下観測井による地層の収縮量およ帯水層がたとえ違っていましても，水位の一番

図4・10のＥは，さらに２年後の1982年の地下

び地下水位の測定と，地下水位観測井による地下がっている被圧地下水の水位を連続してつな

水位図です．この時期になると，もう−30ｍの下水位の測定については，表4・2に示しますよ

ぐという方法で描いております．それと，関東領域も姿を消してしまいまして，下限は，−20

うに，1986年時点では，観測地点は292カ所 ，の場合ですと，１年のうちで一番水位の下がる

ｍまで上昇してきます．この領域は，南は東京

観測井の数は450本になっております．地層ののが夏期ですから，７月の水位を用いて作図しの墨田区から北は松戸市および野田市の一部を収縮量および地下水位の測定は，同じ場所で深ております．そうしますと，海面下−50ｍとい含む地域で，図のようないびつな三角形を示し，さを変えて測ることも必要なので，観測井の数

うのが最も水位の低下している地域で，この部比較的底が平らな形になっています．観測井もの方が観測地点よりも多くなっているわけです．

分を中心に同心円上に，−40ｍ，−30ｍ,−20ｍ

北部の方で増えてきまして，栃木県の方ではそうした観測井の配置状況は，さきの図4・6の地域が広がっていきます．一方，横浜の方に＋100ｍの水頭も描けております．そして，外（1982年時点，観測地点255カ所，観測井375本）

も，−30ｍという水位の大きく低下した地域が側から真ん中に向かって地下水が流れ込んでいに示してありますが，それらは，だいたい地盤あります．

る形状が，ますますはっきりとしてきます．

沈下や地下水位の低下が激しい地点で選定され次の図4・10のＢは，1971年の地下水位図です．

≪1982年以降≫ています．こうした観測網によって，今では，この時期は，南関東のいろいろな自治体で地下では，その２年後の1984年の地下水位はどうか

関東全体での地下水の水位の動きがだいたいわ

水規制が一斉に行われる，そのちょうど寸前のというと，図4・10のＦにみるように，1982年

かるようになってきております．以前は観測井時期に当たるわけです．そうしますと，水位のまでに水位低下の底が−20ｍまで上がってきまの数が少なくて，部分的な状況しかわからなか

下限は，さらに10ｍ下がって−60ｍになり，そしたが，もうそれ以上は上がりません．上がらったわけですが，現在では，観測井の数がだんの領域も北西側に動いております．そして，こないどころか，−20ｍの領域が逆に広がったりだん増えてきて，関東地下水盆の大まかな状況の目玉の周辺に，−50ｍ，−40ｍというようなしています．1984年というのは，気候的な条件

URBAN KUBOTA NO.27｜22図４･６−関東地方における水準基標および地盤沈下観測井・地下水位観測井位置図

表４･１−関東地方における水準測量の実施状況<基 準 日 ： 1986.1.1>

表４･２−関東地方における地盤沈下・地下水位観測井の設置状況<1986.3.時点>

URBAN KUBOTA NO.27｜23

も影響して，関東地方では全体的に水位が下がとです．それからもう一つは，大局的にみます

ップし，その後はわずかに上昇傾向に転じておった時期でもあるんですが，それにしても，−と，関東全体としては，常に周辺から真ん中のります．1972年以降に地盤沈下の停滞あるいは20ｍの領域がぐっと連続して広がっており，ま方に水が流れていて，そのなかでの流れの形が，地盤上昇という傾向は，埼玉県川口市や千葉県

た，千葉県の習志野の領域にも−20ｍ以下のとそのときどの人間の側から働きかけの違いに応

船橋市の水準点でもみられ，こうした傾向が一ころがあらわれてくるような状況で，とにかくじて変動しているということです．

つの共通したパターンであることがわかります．

1982年以降になりますと，下限は−20ｍ付近の

現在，地下水の揚水量については，自治体によところが他方では，そうした転換点がなく，現ところを行ったり来たりすることになります．

ってしっかりと把握されているところもあれば，在も引き続き地盤沈下が進行している水準点が≪1975年〜1982年における上昇域と低下域≫

まだ十分に調べられていないところもあって，幾つかありまして，地盤の変動については，こ

図4・11は，1975年と1982年の間に，水位がどう関東地方の揚水量については全面的に把握されの２つのパターンに大体分かれております．

いう形で，どのくらい変動しているかをみたもているという状況にはありません．ただ一応のでは，観測井の水位の方はどうかというと，地のです．０ｍのコンターから南側は，1975年か

観測体制が充実し，過去の水位の記録も整って

下水位については戦前からのデータがなく，一ら1982年までの７年間に，水位が上がった領域

きはじめました．ですから今では，何か異常が番古い観測井が東京の研16で，これは1955年かです．一番上昇したのは20ｍの地域で，とにか起これば，その辺の事情がだいたいわかるといら観測が始められたわけですが，その時期以降

く南関東全体の水位が非常に上がってきたこと

うところまではきておりますが、まだまだこれの水位の変動というのも，やはり，地盤の変動がわかります．ところが，その北側を見ますと，からもモニタリングの整備は必要です．

と類似した２つのパターンに分かれます．すな

これは，継続して測れる観測井の数は少ないの地盤および地下水位の経年的変動

わち，①1965年まで地下水位が低下を続け，そですが，そのどれをとっても水位は低下してい

図4・12は，関東地方を代表する７つの水準点の後上昇するもの．東京，川崎がこれにあたりて，最大値は５ｍの低下です．このように北関と，７つの観測井を選びだし，地盤の変動量とます．②1971年まで地下水位低下を続け，その東では，水位が上昇した観測井が一本もないと地下水位の経年変化が，できるだけ古い時期か後上昇するもの．千葉県，埼玉の川口がこの部いう状況です．

らわかるように描いたものです．観測井と水準類で，この①と②の場合には，その時期が若干≪地下水盆中の水の流れと人為≫

点の位置は図4・11に示してあります．

違いますが，いずれも低下から上昇に転じる変ですから，1964年以降の地下水位の動きを改めこの図を見ますと，幾つか特徴がはっきりと浮換点をもつパターンです．

て振り返ってみますと，1961年から1971年まで

かびあがってまいります．まず東京の3377とそして，もう一つは，③観測開始時期から現在は水位がずっと下がり続けて，お盆の底がぐん

いう江東区にある水準点では，1890年代からのまでずっと地下水位が低下を続けているもので，と深くなり，とんがってくるわけです．それが標高が記録されていますが，ここでは，第二次

この図では，埼玉県の久喜，茨城県の総和，栃1971年を過ぎますと，とんがった領域がどんど

世界大戦以前にすでに２ｍ以上も地盤が沈下し

木県の小山がこの部類です．実は最近，北関東

ん上がってきて，1982年ぐらいからは，−20ｍていました．その後，高度経済成長期を通じての地域でこのパターンを示すものが，どんどんぐらいのところで落ちついてきている．ところ

再び地盤沈下が進行し，1970年代の前半までに増えております．

が，北部の方では，水位の下がる領域がだんだ

実に約4.5ｍ沈下する地域もみられるという，

大体，観測井の水位が上昇方向に変動するときんに増えてきて，しかも外側の方にも，水位のすさまじい地盤沈下の実態を記録します．それの直接的な原因というのは，主に，法律や条例下がっている部分が広がってきているというこが，1972年〜73年頃になりますと，沈下がストの実施によって，地下水揚水規制が強まる場合

図４･７−工業用水法の指定地域

図４･８−ビル用水法の指定地域

図４･９−都・県条令の指定地域

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図４･10−関東地下水盆の地下水位図<1964年〜1984年>

図４･11−地下水位変動量図<1975年７月〜1982年７月>

図４･12−主な水準点の経年変動と観測井の地下水位経年変化

URBAN KUBOTA NO.27｜25

がほとんどだと思います．地下水揚水規制の条にあるのだと思います．

例は，自治体ごとに地域別に独自に実施されて例えば1984年という年は，関東地方は非常な渇いますので，さきほどの図とくらべてみますと水だった．そのために，地下水がたくさん使わ

地下水盆管理の目標基準

よくわかりますが，そうした規制の実施時期とれ て ， 例 え ば 台 地 の 方 で す と １ cmと か ５ mm

柴崎

地下水位の変動が非常によく合致しているといぐらいの地盤沈下がおきる．そうしますと，よに，地下水盆を管理していく際の技術的手段とう―そういう特徴がみられるわけです．

くマスコミなどが，センセーショナルに報道すいうものは，この20年ほどの間にほとんど解明

最後に個人的に痛感していることを述べさせてるわけですが，こういう取り上げ方に対して，

されてきました．しかし，肝心なこと，すなわ⑤地下水の許容量

いままでの皆さんのお話で明らかなようもらいますと，北関東は別として，例えば東京，私などは，考えを変えてくれと言っているんでち．地下水公害などを発生させずに，地下水を千葉といったところでは，すでに地盤沈下もおす．というのは，渇水のときに地下水を人間の利用しかつ保全していくためには，一体どこま

さまり，地下水位もどんどん上がっているわけ

ために使うのは当り前なんです．赤ちゃんのミ

で地下水の利用が許されるのか，という地下水で，千葉県の市原などでは自噴井もでる状態にルクに溶かす水がないときに地下水を使ったり，の許容量（許容揚水量）の問題，つまり地下水なっております．このように，せっかく地下水

畑作などが日照りでダメになるときに，農家の盆管理の目標基準ということになりますと，残が戻ってきているのに，その水が規制があるた

人が地下水を使うのは当然のことであるわけで念ながら，まだ十分なコンセンサスが得られてめに使えないという話は，ずいぶんと私ども耳す．そうした渇水のときに地下水が使われて，いるという状況にはありません．

にいたします．市原などの自噴井が出てきてい台地の方が被害がでない程度に数ミリ沈下する

この背景には，私は，２つの事情があるようにるところも，条例では地下水が使えない形になのは，これはやむを得ないことであって，台地思います．だいたい許容量というのは，自然科っておりますが，自噴井で出てきた地下水はしの方であれば，その翌年ぐらいに長雨になれば，学の知識だけでは処理しきれない側面がありまようがないから使ってもいい（笑），というよう地下水位はすぐ回復して地層もリバウンドしてして，そこには，先ほど高橋さんが触れました

な奇妙なことになっているわけです．条例が実くると予想できるわけです．恐ろしいのは沖積

ように，水利用の利害がからむ政治的・経済的施された当時に比べ，現在ではモニタリングの層の沈下なんだということを―そういうことな生臭い領域の問題が常にかかわっているわけ

体制が格段に充実していますから，やはり画一が常識として通用するように，マスコミは報道です．つまり，地下水盆に対しての人間と自然的な規制ではなく，地下水盆の水の動きに適応してもらいたいと言っているわけです．

の相互作用という自然科学的な側面が解明されした柔軟な対策がとれるような，規制から管理

モニタリングが充実してゆく現在では，こうしると同時に，他方では，人と人との関係のなかという方向に，その内容を変えていく段階にきたことが，科学的に前もってわかるようになり

で，地下水利用に伴う利害の調整がきちんと解ているのだと思います．

ます．例えば渇水で地下水をたくさん使ったと決されないと，許容量そのものが決まらない．

大地のカルテとしてのモニタリング

いうことは，その年にモニタリングですぐにわ

そういう性質のものです．

楡井

いま古野さんのお話にあったように，関かります．そして次の年には水準測量で沈下量

ところが地下水の問題は，行政当事者にとって東地下水盆では，片方は全面的に規制し，片方を測定する．この場合にも大体予想したようなは，どちらかといえば苦手な自然科学的な要素

では，まだ旧態依然のまま地下水が使われてい沈下量がでてくる．その原因や症状の程度も大を多く含むので，できれば問題の解決をその分るという，大変困った状況にありますが，いず

体わかってくる．このようにモニタリングとい野に頼り任せようとし，問題の所在がぼやかされにしても，これからは地下水を有効に使ってうのは，大地のカルテになっていて，大地の健れてしまう．

いく方にモニタリングを展開していかなければ

康診断が常にできるということです．いわばモ

それともう１つの事情は，これは日本だけの特ならないと思っております．沖積層の調査研究，

ニタリングは大地の定期検診で，シミュレーシ

殊事情です．わが国の主要な地盤沈下地帯では，観測井の適正配置による帯水層および地下水盆

ョンはミニドックということになります．

その対策として，水源を全面的に地表水にきり中の地下水位モニタリング，あるいは水準測量ですから，このカルテに従って，これからは，

かえてしまい，地下水利用を止めてしまうといによる地盤沈下のモニタリング等，こういうも地下水を使っていくのは当然だと思いますし，

う―世界の国々からみれば，大変にぜいたくのが，関東では，徐々に充実してきております．

また，そういう方向でモニタリングをしていかな措置がとられたままになっているという事情

こうした仕事と，関東地下水盆の生いたちを知なければならないと思っております．もちろんがあります．こうなりますと，もう地下水を使るための地質調査をあわせると，いまようやく，

その場合には，関東地下水盆のような大規模なわないのですから，許容量という問題もでてこ

関東地下水盆の長い歴史の健康診断カルテが出

モニタリングもあるでしょうし，あるいは小さない．多くの人々が苦労して積み上げ発展させ

来上がりつつあるということです．こうなりま

な市町村単位のものもあると思います．また，てきた技術が，ここでは宝の持ち腐れになってすと，もうシュミレーションといった手段にた観測井を利用した地下水質のモニタリングも，いる．これに対し，わが国でも地下水にかわるよらなくても，大体の様子がわかってしまいま

今後は，ますます重要になってくると思います．

他の水源を十分に得られない地域では，この問す．あそこはどの程度揚水したから，今年はどいずれにしても，地下水公害をおこさずに，地題に正面から取り組んで着々と成果をあげ，経のくらい地下水位が低下し，沈下量はどのくら

下水資源を有効に使うという大きな方向で，モ験を集積してきているところがでてきています．

いになるだろうということが感覚的にわかってニタリングをしていかなければならないと思い

地下水盆管理という一番大切な問題が，現在，くる．モニタリングの重要性は，まさにこの点ます．

技術的には解明されているけれども，行政的にURBAN KUBOTA NO.27｜26

は十分に消化されず，実現されていないのは，人々が一様に同じ不利益を被っているのではなに注目したアメリカのある地下水学者は，水収

だいたいこの辺のところに主要な原因があるの

く，そのなかには地下水利用によって利益を受支的な平衡要件だけから揚水量の安全性を求めではないかと私は考えております．

ける人々と，ただ一方的に不利益を被っているるのはイリュージョン（幻想）であると指摘し地下水利用に伴う利益と不利益

人々とがいるわけです．より仔細にみれば，地ているわけですが，それはまさにそのとおりな

ところで，地下水をくみ上げる場合には，その下水利用に伴って発生する利害の内容や程度は，んです．ですから，この「持続的にくみ上げら目的がどうであれ，必ず井戸内部の水位を，まその地域の社会構造や産業構造，あるいは地下れる」という点については，さきに述べた①のわりの地下水層の水位よりも低下させてしまい

水盆の水文地質的条件などによってさまざまに「好ましくない結果が生じない範囲」での水収

ます．こうしなければ，地下水を継続的にくみ分かれたり，また，からみあったりさえしてい支の平衡でないといけない．②の要件を，①か上げることはできません．一般に，人間が自然ます．こうした事情があるために，許容量といら切り離してしまうと，大きな間違いを起こすに働きかけると，必ず何らかの形でその反作用う問題は，行政的な問題にならざるを得ないし，ことになります．ついでに申し添えておきますが生じますが，地下水の場合には，まず端的に，また地下水盆に関係した地域的な課題になってと，揚水量の安全性を水収支の平衡だけから求こうした形での反作用を必ず伴います．そしてくるわけです．

めようとする考え方は，許容量の問題を，自然

これがさらに進んで，個々の井戸の水位低下が地下水収支の動的平衡

科学的な立場だけに重点をおいて解決しようと囲辺におよんでくると，広域の水位低下を引き

次に，②の地下水が持続的にくみ上げられるかする風潮を背景に生まれてきたのですが，やは起こしたり，やがては地盤沈下を発生させたりどうか，という問題ですが，ここには，地下水りそうした立場では，問題の解決には少しも近するわけです．ですから，地下水利用に伴う反のもつ独特の現象と関連して留意すべき問題がづかないということです．

作用が，含まれています．だいたい地下水学の立場から

許容揚水量と許容限界水位①人間社会に好ましくない結果を生じさせない

すると，地下水を「持続的」にくみ上げられる

以上のように，許容量の問題は，地下水のもつ範囲にあるかどうか．

というのは，「１年（１水文年）を通じての水

自然科学的な特性だけでなく，それ以上に地下②地下水を持続的にくみ上げられる範囲にある収支が平衡を保ち（赤字にならないで），地下

水資源のもつ社会的性質にかかわっているわけ

かどうか．

水位の低下も生じない」という意味をもっていで，これを短い言葉で要約してみますと，「許容

この２つの点を問題にすればよいわけです．

ます．ですから，揚水量がこの条件を満足させ揚水量とは，その地域に生活する住民にとって，①の「好ましくない結果」というのは，もちろていれば，それは安全であるとする考え方が，地下水をくみ上げることによって生ずる利益と，ん，地下水位低下，井戸枯れ，地盤沈下などの地下水学の一部にあるのです．ところが地下水

また生じると思われる危険性を考えあわせて，諸現象です．しかし，例えば東京やバンコクのの動きというのは，完全な閉鎖環境にある被圧容認できる揚水量」ということになります．そように人口密度の非常に高い場所と，アメリカ

帯水層系は別として，一定量の揚水をある期間して，この揚水量に対応した水位が許容限界水のカリフォルニアにある荒野のような場所とで続けると，その揚水量に対応して新しい平衡状位です．揚水量の実態というのは，現実的にはは，その受けとめ方がまるで違ってしまいます．

態を生み出してくる．こうした現象は，多くのなかなか正確につかみ得ない場合が多いので，前者のように，少しの地盤沈下でも人間社会に場所で確かめられておりまして，このように，許容限界水位を地下水盆管理の目標基準とする被害がでる地域では，地盤沈下を発生させるよ

まるで生き物のように面白い動き方をするのがことも有効な方法です．

うな地下水くみ上げ量は，当然，許容されない

地下水の特徴です．

なお，こうした基準をつくる際，くみ上げる地でしょうし，後者のような場所では，地盤沈下

つまり，自然状態での初期平衡とは別に，揚水

下水の性状の違いに応じて，その自然的性質となど気にかけず，人々はそこから地下水をどんに伴って地下水盆中に新たにつくりだされた条社会的性質とにかかる比重には違いが出てきま

どんくみ上げて利用します．あるいはまた，小件のもとで，二次的な平衡状態が生まれてくる

す．循環速度がはやく，更新性にまさる不圧地

さい島などで飲料水や農業用水を，ほとんど地わけです．しかもこの２種類の平衡状態は，地下水ほど，揚水の持続性という要素が大切にな

下水だけに頼っているような場合には，多少の下水位の変動だけを見ると，１水文期間中でのるので，水収支的な涵養条件という自然的性質「好ましくない結果」は，やむを得ないという

水位の高低差はあるにしても，開始時と終了時が重視されます．それとは反対に，循環速度がコンセンサスが得られるでしょう．このように，の水位は一定しているので，見かけ上の水収支

好ましくない結果の内容や程度というのは，地には変化がないようにみえます．ところが，水下水の自然の状態の方からではなく，人間社会

収支の内容をよく調べてみると，二次的平衡のの都合できまってくるわけです．だいたい人々

場合には，不圧水からの漏水や粘土層からの絞の生活への影響がほとんどない地域では，許容り出しを誘発しながら補給涵養しているわけで量ということがそもそも問題にならない．

す．つまり，地盤沈下が進行する状況にあってですから，これはきわめて当たり前の話ですが，も，水収支的な平衡状態がつくられ得るという許容量というのは，社会的生活の営まれていることです．また，水収支的な平衡条件だけから場所で問題になってくる．この場合，例えば地揚水量の安全性を求めようとすると，その量は盤沈下を取り上げてみても，それは，すべての幾通りにも操作できることになります．この点

表５･１−許容揚水量を決定する要件の組合せ

URBAN KUBOTA NO.27｜27

おそく，更新性のおとる被圧地下水ほど，社会いきます．

庭で新たに設置された深度98ｍの観測井により，的・経済的な側面が重視されることになります．

平塚市の地下水問題は，昭和40年，当時は平塚

地盤沈下と地下水位との正確な観測が始まりま

表5・1は，その範囲を天然ガスのような閉鎖的

市中原にあった農林省農業土木試験場に勤務さす．この観測井は，揚水トラフ（地下水頭の低な非漏水性の被圧帯水層まで広げて，そうしたれていた故金子良氏が，試験場構内で観測され下帯）の中心に位置していたために地下水の状関係をみたものです．また，先ほど楡井さんのた地下水位の低下傾向をもとにして，「この現況を適切に反映し，以後，その記録はきわめて話にありましたように，水文地質的な条件，例

