1）紀伊山地のハザードと文化諏訪浩（東京大学空間情報科学研究センター・立命館大学歴史都市防災研究助（客員））

国際地理学連合 2013 京都会議の野外巡検の一つ COMLAMD 2013 Field Trip to Kii Peninsula,
Japan を KII PENINSULA: Natural Hazards and
UNESCO Cultural Heritages と題して，July 31 August 3, 2013 の 3 泊 4 日の日程で，海外から 14名，合計 19 名の参加を得て実施した。
巡検の目的と内容は以下のようであった。
Outer Belt of Southwest Japan consists of mountain
ranges newly made up as accretionary prisms whichhave been being kept build since Cretaceous period
due to accretion of sediments underneath the edge of acontinental plate by subduction of a sea plate,
nowadays Eurasian Plate by Philippine Sea Plate. Kii
Peninsula is located south of Kyoto and in one ofthese mountain ranges.
Uplift rate of the mountain range reaches 0.3 m bylast 10 decades. Large amount of rain falls due to theelevated mountain range. Rainfall onto thesoutheastern slope of Kii Peninsula often exceeds 4
meters a year. The region is therefore blessed withnatural diversity owing to such temperate humid
climate as well as suffers from landslides that are
induced by heavy rainfall. Slope instability is preparedby various processes. Earthquakes of subduction typecontributetoprepareslope
instability.
Subduction-type earthquake of magnitude 8 repeats
periodically with a recurrence of 90 - 150 years.
Earthquake of M 9 also may occur with lower
frequency. Peoples living in Kii Peninsula often sufferfrom landslides. Recent marked disasters fromlandslides occurred in 2011, 1953 and 1889. Some ofsuch slide spots and debris flows as well as
management strategies associated will be visited.
The trails called as Kumano Kodo along themountain ranges have been used for pilgrimage since
11 Century which connect three Kumano Grand
Shrines and the Koyasan Complex Temples. All ofthese shrines, temples and trails for pilgrimage wereregistered as a UNESCO Cultural Heritage in 2004,
some of which will be visited.
During a trip we will also visit various land-use
spots along the mountain range, river and coast,

including habitation, agriculture, logging, sand mining,hydro-power plant, hot spa, and so on.
１日目:京都 8 時発。紀伊山地へ。①付加体の混在岩露頭，②2011 年 12 号台風豪雨により河原樋と赤谷，清水で起きた深層崩壊，③谷瀬の吊橋，④明治 22 年高津中山崩壊地すべりダム跡地，⑤
十津川村歴史民俗資料館，⑥十津川村泊
２日目: 十津川村発。①明治 22 年重里久保谷山崩壊跡地と“大畑瀞”2011 年決壊，②玉置山と玉置神社。白亜紀堆積岩中の枕状熔岩，③大峯奥駆道を歩く，④熊野本宮大社，⑤新宮市歴史民俗資料館，⑥熊野速玉大社，⑦那智勝浦町泊
３日目: 那智勝浦町発。①新宮〜那智勝浦付近の堆積段丘，②熊野那智大社，③2011 年 12 号台
風豪雨で那智勝浦町で起きた表層崩壊と土石流による被災跡地，④那智勝浦から国道 168, 311,
371 と高野龍神スカイラインを経て高野町へ。紀伊山地の山々を展望，⑤高野山の宿坊泊
４日目：高野山を出発。①金剛峯寺，奥の院，
関東大震災供養塔，壇上伽藍，など，②かつらぎ町花園の北寺と金剛寺の 1953 年地すべり跡地，③有田川流域の地形，地すべり地，二川ダム。19時に京都帰着。
災害と文化，歴史の関わり，表層崩壊，や深層
崩壊，地すべりダム，川津波など，ハザードの素因としての地質，地形，植生，誘因としての降雨，
地震などについて活発な議論が交わされた。それらについても言及する。

2）

崩土の河川突入に伴う混相流の運動特性

Motion characteristics of multiphase flow generated by the rush of rock avalanches into themainstream
中屋志郎 (同志社大・理工)
Shirou NAKAYA, Doshisha University
１．はじめに2011 年台風第 12 号に伴う降雨により紀伊半島四万十帯では多数の斜面崩壊が発生した．これらは，崩壊の発生機構，崩壊の規模，崩土の運動機構および堆積機構において多様性が認められた．崩土の運動機構と堆積機構に着目すると，崩土が移動土塊の形態で斜面脚部の河谷に達して地すべりダムを形成したタイプ，崩土が移動土塊に比して破砕が進行した状態で斜面脚部の河谷に達して地すべりダムを形成したタイプ，さらに，崩土が岩屑
なだれ，土石流，あるいは岩屑なだれや土石流とは異なる運動形態に発達したタイプが存在する．後三者に関しては崩土が斜面脚部の本川に達した事例，および地すべりダムを形成しなかった事例がある．一つの崩壊地内の崩土滑落斜面において崩土の堆積形態と分布様式に着目すると，崩土の運動方向の先端から後方にかけて，岩屑
なだれまたは土石流堆積物，ローブ状崩土堆積物，移動土塊の順に堆積物の状態が遷移して行く過程が認識された事例がある．崩壊の発生機構，崩土の含水量，および岩石の物性によっては，これら三者のうち他の堆積物の形態を欠く場合も認められた．このように，崩壊の発生から崩土の運動および堆積に至る過程においては，系統的な発達様式が認められた．本講演では上記の崩土運動
および堆積過程のうち，岩盤崩壊による崩土の河川突入現象と，これに伴い河谷において生じた崩土と河川水の相互作用に関して，運動痕跡の調査・計測による基礎的研究を行った結果を述べる．研究対象としたのは奈良県
十津川水系の小原谷と濁谷において発生した事例である．
小原谷と濁谷は類似した地形・地質的特徴を持つ．いずれも上流域の谷地形の規模が大きく，大局的には縁辺が急崖に取り囲まれて西側に開放・傾斜した半球状・凹状の幅広い斜面地形を有する．対照的に本川との合流点付
近の谷地形は湾曲・狭窄した峡谷部と急崖を成している．
２．崩壊地の概要
２．１．小原谷の崩壊
小原谷流域には，四万十帯日高川層群龍神層の緑色岩を伴う砂岩泥岩互層が分布する．北傾斜のスラストと小断層が発達する典型的な付加体であり，剪断変形が著し
い．崩壊源頭部の基岩は黒灰色を呈する新鮮な泥岩から成る．崩壊は流れ盤構造において発生している．崩壊源
頭部から斜面脚部の本川河床までの比高は 560 m，崩土の水平方向の運動距離は最大で 1000 m，崩土滑落斜面の平均勾配は 30°，崩土運動域の幅は最大で 60 m に達する．
崩土は崩壊源頭部付近から脚部本川の河床付近に至るまで広域にわたり堆積し，本川との合流点には扇状地を形成した．崩土の一部は河川に突入するとともに川幅 150m の本川を経て河川水と共に対岸斜面に達した．崩土運
動域では，偏流痕跡，境界層剥離を示す岩屑しぶき (1) (2)，
表土の洗掘または削剥の痕跡，条痕，擦痕，物体の衝突
痕跡，斜面に付着または堆積した岩屑，傾動・転倒または切断された木本および草本，樹幹切断部の傾動したさ
さくれ，樹皮の剥落など多様な運動痕跡が認められた．

２．２．濁谷の崩壊
濁谷の流域には，四万十帯日高川層群美山層の暗緑色泥岩および砂岩泥岩互層が分布する．これらは付加体形
成時のスラストの上盤に相当し，剪断変形を受けている．
これらの地質体は難透水層を形成している．崩壊源頭部から斜面脚部の本川河床までの比高は 550 m，崩土滑落
斜面の平均勾配は 23°である．崩土の水平方向の運動距
離は最大で 1300 m に達する．斜面を滑落した崩土は河川に突入するとともに，河川水を伴い河床幅 190 m の本川を経て対岸斜面に迫り上げた．この過程で一部は尾根を乗り越えて剥離した．崩土は崩壊源頭部の滑落崖直下の斜面から本川の河床に至るまで広域にわたって堆積し，本川との合流点付近において扇状地を形成した．
崩土運動域と本川河床および河岸には，表土の洗掘または削剥の痕跡，斜面に付着した崩土，流木，倒木および傾動木，樹幹切断，樹幹切断部の傾動したささくれ，
樹皮の剥落，人工物の転倒，変形，付着，物体の衝突痕跡など多岐にわたる運動痕跡が認められた．
３．研究方法小原谷の崩壊に関してはトータルステーションを用いた地形，崩土，および運動痕跡群に関する測量と，崩土および岩盤の地質調査を行った．崩土滑落斜面の偏流痕跡に関しては，両岸における植生の残存域と同流失域の境界線を計測して，崩土運動の表面位置の変化過程を調べた．偏流を生じた峡谷部の流路中心線，両岸谷壁と流路下底との境界線，および流路横断面の形態を計測した．
崩土迫り上げ斜面の盛土法面に形成された運動痕跡群に関しては次の内容の計測を行った．盛土の洗掘痕跡については，洗掘領域の輪郭を計測した．条痕については線的であるため，この伸長形態そのものを計測した．転倒・傾動した木本および草本については，地面に付着したままの根元を始点，幹または茎の先端あるいは切断点を終点とする一種の有向線分と見なしてこの 2 点を計測した．以上のようにして計測した運動痕跡群の空間分布を重ね合わせて，分布特性と相互関係を解析した．
濁谷の崩壊に関しては地形測量を行うとともに，レーザー距離計等を用いて崩土と運動痕跡群の空間分布，方向，および形態について計測した．これに加えて崩土および岩盤の地質調査を行った．
４．結果
４．１．小原谷の崩壊
崩土迫り上げ斜面には，最大直径 20 m に達する計 6 個の岩塊が一群のまとまりを成しつつも離散的に堆積した．
外形は三角錐状，扇型状，曲率を持つ棒状を呈する．一群の中央に位置する岩塊は丘状の本体部分と，間隙をもってこれを円弧状に取り巻く紐状の部分から成る二重構造を示す．岩塊群は層理面が認められる泥岩や泥岩勝ち
砂岩泥岩互層から成り，緻密かつ硬質で風化が進んでいない．岩塊内部に生じた破壊ブロックは回転を示す配列を成す．岩塊は以上に示す流れ山の特性を持つ．波状堆

積物は岩塊と同じ岩質の破砕された岩屑から成る．これらはいずれも盛土法面の上方から下方へ伸長・堆積しており，形態はいずれも曲線的であった．洗掘痕跡の形態には階層性と連続性，および並列性の要素と，発散，回転，収束，反射の構造が存在すること，分布に関しては相異なる 2 方向性が存在するとともに，両者は同所的に共存することがわかった．波状堆積物および洗掘痕跡は，斜面の一領域を境にして本川横断方向に線対称性を持ち，これより本川上流側では右回転，下流側では左回転を示
すとともに，いずれの曲率もそれぞれの方向へ漸次変化
して行くことが明らかになった．転倒または傾動した木
本および草本の方向には多様性が認められた．これらの示す方向は，その近傍に位置する洗掘痕跡の伸長・回転
方向，条痕の伸長方向，岩塊または波状堆積物の伸長・堆積方向のいずれかに調和的であった．
４．２．濁谷の崩壊
崩土迫り上げ斜面においては，黒灰色の泥岩から成る
岩屑が元の河床から 18 m の高さまで堆積していた痕跡が認められた．表土および植生の被損傷領域は元の河床から最大で 60 m の高さに及ぶ．岩屑の堆積した位置より斜面上方にかけては，樹木被害に関して，根元付近からの樹幹切断とこれに伴うささくれの傾動，これより高い位置での鋭利な樹幹切断，倒木の順に系統的な遷移過程が認められた．表土の洗掘痕跡は，岩屑の堆積位置より斜面上方へかけて複数にわたり波状に繰り返す形態を成して分布していた．これらの運動痕跡群は崩土滑落斜面の一領域を中心として，本川横断方向に線対称性を示して分布すると共に，発散，回転，反射の要素とパターンを持つことが明らかになった．岩屑は先述した位置よりも斜面上方には存在しない．これに対し，樹木の根元付近
または樹幹の切断面に砂礫の堆積が認められた．国道
168 号線小休場橋の橋脚と欄干に刻まれた衝突痕跡の示
す方向はそれぞれ，崩土迫り上げ斜面に近い本川河床と崩土迫り上げ斜面上へ収束することがわかった．
５．考察
５．１．小原谷の崩壊
偏流痕跡に対し，Knapp(3)および Lenau(4)の力学モデルと，これらに基づく応用結果 (5)-(9) を適用すると，崩土の運動速度は 9-28 m/s と求められた．Lenau の理論式を直接適用した場合，外岸側における最初の波動の頂点が出現する位置までの距離に関して，理論による計算値は実測値に対し 32%の過大な誤差を生じた．これは内岸側から発生した衝撃波の角度が大きかったことと，混相流の持つ物性の多重性に起因するものと考えられる．黒灰色の泥岩から成る岩塊と岩屑を堆積・付着させた運動は岩屑なだれであったと考察される．岩屑なだれの突入に伴い，岩塊・岩屑と河川水を主とする高速の混相流が発生して対岸に迫り上げたものと考えられる．盛土法面に形成された運動痕跡群はいずれも流跡線に相当する要素を示すと考えられるが，一部において流線の接線方向に調和した要素が含まれる．これらが表す発散，回転，収束，反射のパターンは，高速混相流とこれの斜面迫り上げに伴う階層的・組織的渦運動，および斜面衝突に伴う反射波の存在を示すものと考えられる．一部の洗掘痕跡には，
壁面に斜め入射するソリトンのマッハ反射に見られる特徴に酷似した形態が認められた．これに対し Miles の理論(10)-(12)を適用した結果，入射波・反射波・ステム波の交点の移動速度は 27 m/s と求められた．
５．２．濁谷の崩壊
崩土迫り上げ斜面に認められた運動痕跡は，境界層剥