象が続く限り，将来，平塚市では海水の塩水化

重要なデータを次々に提供することになります．

えば沖積層とか洪積層などの違いによって，さや地盤沈下が発生するだろう」と警告したこと

次いで昭和49年には大原観測井（水位のみ），

らに同時代の地層でも堆積環境の違いによって，に始まります．この指摘を重視した平塚市では，

昭和51年には，市の北部に設置された四之宮観

くみ上げに伴う影響の性格が違ってきます．で直ちに金子氏などと相談して調査項目を決めま

測井の観測が始まります．（図5・3参照）．

すから，こうしたことも当然考慮されなければすが，当時の自治体には公害課などまだありま

このように，徐々にモニタリングシステムが充なりません．

せんから，実際の調査活動については，市内に実し，揚水量，水準測量，地下水位などの正確いずれにしても，さきに述べましたように，許キャンパスを建設中であった東海大学に協力をな実測値が得られるようになりましたので，こ容量というのは，個々の地下水盆や地域の水文求めることになります．その当時，同大学の海れらの資料から，昭和50年には，地盤沈下阻止

地質的条件，それにその地域の社会的実情に応

洋資源学科に関係しておりました私も，こうしを目標とした許容揚水量は，日量５万6,000ト

じて決められてくるわけです．そして目標基準た経緯から，この問題に深くかかわるようになンと算定されました．この数値は，以後の経過さえ決まるならば，それを実現していくためのったわけです．

をみても，その正しさが実証されています．

技術的手段というのは，すでに解明されていま≪許容揚水量５万6,000トン／日≫≪地下水位の回復と地盤沈下の終息≫

す．ですから，自治体の積極性とそれに協力す

図5・2は，昭和41年以降における平塚市の対策

この間，市の方では昭和44年に「平塚市の地下る専門家集団がおり，当事者たちが地域の問題

調査の流れを簡略なグラフにまとめてみたもの

水事情」を公表し，地下水事情が悪化の一途をとして知恵をだしあっていけば，その実現はそで，平塚市の地下水事情を上のグラフに示し，たどり，事態が重大な危機に直面していると述う困難なものではないだろうと私は考えており

各年度の主要な対策調査事項を下欄に記入してべるとともに，地下水利用者には調査への協力

ます．現に熊本市をはじめ各地で，その地域のあります．

を訴えます．だいたいこの種の調査では，とく実情に即したさまざまな計画が実現されている

その昭和44年の項には，水収支シュミレーショに地下水利用者とのトラブルが発生するのは常わけですが，そうした具体例として，次に，神ンとありますが，これは先ほど鎌田さんが示さなのですが，平塚市の場合にはそうしたことが奈川県平塚市の例を紹介いたします．

れた表の中にも記されているようにごく初歩的全くなく，深井戸所有者をはじめ平塚工業会か

許容揚水量5.6万トン／日を目標に節水によりなもので，モデルは平面二次元を改良したもの，らの協力も積極的で，地下水問題は地域全体の地盤沈下を阻止（平塚市）

解法もまだ十分なものではありません．コンピ

共通した重要問題という認識が高まってきます．

≪地下水問題で発端≫

ュータの容量も当時はまだ小さくて，分割した

なお平塚市の場合には，周辺を流れる河川表流

さきに高橋さんのお話にありましたように，高領域も30個ほどです．その上，この時期には，

水は，水利権の問題があったり，あるいは水温度経済成長期に入った昭和35年頃からは，わがまだ揚水量が実績値ではつかめず，推定値で行に問題があったり（工業用水は主として冷却用

国では地下水利用が急激に増え始めますが，湘っているわけですが，その結果は，地盤沈下阻水として使用される）して利用できず，地下水

南工業地帯の中心地として脚光をあび始めた平止のための許容揚水量は，１日６万4,000トン

利用に頼らざるを得ないという事情にあります．

塚市もその例外ではなく，その頃から，相模川とでています．このときには，基礎データに問こうしたなかで，昭和48年の冬期になりますとの沖積地に多くの工場の新設・増設が相次ぎ，

題がありますから，揚水量を昭和42年以前の状地下水位が回復に向かってきます．この事態のそれとともに，工業用水源としての地下水利用態に戻すということを目標にしたわけです．

好転は，実のところ私たちにも予想外の喜びでが急に増えてきます．図5・1にみられるように，

その後，昭和48年５月に神奈川県公害条例が施あったわけですが，この間の事態の推移は観測

深井戸の数は年間平均６〜７本の割合で急速に行されてからは，各事業所ごとに量水計がつけ井の記録にはっきりと現れています．図5・4

増加し，それに伴い地下水位も急激に低下してられ，揚水量の報告が義務づけられて正確な揚は，観測開始以降の水位，沈下記録を旬ごとの

図５･１−平塚市における深井戸数の増加と地下水位の低下傾向

水量が判明してきます（それによると，さきの平均値として示し，それに月ごとの地下水揚水

推定値では，揚水量を約10〜20％過大に見積も量を併記したものです．この図にみるように，っていたこともわかりました）．

地下水位は，昭和48年末から年々上昇しておりまた昭和47年になると，市内の下水道計画と関ますが，それは，昭和48年夏期以降に始まった連させて，市域内の主要点を結ぶ水準測定網が揚水量の減少傾向にはっきりと対応しているこ

完成します．それらは，国土地理院による水準とがわかります．なお，揚水量は，毎年夏に減基標の改測とともに，市域内に進行している地

少し冬に増加しますが，これは地下水の大半が盤沈下の正確な実情を明らかにていきます．

冷却用水として利用されていることを示し，まさらに昭和48年５月になると，松原小学校の校た地下水位の上昇が，毎年１月上旬，４月下旬

URBAN KUBOTA NO.27｜28

〜５月上旬，８月中旬にみられるのは，これは

図５･２−平塚市の地盤沈下対策のあゆみ<1966〜1978年>連休の影響で，観測井の記録はこうした微妙な状況まで反映しております．
一方，地盤沈下の方は，地下水位が上昇し始め
ると，沈下速度が激減し，水位が地表面下36ｍまで上昇した昭和50年末になると沈下は完全に停止し，それ以降は上昇に転じ始めます．
こうした観測井の記録から，許容限界水位は地表面下36ｍと算定されますが，この水位は揚水量５万6,000トンと対応しています．揚水量は，その後，許容揚水量以下の４万〜５万トンに落ち着き，こうして平塚市の地盤沈下は，完全にストップしてしまいます．
また水質についても，さきの図5・2に示されているように，新和工業の深井戸の電導度は，昭和48年の初めまでは増大（塩水化）傾向にあったものが，水位の回復とともに電導度は急激に低下（淡水化）傾向を示し，地下水の塩水化の心配もなくなります．
≪地下水利用の節減―その動機と内容≫
揚水量の減少は，いうまでもなく，もっぱら工場での地下水利用の節減にあるわけですが，これには，１つには，昭和48年５月以降，先ほど触れましたように，各地下水揚水場施設に量水

図５･４−地下水位・地盤沈下観測井（松原観測井）の記録と揚水量

図５･３−観測井の位置図

図５･６−地盤沈下変動図

図５･７―地下水面図<1976.2>

計が取りつけられ，その利用量の実態が明確になったため，利用者が節水に対して積極的に取り組めるようになったこと．もう１つは，昭和48年末からのオイルショックに伴い，水利用の面でも合理化が促進され節水につながったこと．
以上の２つの点も注目されるのですが，最も重要な状況変化は，相模川流域下水道事業が昭和48年に完成し，これに伴い，各事業所は新たに排水処理費を負担することになった点にあります．つまり，それまでは，地下水を使う場合には１トン当たり約３円の用水費だけで済んでいたものが，新たに排水処理費として，１トン当

図５･５−平塚市地下水利用節減の内容たり28円から56円（金額は排出水の水質により異なる）を出費しなければならなくなった．ですから，１日に5,000トンの地下水を使っていた工場では，それまでは年間450万円の用水費でよかったものが，少なくともその10倍以上の
約5,000万円の用排水費を負担しなければならなくなったわけです．
そうした事情も踏まえて，市の公害課では，昭和49年以降各事業所に対して，冷却装置を設けて水を再利用し，節水と水利用の合理化を図る
ことを要請します．冷却塔を使って冷却用水を

URBAN KUBOTA NO.27｜29

再使用すれば，その経費は運転費も含め１トン

大量生産，大量使用が始まったときに，すでに⑥地下水の汚染当たり20円以下で済むからです．その結果は，地下水汚染の兆候が指摘されていたわけです．

図5・5に示されているとおりで，昭和48年以降

はじめに①国際的に広がり進む有機溶剤の地下水汚染の揚水量の低下が，もっぱら冷却用水の節減に

藤縄

私は，現在の地下水汚染の特徴と状況に

ところが現在，世界的に問題になっている地下よって実現されていることがわかります．

ついて，その概略を簡単にお話しいたします．

水汚染は，トリクロロエチレンとかテトラクロ≪周辺地域との強力を期待して≫1962年に，生態学者のレイチェル・カーソンがロエチレンなどの有機塩素系溶剤によるもので以上のように平塚市では，法律規制によらず，「サイレント・スプリング」という非常に有名

す．微量でも毒性が大変強いこれらの溶剤は，他に代替水源を求めることもなく，地下水を利な本を著しております．この本は，日本でも翻地層中にあっては，地下水汚染を広げ進めると用しながら，その量を計画目標以下に削減する

訳されて，1964年に「性と死の妙薬」という書いうまことに厄介な性質をもっているのですが，ことによって地盤沈下の阻止に成功したわけで，名で出版され非常に話題になりましたが，このさらにその上に，この溶剤は大気中に放出されこうした例はわが国では初めてです．

本の中にすでに以下に引用するような地下水汚る度合いは非常に高いものですから，汚染物質

昭和51年６月，私たちは，「さらに隣接地域の染のトピックスが紹介されております．

がきわめて広汎な地域に拡散し，それがまた水協力を期待し，平塚市域内でのモニタリングを『デンヴァー近くの陸軍化学部隊のロッキー山

文循環を通じて広域的な地下水の汚染をもたら継続すること」を条件として，平塚市の地盤沈

工場での軍需品の製造をはじめたのが1943年，します．こうしていま，この地下水汚染が国際下が終息したことを宣言します．

1951年には，殺虫剤をつくる民間の製油会社に的に大きな問題になっているわけです．

図5・6は，昭和51年以降１年間の平塚市周辺域移管された．だが，もうそのまえから，何マイ≪シリコン・バレーでの健康障害≫の地盤変動図，図5・7は同年２月の地下水面図

ルも離れた農場で家畜がわけのわからない病気

有機溶剤による地下水汚染が，最初に大きな社ですが，相模川を境にして平塚市側はほぼ全域にかかり，また作物も大打撃をうけていた．葉会問題となったのはアメリカです．アメリカのが地盤が上昇しているのに対し，茅ヶ崎・寒川

は黄色くなり，少しも実らず，作物はほとんど西海岸にあるシリコン・バレーといえば，半導・海老名の地域では依然として地盤沈下が進行

全滅してしまった．そればかりでない．病気に体生産のメッカとして大変有名ですが，この地していることがわかります．地下水位も茅ヶ崎なった人間もいて，これも何か関係があると考域では，1980年頃より住民の間に心臓欠陥，先の方がぐんと低下している様子はうかがえます．

えられていた．

天異常出産，流産などが多発しておりました．

だいたい地質構造からいいますと，相模平野の

この農場の灌漑用水は，浅井戸からくみあげてそうしたとき，1981年にある半導体工場の地下地下から周辺の丘陵や台地にかけて連続する地

いた．1959年，井戸水を検査し，いろいろな化

貯蔵タンクから，トリクレン（化学品名はトリ

層は，相模平野南部に沈降中心をもつ造盆地運

学薬品が混入していることがわかった．（このクロロエチレン）やパークレン（化学品名はテ動によって堆積したもので，これに伴って，相時の調査には，合衆国ならびに州関係の官庁がトラクロロエチレン），あるいはメチルクロロ

模地下水盆が形成されています．したがって，合同参加した）． むかし軍需工場だったころ，ホルム（化学品目は1,1,1―トリクロロエタン）

かんがい

りんさんえんひそ相模平野に位置するそれぞれの市や町の地下水

塩化物，塩酸塩，燐酸塩，フッ化物，砒素を汚などの有機溶剤を含む廃液が大量に漏出し，地は，この地下水盆中にあって相互に関連しあっ

水処理池へ流していた．そのため，工場と農場下水を汚染するという事故が発生したわけです．

ているわけで，そうした意味からも，行政的なとを結ぶ地下水が汚染したとすると，工場の廃

これをきっかけに，地方水質管理局によって，面からの各関連地域の相互の協力がどうしても棄物が３マイル離れたいちばん近くの農場へ達

この地域の工場の溶剤貯蔵タンクが調べられま必要になってくるわけです．私たちが隣接区域するまで，７年ないし８年かかっているわけだ．

すが，その結果，８割近くのタンクから溶剤がとの協力をうたったのも，そうした視点によっだが，汚染には終わりがない．じわじわと，ど漏出し，そのほとんどが地下水を汚染しているていることを最後につけ加えて，平塚市の話をこまでも浸透してゆく．科学者たちも，それをことが明らかになり，事故を起こした工場に近終わります．

止めるすべを知らない．』（注１）い井戸からは，24,000μg/ℓにものぼる濃度のこれは，フィクションではなくて，実際にあった有機溶剤が検出されます．州政府の調査では，ことです．アメリカの地質調査所のＬ.Ｆ.コニ

汚染された地下水を飲料水源にしている地域のコフ博士が，この事件を詳しく調査しておりま

住民の健康障害発生率は，他地域のそれと比べすが，それによると，素掘りの汚水処理池からて３倍以上になり，事故を起こした工場近くで地下に浸みこんだ有害物質が地下水を汚染し，は住民の流産発生率は20％，幸いに流産を免れ14年間で10ｋm下流にまで広がっていて，水質ても，心臓などに欠陥をもつ先天異常児の出生がもとに戻るには何10年もかかるといっており率は７％にものぼったということです．

ます．

こうしてアメリカでは，この溶剤による地下水

このように，地下水汚染がそもそも問題になり汚染が大きな社会的問題になったのですが，こ始めたのは，何も新しいことではありません．

の溶剤は，先進工業諸国ではどこでも使用して

ＤＤＴやＢＨＣ，現在では環境汚染防止のため

おりますから，この事件は，国際的にも広く注製造や使用が禁止されている有機合成殺虫剤の目を集めました．なおシリコン・バレーでは，

URBAN KUBOTA NO.27｜30

注1＝レイチェル・カーソン著・青木簗一訳「沈黙の春―生と死の妙薬」，新潮文庫，第四章＜地表の水，
地底の海＞より引用．

その後，２千数百本の監視井が設置され，汚染剤による地下水汚染がかなりひどい状況にある

いうような感じで落ちていくだろう．もう１つ

土壌の除去などが行われたわけですが，その費ことがわかってきました．

重要なのは粘性です．液体が地層中を流れると用総額は約100億円にものぼるといわれていま≪有機溶剤の性質≫

きに，粘性というのが非常にその流れ方に影響す．

ところで，トリクレンやメチルクロロホルムはします．例えば，粘性の小さいベンゼンなどの≪国内における汚染例から≫

クロロホルム臭のある液体，またパークレンは場合には，これは非常にサラサラしていますか

同じ溶剤を使っている日本でも，環境庁を中心

エーテル様芳香のある液体です．いずれも無色

ら水よりも流れやすい．逆に，粘性の大きいエに調査が進められていますが，日本でも同じ地透明で揮発性，不燃性であり，水に溶けにくい

ンジンオイルのようなドロドロした液体の場合

下水汚染が各地で発生していることが明らかにという性質をもっています．

には、これは逆に流れにくいということは誰でなってきています．ここでは，とりあえずその

だいたい，溶剤というのは，油や脂肪などの汚も想像できることです．では，トリクレンの粘２〜３の例だけをあげております．まず，1982

れを溶かし出す性質をもっているわけですが，性はどうか，この表では動粘性係数という，粘年10月に，東京都府中市の水道水源用井戸から問題の有機塩素系と呼ばれる溶剤群は，炭素と性を密度で割った値で示してありますが，これ930μg/ℓのトリクレンが検出され，東京都水道水素にハロゲン族元素の塩素が結合しているたが驚くほど小さい．動粘性係数が小さいという局は直ちに井戸からの取水を停止します．そのめに，分解や変性がきわめて起こりにくい物質

ことは，それだけ地層を通過しやすいわけで，後，東京都衛生局と環境保全局で行われた調査

で，化学的作用や生物的作用を受けにくく，土

地層中にどんどん広がっていくということです．

では，府中市西部浄水場５号井周辺の深井戸20

壌中や地下水中でもほどんど浄化されることがこのように有機溶剤は，密度が大きくて粘性が本のうち７本から774〜32μg/ℓのトリクレンがないと考えられています．

小さいために，地下水汚染を起こすにはもって検出されました．

それで，こうした有機溶剤が地下水中でどうい

こいの物質になっているわけです．

また兵庫県の小さな町で，半導体ウエハやブラう動きをするかを知るために，その物性をみて≪有機溶剤の発がん性と水質基準≫

ウン管マスクの洗浄にトクリレンを使っているみます．表６・１が有機溶剤の物性ですが，ま次の表６・２は，各種有機溶剤の水質指標です．

工場があるわけですが，その町の水道水源用井

ず，密度を見ますと，トリクレンの密度が1.46

このうちＷＴＯ（世界保健機構）のガイドライ

戸から，濃度407〜76μg/ℓのトリクレンが検出

g/mℓ．この表には，比較のために海水の密度もンというのは，ＷＴＯが各種有機溶剤の健康障

されて直ちに取水停止となり，その町では，隣のせていますが，これが1.02g/mℓで，水と海害を起こす可能性について調べたデータをまとの市から給水を受ける事態に追い込まれました．

水との密度差は，わずかに0.02g/mℓで，非常にめたものです．つまり，ここに挙げてある化学

これは，1983年12月のことです．その後，もっ小さい．そんなに小さくても，海水が地下水の品名をもつ物質は，すべて発がん性であることと詳しく調べてみますと，工場南側の深さ９ｍ

下へ潜りこむ．いわゆる地下水の塩水楔というがいろいろな小動物を使って確かめられ，それの浅井戸から19,000μg/ℓ，また隣接する深さ90のが起きるわけです．ところが，トリクレンとらの非常に危険な物質が，どれくらいの濃度まｍの深井戸からも3,090μg/ℓのトリクレンが検

水との密度差は，0.46ｇ/mℓ と非常に大きく，でなら発がん性の危険がかなり小さくて済むか出され，地下水中の濃度は最高42,000μg/ℓにも海水と比較してみても，歴然たる差があります．

という，そういうガイドラインです．これはのぼることがわかってきました．このほか，工塩水を地下水中に入れたとき，塩水はその密度

1983年に策定されました．

場内排水路から620μg/ℓ，半導体素子の洗浄を差のために沈んでいくわけです．そうすると，

それで日本でも，1984年２月に，厚生省が，水行っている建物周辺の土壌からも高濃度のトリトリクレンを地下水中に入れたらどうなるか，

道水の暫定基準として，ここのうちの３種類にクレンが検出されています．周辺の民家の井戸

これは恐らく，浸透というより，むしろ落下とついて定めています．表にあるように，トリク

からも，調査した427本のうち128本の井戸水が

表６･１−有機溶剤の物性

厚生省の水質基準を超え，そのなかには7,670〜10,000μg/ℓもの高濃度を示すという，ひどい汚染の実態がわかってきたわけです．
さらに，1984年６月には，東京都板橋区の東北
新幹線橋脚建設用地で，実に128mｇ/ℓ のトリクレンが検出され，作業員が強い刺激臭や目の痛み，手のかゆみなどを訴える事件が発生して

表６･２−各種有機溶剤の水質指標おります．この原因は，今のところはっきりとはしませんが，その症状は，トリクレンなどの有機溶剤による中毒症状とよく似ており，有機溶剤を含む廃液や廃棄物によって地下水が汚染されたのではないかといわれています．
このほか，これに似た汚染例は滋賀県や大阪府など各地に発生しており，わが国でも，この溶URBAN KUBOTA NO.27｜31

レンとパークレンについては，ＷＴＯガイドラ

ち，水道水の水質基準を上回った割合は，浅井

どんどん下げていって高精度で分析すれば，検インと同じ濃度，メチルクロロホルムについて戸で２％，深井戸で５％，河川では幸いなかっ

出率はぐんと高くなるのではないかと思います．

は，毒性がやや弱いので300μg/ℓとなっていまたという結果になっております．またパークレ

次の表６・４は，1982年の環境庁による調査のす．また環境庁も，1984年８月に公共用水域へ

ンの方は，検出率が浅井戸で27％，深井戸では際に，水道の水質基準を超える汚染が発見されの排出の抑制目標を定めております．この方はやはりこれより多くて30％，河川では36％になた井戸周辺の事業所からの排水を，環境庁が追単位がｍｇ（μgの1,000倍）で，ＷＨＯのガイっており，このうち水質基準を超えるものは，跡調査したものです．その結果，トリクレンに

ドラインの10倍になっています．

浅井戸，深井戸はともに４％，河川にはやはり

ついては，測定事業所17ヶ所のうち５件のみがところで有機溶剤は非常に水に溶けにくいと申なかったという結果です．このように有機溶剤未検出で，それ以外の12事務所では引き続き汚しましたが，この点をさきの表６・１の溶解度による地下水汚染は，浅層地下水だけでなく，染が進行していること，パークレンについては，