離を示す岩屑しぶきに類似した現象であり，崩土本体部
分の河川衝突に伴う衝撃により発生した土砂・河川水・空気から成るしぶき，すなわち階層性と組織的構造を持
つ高速の固気液三相流が斜面に衝突した結果，形成されたものと考えられる．しぶきの運動は崩土本体に比して鉛直距離にして 43 m 上方まで達していた．崩土迫り上げ
斜面の運動痕跡群が示す発散，回転，反射のパターンは，崩土の河川突入から対岸斜面迫り上げの運動に随伴した
渦輪と，斜面衝突に伴う反射波を反映したものであり，
小休場橋に刻まれた衝突痕跡は，崩土本体の河川突入に伴う河床からの衝撃波と，崩土およびしぶきの対岸斜面
衝突に伴う反射波を反映したものと考察される．
６．まとめ
斜面崩壊に伴う崩土の運動と堆積に関する現象のうち，岩盤崩壊による崩土が斜面脚部の本川に突入することに
より河川水と河谷に影響を及ぼした事例を検討した．その結果，崩土の主部が岩屑なだれに発達し，高速の噴流となって河川に突入したこと，この運動により岩塊・岩屑と河川水を主とする高速の固気液混相流が形成されるとともに，これらの運動が，渦輪と衝撃波の性質を持つ
非線形波動であったことを明らかにした．本研究の事例における高速の岩屑なだれの発生・発達と河川への突入
現象は，物理学的には混相噴流の発生，運動，および衝突とこれに随伴する渦運動・波動の発生の一機構として捉えることができる．岩屑なだれは重力流の一種であるが，その発生と，流路の湾曲・狭窄部の通過から河川への突入に至る運動過程においては，混相噴流の性質を伴う場合がある．同時にこれらの現象は地球科学的な観点から，地殻応力に起因した地形構造発達史における一機構として捉えることが重要である．紀伊半島四万十帯は，西南日本外帯に作用する地殻変動の影響を強く受けた地形構造および地層の屈曲構造(13)が発達する場であり，これらの一部は活構造(13)である．すなわち，岩盤崩壊の発生から崩土の運動および停止に至る一連の侵食・堆積過程は，テクトニクスを反映した裂罅構造・地質構造を持つ地盤と降水，およびこのような特徴を持つ地盤の内部を運動する裂罅水の，三者の相互作用の結果として生起する現象である．
引用文献(1) 松田, 有山, 地震研究所彙報, 60 (1985), pp. 281-316.
(2) Nakaya, S., Abstract of IGU Kyoto Regional Conference
2013 (2013), [GS130-2] Disaster Research (2), 2).
(3) Knapp, R. T., Transactions, ASCE, 116, 2434 (1951), pp.
326-347.
(4) Lenau, C. W., Journal of the Engineering Mechanics
Division, ASCE, 105, EM1 (1979), pp. 43-54.
(5) 芦田, 高橋, 新井, 京大防災研年報, 24, B-2 (1981), pp.
251-263.
(6) 諏訪, 月刊地球, 19, 10 (1997), pp. 612-618.
(7) 諏訪, 石井, 藤田, 京大防災研一般共同研究 15G-06 報
告書 (2005), pp. 29-37.
(8) 諏訪, 志方, 奥田, 京大防災研年報, 26,B-1 (1983), pp.
413-433.
(9) 上原, 水山, 砂防学会研究発表会概要集 (1981), pp. 4849.
(10) Miles, J. W., J. Fluid Mech., 79, 1 (1977a), pp. 157-169.
(11) Miles, J. W., J. Fluid Mech., 79, 1 (1977b), pp. 171-179.
(12) 灘井, 都司, 月刊海洋, 号外, 15, (1998), pp. 129-134.
(13) 紀州四万十団研, 地団研専報, 59 (2012), 附図.

3)

ダム建設前後の河況係数変化からみた治水効果の検討＊

一番ヶ瀬 彩（千葉大・教育・学），濱田浩美（千葉大）

１．はじめに
平成 23 年 3 月の東北地方太平洋沖地震以降，自然災害に対する意識は非常に高まっている。しかし，日本列島では地震・津波災害とともに豪雨，洪水を引き起こす気象災害の対策も課題である。温帯アジ
アモンスーン気候に属し，環太平洋造山帯に位置す
る日本列島は，昔から治水に取り組んできた。近年でも不安定な気象条件によって大規模な水害が生じている。
洪水調節を目的に含むダムは，その効果に大小の差異はあるが洪水調節機能を必ず有する構造物である。また近年，治水のみを事業目的とする常時水を貯めない治水専用ダムが環境面から注目されてきている。
２．背景・目的（１）日本の国土とダムの特徴
日本の１年間の雨量は，平均で約 1700ｍｍと温帯としては多いが，どの地域でも一年を通じて同じように降ることはない。雨量の少ない時期がある一方，台風や梅雨には短期間に大量の雨が降る。また
わが国の地形は山が多く川の水源から河口までの傾斜が急で距離も短い。このような気候と地形から，河川の流量の変動が大きくたびたび水害を引き起こ
し，河川の治水対策にはダムが効果的であり必要とされてきた(豊田，2006)。
（２）ダムのもたらす社会的影響
ダムは様々な目的のために建設され，多くの利益をもたらしてきた。その一方で国土のもつ自然環境やダム水源環境などの社会環境に少なからず負の影響を与え，対立が生じ地域の問題として解決されず，ダムの役割について幅広い人々の理解が重要となった(宇民，2008)。
（３）河況係数河況係数は河川のある地点における最大流量と最小流量の比であり，河川流量の安定度を数量的に示したものである。日本の河川は，世界の河川と比較して河況係数が大きいため流量は不安定である(図１)。
以上より，日本におけるダム建設には様々な面からの理解が必要であり，理解への一つの指標として，
本論文は日本の気候・地形の特徴と河況係数からみる治水効果の検討を目的とする。

図1

世界と日本の河況係数比較（出典：高橋(2008)

３．対象・方法
本論文の対象は，日本における洪水調節の機能を含む多目的ダム，また治水目的のみをもつ治水専用
ダム流域の河川である。洪水調節機能をもつ多目的ダム数は 2012 年現在，全国に 871 あり，関東地方
では 62 ヶ所に建設されている。
ここでは，国土交通省の水文水質データベース，
各ダム管理事務所で測定しているデータより，ダム建設前後のダム下流における年平均の最大流量・最小流量の比からもとめた河況係数の経年変化，年最大流量値，ダム建設以前の河況係数平均値，ダム建設以降の河況係数平均値から治水効果を検討する。
今回は比較的データ量の多い，群馬県下久保ダム，
兵庫県一庫ダム下流河川を取り扱う。
下久保ダムは洪水調節機能をもつダムのなかで
37 番目の総貯水量 130,000,000 ㎥であり，利根川水系神流川に位置している。左岸を群馬県藤岡市および神流町に，右岸を埼玉県秩父市・児玉郡神川町に面する。流量測定は下久保ダム下流，北東方向に５km 神流川若泉で行われている。
一庫ダムは兵庫県川西市一庫字大山に位置し，淀川水系一庫大路次川にある。一庫ダム下流，南西方
向に 3.5km 虫生にて流量測定が行われている。

表1

下久保ダムにおける諸元

河川名

利根川水系右支川神流川
左岸 群馬県藤岡市及び神流町

位 置

右岸 埼玉県秩父市、児玉郡神川町
群馬県多野郡神流町

流域面積
満水面積
満水延長

322.88km
3.27km 2
11.0km

満水位標高
総貯水量
有効貯水量
計画堆砂量

296.8m3

ダム形式

130,000,000m
120,000,000m 3
3
10,000,000m
重力式コンクリートダム

高さ

主ダム129.0m

補助ダム73.0m

堤頂長

主ダム310.0m

補助ダム295.0m

堤敷巾

主ダム131.0m

補助ダム51.0m

堤頂標高
堤体積
ダム本体着工年

300.0m

ダム本体完成年

図２

下久保ダム

若泉における年最大流量と河況係数の経年変化

2

1,193,000m 3
1964年
1968年

（出典：（独）水資源機構
下久保ダム管理所)

表2

一庫ダムにおける諸元

河川名
位置
流域面積
満水面積
総貯水量
有効貯水量
ダム形式
高さ
堤頂長
堤頂標高
堤体積
ダム本体着工年
ダム本体完成年

淀川水系猪名川支川一庫大路次川
兵庫県川西市一庫字唐松
115.1km 2
1.4km 233,300,000m 3
30,800,000m 3
重力式コンクリートダム
75m
285m
154.0m441,000m 3
1968年
1983年

（出典：（独）水資源機構
一庫ダム管理所）

図３

一庫ダム

虫生における年最大流量と河況係数の経年変化

４．結果・考察下久保ダムの若泉では 1968 年のダム完成以降，
河況係数の平均値が 358 から 204 へと小さくなっていることから，河況係数は若泉の地点では治水効果があったことがわかる(図２)。
また，虫生では 1982 年のダム完成後，河況係数の平均値が 1144 から 282 へと小さくなっている。
虫生においても河況係数は治水効果がみられた(図３)。
その他，河況係数による治水効果がみられる地点，
みられない地点があり，みられない地点では一貫してデータ量が少ない。その理由として，ダム建設以前の観測が行われていないことや，ダムでの観測は比較的行われているが下流河川の観測はないがしろにされていることが挙げられる。

５．課題
本論文では，調査地域・期間が限られており日本全国を網羅していないが，実際に治水効果の指標としての有効性がみえてきている地点もある。今後はより多くのダム流域の河況係数を比較することで，ダムにおける治水効果を明らかにしていく。
６．参考文献1) 豊田高司(2006)：「にっぽんダム物語」，社団法人 日本ダム会議.252 ページ.
2) 宇民正(2008)：「ダム問題の背景―治水利水問
題から考える―」，地学教育と科学運動.
3) ダム便覧(2012)：(財)日本ダム協会.
4) 高橋裕(2008)：「河川工学」，東京大学出版
社.318 ページ.

4)
東北地方太平洋沖地震による浦安市の液状化現象発生要因の検討
寺島早椰（千葉大・教育・学），濱田浩美（千葉大・教育）

1. 研究目的（1988）は，1987 年の千葉県東方沖地震での液状2011 年 3 月 11 日東北地方太平洋沖地震では，関化発生個所を造成年代と震央距離の関係と重ね合わ

東地方で地盤液状化がみられた。この現象は，利根せて検討しており，震央距離が 40~50km で 1971

川流域と東京湾沿岸での発生が多いが，特に東京湾

年以降造成された埋め立て地では，いずれも液状化

沿岸の埋め立て地に集中していた。

が発生したと報告している。

千葉県浦安市は，東京湾の奥部に位置し，東と南

しかし，2011 年の東北地方太平洋沖地震では，同は東京湾に面し，西は旧江戸川を隔てて東京都江戸年代に造成された地域においても，被害の有無，大川区と対峙し，北は市川市と接している。1948 年か

小の違いがみられた。そこで，本研究では，浦安市

ら 1980 年には，元町・中町・新町において段階的でみられた被害を，構成地質や地下水位等の条件とに公有海面埋め立て事業が行われ，現在の浦安市が重ね合わせることで，液状化現象の発生状況に相違完成した。当初 4.43 km2 であった市域は，約 4 分がみられるのかを明らかにすることを目的とした。

の 3 が埋め立て地として造成され 16.98 km2 に広が

2. 研究方法った。
液状化のメカニズムについては，地盤工学の分野

第1に，浦安市全域の液状化発生は地下水面図とでも様々な研究がなされている。地層の地質による

地表面から地下水面までの深さを図化し，地下水位

発生要因には，①ゆるく堆積していること②粒径のと液状化現象発生個所との関係を検討する。

そろった細かい砂質土であること③粒子の間が水で飽和していることが共通して挙げられている。陶野

図1

地下水面図

（2011 年 8～9 月，浦安市実施地盤調査より作成）

第2に，地盤の締りの状態は，各ボーリング地点
でのN値を図化して検討する。

図2

地表面から地下水面までの深さ（2011 年 8～9 月，浦安市実施地盤調査より作成）

発生個所のプロットには，公益社団法人地盤工学会関東支部内に設置された「東北地方太平洋沖地震

地盤が軟弱な地点において液状化現象の発生がみられた。

による関東地方の地盤液状化現象の実態解明委員会」（※以下，実態解明委員会）が実施した液状化発生

4．考察

地点調査の結果を参考にした。水位，N値は，浦安

図 2 に示すように，地表面から地下水面までの深市が東日本大震災後の2011年8月～9月にかけて実

さは，地下水が流れ込み滞留することにより，地表施された地盤調査によるボーリングデータをもとに面から地下水面までが極端に浅くなる箇所があった。

作成した。

液状化現象のメカニズムからの考察では，地表面から地下水面までが浅くなる地点⑧（猫実，海楽）

3. 結果

では最も液状化現象が発生しやすいと推測すること

図 1 には地下水面図を示した。この図では，北方ができるが，実際の発生個所が一致していない。地の元町が低くなっていることから，地下水は北方へ

点⑧は，埋め立てにより造成された地域ではなく，流動していると考えられる。図 2 では，地下水の流周辺地域と比較し地盤が締っていることがわかる。

動方向とは関わりなく地表面から地下水面までが深このことから，液状化現象は地表から地下水面までい地点では液状化現象の発生が少ないことがわかっの深さよりも，N 値が 0～15 程度で，埋め立てが比た。

較的近年実施された地点において発生しやすいこと

また，N 値との比較からは造成年代に関係なく，がわかった。

参考文献
1）陶野郁雄（1988）：1987
年千葉県東方沖地震で見られた東京湾岸埋立地の液状化現象について．1988，p.989-990.
2）風岡修 ，佐藤光男 ，楠田
隆 (2000)：局所的な表層地質の違いが液状化‐流動化に与える影響 東京湾岸埋立地の例．Proc Symp Geo-Environ
Geo-Tech，10th ，p.33-38.
3) 国土交通省関東地方整備局(2011)：東北地方太平洋沖地震による関東地方の地盤液状化現象の実態解明 報告書.
4) 浦安市（2011）：地盤調査
結果（公共施設用地等ボーリ
ング柱状図）について.
図3

液状化発生地域のボーリング地点における N 値分布（2011 年 8～9 月，浦安市実施地盤調査より作成）

5）

沿岸域におけるリンのホットスポット形成−現地データから推定される仮説とその検証に向けて−＊小野寺真一（広島大学）、齋藤光代（岡山大学）、金 広哲（広島大学）
清水裕太（学振 PD、近中四農研セ）、福岡正人（広島大学）

１．はじめに食糧増産という 21 世紀の世界的な課題に答えていくためには、リン肥料とその原料の確保が求められている（Tilman et al., 2002）。しかしながら、枯渇が予想されているリン鉱石のみに依存している現状の打開は十分進んでいない（大竹、2011）。すな
わち、リンの枯渇が安定的な食糧生産を脅かしている状況にあり、リン鉱石に替わる資源の確保は急務の課題である。一方で、リンは沿岸生態系における一次生産の制限因子となることが従来から報告されており（Harrison et al., 2010）、その陸域からの流入量や沿岸域での挙動を把握することは、沿岸域の生物生産を評価する上で非常に重要である。
本発表では、沿岸域に分布するリンのホットスポットを確認するとともに、その形成過程について、考察することを目的とする。
２．沿岸地下でのリン・ホットスポット
我々によるこれまでの研究成果から、沿岸堆積物（現海底や沖積平野）の間隙水や地下水中で高濃度の溶存リン（ホットスポット）が存在することが確認されている。
丸 亀平 野で は 、沿 岸付 近 の地 下水 中 で最 大で4ppm の高濃度の無機態リンが検出された。また、大阪平野でも通常の地下水濃度より高い濃度が検出された。以上のリン酸濃度が確認できた。ここで共通しているのは、縄文（完新統）粘土層周辺で確認されている点である。また、八郎潟干拓地南部の地下水においては 10ppm を超える高濃度の地下水も確認されている（早川,2013）。同様の傾向は近年バ
ルト海沿岸等でも報告されている（Szymczycha etal., 2012）が、沿岸地下におけるリン濃縮域の形成機構は未解明であり、その出現の普遍性も不明である。
３．ホットスポット形成仮説
我々はこれまでに得られた結果および既存の研究結果に基づき、ホットスポット形成機構に関する以下の仮説（図１）を立てた。
①Filippelli(2008)は、堆積物中のリン含有量から、ヒマラヤの隆起にともなうアジアモンスーンの形成期（約 800-600 万年前）に、沿岸域へのリン流出量が増加したことを示した。このことは、「浸食の少ない氷期の間に土壌に蓄積されたリンが、温暖化し降水量の増えた縄文期に集中的に流入した」という仮説①を生み出す。本仮説は、我々の瀬戸内海沿岸における研究結果から、縄文粘土層中でのリンの蓄積傾向が確認されており、ある程度支持される。

②縄文海進当時の海底下の堆積物中では、間隙水（地下水）はその駆動力がないため停滞気味であったと考えられる（現海底下で確認済）。そこで、従来の研究から「還元的な地下水中では吸着態リンの溶脱が生じ、溶存リン酸濃度が上昇する」というリン濃縮の仮説②が導き出される。
③その後の海面低下にともない水位勾配が生じ、沖積粘土層中のリンを溶存する地下水は海面方向に移動し始める。ここで、近年の沿岸感潮域における地球 化 学 及 び 地 下 水 流 動 解 析 結 果 （ Spiteri et al.,2008）によれば、海域が酸化的な場合、地下水とともに輸送された溶存リンが干潟表面付近で吸着及び沈殿する傾向が示されている。以上より、「縄文海進後の干潟表面において、リンの沈殿・吸着が生じた」というリン濃縮仮説③が導かれる。
④以上を経て、現在の海岸線付近には地表から数 m
下部（表層リン沈殿）、および十数 m 下部（沖積粘土層）の 2 通りのリンのホットスポットが形成されているという仮説④が想定できる。
参考文献

図1

最終氷期以降の環境変動にともなう
リン濃縮過程・濃縮域の仮説

Filippelli (2008) The global phosphorus cycle, Elements, 4, 89-95.
Harrison et al. (2010) Magnitudes and sources of dissolved inorganic
phosphorus inputsl, Global Biogeoch. Cyc., 24, GB1003.
Moore (2008) Submarine groundwater discharge, Nature G, 1, 309.
大竹久夫 (2011) リン資源枯渇危機, 大阪大学出版会, p226.
Spiteri et al. (2008) Flow and nutrient dynamics, Geoch. Cos. Ac, 72.
Szymczycha et al. (2012) Nutrient fluxes via SGD, STotEn., 438.
Tilman et al. (2002) Agricultural sustainability. Nature, 418, 671-677.

6）大阪湾奥部の港湾域における貧酸素水塊分布＊藤井智康 (奈良教育大・教育)，藤原建紀 (京都大学名誉教授)

１．はじめに大阪湾は，湾全体でみると水質に改善はみられる
ものの，岸近くの港湾域等では依然として貧酸素化しており，青潮も発生する．特に深掘り跡には，強固な貧酸素水塊ができ，無酸素化する．このような
貧酸素水塊中には，底泥からリンが溶出し，高濃度にリンを含む水塊となっている．大阪湾で全窒素濃度が経年的に低下しているのに対し，全リン濃度は低下しないことの原因として，湾奥部にある貧酸素
水塊中でリンが溶出していることが考えられる．大阪湾の底層の DO（溶存酸素）・リン濃度は，今まで特定の海域や測点では調べられているが，複雑な水路地形となっている港内域での分布はよく分かっていない．本研究では，大阪湾北東部の港湾域を対象として，底層 DO とリン濃度分布を明らかにし，どこが貧酸素化しているのか，どこにリンが蓄積しているのか明らかにする．
２．研究方法2013 年 9 月 6 日に，図 1 に示す大阪湾北東部の港内海域で航走観測を行った．St.1〜26 では、直読式総合水質計 AAQ-177（JFE アドバンテック社製）
を用いて水深 0.1 m 毎の水温，塩分，DO，pH クロ
ロフィル a，濁度の鉛直分布を測定した．また，
St.1〜21 では，北原式採水器を用いて表層および底上水を採水し，T-P，D・T-P および PO4-P の分析を行った．

は，停滞性により無酸素化しているわけではなく，
高クロロフィル水塊から沈降してくる有機物によって，局地的に酸素消費速度が大きくなってできた無酸素水塊と考えられる．

図２．

南芦屋浜水路の（左）クロロフィルと，（右）溶存酸素飽和度（％）

甲子園浜の西部にある甲子園浜橋（St.12 と St.13の間）の下に，橋の撤去跡があり，周囲よりも浅い
敷居（シル）状地形（水深約 3 m）となっている．
このため甲子園浜の北西部は，わずかな窪地となっている．この海域の上層のクロロフィル濃度は低く，この海域で有機物（酸素消費物質）が周辺海域よりも多く作られているようには見えない（図 3）．この窪地内には，周囲よりも重い海水が溜まっており，
この部分が無酸素化している．

図１．大阪湾北岸貧酸素・リン調査地点
採水地点：St.1〜21（表層及び底層）
鉛直分布測定地点：St.1〜26

３．結果及び考察
芦屋下水処理場からの排水流入点（St.8）付近には，表層に高濃度のクロロフィルがあり植物プラン
ク ト ンが 増殖 し てい る． こ の部 分で は 溶存 酸素（DO）濃度が周辺よりも高く，光合成が盛んであることを示している（図 2）．この高クロロフィル
海域の底層は，無酸素水塊となっている．また，無酸素水域には窪地状地形は見られず，むしろ台地状地形となっている．このことから，この無酸素水塊

図３．甲子園浜の（左）クロロフィルと，（右）溶存酸素飽和度（％）

7）

間欠開口型潟湖の水収支と流動との関係＊

知北和久，ホセイン・モハマド・モタレブ，岩坂 航(北大・理)１．はじめに北海道の十勝地方沿岸には，年に数回，砂州の一部が切れて外海へ湖水が流出する間欠開口型の潟湖
群 が 存 在 す る ( 図 1) 。 中 尾 (1990) と Chikita et al.
(2012)は，その一つの生花苗沼（おいかまないぬま）の閉塞時での水収支評価から，湖水の地下水流
出量が湖水位と線形関係にあることを指摘した。この線形関係は，砂州中にあるレキ層を通して外海へ
湖水の被圧地下水流出があることを示唆する。このレキ層は， 17 世紀初頭に沖合 170km の千島海溝で襲 っ た巨 大地 震 （モ ーメ ン ト・ マグ ニ チュ ード
8.5）に伴う津波（最大波高約 20 m）の堆積物であると判断されている（平川一臣，私信）。今回は，Chikita et al. (2012)による地下水流出量と湖水位との関係を考慮して，有限要素法による湖水流動モデ
ルを考え，湖水の流動・水温・塩分に与える地下水
流出の影響を量的に評価した。
２．方法
今回は，2010 年に得た生花苗沼の湖盆図をもとに，有限要素法（一層）によって湖水の流動と熱・塩分の移流拡散に関する数値実験を行った（図 2）。
先ず，2011 年に沼の閉塞時に得た水位と水温の実測値に合うように，運動方程式の摩擦係数や移流拡散方程式の拡散係数が決定された。その際，水位に対応した砂州での被圧地下水流出が与えられた。その後，それらの係数値を用いて 2012 年の実測値と計算値が妥当であることを確認し，任意の時期における湖全体の流動・水温の変動を調べた。なお，図2 のメッシュ間隔は約 20m である。なお，沼の北西には後背湿地が広がっており，その面積は沼の面積にほぼ匹敵する。ここには，丹頂鶴，白鳥，カワセミなど多くの野鳥が生息している。
３．結果と討論
図 3 に，2011 年 5 月から 6 月にかけて再現された
湖内の水温変動を示す。沼の北西から流入する
生花苗沼川の流量は，東から流入する生花苗川の流量の 1/10 程度であるが，その水塊は沼の北側 1/3 程度の領域を比較的広域に拡散していることがわかる。逆に生花苗川は砂州周辺と沼の南半分に広がっており，砂州を通しての地下水流
出が砂州の沼側に河川水を集中させる様子も見て取れる。また，塩分 0.1%の塩水を初期条件に河川水を流入させると，2〜3 週間程度で塩分0.05%以下の淡水となり，水収支で得た地下水流
出による湖水の滞留時間 20 日程度と整合性がある。湖水流動は吹送流が卓越するが，この流れは河川水をより広域に拡散させる役割をもつ。

図 1. 北海道・十勝沿岸潟湖群と生花苗沼の位置

図 2. 0.3m 等深線図に対する分割法

図 3. シミュレートされた水温分布と変動

8）

彦根市北川河口域堆積物を用いた近過去復元の試み＊

倉茂好匡，丸尾雅啓 (滋賀県立大・環境)，中野利昭(滋賀県立大・環境・学)

１．はじめに滋賀県彦根市の琵琶湖岸では南西向きの沿岸流が卓越しており，湖岸には浜堤が発達している．このため，琵琶湖に流入する小河川の河口は閉塞しやす
く，河口部では湛水することが多い．北川もそのような小河川のひとつである．また，江戸時代から続く古い集落の多くはこの浜堤上に位置している．
２．北川河口域の変遷
大藪は浜堤上に位置する集落のひとつである．そして，大藪集落のすぐ北側を流れる北川では，浜堤を横切る河口部に人工的な蛇行流路が作られている．
ところが，滋賀県や彦根市の公的機関にはこの人工流路工事記録が残されていない．航空写真判読および地元住民への聞き取り調査の結果，この人工流路
は 1981 年よりかつての流路を掘削したものであることが判明した．地元住民は，この工事をおこなう
よう彦根市に陳情し，年度末予算を融通していただ
いて工事を進行させたとのことである．このころ大藪の住民は，特に夏季に北川河口部に湛水する水の悪臭に悩まされていた．なぜなら，大藪集落の南側に 1970 年代後半から建設されたニュータウンの生活雑排水が未処理のまま北川に流れ込んでいたからである．そのため，流路面積を小さくするべく流路を掘削した．その際，すこしでも景観を良くすべく，蛇行流路にし，護岸を松材で覆うなどの工夫をした．
なお，大藪周辺では 2003 年までに下水道網が完備され，現在はこのような悪臭は発生していない．

い．一方，河口を閉塞している堆積物は粗砂〜細礫で構成されている．以上より，柱状試料中の粗砂〜
細礫は，台風等で風波の激しいときに河口閉塞部より逆流してきたものと判断した．
また，表層より深さ 23 cm までには，枯葉の茎等の集積している層を 19 層確認できた．これらは，秋の落葉期に枯葉が河床に堆積し，その葉身の大部分は夏季に水生昆虫等による捕食等で分解・攪乱され，その結果として葉脈や葉柄部分のみが残留したものと考えている．すなわち，この茎の集積層は年層として利用できる可能性が高い．
ところが，このような茎等集積層は，24〜31 cm
深の細礫層より下位では見当たらない．試料採取地
点では 1981 年の流路掘削以降も若干の人工改変を受けていることから，これは人工的攪乱が生じたためと考えている．
５．今後の方針
現在，堆積物試料中に残存している化学物質分析
から水質変化履歴を復元する試みを行っている．その第１歩として堆積物中に含まれる全リンの分析を行っており，当日はこの結果も含めて報告する予定
である．