でみてみます．そうしますと，３つのうち，一深層地下水にまで及び，多くの都市でこの汚染

35事務所のすべてで，その後も汚染が進行して番溶けにくいのがパークレンで，溶解度が160が広がっていることがわかったわけです．

いることがわかったわけです．このように，有mg/ℓ.ですから，塩分の溶解度と比べるとけた

なお，両物質とも，河川では水質基準を超える

機溶剤による地下水汚染は，現在も進行中とい違いに小さく，非常に水に溶けにくいといえる

ものはでておりません．なぜ河川ででなかったう，そういう状況にあります．

かもしれません．ところが，これらの物質は，

かといいますと，有機溶剤というのは非常に揮≪大気系への放出と汚染物質の水文循環≫

ごく微量でも毒性を発揮しますから，仮にこれ発しやすい．例えばベンジンなどでも，揮発性では，こういった有機溶剤は日本では１年間にが100％ 溶解した場合には，水質基準からいうが非常に強いものですから，ふたをあけておき

どれぐらいの量が使われているのか，それを示とどれぐらいの濃度になるのかといいますと，ますとすぐなくなってしまう．トリクレンもや

したのが表６・５です．そうしますと，トルク

トリクレンが100％ 溶解した場合の濃度は，水はり同じ性質を持っていますから，空気にさら

レンは，過去10年間の平均で年に68,800ｔ使わ

道水の水質基準の実に３万5,700倍，パークレ

しておくとだんだんになくなって，大気中に移れています．これらは，半導体製造工場のほか，ンでは１万6,000倍にもなります．このように，っていく．河川は常に曝気されて，空気と触れ一般機械，自動車，弱電関係などの金属洗浄用

有機溶剤は，非常に水に溶けにくいとはいわれているわけですから，河川中のトリクレンなるに使われているわけです．パークレンは，同じていますけれども，それが溶けた場合の濃度とものは大気中にどんどん出ていってしまう．そ10年間の年平均使用量は49,200ｔ，こちらの方いうのは，想像をはるかに超える濃度になりまうでなければ，さきに触れましたように地層中はその半分近くがドライクリーニング用に使わす．

に広がっていく．そのために河川中では，水道れています．

≪地下水汚染の実態調査―日本とオランダ≫

水の水質基準以上になるケースが発見されなかこうした使用量のうち，どれくらいが実際に環環境庁は，1982年に，横浜，名古屋，大阪などったということであります．また，表６・３に境中へ放出されているのかといいますと，そのの15の大都市で，化学物質による地下水汚染のは，オランダでのトリクレンの検出率をのせて数字は非常に大きくなるはずです．というのは，実態調査を行っております．このうち，問題のあります．オランダの調査は，実に徹底しておトリクレンは，さきに触れましたように，非常３つの物質についての調査結果は，表6・3のよりまして，国内の水道水源の井戸水をすべて調に揮発しやすい，浸透しやすいという性質をもうになります．検体数は浅井戸1,083，深井戸

査しており，検出限界も0.01μg/ℓというようっていますから，環境中にちょっと放置してお277，河川139です．そうしますと，例えばトリに最高の精度で分析しています．そうしますと，くだけでもどんどん出ていってしまうからです．

クレンは，浅井戸では全調査井戸の27％で，深何とその67％の井戸が実は汚染されていた．そ

日本では，どれくらいのものが環境中に放出さ井戸ではさらにこれを上回って33％，河川ではういう大変な事態になっていることが明らかにれているかという厳密な調査はありません．そ39％から検出されています．一方，調査数のうされたわけです．日本の場合でも，検出限界をれで表５・６には，西ドイツで調べられた環境

表６･３−国内およびオランダの有機溶剤による地下水汚染

表６･４−汚染井戸周辺事業所からの排水濃度への放出率をのせておきました．この西ドイツの調査では，回収・再生される場合を除き，大気中への拡散も，地表への排水や廃棄物処理も，すべて最終的には環境中へ放出されるものとして扱われています．そうしますと，トリクレン
は，実に80〜100％，パークレンは80〜95％のものが環境中に放出されているという結果がでております．
それで，いま日本で，仮に80％のトリクレン（約5.5万ｔ）が環境中（大気中）に出ているとすると，雨水の中に含まれる濃度はどれくらいになるか，それを計算してみました．この試算
では，大気中のトリクレン濃度が平衡状態に達URBAN KUBOTA NO.27｜32注2＝藤縄克之・籾井和朗・神野健二（1987）：地下水学会誌，第29巻，第4号，pp.153〜159

していて，5.5万ｔがすべて雨滴に取りこまれ，るわけですが，オランダでの調査によれば，雨るわけですから，それが少しづつ水に溶け込ん

国内に降下したとします．すなわち，日本全土の中のトリクレン濃度は，最大値が降り始めのできて，やがて広域的に汚染が広がっていく．

に降る総降雨量から，蒸発散と洪水流出により雨水で検出されて10μg/ℓ，平均では0.15〜1.0

この模式図には，地層中における有機溶剤のこ失われる分を差し引いた残りの水，約2,200億

μg/ℓ程度であることがわかっています．このうした挙動がわかり易く描かれています．（こm3 に5.5万ｔのトリクレンが一様に混ざるとしことから，オランダでは，地下水中のトリクレの図も，すでに1981年に発表されております）．

ますと，その濃度は，0.25ｍｇ/ℓ，飲料水の水質

ンの濃度が１〜10μg/ℓ以下の場合は，雨水起したがって，トリクレンが多くの深井戸から検基準の８倍にもなるのです．このように，ちょ源によるきわめて広域的な汚染の可能性が強く，出されてくるのも，これは当然のことで，広域っと視点を変えてみますと，いま日本で年間に10μg/ℓを超える場合は，工場などからの直接にわたり，深層の地下水まで汚染してしまうの使われているトリクレンの量のすさまじさが実的放出によって起こる汚染であろうと考えられが，この溶剤による汚染の特徴です．

感されてくると思います．もちろんこれらが均ています．なお，この研究が発表されたのは，≪地下水汚染に対する欧米の動向≫

一に溶け込むということはあり得ませんが，そ1981年です．

以上，お話ししてきたことから，有機溶剤によれは年々地下水中に累積したり，あるいは一部≪地層中での有機溶剤の挙動≫る地下水汚染は，日本だけではなくて，アメリ

は大気循環によって他の地域まで運ばれてしま

次にこうした有機溶剤が，大気を経由せずに直カはもちろん，ヨーロッパを含めすべての工業

う点にも留意しなければならないと思います．

接地層の中に入る場合はどうか，図６・１は，国で共通の問題になっていることがおわかりい

1983年に環境庁から刊行された化学物質環境調

西ドイツのシュウイールという人が，地層中でただけると思います．これは，いま国際的にも査報告には，日本上空を覆う大気層の中から17のトリクレンの挙動を模式的に描いたものです．

最優先の問題になっているわけです．それで最種類もの有害な有機ハロゲン化合物が検出され溶剤を貯蔵するときには，普通，ポリタンクな

近，欧米では，地下水汚染の国際学会が方々でたと述べられています．この調査は，北は北海

どに入れて保管しておきますが，それを放置し開催されております．1987年の春にはオランダ

道から前は九州までの12の地点で，日本列島をているケースがよく見られます．そうすると，

で地下水汚染のシンポジウムが行われ，1987年８

網羅するような形で行われたものですが，この長い時間がたつとひび割れが生じたりして，少月〜９月にスイスのローザンヌで開催された国

うち，問題の有機溶剤の検出率と濃度を示した

しずつ溶剤が漏れ始めるわけです．さきにもお際水理学会（IAHR）でも地下水汚染のセミナ

ものが表6・6です．ごらんのように，検出率は話ししましたシリコン・バレーの地下水汚染も，ーが企画され，21編の研究報告があり，活発

トリクレン81.5％，パークレン99.1％という非

実は廃液貯蔵タンクにひび割れがあって，そこな討議が行われました（注２）．また最近，オラ常な高率で，その濃度も，両物質ともに0.01〜

から地下水中に漏れ出たんだということがわか

ンダのエルゼビアという有名な出版社が「コン1.5μg/ℓという高い濃度を示し，日本上空の大っております．

タミナント・ハイドロジー」という新しいジャ

気が，これらの物質によって予想以上に汚染さそうすると，先ほど述べましたように，有機溶

ーナルを発行しました．これは，いわゆる汚染

れていることがわかったわけです．なおこの表

剤は，密度が非常に大きくて粘性が小さい，で水文学―汚染物質が水文循環の中でどのようには，西ドイツのミュンヘン及びその近郊で，すから，砂とか，礫とか，溶液を通しやすい地

なところからどのように入り，どういうメカニ

1981年に調べられたパークレンの大気中の濃度

層中では，どんどん下方に浸透していく．そしズムで動いているのか，そういうことを，いろものせてありますが，その濃度は，郊外で0.001て基盤岩や難浸水層につきあたりますと，一応，んな分野の研究者間で情報交換する雑誌であり

μg/ℓ，市の中心部で0.005μg/ℓ，最大値が0.174

鉛直方向の進行はそこでストップする．その基

ますが，そういうジャーナルがすでに生まれる

μg/ℓであります．

盤岩にもし傾斜がついておれば，その傾斜に沿ほどに，この汚染は，国際的に非常に大きな関こうした大気中の有機溶剤は，雨滴に取りこまって今度は横方向に流れ始める．この溶剤は水心事となり，問題になっているわけです．こうれたり，あるいは直接降下して地表面へ到達すには溶けにくいのですが，やはり幾らかは溶けした欧米の事情からみますと，同じ問題を抱え

表６･５−日本および西ドイツにおける有機溶剤の使用量と環境への放出率

図６･１−有機剤の移動パータン

表６･６−大気中における有機溶剤の濃度

URBAN KUBOTA NO.27｜33

注3＝有機塩素化合物PCBによるカネミ油症事件を契機に,昭和48年10月に,化審法「化学物質の審査及び製造等の規制に関する法律」が制定され,難分解性,
高蓄積性,長期毒性のある化学物質は,特定化学物質に指定され,事実上,その製造・輸入が禁止されることになった.クロルデンも生物モニタリングの対象物
質となっており,昭和57年から日本全国16地域で実施された精密環境調査の結果,広範囲にわたる地域の底質及び魚介類や鳥類からクロルデンが検出されたため,
昭和61年9月に特定化学物質に指定された.

ながら，日本では，まだ関心があまり高くない

このときにも肝炎ウイルスが地下水中に入ってろいろと知られておりまして，そのため，こうように思われます．それで私たちも，水収支研

汚染し，病気が広がってしまったのだろうといした冨栄養塩類による地下水の汚染に注意す究グループや応用地質研究会などを母体として，われております．

る必要があります．

新しく地下水問題研究会を結成し，数年前からそれから，合成有機化合物，このうち，有機塩≪身近にもある汚染源≫

地下水汚染に関するシンポジウムを開いたりし素系化合物には，有機溶剤をはじめＢＨＣや

最後に，汚染源について簡単に述べます．汚染て勉強しております．その結果，情報交換の輪

ＤＤＴなどの農薬，あるいはＰＣＢなどがあり物資がどういうところから広がるのかを調べても次第に広がっております．しかし全般的にみます．最近，九州でシロアリの駆除剤にクロル

みますと，これは実にさまざまなケースがある

れば，研究者レベルでも，行政サイドでも，まデンという化学物質が使用され，それが地下水

わけですが，まず，廃棄物の不法投棄があげらた一般市民の意識という面でも，この汚染に対を汚染し，非常に大きな問題になりました．いれます．これには１つの町が潰れてしまったとする取り組み方や認識の度合いが，外国と比べまは使用禁止になったこの駆除剤も同じ部類にいう例さえあります．それは，アメリカのナイてまだまだ低いように思います．この汚染が，入ります（注３）．このほか表に示したように，

ヤガラの滝の近くにあるラブカナルという町で，なぜ，国際的な大きな問題になっているのか，

合成有機化合物には，地下水を汚染する物質が1978年に起きたことです．ここでは，科学薬品

その背景には，これが国際的に共通した問題で数多くあります．

の大手メーカーが自分の所有物である運河を埋あるというだけでなく，汚染の機構が明らかに

次に放射性物質，このうち，ウラン鉱山発掘中

め立てて，そこに廃棄物を投棄していたのです

なるにつれ，ちょっとオーバーな言い方をすれに放出される226Ｒa（ラジウム）を除いた他の５が，その中に，ダイオキシンほか10数種類の化ば，この汚染が地下水資源を全面的に破壊してつの核種は，いずれも原子力発電に伴って生成

学薬品が含まれていました．それがある年に大しまうのではないか―そういう危惧の念が，されるものです．なお，3Ｈ（トリチウム）は地

雨が降り地下水が上ってきて，黒ずんだ水が地129

欧米の研究者などの間に高まってきているよう

上核実験によっても生成されます．

Ｉ（ヨウ

表へしみ出してきました．この黒ずんだ水に何に感じられます．

素）は，ソ連のチェルノブイリ原子力発電所のが含まれているのか調べたところ，史上最強の②ローカルな地下水汚染事故の際問題になりました．これらの放射性核劇毒物といわれるダイオキシンが出てきたわけ≪地下水汚染をもたらす物質≫

種のうち骨を構成しているカルシウム（Ca）とです．それで大変な問題になって，その一帯は90

有機溶剤については，大体以上のようですが，同じイオン半径を持つ Ｓr（ストロンチウム），

永久に住めなくなってしまいました．現在も立地下水を汚染する物質は，このほかにもたくさ

226

ち入り禁止になっているはずです．

Ｒa（ラジウム），239Ｐu（プルトニウム）は骨129んあります．これらの汚染物質を分類してみま

格に，またＩ（ヨウ素）は甲状腺にとり込ま

こうした大規模なものではないにせよ，廃棄物

すと，表6・7のようになります．このうち重金

れ， 3Ｈ（トリチウム）や 137Ｃs（セシウム）はを不法投棄したために生じた地下水汚染という属は，地層中では可溶性のイオンとして存在し血管を通して全身に送り込まれます．こうしたのは，日本でもずいぶんと見られます．廃棄物

たり，あるいは粘土鉱物や有機物に吸着された

放射性同位体が人体に与える影響のすさまじさの処理及び清掃に関する法律（通称，廃棄物処り，また硫化物のように難溶性の化合物としてについては，よく知られているとおりで，こう理法）をおかして検挙される悪質業者が後を絶沈澱するなど，その挙動はきわめて多様です．

した物質により地下水が汚染されないように厳たないというのが日本の現状です．また工場な工場からの廃棄物や廃液，あるいは鉱山廃水なしい注意が必要なのです．

どでも，自分のところで出した廃液を処理し切どには，しばしばこの種の重金属類が含まれて最後は無機態富栄養塩類，このうち無機態窒素

れずに，困って地下にこっそりと流し込んだりいて，地下水を汚染することがあるので注意をは，亜硝酸態窒素や硝酸態窒素，あるいはアンというような事件が後を絶たないわけですが，要します．

モニア態窒素など，いろいろな形態で地下水のやはりこういうことが，非常に大きな汚染源に次の病原性微生物による地下水汚染というのは，中に含まれており，環境庁の全国調査でも最もなっているわけです．

これは大変古くからあるのだろうと思います．

高い検出率を示しています．なかでも硝酸態窒

廃棄物の埋め立て地も汚染源になる可能性があ

例えば昔，どこそこの奇病などといわれて原因

素は地下水中で移動しやすく，これが高濃度にります．廃棄物には，日常生活で出てくる一般

不明の病気が発生したというような場合も，恐含まれていると問題を起こします．例えば，牛廃棄物と，産業廃棄物との２種類がありますが，

らくこうした微生物が地下水中に入って汚染をなどに高濃度の窒素が含まれた水を与えますと，

そういう廃棄物をどこかに埋め立てる．その埋引き起こしたのであろうと考えられます．ある腰を抜かしてしまうというような病気にかかっ

め立て地の上に雨が降りますと，そこから浸出地域で急性肝炎が蔓延したことがありましたが，てしまう．これと似たような病気はほかにもい液が出て，その浸出液が地下水を汚染する，そ表６･７−地下水汚染物質の分類

ういう可能性があります．
し尿浄化槽に亀裂が入っていたために，そこから病原性微生物が地下水中に入って，飲み水が汚染されるということも実際に起きております．
それから，地下水というのはほとんどの場合，河川や湖沼とつながっていますから，そうした
地表水に高濃度の汚染物質が流れ込んできます

URBAN KUBOTA NO.27｜34

と，それが地下水を汚染することもあります．

⑦地下水資源・その保全と恒久的利用のためにんですが，その意味は，１つは，地下水汚染が

また，工場のばい煙や車の排気ガスなどにより―水資源の確保と健全な地盤環境の維持―発生したときに，これを正面からきちんと解決

大気中の窒素酸化物や硫黄酸化物が増えてきましようとしないで，代替水源に転換することですと，それが酸性雨となって地上に降り注ぎ，柴崎

地下水汚染への取組みが，日本ではなぜ問題をすりかえてしまう．そのために，南関東

浅層地下水のｐＨが低下する例も知られていま遅れているかというと，一番大きな問題は，地などでは，社会的に隠されてしまうという傾向

す．土木工事の地盤改良剤というのも以前問題

下水に対する価値観が非常に薄くなってしまっをおびるんです．

になったことがあります．注入された地盤凝固

たからなんです．外国では，どこの国だって地

それともう１つ重要なことは，従来の公害対策剤が地中で十分に固化しないまま残留したり，下水は貴重な水源として非常に大事にされていでは，大気汚染や水質汚濁の防止対策にみられ流動したりして地下水を汚染し，汚染された井ます．日本でもかってはそうだったし，いまでるように，汚染物質が気圏や水圏へ排出される

戸水を飲用した人々に，健康障害を発生させたも地域によっては大切にされていますが，一般のを防いでいるわけですが，地圏への排出規制という事件が何回か起きています．

的には，地下水がだめなら地表水を利用しようというものがない，ですから公害問題がおきてそれから，農薬による地下水汚染では，その一という，こういったきわめて安易な考えで対処

以来，気圏や水圏への汚染物質の排出量が減少

例としてホノルル周辺で起きた事件があります．

しているわけです．

しているのとはうらはらに，地圏への汚染物質

土嚢中の害虫を駆除するために，ＥＤＢというその結果，多くの地域で地下水を水資源としての排出量が増え続けてきた．そのために，貴重物質を高圧で地下注入した．使用基準はあったは認めず，地下水を使わなくなった．そうなるな水質源を生産し，貯留している地下水盆の上と思うのですけれども，農家の人は一々そういと，地下水を使わないから，地下水に対してはに，地下水汚染につながる多くの廃棄物が投棄うのを見て，その基準どおりにはやらなかった

みんなが無関心になってくるし，無関心ですか

され続けている．だいたい地下水汚染というののでしょう．それが地下水中に入って，ハワイ

ら，地下水汚染に対して真剣に取組むこともな

は，流出速度の速い局所的流動系でも，地表水の非常に重要な飲料水源が汚染され，その結果，い，自治体などのごく一部の関係者が，ただ息にくらべればその流れの速度がぐんと遅いので，その地域の人たちは，地下水を飲料水源としてをつめて心配しているだけなんです．ですから，

すぐには拡散されず，汚染濃度もなかなか低く使うことができなくなってしまったということ

ことはトリクレンだけではなく，藤縄さんのいならない．そして汚染水塊や汚染土壌の処理費です．なお，放射性廃棄物については，現在もわれたローカルな地下水汚染もまた広く静かにも，その対策が遅れるほど，費用がより膨大に安全な処理・処分法が検討されている段階です

進み始めている．

なるんです．ところがこうした事態も，直接的が，これらが地下水中へ浸出することのないよ

これが昔だったら，自分の家の前につるべ井戸な被害がでなければ社会的に問題にならない．

う厳重な注意が必要です．地下水汚染の概略は，があって，例えばそこに油が浮いてでもいよう

それで，この汚染は，地下に隠された公害とし

大体，以上のようなことになるかと思います．

ものなら大変な騒ぎになっている．このようにて徐々に広汎に進むことになります．

編集

一般の人の間に，地下水に対するありがたみがこうした事態が続けば，やがては地下水資源は

経年変化が観測された例はありますか．

ゆきわたっていれば，地下水の汚染がおきれば本当に使えなくなってしまい，ひいては，水資

藤縄

地層中におけるトリクレンの汚染濃度のトリクレンによって浅井戸と深井戸の両真剣に取組むことになる．しかし今では，みん源全体の問題として必ずはね返ってきます．で方が汚染されたところで，汚染土壌を除去したな井戸にふたをしてしまって地下水を使わない．

すから，事態をこうした方向から，別の方向へ，

あとの追跡調査例があります．それをみますと，使わないからその貴重さがわからない．水道の地下水を利用することによって地下水の汚染を深井戸の方はほどんど濃度変化がみられないの

蛇口をひねれば水がすぐにでてくるので，そのくいとめ，恒久的に地下水を保全・利用する方に，浅井戸の方は濃度が激減したという結果が水がどこから運ばれてくはかは全く関心がない

向へと，きりかえていくことが急務になっていでています．だいたい，地下水中の有機溶剤濃わけです．現実には，その水は，上流へ上流へるわけです．地下水を利用することになれば，度がＷＨＯのガイドラインを越えるような高濃とダムをつくって，そこから運んでくるのです

そのためには，どうしても地下水盆のカルテが度の汚染は，溶剤廃液そのもの，あるいは高濃が，今ではそのダムをつくるには余りにも水の必要となりますから，そのことが健全な地盤環度の溶剤を含む排水が，直接，地下に浸透したコストが高くなってきて，安易に地表水に頼る境を維持することにもつながるのです．また，ために生じるのでしょうが，そうしたところでわけにもいかなくなってきている．