３．研究のねらい
現在の北川河口部には 1982 年以降に堆積した泥質の堆積物が存在している．そして，2003 年以前に堆積した堆積物は水質悪化条件下で，またそれ以降の堆積物は水質の改善した環境下で堆積したはずである．すなわち，この堆積物内には水質変化の履歴が残っていると考えられる．本研究では，北川河口部で堆積物柱状試料を採取し，ここから年代復元のための指標（可能なら年層となる指標）を探すとともに，堆積物中に残留している化学物質を分析することで，水質変化履歴を復元することを目的とす
る．
４．堆積物柱状試料の特徴
図１に北川河口域で採取した堆積物の柱状図を示す．堆積物はほとんどがシルト以下の物質で占められているが，ところどころの層準に粗砂から細礫に相当する粒径のものが挟まれている．ところが，河口域より上流では北川はコンクリート３面張であり，周囲に粗砂〜細礫の供給源となるものは見当たらな

図１．北川河口域で採取した堆積物の柱状図

9）

少し元気がない別府温泉〜
長期モニタリング温泉に現れた地熱活動低下のシグナル＊

大沢信二，三島壮智，竹村恵二(京都大・地球熱学研究施設)

１．はじめに揚湯量，揚湯によって放出される熱量，泉質の多さなどで日本一を誇る別府温泉は，歴史も古く，８世紀までたどることができ，ある地球科学的方法によると少なくとも１万年前には温泉を生み出す地熱活動が始まっていたと推定されている（Yusa andOhsawa, 2000；大沢，2006）．別府温泉は，鶴見火山の麓に発達する火山性扇状地を限る断層沿いの自然湧出の温泉や噴気を核にして 1880 年頃からの温泉井の掘削によって発展した温泉地である．1970
年代以降，温泉井の数は 2500 を超え，総温泉数の増加に伴う自噴泉の減少と動力揚湯泉の増加が進行している．これは，扇状地高地部における温泉開発（温泉井掘削の増加）にともなう熱水性温泉（NaCl 型水質）の揚湯量増加が原因とされている．これが，熱水性温泉の水位の低下，地下の熱水性温泉
水への蒸気性温泉水(HCO3 型水質)の侵入，低地部への地下熱水性温泉水の流下量の減少を引き起こしたと考えられおり，温泉水の水質変化にも反映された（例えば，由佐，1984；Yusa et al., 2000）．
本講演では，別府における長期モニタリング温泉の代表例である天満温泉で見られた最近の水質変化などを報告し，それが意味するところについて聴衆のお知恵を拝借しながら議論したい．
２．天満温泉とモニタリングの概要
天満温泉は 1965 年 3 月に掘削された別府南部地域の扇状地低地部に存在する唯一の沸騰自噴泉であった．図１に示されるように，この温泉は，火山性
扇状地の地下を流動する Na-Cl 型水質の熱水性温泉
水の流動経路（大沢・他，1994）で深さ 230m ほどの井戸を掘って得られたものであり，地球化学的に，地下の温泉水の温度は 140℃程度であると推定されている（大沢・他，1993）．

図１．別府南部の地下温泉水流動経路と天満温泉の位置

京都大学では，扇状地高地部における温泉開発の既存温泉への影響を，温泉の水質から監視するために，この源泉を観測定点として 1968 年からモニタリングを始めた．分析の対象とした化学成分は，熱水性温泉と蒸気性温泉の成分としてそれぞれを代表する Cl と HCO3 である．
３．結果と議論
図２の結果に表されているように，この源泉では，モニタリシグが開始されて以来，Cl 濃度は 1/4 ほ
どにまで減じ，HCO3 濃度は約 3 倍にまで増加し，温泉開発が一段落して総源泉数が横ばいとなってから
は，両イオン濃度の変化は小さくなったことが明らかにされた．また，それぞれの濃度変化の方向は，逆センスにあることを見て取ることができ，地下の熱水性温泉水へ蒸気性温泉水(HCO3 型水質)が侵入したことで説明されている（例えば，Yusa et al.,
2000；由佐・他，2002）．

図２．塩化物イオンと炭酸水素イオンの濃度経年変化

そんな中，2006 年に入って(2 月頃?正確な日時は不明)，この源泉が自噴を停止し，それ以降は動力
揚湯にたよっている．このような大きな変化があったにも関わらず，図２に見るように，自噴停止前後の Cl と HCO3 の濃度変化はほとんどなく，地化学温度にも有意な変化は見られなかった．その原因として，天満温泉の地下温泉水位の低下，すなわち低地
部への地下熱水性温泉水の流下量の減少が想定され，同時期に報告された地下流路下流側にある温泉街における温泉水量の減少や上流側に位置する蒸気井での蒸気量の減少（深く掘らないと蒸気が得難くなった）などもうまく説明できる．
別府市街地では温泉資源保護のため，新規の温泉掘削はほとんど認められておらず，今回発生した問
題は，以前のような地下の温泉水の取り合いによるものではなく，温泉を維持している地下の地熱活動の（一時的な？）低下が原因であると考えられる．
しかしながら，今年に入って開発が本格化した扇状地高地部での温泉熱発電の既存温泉への影響が懸念され，その影響と地熱活動の変動のそれとの区別判断が容易でないため，モニタリングを続けて事の推移を見守りたいと考えている．

10)

温泉・地熱資源の利活用：大雪山層雲峡地域の取り組み
池田隆司（北大，NPO 法人北海道自然エネルギー研究会）

１．はじめに2011 年 3 月 11 日に発生した東日本大震災と福島第 1 原子力発電所の崩壊は，エネルギー資源に対する我々の意識や政策の転換を余儀なくさせた．太陽光・熱，小水力，風力，バイオマス，温泉・地熱などの自然エネルギーが注目され，これらの利活用が推進されている．とはいえ，現状としては自然エ
ネルギーによる発電電力量は水力を入れても全体の10%程度である.地熱はそのクリーン性（少ない CO2排出量），安定性（半永久的供給），設備利用率の高さ（地熱約 70%，風力約 20%，太陽光 12%）等で有力と考えられているが，未だ 1%未満である．ここでは，国立公園内という環境下にある北海道上川町層雲峡地区での取り組みを紹介し，科学的な地熱資源評価はどのようになされ，さらに温泉・地熱資源の有効な利活用に何が必要かについて考察する．

２．層雲峡白水沢地区：温泉・地熱資源の特徴と利用計画
1) 位置・地質
層雲峡地域の地熱地帯は，大雪山の北東山麓に発達している．基盤岩層としては約 6000 万年より古い堆積岩（粘板岩など）があり，この上に約 400 万年 以 降の 火山 噴 出物 が堆 積 して おり ， 所々 に約3500～1700 万年前の花崗岩類が分布している（図 1，2，3）．白水沢区域は，層雲峡温泉の西方，白水沢
合流点より約 4 km 上流地点を中心に，東西約 700m，
南北区約 500m の範囲に広がっている．この地域で，地熱開発を目的とした調査が行われ，過去（S43～47）に北海道立地下資源調査所により 5 本の井戸
（深度 140 m～1000 m）が掘削された，さらに H3
年に上川町により 1 本の井戸（深度 474 m）が掘削され，有望な地熱資源が確認されている．しかし，国立公園の規制などで開発は進まず，上川町は H8
年に地熱開発を当分の間凍結する方針を決定した．
そして，2012 年 3 月に環境省が今までの取扱いを見直し，国立・国定公園内における地熱発電事業の新たな通知を出したことに伴い，この凍結方針を解除し地熱開発の可能性を検討することとした．

2)

地熱・温泉資源評価

これまでの掘削井における温度検層から地下450m 程度までの温度分布の概略を図 4 に示す．一番温度の高い 6 号井（上川町掘削）では，坑底474.4 m で温度 200 ℃，蒸気 30～40 t/h，温度 125～129 ℃であった．これらのデータを基に，出力期待値が次のような仮定の基に算出されている．地熱
水賦存範囲：地表兆候地の面積の数倍（約 1.5km×2.1km ） ， 深 度 500 ～ 2000m ； 熱 水 温 度 ： 150 ～
250℃；発電出力：岩石と間隙水が有する熱量；エ
ネルギー採取率：0.5，100 年間発電可能．その結果，18．6 万 kW と算出され，深度を 1500m までとしても 12.4 万 kW，その 1/3 としても 4 万 kW は十分に期待できるとしている（北海道，1978）．

３．現在の取り組み
上川町が主体となり，2012 年 11 月に町，温泉関係者，学識経験者などからなる地熱研究協議会を発足させ，地熱発電の可能性と地域との共生を図りつ
つ，地熱エネルギーの有効性について研究・検討する こ とを 目的 と して いる ． それ を 受 け ，現 時 点（2013 年 11 月）では，地表調査を実施している．

図 1（左）大雪山周辺と層雲峡地域．
図 2（上）白水沢における国立公園区分，及び掘削井の位置（図 1 の四角の範囲）

図 3：白水沢地域の地質断面図，及び地熱水貯留想
定 域 （ 北 海 道 立 地 下 資 源 調 査 所 ， 1974 ； 八 幡 ，
2012）

４．課題と提言

図 4：白水沢地域の推定地下温度分布（八幡，2012）

地表調査の項目は，環境調査（動植物，景観資源），地形図作成，地質変質帯調査（地表踏査，X線分析），物理探査（地磁気地電流法，微動アレイ探査），地化学調査（温泉・噴気調査，化学・同位体分析）などである．これらから，より詳細な地下地質構造モデルを構築し，貯留層の規模，亀裂・断裂系などから熱水流動系を明らかとすることにより，正確な発電量の見積もりや環境影響評価がなされる
ことが期待される．

日本における地熱発電開発の課題として，自然公
園や温泉との共生，正確な地熱貯留層の科学的評価，
初期設備投資の負担などがあるが，根本にあるのは国のエネルギー政策であり，電力業界の思惑（固定価格買取り制度や発送電分離など）にあろう．これらを一つずつクリアすることが大きな課題である．
そのための第一歩として，まずその地域全体の青写真（開発計画）を描き，地域のコンセンサスを築くことが必要となる．地元のエネルギー政策＝住民の必要性であるし，地方自治体がどれだけ熱心に取り組み，町や温泉事業者との合意が得られるかが先決となる．もちろん，地表調査，物理探査，ボーリ
ング調査などに基づく科学的資源量評価が不可欠なのは，言うまでもない．また，一口に地熱の利用といっても，地熱発電に利用する高温熱源から，温室や浴用に利用する中程度の温熱水，さらには低温の地中熱利用まで行われている．高温から低温への段階的な利用や，多分野に及ぶいろいろな利用法を考えることで，その地域の特徴を活かした無駄のない
温泉・地熱資源の利活用が実現するであろう．

参考文献
北海道, 1978, 発電用地熱開発環境調査（上川地区）．
北海道立地下資源調査所，1974，北海道大雪山層雲峡地区の地熱資源，地熱調査報告書．
八幡正弘，2012, 層雲峡白水沢地熱開発の経過，上川町
地熱研究協議会(第 1 回)資料．

11）

大分県湯布院地域の河川水水質に及ぼす温泉水の影響について*緒方ひかる（大分大・大学院），瀬尾千明（大分大・教育福祉科学部）
大上和敏（大分大・教育福祉科学部），大沢信二（京大・理・地球熱学）

１．はじめに大分県由布市湯布院町は全国的に有名な温泉地である。観光名所のひとつである金鱗湖は湖底から温泉が湧出している大変珍しい湖である。そのため、金鱗湖の湖底から湧き出る温泉や、金鱗湖周辺に多く立ち並ぶ温泉旅館等から排出される温泉水が、湯布院町を流れる河川に多く混入している。この温泉水の混入により、湯布院町の河川は全国の平均的な河川より溶存化学成分濃度が高くなっている。また、
最近では温泉排水の河川への流入による水質汚濁を懸念する声も周辺住民よりあがりはじめている。そこで、本研究では金鱗湖の流出水とそれに流れ込む
津江川、湯坪川、白滝川を調査地点とし、COD・DO・BOD・化学組成など河川水の分析を行った。その結果より、湯布院町川上地区を流れる河川の水質
汚濁状況及び河川水の化学組成に及ぼす温泉水の影
響等について報告を行う。
２．方法
現地調査及び試料水の採取は大分川の源流域にあたる金鱗湖からの流出水と、それに流れ込む津江川、
湯坪川、白滝川より８地点を選択して行った。
現地では、気温、水温、pH、電気伝導度を測定し、DO、COD、BOD および主要化学成分（Na⁺、K⁺、Mg²⁺、Ca²⁺、Cl⁻、SO₄²⁻、HCO₃⁻、SiO₂）等の分析用試料水については、ポリ瓶および酸素瓶に採取した。
現地調査は 2011 年 5 月 16 日〜2012 年 11 月 20
日までおよそ 2 カ月ごとに、2013 年 3 月 15 日からは毎月現地調査を行った。また、2011 年〜2012 年
では調査地点が５ヶ所であったが、2013 年からは調査地点を 3 ヶ所増やし、８ヶ所となった。
３．結果
各測定地点におけるＢＯＤ値については、比較的周辺に旅館等が少ない津江川の値は 0.3〜2.3mg/Lと調査地点の中で最も低かった。一方、河川両岸に飲食店等が数多く立ち並んでいる金鱗湖、湯坪川、および合流後の河川水は 0.2〜5.7mg/L と比較的高い値であった。なお、今回の調査地点中で最も高い
BOD 値を示したのは全ての河川が合流する地点で、BOD 値が 0.6〜4.2mg/L であった。
水温は、津江川とそれ以外の調査地点において一
年を通じて 2.8〜5.4℃近くの差があった。特に湯坪川と津江川を比較すると、2012 年 7 月においてその温度差が、湯坪川の方が 6.6℃高い水温を示していた。
図 1 に河川水中の主要化学成分の分析結果を示す。

図 1.各地点の河川水の総塩分量
図 1．より津江川・白滝川における溶存化学成分の濃度は、日本を流れる河川の平均的な値とほぼ同じであったが、それら以外の河川水についてはかな
り高い濃度であり、特に湯坪川においては日本の平均値の約８倍に相当する溶存化学成分を含有している事が示された。
４．考察
津江川と白滝川については、日本の平均的な河川
水の値とほぼ変わらないことから、周辺の温泉旅館
等からの温泉排水の流入は比較的少ないと考えられる。一方、金鱗湖からの流出水、湯坪川、およびそれらの合流後の河川水については、水温が津江川に比べ一年を通じておよそ 2〜6℃高く、さらに溶存
化学成分についても 2〜3 倍高い濃度を示している
ことから、周辺からの温泉排水の混入による影響をかなり受けていると考えられる。
今後は、これら河川水に及ぼす温泉排水の影響について、より定量的な検討を行う予定である。
５．参考文献1．川野田実夫，志賀史光，矢野哲郎（1979）：河川水の水質に及ぼす温泉の影響―大分川水系，大分
県温泉調査研究会報告，30，43−48．
2．瀬尾千明（2013）：大分県由布市湯布院町の河
川水の地球化学的研究

12）

温泉排水と河川を流下する珪藻量の関係＊

山田誠 (地球研)，大沢信二，三島壮智(京都大)，酒井拓哉（大分大・現）日鉄鉱）

１．はじめに大分県別府市には主な河川が 6 つあり、それらの河川を対象とした環境科学的研究がこれまでいくつか行われている。それらの研究では、温泉排水が河川水質に強い影響を与えているということが明らかにされてきた。また、これらの河川には熱帯性の魚類が多数生息していると言われており、著者らもその存在を目視で確認している。しかし、これらの事
象が互いにどのような関係にあるのか現在のところよくわかっていない。しかしながら、温泉排水の流入が、別府地域の河川になんらかの影響を与え、水質・生態系共に特異な性質をもたらしていることは明らかである。また、これらの河川は別府湾へ直接流出していることから、温泉排水が沿岸海域になんらかの影響を与えていることは想像に難くない。そこで本研究では、温泉排水が河川生態系および沿岸海域の環境にどのような影響を与えているかを評価することを最終目標とし、その第一段階として、生態系の根幹を成す植物プランクトン、特に温泉にも多く含まれる珪酸を利用する珪藻に着目して、河川を流下する珪藻量と各河川の水質的特徴との関係について考察を行った。
２．地域概要と調査方法
調査は別府市を流れる 6 河川（冷川・新川・平田川・春木川・境川・朝見川）で行なった（図 1）。
これらは、冷川を除き流路がほぼコンクリート三面張りで、支流も含めた流路長が 3〜6ｋｍ程度と非常に短い。2009 年 4 月より月一回、各河川の非感潮域最下流 部で採水を行い、その分析を行なった。
溶存イオン濃度（Li+, Na+, K+, Mg2+, Ca2+, Cl-,

Br-, NO3-, PO43-, SO42-, HCO3-）についてはイオンク
ロマトグラフィーおよび滴定法を用い、溶存無機珪酸 （ SiO2 ） お よ び 生 物 珪 酸 （ 浮 遊 性 の 珪 藻 量 ：BSi）についてはモリブデンブルー法を用いて分析を行った。尚、BSi 分析は、フィルター濾過で得られた懸濁物をアルカリ抽出法で抽出し行なった。
３．結果と考察
各河川の特徴を洗い出すために、分析した溶存イ
オン濃度を用いて探索的因子分析（共通性の推定：
SMC 法、因子軸の回転：バリマックス法）を行った。
その結果、温泉排水由来の因子と生活廃水由来の因子の二つが河川水質を形成している因子として見いだされた。また、因子得点の結果から別府地域の河川は、相対的に温泉排水の影響が強い河川（平田川
下流）、生活廃水の影響が強く温泉排水の影響もやや強い河川（春木川）、生活廃水の影響が強い河川（境川）、いずれの影響も弱い河川（冷川、新川、
平田川最上流部、朝見川）に区分された。ただしこの結果は、対象河川の中での相対的な影響力の強弱を示すものであり、影響の弱いことが温泉排水が流入していないということを示しているわけではない。
一方、珪藻量と水質の関係では、温泉排水因子の因子得点と BSi 濃度との間に正の相関が見られ（図2）、温泉排水の溶存成分が、流下する珪藻量に一定の影響を与えており、温泉排水の流入が流下する
珪藻量の増加を引き起こしているが明らかとなった。
しかし、生活廃水因子の因子得点と BSi 濃度との間に相関は見られず、栄養塩類の流入が流下する珪藻量に何らかの影響を与えているという証拠は本地域では見られなかった。以上のことから、生活廃水の流入よりも温泉排水の流入の方が、流下する珪藻量に対して強く影響を与えていることが示唆された。
温泉排水の影響が相対的に強い平田川および春木川について、沿岸へ流出する珪藻量を見積もった結果、年間 10ton 以上と見積もられ、少なくとも、自然状態の数倍の珪藻量を別府湾へ排出していると考
えられる。
図 2.
温泉排水の
影響の強さ
（Score ofFactor 1）
と珪藻量と
の関係

図 1．調査対象地域と採水地点

13)

航空レーザー測量による上高地梓川流域における積雪深分布＊

鈴木啓助・佐々木明彦(信州大学山岳科学総合研究所)

１．はじめにわが国の日本海側地域のような多雪地域では、降雨にもまして降雪によってもたらされる多量の降水が水資源として極めて重要になる。雪は冬のある一定期間は流域内に堆積することにより、白いダムと呼ばれるように天然のダムとしての役割を果たしている。山岳地域では低地よりも多くの降雪があることは定性的には推定されているが、山岳地域における積雪深分布を量的に検討することは様々な困難を伴う。また、風の強い山岳地域では、降雪粒子の捕捉率が低下するため正確な降水量の測定ができない
し、ましてや商用電源が必要な機器ではその設置すら不可能である。山岳地域の積雪深分布を定量的に把握することは、水資源としてのみならず地形形成
営力や植生分布の理解にとっても重要なことである。
また、わが国における降雪量が、地球温暖化とともに減少するとの予測結果も報告されている。しかしながら、これらは標高の低い地点のデータを用いて行った研究であり、標高の高い山岳域でも同様なことが言えるかどうかは疑問である。標高の高い山岳地域では、降雪量が増加するとも考えられるのである。なぜなら、気温の上昇によって海からの蒸発量は増加するから、それに対応して降水量も増加する
し、高標高地点での気温は、多少の温暖化でも氷点下のため降雪粒子が融けて雨になることもないからである。
山岳地域における雪が水資源として重要であることは認識されているが、雪（冬期降水）が今後の地球規模での環境変動に対して如何なる応答をするのかについては、蓄積された観測データに基づいて議論することは困難な状況にある。さらには、今後の地球規模での気候変動に対する地域レベルとしての山岳域での環境変動を予測するための基礎データも用意できない。
このような観測データの不備のために、論理的におかしなことも起きてしまう。年間総流出量がわが国第 1 位の信濃川における年降水量分布図（国土交
通省北陸地方整備局信濃川河川事務所作成）によると、流域内で最も降水量の多いのは小千谷から入広瀬にかけての地域で、年間 2600 mm 以上となっている。地域気象観測システムの入広瀬の年間降水量の平年値は 3050 mm であるから妥当である。しかしながら、信濃川流域の最西端である北アルプス南部の槍 穂 高 連 峰 や 乗鞍 岳 を 含む 地 域 の 年 間 降水 量 が2200 - 2600 mm の表示であることは直感的にも理解しにくい。乗鞍岳の東側には現在でも大雪渓が形成され、夏場にもスキーを楽しむことができるし、槍穂高連峰の槍沢、涸沢、岳沢にはカール状地形が認められ、現在でも 20 m を超える積雪深が観測されているからである。
これらの地域における通年での降水量の直接測定は難しいが、積雪深分布の測量は可能である。ひとつは、GPS 受信機を雪面上で移動させることによる測量であり、もうひとつは航空レーザー測量による方法である。前者は、機器が比較的安価で小型軽量なため、繰り返し測量に適しているが多大な労力を要するし、広範囲の測量や急斜面などの危険箇所には不向きである。後者は高額な予算を必要とするが、短時間で広範囲の測量が可能であるし、傾斜地などの地形要因に左右されずに測量可能である。本稿では、2013 年春の上高地梓川流域における航空レー
ザー測量による積雪深分布を報告する。
２．方法
航空レーザー測量では、GPS により航空機の 3 次
元位置を精確に求め、航空機から地上をレーザー・
スキャンすることにより航空機から地上までの距離を計測し、地表面（冬季は積雪表面）の 3 次元座標を算出する。無積雪期と積雪期に航空レーザー測量を実施することにより、同じ水平座標について地表
面高と積雪表面高が得られるので、その差分が積雪深になる。2013 年 4 月 4 日における上高地梓川流域の積雪深分布を図 1 に示す。

図１．上高地梓川流域における積雪深分布

14）

降雨と融雪が重なって生じる融雪出水（その 3）− 3 ヶ年の模擬降雨散水実験の比較 −＊石井吉之，中坪俊一，森章一，的場澄人(北大・低温研)

１．はじめに
降雨と融雪が重なって生じる融雪洪水の発生メカ
ニズムと，この時に積雪が果たす役割を明らかにするために， 2011〜2013 年の各融雪期に，雪面上に模擬的に降雨を散布することにより，積雪底面流出や積雪内部での水貯留の実態を実験的に明らかにしようとした．
２．対象流域の概要と方法
実験は北海道幌加内町母子里の北大雨龍研究林内の融雪観測室前の露場で行った．容量 25 L の塩ビ製の耐圧円筒タンクを複数連結させて散布に必要な水量を確保した．タンクにはコンプレッサで圧力を掛け，常時一定圧力となって散布量が一定になるよ
うに調整した．ホースの先には市販の噴霧ノズルを付け，ノズルの先からはミスト状ではなく実際の雨と同様の微水滴が出るようにし，散布範囲が直径70 〜 80 cm の円形となるようにノズルの高さを雪
面上 1 m に設定した．風による飛散を防ぐために
風上にブルーシートで側壁を設けた．また，散布した水の積雪内での挙動や積雪との混ざり具合を調べるため，水の安定同位体を天然トレーサーとして用いた．同位体比の重い岩内町海洋深層水脱塩水を散
布用の水試料として用いることにより，同位体比の軽い積雪との濃度コントラストを大きくさせた．実験を行う融雪観測室前の露場には，積雪期前の 10
月に 1 m×1 m の積雪ライシメータ（積雪底面流出測定用）2 台と散水装置据付用の櫓を 3 ヶ所に設置し，同じ積雪条件下で 3 回の実験が行えるようにした．なお，散布量の雨量への換算は，全量がライ
シメータの面積上に散布されたと見なして計算した．
３．結果と考察2011 年(積雪深 106 cm)と 2013 年 1 回目(同 180
cm，図 1 上)の実験では総雨量 160〜200 mm(いずれも時間雨量 35mm)の降雨を与えたが積雪底面からの流出は 0〜1％に過ぎず，雪面上に多量の水が供給されると積雪内における水平方向の水の流れが予想以上に顕著になることが推察された．しかし，水平方向の流れの通路となるザラメ雪層がまだ発達していない段階であった 2012 年(積雪深 170 cm)の実験では，散水開始後 50〜90 分で積雪底面から流出が始まり，総雨量 120〜170 mm に対し総流出量
は 46〜48mm であった．散水量と流出量が定常となった時点における流出水に含まれる模擬降水の割
合は，水および同位体の収支式から概ね 6〜7 割と見積もられた．さらに，2013 年 2 回目(積雪深 116cm)の実験では，散水開始後 40 分で積雪底面流出が始まり，総雨量 120 mm に対する総流出量は 85mm，流出率は 70％であった(図 1 下)．定常時における同位体比から見積もられる流出水中の模擬降水の割合は 8 割となり，2012 年の実験における割合
よりもさらに大きかった．これまでの融雪水の積雪
内浸透に関する研究では，化学成分や水の安定同位体をトレーサーに用いることによって，晴天日や弱い降雨時（総雨量 20 mm 程度）には積雪内部に貯留されていた水が押し出されるように積雪底面から流出し，その割合は 9 割以上に及ぶと言われていた．しかし，顕著な降雨と融雪が重なった時にはこうした流出過程とは異なることも指摘されていた．
今回の実験では，積雪上に総量 120〜170 mm の降雨があった時には，降ってきた降水の概ね 6〜8 割
が積雪底面から流出することが明らかになった．
４．まとめと今後の課題
積 雪 全 層 が 0℃ と な る 融 雪 期 に ， 雪 面 上 に100mm 以上の大雨が降った時を想定した模擬降雨
散水実験を 2011〜2013 年の 3 融雪期に実施した．
その結果，積雪底面からの流出が顕著に現れる場合とほとんど現れない場合が見られた．流出状況は散水量や積雪深とは関係がなく，その時の積雪の層構造に応じて多様であった．つまり，積雪内部で貯留される場合とされない場合の両方が起こり得ることが改めて明らかになった．今後，層境界での粒径コントラストを定量的に評価し，低温室実験や数値実験などによって，どのような層境界の時に鉛直浸透が妨げられるかを確認したい．また，野外でそれを簡易に判別する方法（改良｢しみ上り高さ｣法など）を検討して行きたい．