地下水盆上の地形というものも，地下水汚染がは，土壌中の間隙には溶剤の一部が残留し，雨ところが一方では，良質で安価な地下水は使わ

広域的に広がりやすい場所もあれば，比較的局が降って浸透水があったり，あるいは地下水面

れず，水質源としては放棄されている．この間

所的に止まる場所もあって実にさまざまです．

が上昇したりするたびに，地下水中の溶剤濃度に，汚染は徐々に進んでいるわけです．このよ

地下水汚染のおこる可能性の高い施設を，前者が高くなる．そういうことが考えられます．でうに地下水というのは，使わなければ汚染を防のような場所に設置するのは論外のことです．

すから，地下水汚染が判明したら，早急に汚染げないし，保全もできない．その意味では，まこうした施設は，地下水の流れとは無縁な場所

源をつきとめ，汚染源に対する適切な処理を行

づ地下水を使うことが，汚染に取組み，これをにおく方が安全性が高く，これからは土地利用うことが，地下水汚染対策の最も効果的な方法

防いでいくための第一歩なんです．

と思います．

楡井

私は以前から，地下水汚染を「かくされた公害」と呼んで，対策の重要性を訴えているにさいしては，そうした配慮も必要になります．
編集

残念ながら時間がなくなりましたので，この辺で終ります．長時間，有難う存じました．

URBAN KUBOTA NO.27｜35

関東前面弧盆地−関東地下水盆の形成史−
楡井久＝千葉県水質保全研究所地盤環境研究室長・千葉大学講師①海盆から生れた世界でも特殊な平野

ウト列島，また南方には，伊豆・小笠原列島と(図1)．この地震帯も，島弧・陸弧，海中平野，

日本列島に分布する平野のなかでは，ずば抜けいった島弧，さらに太平洋の北方や東方には，海溝と平行して帯状をなし，一般に和達・ベニて大きな面積をもつ関東平野は，学問的には，島弧と同じ形成過程をもつアラスカ山脈やアンオ フ 地 震帯 に地 下 80km〜 50km の 深 部 で つき

古くから関東構造盆地とよばれた盆地である．

デス山脈が太平洋側に弓状に張りだして陸弧を当たっている．その様子を，島弧・陸弧，海中

周辺部は山地に囲まれ，その内側に丘陵が顔を形成している．これらの島弧・陸弧には，火山

平野，海溝という3者の平行した並びに対してだし，比較的平坦な台地が中心部にむかって大列が存在する．1986年に大爆発した伊豆大島の直角の断面でみると，震源の分布状況は，ちょきく広がっている．この台地には，中川低地や三原山や1985年に噴火したコロンビアのネバド

うど小文字のｙの字のかたちを示す．そのため

荒川低地などの沖積平野が割りこむように分布

ルイス火山もその仲間で，こうした火山が太平

この地震帯はｙビーム地震帯とよばれる．図4

し，また海岸部には，東京湾岸低地や九十九里

洋をとりまくかたちで分布するので，この火山に示すように，環太平洋地域には，ｙ字の規模

低地などの海岸平野をともなっている．

列は，環太平洋火山帯ともよばれる．

とスタイルは地域によって大小があり，またさ

この盆地はまた，地下水および地下流体資源の一方，島弧の前面には小規模な平野・陸棚と大まざまに変形していても，基本的にはｙ字を刻立場からは，関東地下水盆とよばれる．この地

陸斜面といわれる大規模な海中平野が発達し，印した金太郎飴のように，島弧と海溝間にある下水盆は，現在，豊富な地下水を生産し，天然

そのさきは，海溝へとつながっている．島弧や大陸斜面の地下深部には，このｙビーム地震帯

ガスなどの地下流体資源を大量に貯蔵している

陸弧に発達する火山列から海溝までの距離は，が必ず顔をだすのである．

点で際立っている．

ふつう数100km であるが，まれに1,000km にさて，関東平野下の震源分布をみると，和達・

以上のような関東平野の諸特徴は，この盆地が及ぶこともある．このように，弧状になっていベニオフ地震帯もあれば，Ｋ･Ｓ・Ｔ地震帯も存

当初，海盆として発達し，それが地史的過程をるのは島弧のみでなく，海中平野である大陸斜在する（関東地震などは，相模湾沿岸のＫ・Ｓ・経て広大な平野へと姿を変えてきたために備わ面と海溝との3者が，平行になって，太平洋にＴ地震帯の浅部で発生したものと考えられていったもので，その意味では，この平野は，世界

面して弓状に張出し，それらが互に連なって，る）．もちろん，この両者はｙの字をなし，図でも珍しい生いたちをもつ特殊な平野である．

太平洋の周囲に環状に発達しているのである．

2にみるように，東北日本弧や伊豆・マリアナ

そのため，この平野は関東海盆とも，さらには

そしてもう１つ，この3者に付随しているもの

弧と平行するｙビーム地震帯に連なっている．

その海盆の性格から，関東前面弧盆地（関東前に地震帯があり，それは，環太平洋地震帯とも

すなわち，地震地質学的観点からみた関東平野

弧海盆）ともよばれる．さきに第１章第２節で呼ばれる．この地震帯の震源分布をみると，球の性格は，まさしく海中平野なのであって，そは，地下水流動系に関連して関東地下水盆の形状の物体に鋭いナイフで斜めに深傷をつけたよ

れは，北上沖・阿武隈沖の大陸斜面下にある海成史について触れたが，本来，その形成史は，

うに分布し，その深さは地下400km以深にまで盆や，西南日本沖にある室戸海盆・熊野海盆な堆積盆の構造発達に関する地質学的事実の裏付も達する．しかもその傷口は，必ず海溝の少しどと地質学的には同じ成立過程をもっているの

けなしには語り得ない．そこで本章では，関東内側からのびているのである．このように，海である．そして，このような島弧と海溝間にあ前面弧盆地の地質構造的特性とその発達につい溝の内側から島弧や陸弧の地下深くまで分布する平野（盆地）が，一般に前面弧盆地と呼ばれて述べる．

る震源地帯は，和達・ベニオフ地震帯と呼ばれているのである．和達・ベニオフ地震帯とＫ・②環太平洋地域の大地質構造ている．

Ｓ・Ｔ地震帯からなる器は，地質学でいわれて

本州中央部，第四紀火山列の東側に，太平洋にまた，島弧の火山列付近の地表近くからは，和いる地向斜の一種なのであろう．

接して存在する関東平野は，世界的視野からみ達・ベニオフ地震帯に突きあたるように，もう

しかし，プレートテクトニクスの考えから関東ると，環太平洋地域に属する．

１つの地震帯が発達している．この地震帯は平野下の震源分布についてみてみると，和達・

環太平洋地域には，日本列島・千島列島・アレ

Ｋ・Ｓ・Ｔ地震帯と呼ばれている(楡井，1982)

ベニオフ地震帯は太平洋プレートの沈みこみ，

図１−ｙビーム地震帯

図２−日本列島中央部にみられるｙビーム地震帯の分布

図３−DICKINSONとSEELYの前面弧盆地概念図

URBAN KUBOTA NO.27｜36《図４の引用文献》
a･b＝ GRange f., et al(1984)： Jour.Geophys.Research,89,B7,Fig 2a(p.6142)
c＝ L.VICTORIA LEFEVER et al.(1985)： Jour.Geophys.Research,90,B6,Fig 6(p.4503)
d･e＝ JACOB.K.H. et al.(1977):Maurice Ewing
Series １，AGUFig2(p.246)
f＝ ENGDAHL E.R. et al.(1976):AGU Monograph

Ewing Symposium，Fig 4 (p.264)
g＝鈴木貞臣他(1981):地震予知連絡会報,25,p.８
h＝津村建四朗(1973)：地質学論集,20,p.７〜20
i･j＝ KATSUMATA M. et al.(1969):Jour.Geophys.
Res.,74,5923〜5948
K＝山崎文人他(1985):地震2,38,p.193〜201
I＝岡野健之助(1978):地震2,31,p.63〜72※＝太田,(1987):科学,57,5，図1(p.313)より

Ｋ･Ｓ・Ｔ地震帯はフィリッピン海プレートの沈Fore-arc（前面弧）を定義して，火山列の軸部

その形態的面をみると，プレートテクトニクス

みこみの証拠とされている．ところが，さきにから海溝前面の海溝膨までとし，また火山列のの立場とは逆に，大陸側や島弧側からの突き上

みたように，関東平野下のフィリッピン海プレ軸部より背後を Back-arc（後背弧）とした．

げの結果としてみても十分説明が可能である．

ートの証拠とされるＫ･Ｓ･Ｔ地震帯は，伊豆・そして前面弧盆地を4つのタイプに分類し，(1)

いずれにしても，沈み込み複合体の内部の実態

小笠原諸島の島弧および東北日本弧からアラス

intramassif basin. (2)residual basin (3)accre-は不明であるが，このような深部構造の不明確

カ半島の地下にまで認められる．したがって，

tionary basin. (4)constructed basin としたな前面弧盆地にあっても，前述のｙビーム地震

関東平野下にあるフィリッピン海プレートはア(図３)．(1)は島弧塊の上に地層が不整合をもっ帯だけはその存在が確実である．したがってこ

ラスカにまで延びることになってしまう．そして堆積している盆地．(2)は地層が，沈み込み帯

こでは，ｙビーム地震帯の上に発達している前て，主に地震帯で区分されるフィリッピン海プと島弧塊間に捕獲された大洋地殻あるいは漸移面弧盆地を，主前面弧盆地と呼ぶ．もちろん，

レート・ユーラシアプレート，そして北アメリ塊の上に堆積している盆地．(3)は沈み込み複合

関東平野もその例外ではない．

カプレートまでが一枚のプレートになってしま

体の上に形成された盆地．(4)は変形した沈み込

さらに付け加えるならば，Ｋ･Ｓ･Ｔ地震帯こそうのである．このように，人間の目で直接に観み複合体の地層(外側)と島弧塊(内側)が接する

が，前面弧盆地の深部構造を解き明かす鍵とな察し得ない地球の地下深部については，まだい構造線が基盤に認められる盆地である．さらにっているように思われる．和達・ベニオフ地震

かにも不明な点が多い．プレートテクトニクス(5)として，composite basin，すなわちさきの4帯は，グローバルな観点からみるならば，大洋

も一つの考えでしかないようである．

つのタイプが組み合わさったケースを示してい地殻と大陸地殻の境界部付近に存在することは③前面弧盆地とｙビーム地震帯

る．このようなプレートテクトニクスからの分事実である．一方，島弧と海溝間に認められる

前面弧盆地について，大地質構造単元からみた類に従って関東平野を区分するならば，それはｙビーム地震帯のＫ･Ｓ･Ｔ地震帯は，上部和達

定義をみてみると，過去から，interdeep (Bem

2・4のタイプか 5のタイプになるだろう．

・ベニオフ地震帯と対置したかたちで存在してmelen，1949)，outerarc basin (Hamilton，しかし，こういったモデルでは，沈み込み複合いる．このようにみてくるならば，Ｋ･Ｓ･Ｔ地

1973)，Fore-arc basin (Seely et al.，1974)

体にともなう大洋地殻の実態が不明であり，ま震帯の両側では，なんらかの物質的相違が存在などがある．これらはいずれも火山列島の沿岸

た沈み込み複合体と島弧塊との接触部の構造もすると考えるのが常識的なところであろう．もから構造的高まりの内側・直上にかけての海中

きわめてあいまいである．この点は，綿密なし，それが事実であるならば，ｙの字に挟まれ平野や海盆である．一方，Dickinson と Seely

Dickinson らのモデルでも同様である。沈み込た主前面弧盆地の基盤は，固有の物質からなる（1979）は，プレートテクトニクスの観点から

み複合体は，海溝陸側斜面部に認められるが，であろう．

図４−太平洋をとりまくｙビーム地震帯

URBAN KUBOTA NO.27｜37

④前面弧盆地形成の問題

二ーが多く発見されている（図4）．こういう図にみるように，その地形は山地縁辺で急激に前面弧盆地の形成は，火山列をともなう島弧・現象は，島弧・陸弧形成時からの地下水の地史

落ちこみ，最深部では3,500ｍをこえる．その陸弧および海溝の成因に深くかかわっている．

的流動系に関係していると考えるのが自然であ底は階段状をなして平たく，平野全体に広がっこれらの成因については，プレートテクトニク

ろう．一方，これらの過程はまた，島弧・陸弧ている．そしてこの底面は東方に開いていて，スの観点からは，大洋地殻が，大洋側から島弧の背後に盆地や海盆を形成するが，その基底にその延長部は大陸斜面へとつながっていく．こ・陸弧下へ沈みこんだために生じたとされるが，大洋地殻やそれに近い物質が露出するといったうした基盤地形の特徴は，この平野の海盆的性

他方，それとは逆に，大陸側の上昇や膨張にと考えは短絡すぎることであろう．

格をよくあらわしており，また関東平野に広いもなって，島弧・陸弧が大洋地殻の上にのし上⑤関東平野の底台地が分布する要因の１つともなっている．

がったために形成されたとする考えがある．後平野の底をかたちづくる先第三系基盤は，西南⑥前面弧盆地の発生者の立場としては，Suzuki et al．(1978)，藤田日本の岩石区と同じく，北から南へ領家帯・三約２千数100万年前頃，新第三紀中新世に入る（1979），南雲（1981）などがある．筆者は，後波川帯・秩父帯とが分布し，各帯は，ほぼ北西と，環太平洋の大陸縁辺部の内海などでは，広者の観点を支持し，次のような仮説で考えていから南東に帯状にのび，そして房総半島北部で域にわたり激しい海底火山活動が発生し，そのる．すなわち，大陸地殻と大洋地殻が異なるよ方向を北東に変えることが地質ボーリングの結地体構造に大きな変化があらわれてくる．いわうに，その下のマントル物質もまた異なると思果からも明らかにされている．さらに，これら

ゆるグリンタフ変動である．

われるが，ｙビーム地震帯を境にしても，左・に平行してその南側には，四万十帯北帯および関東地方周辺では，主として２つの系列からこ右および上方では，それぞれ物質が異なるので

南帯が分布することが推定されている．一方，の大変動の洗礼をうける．１つは，本州を縦断あろう．ここでは，大洋地殻下のマントルをＡ

これらの方向に平行して関東平野の中央部には，するフォッサマグナ地域から伊豆･マリアナ弧

マントル，大陸および島弧側のマントルをＢマ

中央構造線も存在している．詳細は，アーバンへつながる系列で，丹沢山地から伊豆半島にわントルと呼んでおく．そして，地震帯深部会合・クボタ誌Ｎo.18号に述べられている.なお，たる地域，他の１つは，東北日本弧につながる帯付近は，地質区分の中央構造線的な意味をも従来の地質ボーリングの試料では，三波川変成

系列で，群馬県西部から栃木県西部にわたる地

つものであろう．また，ｙビーム地震帯の直上帯が東京湾奥の船橋付近以北に分布しているこ域，こうした地域が激烈な火山活動の場と化しは仮りにＣマントルと呼んでおくが，後述するとはよく知られていたが，その南限にあたる秩て，数 1 , 0 0 0 ｍに及ぶ火山性砕層物を主体とし関東前面弧盆地の地震時の揺れかたからも理解

父帯との関係は不明であった．最近，東京湾のた厚い地層を堆積する．そしてこの場は，ひきできるように，この部分はいわゆるマントル物

埋立地（旧ヘルス・センター内）にあった天然続く隆起（後述）によって地形的高まりをみせ質とは異なるようである．

ガス抗井ボーリングの基盤試料から,地下2,300

始め，関東平野の西縁部および北縁部を形成す

み

か

ぶ

これらのうち，大陸側深部のＢマントルの膨張

ｍに御荷鉾帯の岩石が存在することがあきらかることになる．

とそれにともなう突き上げによって，島弧・陸になり，秩父累帯が東京湾奥の地下に存在する

一方，この地域より東側は，比較的穏やかな非弧が大洋地殻の上にまで張出し，そして島弧・確実性をたかめた．

グリンタフ地域として，広大な海域を東方にひ

陸弧が弓なりの形状を形成したものと思われる．

図5は，地質ボーリング・人工地震観測・重力

ろげ，厚い海成層を堆積する．なかでも，房総この過程で，島弧・陸弧〜海溝の間に前面弧盆測定などの手法で調べられた基盤の深度分布で半島中央部から三浦半島にかけての地域と，前地が形成されたのであろう．最近，深海潜水艇

ある．つまり，新第三紀以降の地層をすべては橋からのびる利根川中流地域などには，とくにによって海溝陸側斜面にシロウリ貝などのコロぎとってみたときの関東平野の底の姿である．

厚い地層が堆積する．

図５−先新第三系基盤岩の等深度線図<単位：ｍ>

図６−船橋地下2,113ｍ付近に産出する浮遊性
有孔虫の生存期間<Blow 1969より作成．八田ら，1978>

図７−黒滝不整合の等深度線図<単位：ｍ>URBAN KUBOTA NO.27｜38注 １ ： ① Basal Faunule・ ② Bulimina aculeata
Zonule・ ③ Bulimina nipponica Zonule・ ④ Stilostomella lepidula s．ｚ．Zonule・⑤ Bolivia
Zonule・ ⑥ Bulimina aculeata Zonule・ ⑦ Uvigerina akitaensis Zonule・ ⑧ Lower Kokumoto
Faunuleそしてグリンタフ変動が終息し，やがて鮮新世

1982)．こういったことから，船橋での基盤直査も行われ，この不整合に関する情報量も多くの頃になると，海進を伴う広域的な隆起運動の上の基底礫は，千畑礫岩層の層準に対比するこなってきている．図7が地表地質の資料と地下幕が切って落とされ，島弧と海溝および大陸斜とが可能である．一方，地表地質からみると，地質資料の両者より作成した黒滝不整合の基底面の本格的な発達がみられるようになる．いわ稲子沢泥岩層・清澄層・安野層が堆積しており，等深線図である．

ゆる島弧変動である（藤田，1970）．関東前面

これらの地層はいずれも，千畑礫岩層の層相よ

次に，黒滝不整合形成時の古地理であるが，房弧盆地の発達もまた，この変動と共に始まる．

りも深い海の堆積環境を示す．したがって，船総半島を東西に横断する上総丘陵の清澄背斜や≪前面弧盆地発生期における基盤直上の地層≫

橋の地下における黒滝不整合までの地層も１つ

嶺岡隆起帯を形成した運動は，後に述べるよう関東平野の地下地質では，基盤直上の不整合やの海進の過程で堆積したものであろう．なお，に，関東前面弧盆地の内側に古東京湾が形成さその上の地層の堆積環境が，地表地質との関係

地表における千畑礫岩層の基底から黒滝不整合れるまでは，顕在化していなかったものと考えにおいてあきらかにされた地域は殆んどないが，までの層厚に比較すると，船橋の地下のそれはられる．

船橋の地下地質では，そうした関係が明らかに

薄い．

≪大陸斜面下に堆積した上総層群≫されている．ここでは，三波川変成岩の基盤上⑦大陸斜面下の前面弧盆地

黒滝不整合は，海盆の隆起に伴って形成されたの2,139ｍ 付 近には，基底礫と思われる細礫が≪黒滝不整合≫鉋削り不整合である．そして上総層群の大原層存在し，基盤より26ｍ上のシルト層（深度：

三浦層群と上総層群を分ける黒滝不整合は，地堆積期ころまでは，一定の浅海域であったが，

2,113ｍ）における浮遊性有孔虫と低棲有孔虫

表では，房総半鳥・三浦半島に分布（小池，房その後，上総海進とよばれる1,000ｍ 以 上 にもの分析・解析結果が報告されている（八田・前総研究グループ，石和田など）し，多くの場合およぶ大規模な海水準の上昇（Ｈoshino，1975）

かんな

田･楡井，1978）．それによると，図6に示す

緩やかな傾斜不整合で，いわゆる 鉋 削り不整合があり，柿ノ木台層堆積面（東京湾不整合層準）ように，140個体，10種の浮遊性有孔虫が見いである．これらの地域にみられる不整合は，オのレベルに達したものと思われる．

だされた．これらを Blow（1969）の浮遊性有ンラップ現象（後述）を伴い，主として海域でこの現象を説明する事実は多数存在する．石和

孔虫の生層序表に対比すると，Ｎ17〜Ｎ19にか形成されたもので，この時期に三浦層群の隆起

田ら（1962，1964），樋口（1964），菊地（1964）

けては，清澄層から安野層にかけてである．しと共に，海進のあったことを示している．

は，南関東天然ガス田の開発に伴う各天然ガス

たがって，2,1 39ｍ か ら 2,11 3 ｍ付近に分布す

一方，関東平野の西縁では，時期は多少遅れる

坑井のボーリソグ地質コア・カッテング中の低る地層が，三浦層群上部の清澄層から安野層にが，黒滝不整合は縁辺高角不整合として明らか

棲有孔虫化石に関する分析を精力的におこない対比され，後期中新統から前期鮮新統というこにされている（藤田ら，1978，竹越ら，1979）．

多くの成果をあげた．これらの成果によると，とになる．

すなわちこの時期に，山地地塊がはげしい断層

上総層群中の大原層から国本 層下部までは８また底棲有孔虫の分析結果や，浮遊性有孔虫含運動を伴いながら隆起し，前面弧盆地の西縁のZonules に区分されている（注１）．このうち，有率が非常に低いことから，当時の堆積環境