図１．散水量と底面流出量及びその同位体濃度の時間変化（2013 年の実験）15）

琵琶湖環流の研究史
戸田 孝 (滋賀県立琵琶湖博物館)

１．はじめに琵琶湖全体をめぐる定常的な流れである環流には1926 年の発見以来 100 年近い研究史があり、特に1960 年ごろから 1995 年ごろまでは精力的に研究が進められた。しかし、その後は環流そのものに着目した研究は少なくなっている。これは、環流自体がどのようなものであるかという全体像は、それまでの研究で概ね解明されたと考えられているからであろう。しかし、環流に関する知見が、琵琶湖における種々の研究課題を進めるに際して前提として理解せねばならない基本事項であることに変わりは無い。
また、環流の生成維持機構、あるいは生物現象との相互関係など、詳細な部分についてはまだまだ未解
明の課題が残されている。
そこで、講演者は 100 年間の研究史を総括する総説を、初学者を意識した「教科書的総説」であることを目標にまとめ、来年早々の陸水学雑誌で公表予定である。ここではその概要を紹介する。
２．先駆的観測から地衡流性の発見まで琵琶湖で初めて行われた測流は、1925 年 8 月に
海洋気象台（後の神戸海洋気象台）が外洋観測のノウハウを内水域にも応用するべく進めた観測の一環であった(須田ら, 1926)。当時、湖や湾などの閉鎖的な水域に「静振」が発生することは知られていたが、1925 年 8 月 29 日から 31 日までの測流で静振では説明できない定常的な流れが見出され、これを「第１〜第３環流」と命名した。

彼らは環流の成因として風による駆動を想定し、地形条件の考察から、図１のような仮説を提唱した。
この仮説は水槽実験でも再現され、広く知られるようになったが、それが改めて検証される機会は、戦争の影響などもあり、30 年近くにわたって途絶えてしまった。
戦後 10 年ほど経って、森川(1955)が流速計による観測を行ったが、数少ない流速計では流れの状況を的確に捉えることができなかった。そこで、森川・岡本(1960)は漂流瓶による調査を行い、第１環流が安定的に存在することが検証されたが、疑問点も出てきた。それは、風の吹き方に関わらず同じよ
うな第１環流が見出される傾向が出てきたことである。これは、須田ら(1926)による「風で駆動される」という描像では説明できない。
一方、岡本・森川(1961)は漂流瓶観測を行っている際に観測していた水温を解析する中で、環流が地
球回転の影響を受けた「地衡流」になっている可能性に思い当り、実際に地衡流を算出すると漂流瓶で求めた流れとよく一致することを示した。つまり、地球回転の影響を全く考慮していない須田ら(1926)の描像は、琵琶湖の状況を正しく反映していない可能性が高いことが観測的証拠で示されたのである。

図２．Endoh and Okumura (1983)による環流像に筆者が注記を施したもの

図１．須田ら (1926)による環流成因説の図解

３．継続観測による環流の実態解明
環流が概ね地衡流になっているとすれば、「力学計算」によって、水温観測のみから流れの様子を知ることが可能となる。そこで、この考えに基づいて、環流の様相を明らかにするための観測手法を検証する基礎研究が進められた。そして、その成果に基づいて遠藤ら(1981)は半年以上にわたる継続観測を行い、第１環流が春から秋まで継続的に存在している
ことや、その形状が円に近く、須田ら(1926)の描像
よりも南方の、北湖の最も広い部分を大きく占める位置にあることなどを明らかにした。その後、何年にもわたる継続観測が進められた結果、この配置が毎 年 再 現 さ れ る こ と が 明 ら か に な り (Endoh andOkumura, 1993)、図２のような描像が確立された。
４．環流の成因に関する２つの仮説
地衡流では流れと「成層構造」の傾きとが互いに支えあう形で、流れの構造の中にエネルギー（運動エネルギーと有効位置エネルギー）を蓄積することができる。従って、環流は須田ら(1926)が考えたよ
うに風に直接反応してできる流れではなく、むしろ風のエネルギーが湖の中に有効位置エネルギーとして蓄えられ、それによって流れているものと考える方が実際に近いと考えられる。それどころか、この
有効位置エネルギーの源が風である必要さえ無い。
環流の成因については、地衡流性が確認された後も、当初は風による駆動と考えられた。それに対して、Oonishi (1975)は、湖心部と沿岸部との温度差をエネルギー源とする「熱成循環」でも環流が生成され得ることを数値実験で示した。夏季の湖水には表面からの加熱があるが、岸近くの浅い領域の方が熱を受ける湖水の量が少ないため、同じ加熱量でも速く温度が上昇することになり（地形性貯熱効果）、
岸で湧昇、沖合で沈降、そして表面付近で沖向き、底面付近で岸向きの対流が形成される。この流れに対して地球回転による Coriolis 力が作用すると、北半球においては、収束流である表層流から反時計回りの循環流が発生する。底層流は底の摩擦に阻害されて発達できないため、この表層流のみが残って第１環流になるというのである。
風成循環説と熱成循環説の何れでも、定性的には矛盾無く環流の成因を説明できてしまう。このように両説が並立するのは、地衡流が「結果的に落ち着いた平衡状態」であり、どのようなエネルギー源であっても、それを同じ形のエネルギーに変換して落ち着いてしまうからである。従って、成因の特定にはエネルギー収支の量的評価が不可欠である。
５．環流のエネルギー構造
環流のエネルギー収支を初めて系統的に量的評価したのは、診断モデルに熱流入や湖上風の影響を導入した Endoh(1986)である。その結果によると、春先から 7 月までは強い地形性加熱効果によって環流が生成維持されて風はそれを助ける役割を果す。そして、10 月以降には地形性加熱効果はむしろ負になり、環流は専ら風で維持されている。
一方、Akitomo et al. (2009a)は、近年飛躍的に向上した計算機の演算能力を利用して、琵琶湖内の状況を詳細に再現したモデルを構築し、風や加熱の実際の観測データを与えて、実際に観測される流れを概ね再現することに成功した。そして、Akitomo
et al. (2009b)は再現された流れを分析して、環流の形成に寄与しているのは専ら風のエネルギーであり、加熱の影響は二次的であると結論した。また、加熱に起源を持つエネルギー流入を浮力の仕事量で評価し、熱的作用が環流を維持する作用は専ら秋の冷却期に働くと結論した。
この２つの結果は、一見すると相互に矛盾しているように思えるが、必ずしもそうとは言い切れない。
それは、Endoh (1986)が専ら湖全体へのエネルギーの入力に着目して評価しているのに対して、
Akitomo et al. (2009b)は形成された環流のエネル
ギーに対する収支に着目して評価しており、両者の関係が明確でないからである。
そもそも、収支を考える際の主体となるべき「環流のエネルギー」とは一体何であろうか？環流は地衡流であるから、流れと成層構造が互いに支え合う構造になっている。従って、流れが持つ運動エネル
ギーと成層構造が持つ有効位置エネルギーを併せた全体を環流のエネルギーと考えるべきである。
しかし、Akitomo et al. (2009b)は環流のエネル
ギーを専ら運動エネルギーのみで評価している。その結果、彼ら自身も認めているように、多くのエネルギーが、環流中心域での水温躍層の高まりを形成するために失われるという評価になる。しかし、そのエネルギーは環流から失われたのではなく、「有効位置エネルギー」という形で環流の中に蓄積し続けていると考えるべきであろう。
しかしながら、この「環流が蓄積している有効位
置エネルギー」の収支を Akitomo et al. (2009b)の手法に整合する形で評価するのは容易ではない。
加熱の初期段階で形成される対流の作用との分離が困難だからである。エネルギー収支から環流の成因論を考えるためには、このような概念定義に対する慎重な考察が必要であろう。

図３．環流の生成に関わるエネルギーの流れ16)

水温，同位体を用いた倶多楽湖の循環に関する研究＊

牧野 晶 (千葉大・教育・学)，知北和久 (北大・理)，
大八木英夫(日大・文理)，濱田浩美（千葉大・教育）

１．はじめに倶多楽湖は，北海道南西部，白老郡白老町にあるカルデラ湖である。北海道札幌市から南西約 65km，登別温泉から東約 2km に位置し，
湖 面 積 4.68km2 ， 最 大 水 深148m で，平均水深は 105.0m，
形は湖岸線長 8km，直径約 3km の円形を呈している。湖面標高は 258m，流域面積は3.48km2 であるが涸れ沢がほ
とんどで降雨時に流入するのみであり，恒常的に流入・流出する河川はない閉塞湖である（中尾ら，1966）。
倶多楽湖周 辺の地質は，第四紀倶多楽火山噴出物で輝石安山岩が多く占める。
倶多楽火山は玄武岩～安山
岩質の成層火山体である。
約 8～4.5 万年前までの期間に複数の火口で大規模な噴火が繰り返され，約 4 万年前までの活動により直径
約 3km の円形のカルデラを生じ，これが倶多楽湖を形成した（気象庁，倶多楽）。
倶多楽湖に関する水収支は中尾ら（1966）によって報告されている。しかし，
近年では水温，水質の鉛直
分布観測，水温の係留調査を行った事例はない。
本研究では年間を通して水温の観測を行うとともに，採水した試料の分析を行い，倶多楽湖の循環について検討することを目的とした。

2012

２．調査方法
現地調査は，2012 年 11 月，2013 年 3 月，6 月，
8 月の計 4 回実施した。水温，水深，電気伝導度，
溶存酸素飽和度，クロロフィル，濁度の鉛直分布の調査は湖心を含め計 7 ヶ所行い，湖心部における調査では，水温，水深，電気伝導度，pH の測定
および表層，10m，20m，30m，40m，50m，100m，2013
140m の各水深で採水を行った。また，湖心部には水温計を表層から 6m までは 1m 毎に，10m から130m まで 10m 毎，135m，140m から 145m まで 1m 毎に設置しており，2012 年 9 月～2013 年 6 月まで 1
時間ごとの水温を測定した。
採水した試水は実験室に持ち帰った後，pH4.8
アルカリ度滴定法にて HCO3-を測定し，Cl-，NO3-，
SO42-，Na+，K+，Mg2+，Ca2+はイオンクロマトグラフ
にて分析を行った。

３．結果と考察
図 1 には 2012 年 9 月～
2013 年 6 月の倶多楽湖における水温の季節変化を示した。
水深 40m 以深では一年を通して水温は 5℃以下に保たれている。表層の水は 9 月下旬から徐々に冷やされ，10 月中
旬からは表層から 10m まで水温が一定となる。12 月 21 日
から 1 月 4 日までの 15 日間，水温が表層から湖底付近まで一様になっており，秋季循環期を示す（図 2）。
1 月下旬からは結氷するた
め表層の水温が下層の水温よりも低くなる逆列成層が発生していることを示す。4 月 26
日から 5 月 14 日にかけての
19 日間，再び水温が表層から湖底付近まで一様になっていることから春季循環期であると考えられる。(図 3)
図 4 には 2013 年 6 月 16 日に観測した湖心部における水温・水質の鉛直分布を示した。電気伝導度は表層付近では低いが，18m 以深ではほぼ一定であり，湖底付近で高くなる。溶存酸素飽和度に注目すると，表層は 106%，水深 6.8m で 113%と最大になり，湖底付近でも約 55%ある。このことから湖は貧栄養の状態で生物の活動は活発でないことが示される。
2013 年 6 月 16 日に採水した試水について，水素・酸素同位体比を分析したものを図 5 に示した。酸素同位体について，表層の水は-6.41‰と最も重く，水深 20m
で-7.12‰と最も軽くなった。
今後は，試水の分析を進めるとともに，同位体比の時間変化の関係や循環期の水温についてさらに考察し循環のより詳細な機構を示したい。
参考文献
中尾欣四郎，愛沢行三，大槻栄(1966)：倶多楽湖の水収支. 北海道大学地球物理学研究報告，15，pp.21-31.