輸郭が形成されたのである．

１から６までの Zonules は，200ｍから2,000は相当浅い海であったと推定される．房総半島

地下での黒滝不整合は，上総層群と三浦層群とｍ付近までの幅のある水深を示し，黄和田層にの地質露頭において，この時代で同じような堆の層相の相違（例えば，基底礫層の存在，上下相当する Ｂulimina nipponica Zonule が最も積環境を示すのは，稲子沢泥岩層（天津泥岩層層の層相変化，上下層の物性的相違），有孔虫

深い海の堆積環境を示す．そして，上位の Zon-の西側への漸移層）下の千畑礫岩層が相当浅いの化石帯などからみた時間的間隙などを決め手

ule になるにつれて，深度を減ずる傾向を示し海であることが知られている（石川，八田ら，として決定されている．最近は，海底の音波探ている．梅ケ瀬層上部の層準に相当するＵvi-

図８−船橋地下の模式地質層序<楡井，1981>

図９−房総半島の第四紀層序

こくもと

き

わ

だ

図 10−黒滝不整合等深線･上総層群と Bulimina
nipponica Zonule（黄和田層の層準）の分布

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gerian akitaensis Zonule は，200ｍから500央部に発達する市宿層などの層準に対比可能でｍといった深度の大陸斜面上部の環境であったある（楡井，1981）．(図８，図９参照)．

が発達するものの，その堆積環境も比較的浅く，と思われる．そして，国本層下半部の層準に相船橋地下の上総層群の堆積環境は，船橋Ａシル

Bulimina nipponica Zonule の 発達 はみ ら れ

当する 8 Zonule は，大陸棚縁辺付近の環境をト層から船橋Ｂシルト層下部付近までは大陸斜ない．したがって，黄和田層の水平的な層相変示すものであろうと考えられている．

面中部のそれで，その後，浅海化の傾向を辿り，化は，上総海進時の堆積盆地の形態に大きく規

一方，樋口（1964）や菊地（1964）の研究でも，

梅ケ瀬層上部から国本層に対比可能な船橋Ｃシ

定されたものと思われる．

黄和田層は典型的な半深海の堆積物であり，まルト層の堆積環境は，外洋に面した大陸斜面上⑧広域的隆起に伴う前面弧盆地の底上げ

た，梅ケ瀬層から国本層の層準にかけては，浅部または大陸棚のそれであったと推定されてい上総海進後の浅海化は，堆積作用以外に，梅ケ海化への変化があったという共通した見解が述る（八田ら，1977）．そして東京湾不整合の時

瀬層堆積時から進行していた堆積盆地の緩慢なべられている．

期には，陸域から浅海にいたる環境であったと上昇運動が大きく影響していたものと思われる．

さらに，東京湾奥の船橋地下では，深度2,139

思われる．

例えば，梅ケ瀬層と指交の層序関係にある東日ｍの基盤から上位の28層準において地質ボーリ

さらに，房総半島中央部における地表地質の露

笠層の基底にみられる化石海底谷の不整合現象

ング・コアを採取し，各試料に関して，低棲有

頭での低棲有孔虫化石の分析（Ａoki，1968）かと同層内の異常堆積現象（佐藤ら，1957）や，黒滝不整合時の不整合面が浅いため，黄和田層

孔虫化石の分析が行われた（八田ら，1977）．

ら，黄和田層から梅ケ瀬層までの堆積環境は大梅ケ瀬層上半部で浅海化傾向をしめす低棲有孔

この結果や東京湾周辺の地下地質資料（楡井，

陸斜面のそれであるが，そのなかでもとくに，虫化石の分析結果（Ａoki，1968：Itihara et al.，1981）と房総半島中央部地表における上総層群

黄和田層下部の堆積環境は大陸斜面下部のそれ

1973）などは，堆積盆自体の上昇運動を示してに含まれる低棲有孔虫化石の分析結果（Aoki，で，太田代層から梅ケ瀬層にかけての堆積環境いる．しかしこの運動も，基本的には，島弧の1968）などから，船橋地下に発達する地層を，は大陸斜面の中・上部のそれ，梅ケ瀬層上部の広域的隆起に伴うもので，それは，島弧中心部

地表における上総層群の各地層（三梨ら，1959）

堆積環境は大陸棚下部のそれ，国本層は大陸棚と縁辺部とにおいて隆起の格差が顕在化してくと対比すると，船橋Ａシルト層・船橋下部砂層といった環境にそれぞれ堆積したと考えられる

る東京湾不整合期以降にみられる地殻変動(楡

の下部までの層準は，黄和田層およびそれ以下(Itihara et al.,1973)．

井，1981)の萌芽的なものであろう．

の上総層群のそれに，船橋下部砂層上部と船橋

これらの資料は，すべて前述した1,000ｍ以上≪東京湾不整合≫

Ｂシルト層下部の層準は太田代層のそれに，船におよぶ大規模な海水面の上昇と，その後の堆上総層群の堆積盆地，すなわち関東前面弧盆地

橋Ｂシルト層上部と船橋上部砂層の層準は梅ケ

積作用および広域的隆起による浅海化を示してが本格的に底上げされるようになるのは，東京瀬層の下部のそれに，それぞれ対比可能である

いる．ちなみに上総層群中で，最も深い環境で

湾不整合期からである．東京湾不整合は，東京（八田ら，1977）．そして，東京湾不整合直下の堆積した黄和田層にほぼ対応する有孔虫化石帯

湾周辺の地下で特に良く認められるので，そう

船橋Ｃシルト層の層準は，この地域地下の上総( Bulimina nipponica Zonule)の 分 布 と ， 上名付けられているが，これもまた堆積盆内部で層群が一定量の削剥を受けているため，梅ケ瀬

総層群の分布についてみてみると，黄和田層と形成された鉋削り不整合である．

層上部から国本層に対比される．このことは，その相当層は，関東前面弧盆地のなかに広範囲

この不整合は，地表露頭では房総半島中央部の船橋や千葉の地下における古地磁気の測定結果に 発 達 し て い る （ 図 10 ）． そ し て ， Bulimina

東京湾側，すなわち，富津市の東京湾観音直下

からも裏づけられている．さらに，東京湾不整nipponica Zonule も，かなりの範囲に分布すから山砂利採取場・湊川中流域にかけて存在す

合を挟んでその上位の船橋礫層は，房総半島中るが銚子半島から竜ヶ崎を結ぶ線より北側では，る．一見しただけではこの不整合面はわかりに

図11−東京湾不整合の等深度線

図12−関東前 面弧盆地の 底 上げ期（東 京 湾不<楡井，1981>
整合期）の古地理図<単位：ｍ>

くいが，露頭を仔細に観察すると，上総層群中の数枚の火山灰層が，上位の地層により鉋で削りとられたように消減していることで，この不整合が確認できる．不整合直上には，市宿層とその上位の長浜層が発達する．市宿層は一般に砂と細礫よりなり，最大層厚200ｍ，その分布形態は，巨大なレンズ状をなしている．長浜層
は，下位の市宿層を被覆するように分布し，硬質の中礫が主体で，円礫から亜円礫程度の円摩度を示す．
地下に存在する東京湾不整合（図11）は，とくに千葉や船橋の地下で明らかにされており，不整合直上には，市宿層などの相当層である船橋
礫層が発達する．千葉の地下では400ｍ前後の深度に存在する（図15参照）．船橋の地下ではURBAN KUBOTA NO.27｜40

454ｍ の 深度に，上総層群国本層々準の船橋Ｃ⑨干し上り割れゆく前面弧盆地

泉谷泥層が海抜150ｍ以上に分布し，また東京

シルト層が上位の船橋礫層に接している．船橋−古東京湾の形成から関東平野の誕生へ−

湾の東岸に面する市原地域では，この地層は，礫層の層厚は46ｍ，硬質の中礫が主体で，円礫

関東前面弧盆地の上昇に伴う浅海化の進展は，海面下400ｍ以下の地下に分布する（図13）．そから亜円礫が多い．東京湾不整合は，さらに東やがて，盆地内部の地形的高まりや隆起の格差

して，この等深線の形状をみると箱型の盆状を

京の下町から山の手にかけて分布する城北礫層を表面化させ，盆地の様相は一変する．すなわ

示す．さらに，さきほどの東京湾に面する市原の基底にも存在する．

ち，西側の東京湾周辺地域と東側の九十九里沖

地域 の地 下 に は ，泉 谷泥 層 の 上位 に ，7ｍ〜 8

一方，東京湾不整合は東側へいくにつれて不整合との隆起格差を次第に増しつつあった房総半ｍの層厚を示す砂礫層を挟んで Si 泥層が発達合の度合い（地層の削剥量）が次繁に減少し，

島中央部東側は，盆地全体の上昇の過程で，周する．この Si 泥層の等層厚線図（図13）をみ房総半島中央部では不整合関係が消失し，それ辺施域にさきがげてまず陸上に姿をあらわす．

ると，東京湾東岸における市原から千葉にかけ

より太平洋側にかけては，上総層群と下総層群

その結果，関東前面弧盆地は，内陸部と外洋部ての泉谷泥層の深い地域で Si 泥層が層厚を増とは一連のものとなる．すなわち，東京湾不整にいくつかの堆積盆をもつ大きなブロックに割す．このような泉谷泥層の連続性とその上位の合の分布域は図12のようになり，その東端の方れていく．それぞれの堆積盆につもった地層がSi 泥層の層厚変化からみると，古東京湾の形

向は南北性となる．従って，現在の嶺岡隆起帯

下総層群上部である．内陸部の堆積盆は，古東成は，泉谷泥層堆積直後頃から開始されたと考・清 澄背 斜の 東 〜西 方向 と は 直交 して し ま う

京湾で知られる古東京湾堆積盆で，ここに，関えるのが妥当とおもわれる．

（図12参照）．このことは，東京湾不整合期に東前面弧盆地の海の時代は終了し，湾および湖

また，泉谷泥層の変形形態や Si 泥層の分布状は，この地域は，まだ本格的に隆起していなかの時代に移り変る．

態を詳細にみると，泉谷泥層の等深線の分布・ったことを示している．先にも触れたように，≪古東京湾の形成≫

形態は，沖積平野の分布と相関性を示し，また

この地域の本格的隆起は古東京湾形成以降から下総層群を上下に２分するのは泉谷泥層である

Si 泥層の層厚変化も相関性を示す．このことは，始まるのである．

が，この地層は房総半島中央部から北部にかけ

古東京湾形成初期の運動時から，現在の地形を

以上のように，梅ケ瀬層上部から底上げの萌芽て広範囲に分布し，その堆積環境は汽水から淡規定するような，より細分化されたブロック運的現象が認められるものの，比較的安定した上水の状況を示す．地下では淡水成泥層になる場

動の萌芽的現象が，すでに出現していたことを総層群の堆積環境が，一転して前述のような大合もあり，連続性の良い鍵層ともなる．一般に示している．

規模な市宿砂層が堆積する環境に変化する事実．

５ｍから10ｍの層厚を示し，構造運動に左右さ≪関東平野の誕生へ≫

しかし他方，房総半島東部などでは鉋削り不整れたよう狂層厚変化は認められない．

下総層群上部を堆積させた古東京湾は，継続す

合を伴う東京湾不整合が認められず堆積環境がしたがって，下総層群下部の時代では，万田野

る広域的隆起によって，やがて干し上り，関東

ただ浅くなっているだげであるという事実．こ寒冷期の海退といった事件を除いては，総体的平野が誕生する．この過程では，いま触れたよ

うした現象は，島弧の広域的隆起にともなう関には浅海化の傾向をたどっていたものが，泉谷

うな，古東京湾形成時にその萌芽がみられたブ東前面弧盆地の上昇によるものであるが，それ泥層の層準で，広域的淡水域あるいは汽水域にロック細分化の傾向が，広域にわたりさらに強と同時に，西側山地部（島弧中心部）での隆起変化したのである．そして，この泥層の堆積時

まる．すなわち，局地的な小規模の鉋削り不整量がそれ以上に大きく，島弧内の隆起量の格差の分布高度には大きな変化がなかったものとお合が形成され，ブロックはさらに細分化され，が次第に明確になりつつある過程をも示していもわれる．

各ブロック相互の隆起格差もまた増大する．そる．

ところが現在，房総半島中央部の丘陵地域では，して，隆起度合いが低く，周辺の隆起から取り

図13−東京湾東岸地域における泉谷泥層の地表における分布と等深線

図14−常総粘土層の基底等高線(ｍ)<小玉ら，1981>≪下総層群下部の堆積環境≫
東京湾不整合直上に市宿層・長浜層が堆積した
後，大陸棚の堆積環境を示す泥層からなる佐貫層が発達する．これは展風が浦海進時（星野，1975）のものと思われる．しかし，海成泥層間には粗粒堆積物が発達する．
これらの現象は，強弱の差はあるものの，第四紀氷期の出現に伴う海退と海進や，同時に，当時の関東山地をはじめとした西側丘陵の段階的隆起現象と島弧の広域的隆起運動とが継続し，関東前面弧盆地がさらに浅海化を辿ったことをしめすものであろう．

URBAN KUBOTA NO.27｜41

残された地域には，いわゆる“沖積層”が堆積

海退と海進を繰り返しながら，やがて完新世のン・ゾーンと呼ばれ，プレートテクトニクスのする．隆起のやや大きい場はいくつかの台地を

縄文海進を迎える．こうして，この受け皿は，観点からは沈降の場として考えられてきている．

形成して平野内を分割するが，それぞれの台地

沖積層で埋め立てられていったのである．そししかし，関東前面弧盆地における地層の性格とにおける隆起量も決して一様ではない．

て，弥生の小海退と継続する島弧の広域的隆起

そのあり方をみれば，そのような説明は不可能

約 7 〜 8 万 年 前，古東京湾が消滅していくそののなかで沖積平野が形成され，一方では台地がなのではないだろうか．

最後の時期に，広大な淡水域に一様に堆積した生まれていったのである．

以上，関東前面弧盆地の発達過程を概述したが，地層は常総粘土層とよばれるが，現在この粘土≪むすび≫

最後に，この盆地の形成や構造にかかわって重層は，図14にみるように，それぞれの台地にお以上のように，関東前面弧盆地は，決して沈降要と思われる２〜３の問題を以下に追記する．

いて異なった高さに分布しており，その後の堆の場に形成されたものではない．むしろ，鉋削

⑩鉋削リ不整合

積盆の変形と細分化を物語っている．隆起量のり不整合を伴うような島弧の広域的隆起とそれ

この不整合は，地層が非常に緩やかな傾斜をも最大なのは下総台地南部で，常総粘土層は，こに随伴する相対的陥没という運動の繰り返し，って，不整合面を境にして上盤と下盤が接するの僅かな期間に海抜135ｍの高さにまで達してさらにその過程へ大規模海水準変動・氷河性海現象で，オン・ラップ現象とダウン・ラップ現いる（小王ら，1981）．

水準変動が加わった複合作用の結果として，現象がある．前者は，下盤側の地層が緩やかに傾

なお，古東京湾形成時以降の隆起量について述

在の山地・丘陵・台地・沖積低地が形成された

斜し，平坦な上盤に不整合面をもって接する．

べると，房総半島中央部東部では，嶺岡隆起帯のである．その状況は，図16の関東地方の第四海域などで，一般的に海進時に形成される現象

や清澄背斜部の基盤の上昇に伴い，上総層群最紀地質図に示されている．関東平野で特に台地である．後者は，下盤側の平坦に堆積した地層

下部（黄和田層）をはじめ，下総層群最下部，が多いのは，平野そのものが地質学的にはごくに，緩やかに傾斜した上盤側の地層が，比較的さらには古東京湾堆積盆（下総層群上部）の最

最近の地殻変動によって海から生まれたばかり

平坦な不整合面で接する．一般的に海退時に形下部までが，隆起して地表に露出している．こだからである．したがって，海盆の表面がまだ成さ れる 現 象 であ る．傾斜 し た地 層の 不 整 合の地域では，これらの地層はすべて連続的に堆けずられずに残っていると解釈できる．それ故による切りくちは，ときにトランケイション

積が継続しているので，それらの層厚から隆起に，かつての地殻運動で隆起から取り残された（truncation）などと呼ばれることがあるが，こ量を推定し得る．それによると，古東京湾形成

低地として存在する東京湾も，遠浅で平坦なのれは，木材を鉋で削ったときにあらわれる板目

以降の最近40万年間に，2,300ｍ以上も隆起しである．従って図16にみるような，湾岸にひろの年輪に似て，地層がその堆積順に切りくちにたのである（楡井，1981）．

がる広大な埋立地のほとんどを，サンドポンプ

あらわれ，しかも，地層の切り方が平坦で，滑さきに述べた常総粘土層の変形が進む時代は，で吸いあげた湾内の土砂で造成することを可能

らかなためである．鉋削り不整合と呼ばれる所

すでに台地の時代であり，その進行の過程で，にもしたのである．（ただしこの工法は，埋立以である．

関東平野は，現在とほぼ同じ形態になる．そし層の液状化に関係するようにも思われる）．

一般に，第四紀にまつわる不整合の典型といえてこのような受け皿に，最終氷期がおとずれ，

一般的に前面弧盆地といえば，サブダクショ

ば，堆積盆の周辺部で見られる現象が多く，不図 15−千葉市付近の地下地質断面図

URBAN KUBOTA NO.27｜42図16−関東地方の第四紀地質図

URBAN KUBOTA NO.27｜43整合によって地層がごっそりと削られてしまっ

始めて明らかにすることができる．換言すれば，といった現象は，以上のような局地的範囲に止たり，あるいは，不整合面が堆積盆の基盤にま鉋削り不整合は，隆起の場における堆積盆の構

まらず，ぐんと広域的な大地質構造単元の物性でおよんでいる場合もある．したがって不整合

造発達を解く鍵ともいえるのである．

的差異も，震度階の大小を左右しているようで面を挟んで上盤と下盤における地史的空白の期

なお，この不整合は大陸内でも認められ，筆者ある．すなわち，震源からの距離に比例して，間が非常に長い．しかし，鉋削り不整合の場合が見た限りでは，カナダのロッキー山脈西側のその地震時の最大加速度が減少するという単純は，堆積盆の内側および下方にかけての地域でInterior Plateau のデッド･リバー層と，そのな現象ではなく，各観測点の最大加速度が地殻も形成される．それもこの不整合では，多くの上位の中新―鮮新統の玄武岩溶岩と角礫岩からやマントルまでも規定するｙビーム地震帯の大場合，下位の地層の傾斜方向（Dip）は，上位なる地層の両者間にも存在している．

地質構造単元の存在に大きく左右されているよの地層の堆積盆の中心方向あるいは下方である．

⑪関東前面弧盆地と地震動うである．こういった例は，和達などの研究でしたがって，鉋削り不整合の場合，上位の地層

地震の際に，地盤を構成する地層や地質構造のも知られていることであるが，最近の資料で説は，堆積盆の中心や下方になるにつれて，下位差異によって，震動の最大加速度が異なる現象

明してみる．

の層群の若い地層と接するようになる．そしては，過去から知られてきている．例えば，今村

地震月報から次のような条件で，1972年から不整合面は，層理面に移行することになる．

明垣（1924）や松山基範（1925）は，関東地震

1982年までの10年間に発生したＭ6以上の有感

図15は，千葉市地下のボーリング試料から確認

時に，東京下町の沖積地や江戸時代の埋立地の地震（本土において）を選びだした．北緯35度された東京湾不整合である．この断面図に示さ方が，台地よりも地震動の加速度が大きく，そ以南で北緯26度以北，東経138度以東で東経143れるように，船橋礫層はゆるく傾斜する上総層して被害を大きくしていることを指摘している．

度以西の範囲に震央のある地震．以上の条件を群上部の地層を平坦に切り，その削剥量は北方

特に，松山は，震度階が大きくなる地域は低地

満足した地震の数は20である．これらの地震を，や西方に向かって漸増する．逆に東方に向かっで，それも地質構造や地溝と関係していると述(1)震源の深さが100km 以深の地震群．(2)震源ては削剥量は次第に減少し，房総半島中央部でべ，さらに，このような震度の大きい地点が正の 深 さ が 100kmか ら 50kmの 間 に あ る 地 震 群 ．

はこの不整合は消失する．

しく配列される線を地震構造線（Seismotecto-(3)震源の深さが50kmより浅い地震群に分ける

近年，音波探査による多くの海洋地質調査が実

nic Ｌines）とよんでいる．このような構造線のと，(1)に該当する地震は10，(2)は5，(3)も5で施されているが，その結果では，島弧周辺・大存在は，近年，角田ら（1981）によって研究があった（図17）．

陸縁辺部といった隆起の場で，この鉋削り不整

進められ，関東平野においての地震時の異常震図18は，これらの各地震群を構成する各地震で合が多くみとめられるようになってきている．

動帯の存在を改めて裏付けている．これらは，認められた各震度階を，各観測点ごとに累計しいずれにしても，こうした隆起の場における堆

地震時の地盤震動特性分類図（Seismic Zoningて作成された累計震度階分布図である（楡井，

積盆の構造発達史は，堆積盆周辺部の不整合とＭap）を作成する場合などには，必要不可欠な

楠田，1984）．これらのうちで，100km以深で共に，堆積盆内部に形成される鉋削り不整合を，地質情報となってきている．

発生 した 地 震 群と 100km か ら50km まで の 深

時間的・空間的に正確に把握することによって

ところで，地質単元の差異が震度階に反映する度で発生した地震群による各累計震度階分布で図17−本州南方 ※ で1972
年から1982年までの10年間に発生したＭ６以上の地
震の震央位置と震源の深度階層別分類

図18−左図の地震群と日本列島の累計震度階分布

は，累計震度階の高い値を示す観測点の分布は，東北日本における地震帯深部会合帯の分布と調和的であり，上部和達・ベニオフ地震帯やＫ･Ｓ・Ｔ地震帯の地表部付近の観測点では，震度階の値が小さくなっている．特に，注意をひくのは，火山フロント以西にある各観測点では，震度階の値が小さくなることである（図18Ａ，
図18Ｂ）．このような現象は，本州南方の地下深部で発生した地震の波が，ｙビーム地震帯を規定する第一級の地質構造単元における地震波
速度構造に左右されるからであろう．そして，
西南日本の地震帯深部会合帯の直上付近にある観測点では，震度階の値が小さくなる．
一方，50km 以浅での地震群による各地の累計
震度階分布と，ｙビーム地震帯の各地震帯との関係は，あまり良い相関は認められない．あつかった過去10年間の50km以浅で発生した５つの地震は，震央位置が本州に近いと同時に，震源の深さが，地震帯深部会合帯よりも浅い．しURBAN KUBOTA NO.27｜44

写真２−万田野層中部の泥炭層より産出した寒冷系植物遺体

たがって，このような場合の地震波の伝播径路

石の粒子がラミナを形成する場合も多い（層厚なる．この低地への海進は，七号地海進と縄文は，巨視的にみると地殻表面の影響が左右し，：60ｍ）．下位からは，寒冷系の貝化石をはじ

海進の2回は一般的に知られている．ここでは，

ｙビーム地震帯にまつわる第一級の地質構造単め，セミ クジ ラ（ Eubalaena glacialis, Bon-

印旛沼の調査から明らかにされたもう１つの海

元の物性的差異に左右されないためであろう．

naterre）などが産する．

進について述べる．

このように，ｙビーム地震帯と地震動の関係を

一方，Planctonic gastropoda （浮遊性腹足類）

印旛沼の底の地下に存在する下総層群の最上部

島弧規模でみると，両者の間には非常に良い相の研究によると万田野層の最上位は，温暖な環の深度は，現在まで知られているところでは，

関が認められ，ｙビーム地震帯の存在を裏うち境として知られている（氏原，1986）．また，

平均海面下35ｍである．その上には，層厚23ｍしてると思われる．

万田野層を挟在する笠森層は，open bay といの印旛沼層（七号地層も含む可能性がある）お⑫更新世中・後期における海水準変動の一層のった浅海の環境で堆積したものであることが知よび層厚12ｍの沖積層が発達する．印旛沼層は，解明のためにられている．このようなことから，万田野層は最下位に，層厚3ｍほどの基底礫層，そして下

首都圏の土台ともなっている関東平野では・都海退期から海進期にかけての堆積物であること

位より，シルト質細砂の薄層を挟在するシルト

市地質上の観点からも，丘陵・台地周辺およびが理解できる．そして，海退期の堆積相と寒冷層（層厚：11ｍ）･細砂層(層厚：4ｍ)・ローム

低地についての，より精度の高い研究が要請さ

系植物遺体が認められる万田野寒冷期は，関西

質シルト質細砂層（層厚：5ｍ）が，順番に発れる．ここでは，更新世中・後期の海水準変動

地方に分布する大阪層群中の満池谷寒冷期に対達する．この層の堆積環境を，珪藻化石分析のの一端について述べる．

応するものである．

結果からみると，シルト層上部で汽水成から海《万田野寒冷期植物群と山砂利層》

ところで，万田野寒冷期に堆積した万田野層中成に変わる．そして，細砂層部では海成で，ロ山砂利採取層としては，日本でも一・二位を争部の淡水成泥層は，養老川の中流域から小櫃川

ーム質シルト質細砂層の最上都付近でも海成でう砂利生産量をもつ万田野層（下総層群下部）の中流域にかけて良く分布する．そして，東西あることが知られている.14 Ｃ年代測定の結果

は，層厚約95ｍ，下部・中部・上都に区分でき

方向あるいは南方には，層厚を減ずるか尖滅すをみると，シルト層最下部で 31,300YPB（泥る（写真１）．下部は，砂と礫が卓越し，特にる傾向を示し，海成層に変化する．これらの現炭）・同層中部で 27,200YPB（泥炭），細砂層

上位は，中礫および細礫からなりデルタの堆積

象からみるならば，万田野寒冷期には，さきほ

中部 で 30,750YPB（貝 化 石）であ る ．沖 積 層環境を示す（層厚：30ｍ）．

どの養老川から小櫃川にかけての地域には大き（層厚：12ｍ）は，下位より細礫や腐植物が点

中部は，砂質泥層で中間に火山灰層や泥炭層をなデルタが存在していたことになる．そしてこ在する中粒砂層（層厚：3.5ｍ）・砂質シルト層挟在する．泥炭層までの堆積環境は湖・潟といのデルタは，南方に押し出し開いていたものと(8.5ｍ）からなる．後者は海成および汽水成のったところである．そして，泥炭層より上位の思われる．したがってこの時期は，現東京湾地

シルト層である（図19）.

硫黄の析出している泥層は，より汽水性の堆積域をはじめ関東平野の多くの地域が，広大な氾

このようにみてくると， 14 Ｃ年代に多少の誤差

環境を示す．一方，さきの泥炭層からは，トウ濫原であったようである．この幻の古関東氾濫があつたとしても，15,000年前に始まる七号地

ヒ ( Picea maximowiczii )･コ メ ツ ガ (Tsuga

原の存在は，地下の試料からも裏づけられてい海進（遠藤他，1983）の以前に，約3万年前頃

diversifolia) ･ ブ ナ (Fagus crenata) ・ ス ギる．そして万田野寒冷期に形成された古関東氾にも海進があることになる．ウルム氷期の最寒( Cryptomeria japonica )などの植物遺体を産濫原は，鉋削り不整合である東京湾不整合上に冷期（最終氷期）以前のバウドルフ亜間水期にし，現在の温暖な房総半島では認められない非

堆積した地層をもかたり削剥したようである．

おける海進かもしれない.台地の時代初め頃の

常に寒冷な植物群の要素が含まれる （写真2）．

≪更新世後期の海進≫

関東平野についても，次第に明らかになりつつ

上部は，細礫の点在する粗粒砂からなり，そし関東平野においては，常総粘土層の変形にともある.

て波長の長いクロスラミナの発達が著しい．軽ない台地の時代にはいり，台地と低地が明確に

写真１−万田野層の露頭

図19−印旛沼の地下構造<楡井ほか，1985>

URBAN KUBOTA NO.27｜45阿蘇西麓地下水盆
田中伸広＝熊本県企画開発部水資源対策室
平山利晶＝国際航業㈱志免技術所

阿蘇西麓地下水盆は，東に阿蘇山を望み，西は礫台地は分布高度によって，高位，中位，低位いる．この地層は阿蘇カルデラ形成に関与した

金峰山山塊から有明海に接する，広大な台地おの３面に大きく区分される．台地は白川，緑川

火山活動による噴出物であり，噴出した時期によび平野などからなる地域である．この地域にを代表とする水系によって開析されており，河よって大きく，Aso-1，Aso-2，Aso-3，Aso-4

は，水前寺や江津湖，浮島，八景水谷など多く

川沿いに低地が発達する．

の４つに区分される．各火砕流堆積物の間には，の湧泉があり，清冽な地下水が豊富なことで有

このような地形区分は，地質構造とも密接に関それぞれの火砕流活動の休止期に堆積した，火名で，現在でも，平野部の一部では自噴井が見わっている．地質層序総括表（表１）に示すよ

砕流間堆積物が発達する．そのうち南東部に分られる．地下水は各種用水に利用されているが，

うに，熊本地域の地質は大きく基盤岩類，先阿布する砥川岩石および高遊原溶岩，北西部に分とくに水道用水のほとんどは地下水に依存し，

蘇火山岩類，さらにそれを覆う新生代第四系に布する湖成堆積物の花房層が特徴的である．

地域の生活にとって文字通り生命線となってい分けることができる．

沖積層は，主に，熊本平野や北部の菊鹿盆地にる．したがってその保全のために，これまで熊

基盤岩類は，阿蘇カルデラの西麓をはじめとす堆積する．とくに熊本平野では，島原海湾層を本県をはじめ地元の自治体や国の関係機関による周辺の山地に分布する（図１）．北西〜西部覆って有明粘土層が厚く分布する．

り調査研究が盛んに行われてきた．こうした調地域では古生代三郡変成岩類が，また南東部で≪水文地質≫

査結果をもとに，貴重な地下水資源を守るため

は木山変成岩類，古生代二畳系水越層および中各地層の岩質からみて，基盤岩類および先阿蘇は け の み や

みふね

とがわ

たかゆはら

きくか

のさまざまな対策が実行されている．ここでは，

生代白亜系御船層群などの基盤岩類が分布する．

火山岩類などの先第四系は不透水性であり，水最近の調査をもとに阿蘇西麓地下水の実態と水台地や低地の地下にまで基盤岩類は広がってい文地質基盤を形成する．そして，これらの地層収支の現状について簡単に紹介する．

るが，台地の中央部にあたる弁天山・二塚山でを覆う第四系が帯水層を形成している．

むれ①地下水に関わる自然環境

は変成岩類が，群山・小山山・戸島山では御船≪水文地質基盤≫≪地形・地質≫層群などが台地上で孤立丘を形成する（図５）．

孤立丘が点在することからも分かるように，水熊本地域は阿蘇カルデラ西方に位置し， ”阿蘇

基盤岩類の上位には，主に第三紀鮮新世〜第四理地質基盤の形状は複雑である（図２）．その西麓大地”とも称されるように，地域のほぼ半紀更新世に噴出したと考えられる安山岩類・凝中で，いくつかの盆状構造を認めることができ

分が台地よりなる．その西方を金峰山（665ｍ）

灰角礫岩が分布し，阿蘇外輪山，金峰山外輪山，

る．とくに熊本地域のほぼ中ほど，郡山から小を主峰とする金峰山山塊に，東方を鞍岳（1,118

宇土山塊を形成する．これらの地層は，阿蘇カ山山・戸島山と阿蘇カルデラにはさまれた範囲ｍ），俵山（1,094ｍ）と連なる阿蘇外輪山に，ルデラ形成に関与した阿蘇火砕流堆積物の堆積では，標高−40ｍ以下の小地下水盆が存在する．

うとまた，南部を宇土山塊に囲まれている．低地は，以降に活動した火山岩類と区別して，”先阿蘇

また，その西方にも孤立丘と金峰山に囲まれて，台地末端から有明海にかけて広がる熊本平野が火山岩類”と呼ばれる．

小地下水盆がみられる．水文地質基盤は立田山

代表的である．台地の各所には孤立丘（残丘）これらの基盤岩類および先阿蘇火山岩類を覆っ南側の台地末端で標高−100ｍ以下であり，さが点在し，水文地質的な特徴を形成する．

て，新生代第四系が山地に囲まれた台地およびらに海に向かって傾斜すると考えられる．

台地は，構成する地質によって，砂礫台地，火低地を埋めている．主体をなす阿蘇火砕流堆積≪帯水層≫

山性台地，溶岩台地に分けられる．さらに，砂物は熊本地域に広く堆積し，台地部を形成して熊本地域の帯水層は，大きく２つの帯水層に分表１−熊本地域地質層序総括表

URBAN KUBOTA NO.27｜46

注＝本章に収載した図版はすべて，熊本県・熊本市「熊本地域地下水調査報告書」昭
和61年３月刊による．

図１−地質平面図

図２−水文地質基盤等高線図<標高ｍ>

図３−第１帯水層地下水位等高線図<昭和59年10月：標高ｍ>

図４−第２帯水層地下水位等高線図<昭和59年10月：標高ｍ>

図５−地質断面図<断 面 線 は Ａ 〜 Ａ ʼ， 凡 例 は 表 1参 照 >URBAN KUBOTA NO.27｜47

けることができ，さらに火砕流間堆積物によっ

本平野では非常に緩やかな勾配で低下する．こ２帯水層よりも第１帯水層の地下水位が高い．

て，特徴づけられる．

のような地下水位分布は，ほぼ地形に沿ったもしかし，江津湖などの湧水地付近では，第２帯上位にあたる第１帯水層は，段丘砂礫層，島原のといえよう．

水層の地下水位は，第１帯水層の地下水位より

海 湾 層 お よ び Aso-4火 砕 流 堆 積 物 な ど か ら 構≪第２帯水層の地下水≫

も１〜２ｍほど高く，しかもその水位は，湧水成される．北西部の範囲に分布する花房層は，主要帯水層である第２帯水層の地下水の流動は，地周辺で低くなっている．これらのことから，

Aso-3と Aso-4の 間 に 狭 在 す る 難 透 水 層 で あ

山地・丘陵部から台地をとおり，江津湖周辺で

砥川溶岩から湧出する第２帯水層の地下水が，り，帯水層を上位と下位に分けている．

西に方向を変えながら，熊本平野を経て有明海第１帯水層を通って江津湖および周辺の地表に下位にあたる第２帯水層は，Aso-3以下の火砕に至る（図４）．しかし，第１帯水層とは異な湧出する機構が考えられる（図７）．

流堆積物と火砕流間堆積物から構成される．とり，地形には必ずしも沿ってはいない．

≪地下水位の変動≫

くに普通輝石安山岩よりなる砥川溶岩は，多孔とくに，北東部から北西部にかけての地区では，第２帯水層を主対象とする地下水位観測井は，質で割れ目の多い岩質なので，極めて透水性の標高50〜60ｍの高水位域が帯状に形成されてい熊本県，熊本市を始めとする関係機関によって良い帯水層となっており，熊本市およびその周る．そして，この地区を境として北側と南側の昭和50年代の始めより設置され，観測が継続さ

辺では一大有能帯水層を形成している．帯水層

地下水位は標高50ｍ以下である．したがって，れている．

の能力と揚水状況からみると，第２帯水層が主この一帯を境，すなわち分水帯として，地下水

熊本地域の地下水位は，６月から７月に最も低要帯水層であることを示している．

は南側と北側に分かれて流動すると考えられる．

く，10月に高くなる（図８）．この季節的変動≪地下水の流動≫

分水帯および山地・丘陵部から流動する地下水は，ほぼ全域に共通しているが，地区により変≪第１帯水層の地下水≫

は，南部方向に向う．地下水位匂配は概ね5／動パターンに差異がある．とくに，台地中央部

第１帯水層の地下水位は，地表より数ｍから20

1,000〜10/1,000である．しかし，小地下水盆の地下水プールとした範囲では，地下水位の変ｍ程度の深さに位置する．北東部では標高100の位置する範囲では，匂配は約１/1,000と緩や動時期が他の地区より0.5ヶ月程早く，また年ｍ以上と高く，西〜南西方向に低い（図３）．

かになる．これは，孤立丘として地表にまで露間変動幅も５ｍ以上と大きいことで特徴づけらまた金峰山に接する西部の台地・丘陵でも地下出した水文基盤が，一時的に地下水の流れをされる．これらのことから，地下水位はこの地区

水位は標高70ｍ以上である．その間の地域では，

えぎるためと考えられる（図６）．その結果，を中心に変動し，その変動が周辺に拡がると見地下水位は標高50ｍから60ｍで，周辺（とくに小地下水盆の範囲で地下水が貯留され，いわばることができる（図９）．その要因として，白川南側と北側の地域）よりも高い傾向にある．さ地下水プールを形成するとみることができる．

沿いの水田からのかんがい水が大きな役割を果らに，台地の末端にあたる江津湖および八景水

この地区は白川中流部と呼ばれるが，周辺地区

たしていると考えられる．全体に地下水位の変谷の周辺では地下水位は低くなるが，これは地に比べて，季節的な地下水位の変動幅が比較的

動幅はこの地区から遠いほど小さくなる傾向が下水湧出による影響と考えられる．そして，台大きいという特徴をもっている．

ある．地下水流動の下流部にあたる熊本平野で地から平野にかけて水位はさらに低くなり，熊調査地域の過半を占める段丘・丘陵部では，第は，揚水の影響を受けて地下水位は夏季に低く，とがわ

図６−基盤の高まりによる効果

図８−台地及び平野部における地下水位の季節的変動

図９−台地及び平野部の地下水位変動幅<昭和57年>図７−砥川溶岩からの湧出

URBAN KUBOTA NO.27｜48

冬季〜春季にかけて高い．その変動幅は，揚水は0.71㎥/sec（6.1万㎥/day）の湧水量が観測さ年度には若干減少し，２億5,850万ｍ3となる．

量の集中度によって異なるが２〜３ｍである．

れた（図10）．

昭和56年度，昭和57年度は２億7,135万㎥，２≪地下水の湧出≫≪浮島およびその周辺≫

億7,172万㎥に漸増するが，昭和58年度は２億

熊本地域の地下水の特徴として，多くの湧水が矢形川周辺には，浮島湧水や下六嘉湧水があり，

6,851万ｍ 3に減少する．このように，年度によ挙げられる．そのうち主な湧水地としては，水また矢形川河床に露岩する砥川溶岩からも地下り３％から５％の増減はあるが，揚水量の経年

前寺，江津湖，八景水谷，浮島，下六嘉の各湧水の湧出が確認できる．湧出機構が，江津湖と変化は全体に小さいといえる．

水がある．

同様のものと考えられる．昭和60年11月の観測

用途別では，水道用揚水量は経年的に増加傾向≪水前寺および江津湖周辺≫

では，矢形川の庄嶋橋では0.52㎥/sec（4.5万にあり，昭和54年度の9,540万㎥から，昭和58

水前寺および江津湖周辺では，各所に地下水の㎥/day），浮島橋では7.84㎥/sec（67.7㎥/day）

年度の１億386万㎥に増加し，５年間で約９％湧水を見ることができる．現地では砂礫などがであった．この間の増加量7.32㎥/sec（63.2万

増加している．また，工業用揚水量も経年的に確認できるが，水文地質構造や地下水流動など㎥/day）のうち，浮島湧水から2.01㎥/sec（17.

増加傾向にある．昭和54年度の揚水量は3,754

から，砥川溶岩中の地下水が湧出すると考えら

4万㎥/day），下六嘉では2.71㎥/sec（23.4万㎥/

万㎥，昭和58年度の揚水量は4,186万ｍ3であり，れる．昭和59年10月の観測では，最上流部にあday），矢形川に直接湧水する量は，2.60㎥/sec

５年間で揚水量は約12％増加している．

たる鳥渡橋で0.16㎥/sec（1.4万㎥/day）の流量（22.5万㎥/day）である（図11）．

農業・水産養殖用の揚水量は，降水量などに影があり，江津湖からの流出部である秋津橋では，②地下水に関わる人為環境

響されることもあり，年による増減が比較的大増加して7.71㎥/sec（66.6万㎥/day）となる．

≪地下水の利用≫

きい．昭和54年度には１億498万㎥であったが，この間の小河川からの流入を差し引いた量，す熊本地域における地下水の総利用量は，昭和58

その後徐々に減少して，昭和58年度では8,814

なわち水前寺から江津湖周辺における地下水湧年度で２億6,851万㎥である（図12）．用途別に万㎥となっている．それに対して，建築物・家

水量の合計は7.22㎥/sec（62.4万㎥/day）であは，水道用が１億386万㎥と全体の38.7％を占庭・その他用揚水量は年による変化が少なく，る．このうち，水前寺公園からの湧水量は0.45

める．次いで，農業・水産養殖用は8,814万㎥

ほぼ横ばいである．

㎥/sec（3.9万㎥/day）であった．この湧水規模（32.8％），工業用は4,186万㎥（15.6％），建築≪土地利用≫

は，浮島周辺の湧水と並んで，熊本地域で最も物・家庭・その他用は3,465万㎥（12.9％）で地下水揚水だけでなく，土地利用の変化も地下大きい量である．（１pの図および写真参照）

ある．また，井戸本数は5,737本であり，その水に影響する．とくに，水田や畑地などのかん≪八景水谷および坪井川≫

うち，農業・水産養殖用が3,276本と過半数を養域が減少し，市街地などの非かん養域が増加

八景水谷周辺では，台地から低地での地形変換

占める．

することによって，地表からの地下水かん養量

点で地下水が湧出する．八景水谷湧水池での湧昭和54年度から昭和58年度の５年間について比が減少すれば，地下水位の低下につながる．

水量は,昭和59年10月で0.23㎥/sec(2.0万㎥/

較すると，昭和54年度の揚水量は２億7,377万

熊本地域（1,007.22k㎥）の非かん養域の面積day)であ っ た ．また ，湧水 池 近 傍の 坪井 川 で㎥で，過去５年間で最も多い．揚水量は昭和55

は，昭和40年頃には90.91k㎥（9.0％）であっ

図10−八景水谷周辺における湧 水 測 定 結 果 <昭 和 59年 10月 29日 >図11−浮島〜下六嘉周辺における湧水測定結果<昭和60年11月9日>

図12−地下水の利用状況(昭和58年度)

URBAN KUBOTA NO.27｜49

た ．そ れ が 昭 和 58年 頃 に は 163.87k㎥（ 16.3

≪補給能モデル≫布を図18に示す．この図では，実測地下水位分％ ）と なり ，18年間 で72.96k㎥増 加し て い る

補給能モデルは降水による土湿変化から，地表

布（図４）でみられた特徴，すなわち分水帯や（図13）．地区別には，大都市の緑辺で非かん流出量や地下に浸透する量を計算する考え方で地下水プールなどが再現されている．さらに地養域の増加が顕著であり，都市化の進行を示しある（角屋，1967）．この考え方によれば，降区による水位勾配の変化も計算されている．地ている．さらに，各市町村の中心部や，特定の水によって土湿（容水量）が増大し，ある一定