2012

2013

17)

柏市における土地利用の変遷による湧水環境の変化＊

倉持 明（千葉大・教育・学），濱田浩美（千葉大・教育）

１．研究目的柏市は千葉県北西部に位置し，東西約 18km，南北約 15km，面積
114.9 ㎢の人口約 40 万人の中核都市である。市の北側には利根川，我孫子市との境には手賀沼があり，それらに流れ込む河川や湧水が存在する。河川や湧水周辺の環境は周辺が公園として整備されている場所や住宅地の中に存在する場所もあり，さまざまである。
柏市は鉄道や国道など都心への交通網が整備されており，アクセスの良さから首都圏のベッドタウ
ンとして人口も増加を続けている。
柏市では土地利用の変容に関しての研究（佐藤，2008）や湧水の調査が手賀沼水環境保全協議会に
よって年２回行われている。しかし，土地利用の変化が湧水環境へ与える影響を示した事例はない。
そこで，本研究では土地利用の変遷が湧水環境に与えた影響を明らかにすることを目的とする。

図１

柏市における 1967 年土地利用図

２．調査方法
現地調査は，2012 年 10 月から 2013 年 5 月までおよそ毎月 1回，計 9 回行った。湧水における調査は，水温，水温，pH，電気伝導度の測定と採水を行っている。
採水した試料は，pH4.8 アル
カリ度，イオンクロマト，ICP
による主要イオン濃度分析を行った。
土地利用に関しては国土数値
情報土地利用細分メッシュデー
タ （ 1967 年 ・ 1987 年 ・ 1991
年 ・ 1997 年 ・ 2006 年 ・ 2009年）をもとにデータを作成した。
３．結果および考察①土地利用
図１，２には，柏市の 1967 年，2009 年の土地利用図を示した。1967 年には市街地は市の中心部に多く，南部には手賀沼・大堀川沿いに広がり，森林も多い。2009 年には，市街地が市の中心部から北部，南西部にまで広がり，森林や農用地が減少して

図２

柏市における 2009 年土地利用図

いる。市街地化は，主に市中心部から鉄道沿線地域で顕著である。市の北側を流れる利根川や手賀沼の一部が 2009 年には田に利用されている。また，市南部の手賀沼周辺は田が残 っ ているところが多い。

図３が少ない夏場に池の水位が低下することからも明らかである。弁天池は渇水しており今回示すことはできなかったが，湧出量が降水量に左右されることを示している。
駒込と増尾２もＨＤは類似している。HCO3-とCa2+の値は大きいが増尾１も同様の形である。3 地点
は直線距離では 3km 以上離れているが，水質組成を見ると類似した帯水層から湧出したものと考えられる。図４では，同位体比がほぼ等しいことから同様のことが言える。
用水路は調査日によって水質が異なる。上流に工場があり排水が流入していると考えられるが，上流は暗渠となっているため確認することができない。

湧水地点と河川のＨＤ（2013 年 5 月 10 日）

以上のことから，市街地の拡大により未舗装部分が減少していると考えられ，降水の地中浸透も減少している。
②湧水
図３をみると河川は NO３の値が高く，何らかの汚染水が流域から流入していると考えられる。生活排
水や工場排水が主な原因とは考えられるが，過去のデータや調査地点が少ないことから確かな原因とは言えない。また，こんぶく
ろ池，弁天池では近くの用水路から NO3－を含む水が地中に浸透し，湧出していると考えられる。用水路の標高はこれら２地点よりもわずかに高い。
寺谷，戸張においては他の湧水とは異なる水質を示す。ともに Cl-の値が大きい。
こんぶくろ池，弁天池，宿連寺のＨＤは形が似通っている。しかし，図４に示すようにこんぶくろ池の酸素，水素同位体は雨水に近い値を示し，地中にとどまっている時間が少ないことがわかる。これは，降水量③土地利用と湧水環境
土地利用に関しては，過去のデータより比較することができた。しかし，湧水の 10 年以上前の水質や湧出量のデータを入手することができていないので比較することが困難である。本研究では都市化の著しい柏市において貴重な水資源環境である湧水を中心に，約１年間の調査を行い，渇水や水温・水質の季節変化を得ることができた。

図４

各地点の水素，酸素の同位体比（2013 年 7 月 17 日）

18)

水質と同位体比を用いた松本城下町湧水群を涵養する河川の検討*桑山美冴（千葉大・教育・学）, 濱田浩美（千葉大・教育）

1. 研究目的
長野県松本市は，東に美ヶ原高原からの薄川，女併せて分析用のサンプルを採水した。
サンプルは実験室に持ち帰った後，pH4.8 アルカ

鳥羽川，西には上高地を囲む北アルプスの山々から

リ度滴定法にて HCO3⁻を測定し，Cl⁻，NO₃⁻，の梓川など豊かで清らかな水が流れる盆地に位置す

SO₄2⁻，Na+，K+，Mg²+，Ca²+はイオンクロマトグる。この盆地は薄川と女鳥羽川の複合扇状地によっ

ラフにて分析を行った。

て形成されている。この扇状地には古くから，国宝
松本城を囲むように分布する湧水があり，松本城下町湧水群と呼ばれ，地域住民からも親しまれ，遠方からその水を求めて訪れる観光客も多い。
松 本 盆 地 の地 下 水研 究 は小 宮 ほ か（ 2003 ） やNakaya et al.（2007），藪崎（2011）などがあるが，詳細な涵養域の把握や地下水流動については未だ不明な点が多い。特に湧水の涵養河川を明らかにする
ことは将来の地下水保全のために重要である。そこで本研究では，松本市街地の複合扇状地を形成する
２つの主要河川である女鳥羽川・薄川の水質特性から，松本城下町湧水群を涵養する河川を明らかにすることを目標とする。
2．研究方法松本城下町湧水群の湧水と周辺の河川は図 1 に示す地点において 2012 年 10 月から現在に至る計 5 回の現地調査を行っている。2012 年 11 月 24～25 日に調査・採水をした湧水 16 地点，周辺の河川水（女鳥羽川・薄川の各 3 地点）6 地点を対象とした。なお，地点 16 の湧水においては，松本城下町湧水群から南に離れた薄川以南の筑摩小学校敷地内の湧水を水質比較のため研究対象に設定した。
各地点の名称と井戸深度は表 1 に示した。湧水の名称は松本市・松本環境協会(2011)の湧水マップ，
井戸深度は先に述べた藪崎（2011）を参考にしている。井戸深度は 24m~80m に達し，複数の帯水層の存在が暗示される。
現地では，EC・pH・水温を測定した。また可能な場所では湧出量についても計測した。現地では，

図1
表1

調査地点位置図

各地点の名称と井戸深度

No.
調査地点名
1 鯛萬の井戸
2 女鳥羽の泉
3 北門大井戸
4 北馬場柳の井戸
5 地蔵清水の井戸
6 市役所駐車場
7 東門井戸
8 大名小路井戸
9 大名町大手門井戸
10 日の出の井戸
11 自噴
12 源池の水源地井戸
13 石のギャラリー
14 源智の井戸
15 徳武の井戸
16 筑摩小井戸深度(m)
50
30
30
80
30
30
24
50
50
40
-

3．結果・考察

軽い。湧水は２つの河川の平均的な値を示しており，湧水の EC は，200～700μS/㎝と場所によって湯川の同位体比は，湧水に似ていることがわかる。

値が大きく異なっている。特に地点４は，737

今後は，湯川の水質分析を進めるとともに，女鳥

μS/㎝で対象地域の中では最も高い値を示してい羽川と薄川の過去からの河道の変遷や，松本盆地のるが 200～400μS/㎝を示す地点が多い。地点 12，

地質データから湧水の帯水層を明らかにし，さらに13，14，15 の湧水は，相対的に高い値を示した。

河川と湧水との関係を示したい。

図2

湧水および河川の電気伝導度
図3

湧水および河川の水質組成

図4

湧水および河川の同位体比

ヘキサダイアグラムを用いた各湧水と河川水の水質は図３に示した。全体的には Ca-HCO₃型の水質組成が多いが，地点 4，5 では溶存成分量に差があるもののＮa-HCO₃型で同一であった。また，地点 12，13，14，15 の湧水は，溶存成分量が高く，ダイアグラムの形が類似している。
ＥＣと水質分析の結果から，図 3 では，点線で示したような水質分類ができると考える。また，この３つのグループのうち，川沿いの地点１，２，３，
７，８，９，10，11 の湧水のグループは，女鳥羽
川の水質と近いことがうかがえる。
図４には，湧水 16 地点と，女鳥羽川と薄川の６

参考文献

地点，さらに女鳥羽川に合流する河川である湯川の藪崎志穂 (2011)：松本市街地における地下水の水

水の同位体分布図(2013 年 8 月 14 日採水)を示した。

質特性とその季節変化. 地球環境研究,Ｖol.13,

湧水は，地点 16 をのぞいてほぼ同じ値を示してい

pp.33-41.

る。女鳥羽川と薄川を比較すると薄川の同位体比が松本市・松本環境協会(2011)：まつもと水巡り.

19）
河川近傍湧水における水素・酸素安定同位体比の変動と推定される地下水流速＊丸山 豊 (広島大・院)，小野寺真一 (広島大・総合)，北岡豪一(岡山理大・理)

１．はじめに河川や湖沼近傍では地表水と地下水の交流が見られることがあり，水・物質循環に影響を与え，その結果特有な生態系の形成に寄与している可能性がある。特に河川近傍では一般的な地下水と比べ速い地
下水流が観察されることがあり，激しい水・物質循
環によって生態系に大きな影響を及ぼしていることが考えられる。このような例として江川湧水が挙げられる。江川湧水は徳島県吉野川扇状地を流れる伏流水が起源とされ，その湧水温は付近を流れる吉野川の水温変動に対して 2〜4 ヶ月遅れ，15 ℃以上の
大きな年較差を有することが新井・横畠(1990)など
によって報告され“異常水温”と呼ばれてきた。同様な事例は，他の地域でも報告されてきた（敦賀平
野被圧地下水；塚野ほか，1965，火力発電所の冷却湖周辺；Andrews and Anderson,1979，足柄平野；
横山ほか，1985，旭川氾濫原；北岡・大窪，2007）。
これまで，肥沼(1939)や新井・横畠(1990)などにより“異常水温”の形成に関する解析がなされ，5〜
53 m/d の地下水流速が見積もられているものの，検証は十分なされていない。本研究では，江川湧水と同様に“異常水温”を呈する旭川氾濫原の湧水を対象として，河川近傍地下水の流動モデルを簡便な形で考案し，水の酸素と水素安定同位体比を用いてモデルの検討を行った。
２．研究地域と方法(J/kg･K)， ρ と c は水みちの密度(kg/m3)と比熱(J/kg･K)である。また，k*を水みちと地層の熱伝達率 (W/m2･K)，D と W を水みち厚さ(m)と幅(m)とす
るとνは，


2 k*  1 1   c  D W （2）で定義される定数である。(1)式を解いて解析解を求め，ダルシー流速を一定として解析を行った。また同位体比の変動から地下水流速を推定し水温の解析モデルの検討を行った。
３．結果と考察2000 年 5 月から 2013 年 2 月までの水温変動観測の結果，湧水温の年変動は河川水温の年変動と比べて明確な遅れと変動幅の減衰が見られた。また変動パターンが三角関数的であることから，年変動をsin 関数で近似すると遅れは約 68.8 日であり，変動幅は 0.490 倍になっていることが分かった。この
湧水温変動を(1)式にて解析したところ，地下水フ
ラックスは 5.51 m/d と見積もられた。ただし，流動距離は地形や植生などから約 1000 m とした。
2011〜2012 年における１ヶ月毎の水の酸素安定同位体比の分析結果を図２に示した。河川水・湧水双方に明確な変動がみられ，時間分解能はあまり良くないものの，河川水の同位体比変動は１ヶ月ないし２ヶ月遅れて湧水へと現れるという傾向が確認された。この変動は水の水素安定同位体比でも同様であった。この結果から推定される地下水フラックスは，間隙率を 0.2 とすれば 3〜6 m/d となり，これは上述の水温解析より得られた結果とオーダ上は一致した。これによって，温度モデルの妥当性が示され，また，河川近傍の速い地下水流れを確認することが
できた。
River

１ヶ月

図１．観測地域

岡山県旭川及びその近傍の湧水(図１)において 1
週間間隔の定期観測を実施した。安定同位体比の分析は分光法を利用する Picarro 社製 L2130-i を用いて行った。スタンダードの誤差はδ18O で±0.05‰，
δD で±1.0‰である。水温の解析手法は(1)式のよ
うに水みち状の伏流水の流動を 1 次元移流拡散モデ
ルで，水みち周囲との熱交換を１次元モデルでそれぞれ仮定した。
 2  c  2  w w q
    g
t
c x
x





（１）

Spring

２ヶ月

2

ここで，κは水みちの熱拡散係数(m /s)，q はダル
シー流速(m/s),ρ w と cw は水の密度(kg/m3)と比熱

図２．河川水と湧水における酸素安定同位体比変動

20）
魚野川流域の水循環と物質循環＊

小寺浩二1)・森本洋一2)

1)法政大・地理学教室

2)朝日航洋Ⅰ はじめに豪雪地帯を流れる河川では、降雪や積雪、融雪水がⅣ 結果と考察
本流部では降雪が始まった 12 月中旬以降に EC 値

河川環境に影響を与え、河川水質や水文特性を特徴づが大幅に上昇し、上流部が中流部より高くなった。

ける。積雪・融雪期では暖候期と異なる水収支や物質

特に、本流最上流部で 1 月 24 日に 621μS/cm と極端収支が見られ、特に温暖積雪地では融雪が積雪期間中に高い値を観測し、前後でも高い値が観測された。

にも生じ、融雪水の影響は寒冷積雪地に比べて多岐に

EC 値の低下は積雪期間中である 2 月上旬から始ま渡るため、そのメカニズムを捉えることが重要である。

り、3 月上旬には上流部を除き 12 月と同様になった。

筆者らは2009年4月から魚野川流域一帯と信濃川中流

水位は 3 月から上昇し、それに伴い EC 値の低下部において水文観測を継続して行ない、暖候期の水質が見られた。
4 月 3 日には本流全体の EC が 100μS/cm

変動や年間を通した水質変動（森本ほか2009）を把握以下になり、融雪期間中に最も低い値を観測したのした上で、積雪が河川水に影響を及ぼす2009年12月

は 5 月 22 日であった。また、3 月中旬になると上流から2010年5月における河川水質特性とその変動につ部の EC 値が中流部より低くなり、12 月以前と同様いても明らかにしたが、それらをあわせて報告する。

になった。09 年冬季は 08 年に比べ積雪量が多く、Ⅱ 対象地域概要
魚野川は谷川岳西麓に源頭を持ち、流域面積1519m2、融雪による水位上昇が長く続いたため、EC 値の上昇

幹線流路長は68km である。主な支流は右岸側の越後あった。

山脈系から流下する大源太川、登川、三国川、水無川、
左梨川、破間川などで、流域一帯が特別豪雪地帯に指Ⅴ おわりに
魚野川本流における積雪期間中の EC 値は、中流定されている。年平均比流量は11.2m3/s/100km2、年流と上流部では逆転し上流部のほうが高くなった。こ