点別には，上流部での地下水位は，６月から７

地区でも，全体的な非かん養域の増加を見るこ

値（圃場容水量）を越えると地下に水が浸透す

月に低く10月から11月に高く，季節変動の幅はとができる．

る（図15）．降水量と土地利用状況に応じた土

８ｍから15ｍである（図19ａ）．年により（降③広域水収支モデルシミュレーション

壌の性質が判れば，地表付近の浸透状況を再現

水量により）水位の異なることがモデルによっ≪モデルの考え方≫することができる．

て表されている．それに対して，下流部での地地下水の主なかん養源は，台地・丘陵部から地≪タンクモデル≫

下水位変動は上流部と類似するものの，変動幅下に浸透した降水やかんがい水である．かん養タンクモデルは河川流出の再現のために考えらは小さい（図19ｂ）．このように，流動に伴う量は，地下水位変動状況等から見て，小地下水れたものであるが（菅原，1972），地下水の流地区ごとの地下水位変動の違いも，このモデル

盆の位置する白川中流域で最も大きいと考えら

動過程に適用することができる．このモデルでによって再現されている．こうして，複雑な水れる．地下に浸透した水は低地方向に流れるが，は，補給能モデルで求めた地表からの浸透水が文地質構造を対象としながらも，地下水位状況

その過程で，基盤や難透水層の存在などの水文

帯水層に浸透していく過程を，タンクから徐々は，全体として非常に良く再現されている．

地質構造によって複雑な流動となる．さらに，に落ちていくものとして再現する．その結果，

水収支モデルによる水収支（昭和58年）の内訳

一部は湧出する．このような広域にわたる地下

降雨に伴うピークが緩和され，最終的には帯水は，台地部での地下水かん養量が５億1,600万

水のかん養，流動，変動そして湧水という複雑層に浸透する量が計算できる．この時，浸透速㎥，山地・丘陵部からの浸透が２億6,000万㎥，

な流れの中で地下水を管理するためには，地下

度はタンクからの流出率で表わされる．

平野部での漏水かん養量が6,700万ｍ3であり，水状況のモデル化が必要となる．

≪地下水流動モデル≫

地下水かん養量は合計８億4,300万ｍ3と推定さ熊本地域の広域水収支は，次のような２つのモ地下水流動モデルでは，水平方向の地下水流動れる（図20）．また，地下水揚水量は２億6,000デルの組合わせにより解析する．その１つは，と，垂直方向の地下水流動（漏水，地下水浸透，万㎥，湧水量は４億4,300万㎥，地下水流出量

補給能・タンクモデルで，垂直方向の地下水か

地下水湧水など）から，地下水位を計算する．

が１億4,100万㎥であり，地下水流出量の合計

ん養量を求める．もう１つは，地下水流動モデ

その基本的な考え方は，概念図（図16）に示すは８億4,400万㎥となる．差引マイナス100万

ルで，地下水かん養量，揚水量，帯水層係数等

ように，準三次元２層モデルである．すなわち，㎥は，降水量の変化等に伴う前年に対する地下のパラメータを用いて，水平方向と垂直方向の水文地質構造をもとに，モデルの帯水層は上部

水位（貯留量）の変化を意味する．

地下水流動量を算定する．このうち，中心とな（第１帯水層）と下部（第２帯水層）より構成④むすび

るのは地下水流動モデルであり，補給能・タンされる．そして，地下水は台地・丘陵部の地表

以上のように，阿蘇西麗地下水盆は，熊本周辺

クモデルは，かん養量を求めるためのサブモデから第１帯水層に浸透し，花房層などの難透水

地域住民にとっては，貴重な地下水の貯留庫でルに位置づけられる．

層を漏水して第２帯水層に流入するものとしてあり，その水収支の動向については十分な予測≪補給能・タンクモデル≫いる．さらに，平野部では，第１帯水層上位のを行ないながら管理していくことが大切である．

このモデルはさらに２つに分けられる（図14）．

沖積粘土層（有明粘土層など）を通る漏水も考さらに，地下水を末長く利用していくために，

慮する．

かん養地域における土地の保全や地下水の人工

平面的には，対象地域を1,974個のメッシュにかん養などを，積極的に検討していくことも必

分割し，メッシュ別に基盤の形状や地層の厚さ，要と考えている．

帯水層の性質などの水文地質構造を反映したも地下水盆の調査・研究と管理の在り方に関して，のとした（図17）．この中で，境界条件として，熊本地域は全国的にみても先進的にとりくんで

先阿蘇溶岩類が分布する東側の山地部と，海岸いる地域であると考えているが，今後も，地下部および北側の低地部で地下水位を固定し，全水シミュレーションモデルの運用を核にして，体的な地下水流動（図４）の再現を図った．そ総合的な地下水の監視体制を確立し，地下水利の他の水文地質基盤が分布する地区では不透水用と保全対策に役立てていきたい．

図13−メッシュ別非かん養域の増加量(昭和58年頃の非かん養域の比率)−(昭和40年頃の非かん養域の比率)

境界としているが，河川の上流部では地下水の浸透を評価して水位を固定した．なお，準三次
元２層モデルにおける地下水流動の基本式も別に示した．
≪地下水状況の再現≫
主要帯水層である第２帯水層の計算地下水位分

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図14−補給能・タンクモデル

図15−浸透能の変化

図16−モデル概念図

図17−調査域有限要素ネットワーク

図18−第２帯水層計算地下水位等高線図(昭和58年10月)

図19−水位変化の計算結果

図20−現況(昭和58年)の水収支計算結果

URBAN KUBOTA NO.27｜51

積雪地域の地下水利用

長岡平野における消雪用地下水利用
藤繩克之＝農業土木試験場水利部環境整備研究室①積雪地域における地下水利用の特徴

で，年間総揚水量は約10,100万ｍ 3 となってお水により発生する問題は，単にこのような井戸

日本海沿いの積雪地域では，現在，さまざまなり，昭和48〜49年の調査結果と比べて約1,400の枯渇にとどまらず，地盤沈下という深刻な問克雪対策が検討あるいは推進されている．特に万ｍ3増加している．このうち消雪用としては，題にまで発展することがある．最近の日本にお豪雪地帯では，冬期の交通網の確保は生活を維

12月から３月の積雪期間４ヶ月で，総揚水量のける地盤沈下の特徴は，消雪用地下水利用地帯持する上で最重要課題となっている．昭和38年，59.6％に当たる6,015万ｍ3が揚水されている．

に顕著であることで，特に昭和59年の豪雪時に

長岡市では日本で初めて地下水を利用した道路

なお消雪用以外では冷暖房用の建築物用水が第は上越市で年間101ｍｍ，また六日町で年間92消雪工を取り入れたが，それ以来，新潟県以外２位となっており，冬と夏に若干需要が増加しｍｍの沈下が生じ，全国１〜２位の沈下量を示

でも富山県など多くの自治体で，地下水が消雪ている．それ以外の用途では工業，農業，水道しており，昭和59年までの最大累計沈下量は，用水として利用され，冬期の生活環境が著しくの順で，年間の需要量はほぼ一定である．

それぞれ310ｍｍと317ｍｍにも達している．

改善されてきた．

図３は，長岡市における過去20年間の降雪累計，

長岡市では上越市や六日町ほどではないが，そ

図１は，昭和58〜59年の長岡市における降水量，

最低地下水位，井戸本数，揚水能力の推移を調れでも70kｍ 2 の地域で地盤沈下が認められて平均気温，信濃川河川及び水田水温の変化を示

べたものである．最低地下水位は降雪量の多い

おり，一部の地域では100〜200ｍｍの累計沈したものである．昭和58年１年間の総降水量2,

年には低下するが，降雪量の少ない年にはあま下が観測されている．このような地域では，地738ｍｍのうち，その44.8％に当たる1,227ｍｍ

り低下していないことがわかる．しかし，井戸下水の保全と管理は緊急の課題となっている．

が１〜２月と11〜12月の４ヶ月に集中し，昭和

総本数は急激に増加し，これに伴って地下水の②長岡平野の地形・地質

58年から昭和59年にかけての総降雪深は1,030

揚水能力も年々向上している．その結果，最低

長岡平野は長岡市を中心とする平野で，新潟平

cｍにも達している．最大積雪深は，降雪の多い

地下水位は経年的に低下する傾向にある．

野の西南端に位置し，東を魚沼 丘陵(東山丘陵)，

うおぬま

ひがしくびき年では２ｍ以上に達することもある．一方，昭試算によれば，消雪用水源として信濃川の河川

西を東頸城 丘陵（西山丘陵）に囲まれている．

和58年の長岡市の旬別の最高気温８月中旬に水を用いるならば，12〜３月の河川水の平均水

長岡平野の地形分類図によると，主要帯水層を

3

30.7℃を，また最低気温は12月下旬に−3.9℃

温は約2.5℃であるので，1ｍ の新雪を融かす構成する盆地部は，長岡市街地を境にして，南を記録しており，年平均気温は12.3℃であった．

の 河 川 水 が 必 た め に 3.2ｍ 3 要 で あ る と こ ろ ，部と北部に２分できる．このうち信濃川の河床

なおこの年平均気温は，一般に人為的な攪乱が地下水を利用すれば，平均地下水温を14℃とす

勾配が2〜3/1000の南部では，信濃川の旧中洲をない場合の平均的な浅層地下水温とみなしてよ

ると0.57ｍ 3 の地下水で同量の新雪を融かすこ起源とする徴高地が点在している．一方，北い．信濃川の河川水温と気温との間には，非常とができる．このように，熱量の高い地下水に部は信濃川の河床勾配が1/1000と南部よりややに高い正の相関がある．一方，水田が地下水温よる消雪は，非常に効率的であるとともに，消緩やかで，広い後背湿地が形成されている．

の形成に果たす役割は後に述べるが，水田湛水

雪による路面湛水などのような道路事情の悪化

長岡市の市街地では，沖積層中の砂礫層が有力期に行った調査結果によれば，田面水温が30℃も緩和することができる．

な地下水帯水層となっているが，長岡平野は，を越えることもあり，信濃川の河川水温よりは

昭和56年の井戸総数は約２万本であるが，その地質的には，基盤岩である新第三紀層を覆って，

約７〜11℃も高くなっている．

うちの55％は10ｍ以浅の浅井戸である．豪雪時

洪積層の魚沼層，矢代田層，そしてその上位に次に地下水の利用状況を見てみよう．図２は昭には市街地中心部で12〜13ｍも地下水位が低下

沖積層が広く発達している．本地域南部の滝谷

和55年10月から昭和56年９月までの長岡市全域

することもあるので，こうしたときには，これ付近より北部へいくに従って，砂礫層が次第にの地下水揚水量を，月別・目的別に示したもの

らの浅井戸の大半は使用不可能となる．過剰揚層厚を増し，市街地付近では砂礫層の厚さも最

図１−長岡市における降水量，平均気温，信濃川河川および水田水温図２−長岡市の地下水利用状況（昭和 55 年 10 月〜56 年９月）

<北陸地方建設局信濃川工事事務所資料より>

URBAN KUBOTA NO.27｜52

大となるが，市街地北部から下流地域では粘性

図４−長岡平野信濃川右岸地域の地下水面等高線図

土が急激に増加する．
なお新第三紀層より上位の地層は，４層の帯水層に分類できる．このうち第１，第２帯水層は礫質が優位な沖積層で，上流部の滝谷付近で30ｍ，長岡市街地中心の弓町で52ｍ，下流部の高見付近で49ｍの層厚をもっている．またその深度は，第１層で地表面下15〜20ｍ，第２層で30〜50ｍとなっている．一方，洪積層の第３，第４帯水層は，沖積層に比べて粘性土が多いた
め透水性が低く，深度は第３層で70〜100ｍ，第４層は100ｍ以深となっている．
③地下水位の変化
先に述べたような長岡平野の地下水利用の特徴
は，地下水位の経時的変動に典型的に表れている．図４は昭和59年の２月と11月に出現した地
下水面を等高線で表したもので，図中の数字は等高線の標高である．図の左側は，ほぼ最低位に近い２月中旬の地下水面で，これは，大量の地下水の揚水のため長岡市街地を中心としたすり鉢状の形状となっている．逆に，図の右側の11月初旬の地下水位は，ほぼ最高位になっており，市街地中心部では地下水位が10数ｍも回復している．
このような地下水位の経時的変動を地域別に見たものが，図５である．なお，それぞれの観測
井の位置は図４に示してあるとおりで，十日町
は水田地帯に，厚生会館は市街化地帯に，また今井町と川崎公民館は，水田地帯と市街化地帯の中間に位置している．さて，市街化地帯では，降雪の始まる12月中・下旬より地下水位が急激に低下している．このような市街地における地
図３−最低地下水および井戸本数と揚水能力の増加状況

図５−地下水位の変動

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下水位低下の影響は，若干の時間遅れを伴いつっているのが，市街化地域周辺に広がる水田地

下水位観測実施地点で，シミュレーションによつ中間地帯へ，そして水田地帯へと波及してい域のかんがい浸透水と河川からの流入水である．

り求められた計算地下水位は，これらの観測井

く．低下した水田地帯の地下水位は，３月から

また，農地や市街地へ降った雨水の浸透も地下による実測の地下水位と対比され，シミュレー

４月にかけての融雪水の浸透により急速に回復

水の涵養源となっている．そのほか，消雪用水

ション結果のチェックが行われる．

するが，市街化地帯の地下水位の回復は，融雪として利用された地下水の一部も還元水としてさて，地下水流動のシミュレーションを行うた期から水田かんがい期に著しいものの，ほぼ前地下水となる．なお，河川水は常に地下水を涵

めには，①三角要素網の座標，②地表面標高，

年の水準まで回復するのに約半年の期間を要す養しているわけではなく，地下水位が河川水位③帯水層基盤面標高，④地層の透水係数，⑤地

ることがわかる．

よりも高い場合は，地下水が河川へ流出するこ層の有効間隙率，⑥地下水総揚水量，⑦地下水

川崎公民館と同じ中間地帯に属するとはいえ，とになる．

揚水強度分布，⑧地下水涵養量，などの様々な

信濃川沿いで上流部に位置している今井町では，これらの地下水流動に関与する諸量を定量化すデータが必要である．①の三角要素網の座標に砂礫からなる堆積物で構成されているため透水ることは，実は予想以上に困難な作業である．

は地形図上で読み取った各節点の座標を用い，性が高く，その地下水位の変動は，やはり同様

たとえば，農地や市街地からの浸透量を実測す②の各節点の地表面標高には地下水位観測実施の地質特性をもつ十日町の地下水位変動パター

ることはほとんど不可能である．また，河川水地点の実測標高と地形図上の水準点や三角点のンとよく似たパターンを示す．これに対して，が地下水を涵養しているか，あるいは地下水が標高を用い，③の帯水層基盤面漂高は地質断面

信濃川の後背湿地に位置し，透水性の低い粘性河川へ流出しているかは，河川流量を一定区間

図やボーリング柱状図などを参考に必要なデー

土が卓越している川崎公民館では，市街化地域

ごとに流量観測すれば明らかになるが，信濃川タを作成する．しかし，④の透水係数と⑤の有の地下水位低下に対する応答も鈍く，地下水位のような大河川の流量を高い精度で実測するこ

効間隙率は，地下水流動シミュレーションの中の回復に要する時間も非常に長い．

とは現実的には不可能に近い．地下水揚水量にで最も中枢となるパラメータであるが，一部のしかし，いずれの観測井においても，降雪期にしても，何万本もある井戸からの揚水量を個別観測井で実施されている揚水試験結果によれば，地下水位が低下し，融雪期から水田かんがい期にすべて実測することはできないから，おおよ

透水係数は場所や深さによってかなりのバラツ

にかけて地下水位が上昇するという，消雪用地

その揚水量を推定するのが精一杯である．

キが見られるし，また有効間隙率に関するデー

下水利用地域特有の地下水循環が見られる．

このような多くの不確実な要因を含む現象を定タもほとんど皆無である．⑦の地下水揚水強度④長岡平野の地下水流動シミュレーション

量化するには，地下水シミュレーションモデル

分布は，昭和56年度に環境庁が長岡市や建設省

積雪地域においては地下水が克雪対策に重要なとパラメータ同定モデルを活用する方法がある．

などの協力を得て行った地下水揚水量実態調査役割を果しているとはいえ，過度な地下水利用

ここでは，有限要素法という数値計算法と非線を参考にデータを作成することができるが，⑥は井戸水の枯渇だけでなく，地盤沈下などの公形最適化法を用いて，長岡平野の地下水収支解の地下水総揚水量は，シミュレーションに用い害の原因となる．このような環境への悪影響を析を行った．その概要は次のようなものである．

るには実態調査の精度が低く，また⑧の農地か抑制しつつ，合理的な地下水利用を行うために

長岡平野のような広域地下水流動系は，扱う領らの地下水涵養量は，実測も推定も困難である．

は，地下水賦存量の経年変化や，農地あるいは域の水平的な広がりに対して，流動地下水の水

このように地下水流動のシミュレーションには河川と地下水循環との関わりなどを定量的に明深が浅いという特徴をもつ．このような場合は多くのデータが必要にもかかわらず，その一部

らかにし，地下水の保全・管理体制を確立する

水平方向の流れに対して，鉛直方向の流れが無には未知なパラメータが含まれざるをえない．

必要がある．

視でき，このようなモデルを準三次元モデルとこれらの未知パラメータを地下水流動のシミュ

図６は，長岡平野の地下水流動を模式的に描い呼んでいる．さて，有限要素法では，対象とすレーションモデルから逆に求めようという方法たものである．長岡平野では，地下水は消雪利る領域を基本要素で分割し，各節点で地下水位が，いわゆるパラメータ同定モデルである．つ

用のみならず，工業用水，冷暖房用水，雑用水を計算する．図７は，計算の対象とする総面積

まり，通常のシミュレーションでは，数理モデとして，１年中利用されている．このため，た

78.4kｍ 2の信濃川右岸地域を，基本要素である

ルにパラメータを入力して地下水位分布を出力

えず市街地中心へ向かう地下水の流れが形成さ三角要素で分割したものである．メッシュ分割

するが，パラメータ同定モデルでは，実測値のれている．揚水による地下水貯留量の減少を補の節点の一部は黒丸となっているが，これは地

信頼性が最も高い地下水位分布を入力して未知図６−長岡平野の地下水流動模式図

バラメータを出力する．このようなパラメータの同定は試行錯誤を繰り返して経験的に行うこともできるが，その難易度は，求めるパラメー
タ数が増加すると指数関数的に高くなる．そこ
で，未知パラメータの同定を自動的に行う方法
として，非線形最適化法が開発され，数理モデ
ルと併用して利用されるようになってきた．そこで次に，以上の方法を用いて求めた長岡平野の地下水収支を概観してみる．

URBAN KUBOTA NO.27｜54

⑤長岡平野の地下水収支

図７−長岡平野の有限要素メッシュ分割図および土質分類図

図８−第３帯水層下限等高線図

地下水位の観測結果をもとに，パラメータ同定
モデルを用いて計算した長岡平野の地下水収支が表１である．なお，同定した期問は昭和59年１月から昭和60年１月までの，ほぼ１水文サイ
クルに相当し，計算地下水位と実測地下水位との対比は図５に示すとおりである．
表１によれば，地下水貯留量減少の大部分は，地下水が消雪用水として大量に揚水された12月下旬から翌年の２月中旬にかけて生じており，ほぼ一年間に約300万ｍ 3 の地下水貯留量が減
少していることがわかる．一方，市街地において消費された純消費水量，すなわち揚水量から還元量と雨水浸透量を差し引いた水量は約4,200万ｍ 3 である．これに対して，農地からのかんがい水や雨水の浸透により涵養された水量は約3，900万ｍ 3 であるから，市街地における純消費量の約93％が農地から補給されていることになる．次に，農地からの補給を時期的にみてみると，その大半は３月初旬から６月中旬に集中しており，融雪水と水田かんがい水が非常に重要な地下水涵養源となっていることがわかる．
この他の期問でも，雪によって地表面が覆われる12月中旬から２月中旬までの期間を除いて，
水田かんがい水や農地へ降った雨による地下浸透が毎月約200万ｍ 3 前後に達していることがわかる．
一方，図７にも示してあるように，対象領域の周囲は西を信濃川に，北を猿橋川に，それ以外を丘陵によって囲まれている．これらの全境界を通して出入りする量を示したものが，表１の境界流入量であるが，表によると，境界となっている信濃川や猿橋川へ，１年間に約10万ｍ 3

表１−長岡平野の地下水収支<ｍ3>の地下水が流出しており，これらの河川からは
長岡市街地を中心に地下水位の低下する12月から翌年の3月にかけては流入量が一時的に卓越するものの，一年を通してみると河川へ流出す
る地下水の方が多いことがわかる．
ところで，有効間隙率とは地下水面が単位深さだけ低下したときに，排出される水量と考えてよいが，砂層が最も大きな値を持ち，地層を構成している土粒子の粒径がそれより大きくなっても，小さくなっても減少する．つまり，砂層が地下水を貯留するのに最も効率的であるといえる．長岡平野の地下水シミュレーションでは，
図７に示すように，全領域の表層地質（土質）を５ブロックに分類し、それぞれのブロックご

URBAN KUBOTA NO.27｜55

とに有効間隙率の値を同定しているが，その値よる間隙の閉塞などで，うまく機能しない場合て，冬期に冷水を地下貯留しておけば，夏期には，信濃川沿いの中・下流部に卓越する砂層でが多い．また，今回の調査研究結果では，信濃は冷房用水としても使えるという技術の多用性

0.252，信濃川沿いの中･上流部に卓越する礫層

川などの大河川ですら，地下水涵養の寄与度がにある．積雪地域で普及している地下水を用いで0.142，粘土やシルトなどの細粒堆積物から必ずしも高くないことが明らかになった．このた消雪技術は，帯水層熱エネルギー貯留技術の構成される信濃川の後背湿地では0.090である．

ことは，非常に低い速度でしか浸透しない地中広域版とでもいえよう．

そこで，それぞれの要素の地下水面から基盤面の水の流れを考えるとき，地下水の涵養手段は

さて，浅層地下水の平均水温はほぼ年平均気温までの体積に，その要素の有効問隙率を乗じ，注入井戸のような点源よりは，河川のような線に等しく，水温の時期的・場所的変化も小さい

すべての要素に対して合計すると，それぞれの源が，そして線源よりは水田のような面源の方といわれるが，地下水温分布には明瞭な経年的時期における地下水貯留量が計算できる．シミが，大きな効果があることを意味している．

サイクルがあることが，長岡平野における地下ュレーションでは第３帯水層の下部を実質的な⑥地下水温の形成機構

水温分布調査の結果明らかとなった．図９は，基盤として計算しているが，その第３帯水層下

第１次石油ショックの後，高騰する石油資源に

昭和59年４月から翌年３月まで，ほぼ１ヶ月間

限の等高線は，図８に示されるとおりである．

代わる新しいエネルギー資源として世界各地で隔で調査した地下水温鉛直分布図である．なお

では，第１，第２，第３帯水層中の地下水貯留

太陽熱，地熱などのエネルギー開発が活発に行

その断面は図４に示してあるように，長岡平野

量はどれくらいであろうか．計算によると，昭われたことがある．現在，石油価格が下落しての上流部滝谷から長岡市街地を通り，下流部見和59年１月から１年間で最も減少したのは昭和いるため，一時の積極的な開発姿勢も下火にな

附市付近まで至る線上に位置している．図より

3

59年２月中旬の８億9512万ｍ で，また最も増ったが，現在も活発に研究が続けられている技

明らかなように，地下水中には，冷水塊と温水加したのは昭和59年12月初旬の９億4086万ｍ 3術がある．それは，帯水層の良好な断熱的性質

塊あり，その発達から消滅の過程に違いが見である．現在，貯水容量が日本最大のダムは福に着目した，帯水層熱エネルギー貯留技術であられる．

島県奥只見ダムで，その総貯水量は6億144万る．これは，熱エネルギーの需要が少ない夏期

２月下旬には低下していた地下水面は，消雪揚

3ｍ であるから，長岡平野の信濃川右岸地域のに，太陽熱や，工場，火力発電所，ゴミ焼場な

水量の滅少と融雪水の浸透により，３月下旬に総地下水貯留量はそれをはるかに上回っている

どの廃熱を利用して暖めた温水を地下の帯水層

は大巾に回復している．水田地帯を中心に浸透ことになる．一方，地下水位の最高期と最低期へ貯留しておき，熱エネルギーの需要の多い冬した冷たい融雪水は，その直下の地下水表層部の地下水貯留量の差は約4,600万ｍ 3 であるか期に，家屋暖房，ハウス栽培，消雪などに利に強力な冷水塊を形成する．しかし融雪水の浸ら，冬期の地下水利用により利根川水系では浦用しようというものである．北陸農政局では，

透はまもなく終わり，水田に代かき用の水が張山ダムの，あるいは木曽川水系では阿木川ダム

福井県の砂丘地を利用して，帯水層熱エネルギられるようになると，浸透水の水温は徐々に上のほぼ一杯分に相当する地下水貯留量が消費さ

ー貯留技術を用いたハウス栽培の実用化試験を昇し，冷水塊の上部に温水域が形成されてくる．

れたことになる．

行っているし，ＪＲ長岡駅でも，上越新幹線の冷水塊は，地下水の流動に伴って周囲に広がり

地下水を人工的に涵養する方法に，井戸を用い融雪のため帯水層熱エネルギー貯留技術が開発大きくなるが，その中心の水温はどんどん上昇て地下へ注入する方法があるが，徴細土粒子にされている．この技術の特徴は，発想を転換しして，やがて消滅してしまう．図３にも示した

しろ

図９−長岡平野の地下水温鉛直分布図

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ように，水田の田面水温は30℃以上にもなるこ

移動した温水塊は冬期の地下水の大量揚水によが，生活の利便性に与えた貢献度には計りしれとがあるが，その影響は当然水田からの浸透水

り消費されていく．一見すると，何の変哲もなないものがある．今後，この技術のマイナス要の水温にも反映され，水田地帯の地下水表層部

いようにみえる地下水の動きにも，このように因となっている地盤沈下などの公害間題に対処

で８月には24℃もの高温体が形成されている．

複雑な地下水温の形成機構が秘められている．

するためには，単に地下水の乱用に対する規制

秋になって水田が非湛水状態になると，地下水⑦積雪地域の地下水利用のあり方を強化するだけでなく，地下水の保全と管理体

表層部の水温は徐々に低下するが，冷水塊と違環境問題を起こさずに地下水を最大限に活用す

制を確立する事が必要である．そのためには，って消滅することはなく，地下水面勾配に沿っるためには，その利用が保全・管理体制によっ

地下水の涵養機構や地下水温の形成機構などをて市街地へと流動していく．

てサポートされていることが必要である．国外

定性的･定量的に明らかにし，合理的な地下水

温水塊と冷水塊の移動性の違いは，温水と冷水の例をあげると，汚濁したライン川の河川水をの利用・保全･管理システムを確立しなければの物性の違いにある．冷水は温水と比べて密度

飲料水源とせざるを得ないオランダでは，ライならない．

が大きいため，冷水塊はより深部へと移動しよン川の水は処理された後，砂丘地へ導入され，長岡平野における地下水調査の結果，水田が重うとする．これに対して温水は密度が小さいた浸透池から地下浸透されている．このように砂要な地下水の涵養源となっているばかりか，地め，浮力によって地下水表層部を水面勾配に沿丘地をフィルターとして利用することによって下水温の上昇にも大きな影響を与えていることって移動しようとする．冷水塊と温水塊の移動

飲料水の水質をさらに改善するとともに，貴重がわかったが，市街化地域の拡大によって水田性の違いは，単に密度の違いだけではない．地な飲料水源となっている砂丘地の地下水を人工

面積が減少したり，あるいは地下水涵養域とな

下水が地層中の間隙を流れようとするとき，そ的に涵養し，安定的に良質な地下水を確保してっている信濃川右岸上流部水田地帯の陸砂利採の粘性によって抵抗を受ける．すなわち粘性のいる．一昨年，ライン川沿いの化学工場で火災取と難透水性土の埋戻しによる地下水涵養機能

大きな地下水は，粘性の小さな地下水と比べてが発生し，河川水が有害な化学薬品で汚染されの低下など，地下水の保全上好ましくない状況

地層に対する透水性が悪くなる．そして地下水て大きな問題に発展した事件は記憶に新しいが，もみられる．地下水を人工的に強化し，また地の粘性は，その水温によって大きく左右される．

オランダの水道関係者の話では，このような非下水温の上昇を図るためには，非かんがい期の地下水の地層中における流れ易さは，地下水の常の際に充分なだけの飲料用地下水が砂丘地に水田利用や休耕田の活用など，積極的な地下水密度に比例し，粘性に逆比例するが，同一の地貯留されているという．水資源の乏しいイスラ

保全策が必要となってこよう．そして，さらに層で同一成分の地下水であっても，たとえば40

エルでも・オランダで見られたような徹底したは，都市と農村のバランスある発展が地域の環℃の地下水は０℃の地下水と比べて約３倍も透地下水の利用・保全・管理体制がとられている．

境保全の面からも非常に重要であることから，過度が高くなる．このことは，すなわち冷水塊

このような諸外国の現状をかい間見るとき，無地下水利用計画なども含めた総合的な土地利用は移動しにくく，温水塊は移動しやすいという原則な地下水開発と被害が顕在化してからの地計画を検討していく必要があろう．

ことを意味している．図９には上に述べたよう

下水採取規制という方法から，総合的な地下水

な理由による温水塊の発達と移動の様子がよく

管理体制への移行の必要性が強く感じられる．

現れている．そして，12月下旬に中間地帯まで

さて，積雪地域における消雪用地下水利用技術

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地下水汚染の現場から―汚染機構の解明と対策の確立のために―
佐藤賢司＝千葉県水質保全研究所地盤環境研究室
稲生義彦＝千葉県環境部水質保全課にれい楡井久＝千葉県水質保全研究所地盤環境研究室長・東海大学講師①はじめに②地下水汚染現場る．そして，これらの帯水層の上位にもう１つ

地下水汚染は，古くからある公害の１つである

この地下水汚染は，標高約30ｍの関東ロームにの帯水層がある．すなわち，常総粘土層の上位が，近年，トリクロロエチレンやテトラクロロ

発生したものである（図１）．台地上のある工かつ関東ローム層の最下部に宙水が存在し，宙エチレンといった比較的耳新しい物質による地場で，金属表面処理工程から出た６価クロムイ

水層を形成している．

下水汚染が新聞紙上を賑わしたことから，再びオン（以下Ｃr6+ と略す）を多量に含む廃液が，これらの帯水層系の地下水流動を立体的に把握

社会的に注目を浴びるようになってきた．しか一時期，地下浸透していたことから発生した汚するために，多数の地下水位・地下水質観測井

し，数多い地下水汚染現場の中で，汚染対策が染である．地下浸透に用いられた浸透桝は，関を設置した．経費節約のため，すべての地質ボ実施されている例は少なく，その大半は汚染機

東ローム層を幅４ｍ四方，深さ３ｍの大きさにーリング孔を観測井設置に利用した．さらに，

構の解明もなされていないのが実状のようであ素掘りしたもので，２ヶ所あったようである．

これを補充して，第２帯水層用と第１帯水層用

る．地下水資源を管理し有効に利用していくと地下浸透の期間は1965年〜1971年と推定され，の観測井を新たに設置した．帯水層別観測井数

いった観点からは，各地下水汚染現場での科学

北側のものは初期の一時期に，その後は南側のは，第３帯水層用が４井，第２帯水層用が16井，的調査に基づく地下水汚染機構の解明と，早急ものが使用されていたといわれている．そして第１帯水層用が16井，そして宙水層用が23井でな対策が望まれるところである．

1983年になって，浸透桝から150ｍ離れた３つある．

地下水汚染調査は，いかなる場をどのように地の家庭用井戸の井戸水が汚染されているのが発以下に，各帯水層における地下水流動と，それ下水が流れ，また汚染物質が地下水によってど見された．井戸水のＣr6+濃度は，最高2.7ｍg/lに伴う汚染物質の移動経路を，汚染の進行に沿のように移動・拡散したかを解明することであであった．

って述べることにする．

る．筆者らは，地下水汚染調査の３原則として，③地下水汚染機構

Ｃr6+を含む廃液は，浸透桝だけでなく，浸透桝

次のようなことを提案している．

この地下水汚染現場では，多数のオール・コアにつながる排水溝からも地下浸透し，関東ロー①帯水層単元の確立による地質ボーリングが行われた．まず，汚染ム層中をあまり側方に広がることなく宙水層ま②各帯水層や帯水層間の地下水流動の解明

源と考えられた浸透桝の近傍，汚染された家庭で降下したと考えられる．これらは，浸透桝や③汚染物質の移動経路と拡散・吸着過程の解明．

用井戸の近傍，ならびにこれらの中間の２地点

排水溝の直下では，宙水層より上位の関東ロー

このように，まず地下水流動の場を明らかにすで，深度60ｍの地質ボーリングを行った．地下

ム層中に連続して高濃度のＣr6+ が検出されるるといった考え方は，地下水盆管理の考え方と地質を明らかにして帯水層単元を確立すること

ことと，これらの地点から数メートル側方に離同じである．ここでは，関東ローム台地におけと，ボーリング・コアに含まれるＣr を分析れると，同じ層準の関東ローム層にＣr 6+ が検る６価クロム地下水汚染現場の事例を示し，そして，どの帯水層まで汚染が進行しているのか出されなくなることから推測されることである．

の調査と対策について述べる．

を確認することが主な目的であった．次に，汚関東ローム層には，植物の根の跡といわれる細染がみられた深度30ｍまで（後述する第２帯水孔が無数にみられるが，これが地下水の垂直移層まで）について，12地点で地質ボーリングを動に貢献しているようである．

行った．汚染の平面的広がりを見極めるために，

宙水層では，浸透桝・排水溝の側方に汚染が拡

ボーリング地点は，汚染の確認された地域から大するとともに，下位の常総粘土層や，さらに始まり，外側に広げていった．最後に，ごく浅下位の凝灰質砂層にも汚染が進行している（図い部分（後述する宙水層まで）の汚染状況をみ

３）．しかし，宙水層〜常総粘土層の平面的汚るために，浸透桝周辺の23地点で深度６ｍの地染分布をみると，高濃度汚染域が南方に，すな

質ボーリングを行った．さらに，これを補足す

わち，地下水位分布から推定される宙水の流動るために，深度４ｍ〜６ｍのハンドボーリング方向に帯状に延びており，宙水の流動とともにによる調査も16地点で実施している．

Ｃr 6+ が移動していることが読み取れる．詳細

地質ボーリングにみられたこの地域の地下地質

なＣr 6+ の移動状況は，宙水の流動方向にほぼは，下位より，砂層と泥層の互層からなる下総

直交する断面上の汚染分布にみることができる．

層群の最上部，凝灰質砂層，常総粘土層，関東宙水層から第１帯水層への汚染の進行は，このローム層，そして表土からなる（図２）．下総現場の南東部にみられる常総粘土層のせん滅地層群にみられる３つの砂層は，それぞれ帯水層域と密接な関係が認められる．地質ボーリングを形成している．ここでは，上位のものから順

試料の分析結果によると，宙水層の汚染地域でに，第１帯水層・第２帯水層・第３帯水層とよあっても，常総粘土層が発達している地点では，

ぶことにする（各帯水層の下位にある泥層も，第１帯水層の自由地下水面より上位の砂層から上位のものから順に，第１加圧層・第２加圧層はＣr 6+ が検出されないが，常総粘土層がせん

・第３加圧層とよぶ）．第１帯水層は不圧帯水滅している地点では，この砂層からもＣr 6+ が層，第２帯水層と第３帯水層は被圧帯水層であ検出される．このことから，常総粘土層のせん

図1−６価クローム地下水汚染現場

図2−汚染現場の地下地質断面図

6+

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図3の注＝地下水位は，南側浸透池の西側の観測井(No.1−1)の管頭を基準にして表示．汚染分布は，各
地質ボーリングの宙水層〜常総粘土層の地質試料にみられた最大汚染濃度＜溶出したＣr6+ の重量/地質試
料（湿潤状態）の重量＞（ｍg/kg）を使用．

滅地域では，宙水の一部が第１帯水層に降下し

図3−宙水層の地下水位分布と宙水層〜常総粘土層の汚染分布ていると推測される．そして，第１帯水層汚染地域の最上流部は，このような常総粘土層のせん滅地域と一致している．
地下水位分布から推定される第１帯水層の地下
水流動方向は，宙水層と異なり，北西方向が卓越している．汚染現場の北部や南東部では，これと異なる方向への流動もみられるが，これは，それぞれの下流地点にある谷への地下水流出によるものであろう．第１帯水層に降下したＣr6+が，このような第１帯水層の地下水流動方向に沿って移動していることが，第１帯水層〜第１加圧層の地質試料や第１帯水層の地下水の分析結果から明らかになった（図４）．また，各地
質ボーリング地点における第１帯水層〜第１加圧層の垂直汚染分布を比較すると，第１帯水層の下流側の地点ほど，高濃度汚染部の位置が下

図4−第1帯水層の地下水位分布と第1帯水層〜第1加圧層の汚染分布

がる傾向がみられる．第１帯水層の地下水が，より水位の低い第２帯水層へ漏水し，それとともに第１帯水層の汚染が第１加圧層へ進行しているようである．
第１帯水層の汚染分布には，もう１つ特徴的なことがある．それは，宙水層からＣr 6+ が降下している地点を除き，自由地下水面より上位の砂層からは，Ｃr6+ が検出されないことである．
このことは，第１帯水層が不圧帯水層であることを裏づけるとともに，自由地下水面の高さがあまり変動していないことを想像させるものである．第１帯水層の砂層は，ほぼ自由地下水面を境にして，層相がわずかに異なっており，上半部が細砂，下半部が粘土質細砂からなっている．上半部に較べて下半部の透水性が低いために，この境界付近に自由地下水面が形成されているようである．
第２帯水層の地下水位分布にみられる地下水流
動方向は北西方向であり，第１帯水層の地下水流動方向と大局的に一致する．そして，第２帯水層の汚染地域は，第１帯水層汚染地域の比較

図5−地下水汚染機構の概念図

的下流部に限られる。これらの地域では，前述
した第１帯水層から第１加圧層への汚染の進行が，第２帯水層にまで及んでいると考えられる．
第２加圧層以深については，地質ボーリング試料の分析結果をみる限り，汚染が進行していな
いようである．
井戸水が汚染された３つの家庭用井戸は，第２帯水層汚染地域の下流部に位置し，井戸深度か
ら推定して，第２帯水層・第１帯水層の地下水

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を利用していたと思われる．これらの井戸水をた井戸と観測井が設けられている．一方，汚染以上述べてきた対策の効果は，地下水質の監視

汚染した地下水汚染機構は，以上のように解明

地層掘削跡は，底部に亜炭と酸性白土を混合しにより明らかになった汚染分布の推移にみるこされた（図５）．

たものを敷き，汚染されていない関東ローム層とができる（図８）．図にみるように，第１帯

この地下水汚染現場では，宙水層の存在が汚染で埋め戻した．亜炭と酸性白土は，周囲から汚水層の汚染は大きく減少してきていることがわ

機構を複雑なものにしている．その理由として染地下水が進入した場合，Ｃr6+を還元・吸着さかる．この原因としては，第１帯水層の汚染地

次の２点があげられる．１つは，宙水層の地下せるためのものである．

下水の汲み上げが続けられてきたことに加えて，

水流動方向が，第１帯水層・第２帯水層の地下

第１帯水層・第２帯水層の汚染除去には，汚染

宙水層の汚染地層が除去されたことがあげられ

水流動方向と基本的に異なり，かつ局所的なこ地下水を揚水して除去する方法がとられている

る．このため，宙水層から第１帯水層への汚染と．そして，宙水層から第１帯水層への汚染の（図７）．揚水井としては，第１帯水層・第２帯

地下水の補給が減少したと思われる．一方，第進行が，特定の地域，すなわち，常総粘土層の水層の高濃度汚染域にある観測井や，汚染の先２帯水層では，汚染地下水の汲み上げが続けら

せん滅地域でみられることである．

端部にある観測井・家庭用井戸が利用されていれているにもかかわらず，汚染の減少はそれほ④汚染除去対策る．前者の場合は，汚染除去の効率がよく，後ど顕著ではない．この原因としては，第１加圧実施された汚染除去対策は，宙水層の対策と第者の場合は，汚染の進行を防ぐ効果がある．一層に吸着されていたＣr 6+ が，第１帯水層から

１帯水層・第２帯水層の対策とに分けられる．

般に地下水を汲み上げると，周囲の地下水が揚第２帯水層への漏水によって，徐々に第２帯水宙水層の汚染除去には，汚染地層，すなわち常水井に集まってくるが，汚染地下水の場合も同層へ移動してきたためと考えられる．ただし，

6+

総粘土層・関東ローム層の汚染部分を掘削して様で，揚水井では周囲の観測井よりもＣr 濃

汚染地下水の揚水が続けられている家庭用井戸除去する方法をとった（図６）．掘削した汚染度が高くなる傾向がみられる．

では，揚水開始以後，井戸水中のＣr 6+ 濃度が地層は，還元剤として硫酸第１鉄を混合し，あ揚水した汚染地下水は，亜炭を利用したＣr 6+

上昇してきたが，最近ではＣr 6+ 濃度が低下傾らかじめつくった貯蔵施設に入れ保存している．

除去装置で処理した後，深度450ｍの帯水層に向にある．汚染除去対策も，ようやく峠を越え

この貯蔵施設は，宙水層が汚染されていない場

注入している．この帯水層の地下水はフミン質始めたようである．この地下水汚染現場では，所で，関東ローム層を掘り下げ，周囲に防水シなため現在利用されていないが，このため，仮やがては清浄な地下水がもどってくることを信6+

ートを張ってつくったものである．貯蔵施設内に微量のＣr が混入しても，地下水中の有機には，汚染地層中の水を汲み上げたり，保存後物によりＣr 6+ が還元されることが期待できる．

のＣr 6+ の還元状況をみるため，集水管のつい

汚染地下水の汲み上げは現在も続けられている．

図6−汚染地層の除去手順およびその保存施設

じて，対策と監視が続けられている．

図8−第1帯水層・第2帯水層の汚染分布の推移

図7−汚染地下水の汲み上げと処理

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