出高は3532mm と日本有数で、左岸側は標高の低い魚

れは、上流部で凍結防止剤を含んだ捨て雪があるた

沼丘陵が信濃川本流と流域界を形成している。

めである。3 月以降は融雪水が増加し、上流・中流

Ⅲ 研究方法ともに EC 値の低下が見られ、再び上昇したのは 6が見られたのは 6 月 26 日と、前年比約 1 ヶ月遅れで魚野川流域と信濃川中流域において2009 年4月か月下旬で、08 年に比べ約一ヶ月遅れであった。さらら月1 回の定点観測を行った(AT、WT、比色pH-RpH、に積雪や積雪深の解析を進め、積雪・融雪期の物質

EC、TURB、DO、TDS)。2009年12月21日から6月12日

収支や水収支について GIS を用い検討を行いたい。

秋季との流量や水質の差異についても考察し、魚野川
破
間
川

1200
1000

00
標高 m

800
600

00

大
登 源
川 太
川

芋
川

破
間
川

羽
根
川

400

15

50
600

魚
野
川

佐
梨
川

日降水量(湯沢)

5 1.4

日平均気温（湯沢）

0-5 1.2最大積雪深(湯沢)

360

0.8

320

0.6

280

150
500

200

200
00

160
120

00

80
00

250

400

300

200

0.4
EC μS/cm

240

0

100

1.6

10

1.0

200
0

20

1.8

水位 m

流域における年間の水質変動の特性を明確にした。

0

700

25

EC μS/cm

が河川水に及ぼす影響や融雪水が及ぼす影響、夏季や30 2.0日平均気温 ℃

積雪深観測、積雪サンプルの採取を行い、降雪や積雪

100

0.2
0.0

0

08/06/01

08/09/01

浅間平橋(上流)

08/12/01

09/03/01

立柄橋(中・上流)

09/06/01

09/09/01

姥島橋(中流)09/12/01

10/03/01

大和橋(中・下流)

10/06/01

川口橋(下流)図２ EC変動と水位変化（六日町観測所・気象データはアメダス湯沢）

40
00

0
0

10

20

30
40
最 下流からの距離(km)

50

本流
12月

1月

2月

3月

4月

60

右岸

70

左岸

5月

図１ 積雪・融雪期における本流部のEC縦断変化（月1観測）

日降水量 mm・日最大積雪深cm

までは魚野川流域の26地点において週1回の水質観測、

参考文献
森本洋一・小寺浩二(2009)：魚野川流域における暖候期の水質変動要因,日本地理学会 2010 年度春季学術大会発表要旨

P1）

標高 500 m の山地から湧出・流出する水の水温と水質の分布＊

田中徹郎・大田彩佳・坂本智美・北岡豪一（岡山理大・理）

１．はじめに
近年，ポケット型の簡易イオンメータ（Na，K，
Ca，NO3）が市販されるようになり，イオンクロ
マトグラフがなくても，誰でも容易に水質調査ができるようになった。簡易イオンメータは有効数字 2
桁で mg/l 単位で小数点より上の値が表示される。
測定の精度はよいとは言えないが，アルカリ度は現地（あるいは実験室）で滴定法で測定できるので，
Mg，Cl，および SO4 を除く主要成分のあらましを現地で知ることができる。
試験対象の水域として，岡山県南部の標高 506 mの熊山を選んだ。その理由は，熊山がほぼ独立した
釣鐘状の固い流紋岩からできていて地質条件が単純であること，山頂付近に涸れることのない湧き水があること，山体を縦断するように山頂に通じる車道があり，種々の標高で沢水を採取することができる
こと，人家，田畑がないこと，大学から約 20 km の距離でアクセスしやすいこと，などである。本研究は，この水域の湧水，沢水，川水を対象に簡易水質計を用いて試験的に観測した。その結果，山体内部に地下水流動系の存在が示唆されたので報告する。
２．対象流域の概要と方法
ポケット型の簡易イオンメータ（Na，K，Ca，
NO3），pH 計，EC 計（以上，HORIBA 製），および温度計（ドイツ ebro 製）を用いて，現地で気温，
水温と水質を調べ，持ち帰った水についてアルカリ度を測定することにした。
2013 年 10 月 22 日に，標高がほぼゼロ m から
500 m までの道脇で見出される水を対象に，湧水 4
カ所，沢水 12 カ所，川水 6 カ所の計 22 地点で調査した。採水点の位置を図 1 に示す。

沢水とした。湧水は，それよりも上流側で表流を起こしていないと考えられるものに限ることにした。
３．結果と考察
湧水の湧出量は，低地の岩盤上，風化層から 0.1〜0.2 l/min，200 m 付近の岩盤割れ目から 9 l/min（No.8），山頂付近の風化層から 1.2 l/min である。
沢水は多くは岩盤の上，もしくは風化粘土の上を流れており，流量は 1〜55 l/min，また，川水の流量は，2 カ所で 340，450 l/min であった。
A) 水質，温度の高度分布
図 2 に水温と気温の高度分布を示す。湧水の温度は高度 100 m あたり約 0.6℃の割で下がっている。これは気温の逓減率にほぼ等しいので，地下水流動系は強くないと考えられる。沢水の水温は
湧水の温度と気温の間にある。

図 2．水温と気温の高度分布(2013 年 10 月 22 日)

図 3 は，EC の高度分布である。標高 200 m 以上
では，EC に大きい違いがみられないが，それ以下の湧水で高い値が観測される。沢水は標高 200 m 以
下で高度が下がるとともに徐々に高くなっている。

図 3．EC の高度分布（下図は上図の拡大）

図１．採水地点

水の種類の区分けについては，川は，堤防の有無を目安にすることとし，谷で表流している水を沢水とした。本研究では，地形的な谷で湧き水であっても伏流した沢水が湧出していると判断される場合は

図 4 に HCO3，Na，Ca，NO3 の高度分布を示す。
各成分とも湧水の濃度が沢水，川水よりも高い。標高 200 m 付近の山腹湧水(No.8)で Ca が極だって高い。これは岩の割れ目から湧出する水である。
沢水，川水は高度が下がるとともに成分濃度がゆ
るやかに上昇している。このような分布は，地下水流動系を表している可能性がある。

図 5．Ca と HCO3 の関係

C) 温度の変動
湧水の温度変動を Tidbit ロガ（Onset 社製）で観測した。山頂湧水（池の底）の水温は付近の気温に比べて極めて安定しているが，その変動は気温に対応してなく，まとまった降水があるときに急激に低下し，その後徐々に回復している（図 6）。気温が水温よりも下がるときも水温は低下する。
このような変動は，まとまった降水があるときにのみ地下水面への浸透が起こり，それによってより深部の地下水が押し出される状況を示唆している。
低地の湧水においても同様の現象が見られる。しかし，沢に湧き出る水（伏流水）では，そのような降水による水温変動は現れていない。

図 4．成分濃度の高度分布

B) 水質成分相互の関係
EC と相関の強いものは HCO3 である。Na にも相関性がある。一般の地下水，湧水では，Na は Cl と相関がよく，Ca は HCO3 と相関のよい場合が多い。
Cl の分布は Na の分布に類似しているものと考えられる。Ca と HCO3 の間には，Ca 著量の湧水を含め，相関性が認められる（図 5）。しかし，No.8 湧水では，HCO3 が約 2 meq/l であるのに対して，Ca は約
5 meq/l もある。これは，Ca 源として炭酸塩鉱物ではなく，石膏のような硫酸塩鉱物の影響が推定される。沢水も同じ相関の上にあるので，この水域の水質の特徴として SO4 イオンがかなり含まれているものと推定される。SO4 のデータはないが，Ca とSO4 の間でよい相関が推定される。
このように，簡易イオンメータでもある程度水質を把握することが可能である。

図 6．山頂湧水の水温変動（付近気温と岡山降水量との対比）

図 7．山腹湧水の水温変動（付近気温と岡山降水量との対比）

４．まとめ
簡易イオンメータを用いて，高度別に水質を調べたところ，山体内に地下水流動系の存在（供給域と流出域）を推定することができた。また，データロ
ガで湧水の温度変動を観測したところ，山体における不連続な浸透過程，およびそれによる流出の過程を知る手がかりを得ることができた。

P2）流域水文環境と水質の季節変動に関する考察-北海道尻別川流域を事例に＊

小林修悟1)・小寺浩二2)・濱 侃1)1)法政大・学 2)法政大・地理学教室

Ⅰ はじめに

Ⅳ 結果・考察北海道尻別川は日本有数の清流として知られ、羊蹄山をはじめ流域全体として、源流部を除き季節変動がみられ、本流のEC(電とする豊富な基底流出量を誇る。流域内は北海道有数の農業地帯

気伝導度)は65-130μS/cm で推移し、5 月は融雪水による希釈をとなっており、流域の水資源は多岐に利用されており、農業利用

受け値が低く、7 月は流量が年を通じて最も少なく基底流出が卓だけではなく、湧水地や河川整備により観光資源や保養地となり越し、融雪期を代表とするような希釈の影響が少ないため、全体流域の人々の暮らしに大きな関わりを持つ河川である。

的に濃度が高くなりEC の値が高くなっていると考えられる。ましかし、尻別川における支流を含めた流域単位での水文観測は実た、3 月には他の月とは違った傾向のEC 上昇がみられ、その要施されておらず、公共観測による本流と支流数点での観測のみで因に関しては凍結防止剤の散布を代表とする人為的な影響と考えある。本研究では尻別川流域全体での水質の季節変動を考察し流られる。そこで、3月の溶存成分をみると陰イオンではNa+、陽域規模での水文特性の把握を目的とする。

イオンCl-が卓越している様子も確認できた。

Ⅱ 流域概要流域全体ではNa-HCO3型が基本的な水質であるが、その中で尻別川は支笏湖西方に位置するフレ岳(1,046m)に起源し、西方も羊蹄山南麓では特にHCO3が卓越しており、pHもアルカリ性に向け流れ中流部では羊蹄山(1,893m)北麓を迂回しニセコ町以降

で特異な水質を示した。

は蛇行を繰り返し流下し、蘭越町磯谷で日本海へ注ぐ幹線流路長

Ⅴ おわりに126km、流域面積1,640km2の1級河川である。流域は羊蹄山を

本研究では尻別川流域における支流・湧水を含めた水質の季節

はじめニセコ連峰や本倶登山など1,000m を越える山地に囲まれ、変化と、水質型の異なる河川の存在と人為による水質形成につい冬季はモンスーンにより多量の降雪がもたらさせ北海道有数の豪て解明することができた。今後は、水質形成因子と水質の関係を

雪地帯となっており。地質は主に火山由来となっており、新第三より詳細に明らかにし、小流域単位での流域内の水質形成の差異

期火山岩を基盤とし、第四紀火山岩や火山灰が堆積する。

について考察していきたい。
m e/l
1.5

Ⅲ 研究方法

1

0.5

0

0.5

1

m e/l
1.5

凡 例

現地水文観測を2012年5‐2013年5月の奇数月下旬に行い、

Na+ K

試料名

Cl

Ca

HCO
3

Mg

SO4 (+ NO3 )5万図による本流及び2次流以上の支流下流部、湧水などを対象に、最大63点（定点44）での観測・サンプリングを実施した。
現地観測項目は気温･WT･EC･pH･流量で、持ち帰ったサンプル
を大学の実験室にてTOCの測定、イオンクロマトグラフィーによる主要溶存成分分析を行った。
151 148141

130 125

116 122 117

98 100 99

66 66 63

83

70 67

56 50

0

47

120

160

74

84 83 87 76 79

10km

600

80

400
200

40

EC μS/cm

99 92

101 95

800

200

123

標高 m

150 152 148

図 2 ヘキサダイアグラム(下：11 月,上：1 月)

参 考 文 献石井吉之ほか(1996) 融雪に伴う河川水の一時的な pH

0

0

0

20

40

60

80

100

120

140

1303

尻別川

河口からの距離 Km
1205

1207

1209

1211

低下, 北海道大学地球物理学研究報告, (59), 15-24.
山崎学ほか(2007):多雪流域の融雪期における河川水1301

図 1 本流 EC 季節変動と河床縦断面

質形成の過程, 日本水文科学会誌 , 37(3) , 123-135.

P3）

大分県および大野川流域における環境容量の試算と GIS による可視化
大西文秀（ヒト自然系 GIS ラボ）

１．はじめに「人と自然の関係を大切にしよう！」と言われ久しいが、我々はそうしてきたのだろうか。生きもの
は自らの棲みかを大切にするが、私たちヒトは、逆に環境問題を引き起こした。その解決を目指し多くの研究や改善がなされてきた。しかし 40 年以上を経た現在も、地球規模での環境や資源、また災害問
題は依然として存在し、悪化の速度を速めている。
今、ヒト・自然系を見直すことが求められている。
本年は、大分県別府市で陸水物理研究会が開催されるため、大分県と県最大の流域である大野川流域
におけるヒトと自然の関係を環境容量としてとらえ試算した。地理情報システム・GIS を活用した環境
情報の可視化により、未来可能性を考え高めたい。
２．試算方法ヒトと自然の関係を示す環境容量は、ヒトの活動の集積と、自然が持つ包容力の関係を測る指標として、分母にヒトの活動の集積、分子に自然の包容力を持つ割算としての概念を設定した。また、我々の生活や生存と密接な関連を持つ、CO2 固定容量、クーリング容量、生活容量、水資源容量、木材資源容量の 5 種類の指標を設定し、環境を総体として捉え
包括的な理解を進め、その相互関係を探ることを目標とした。これらの 5 指標により、地球温暖化、水資源、食糧資源、森林資源などの地球規模から、都市のヒートアイランド、人口問題、ゲリラ豪雨のような地域レベルの問題まで、低炭素・低リスク社会を推進するうえで重要視される現象に対応させた。
具体的には、CO2 固定容量は、森林資源がもつCO2 固定量と人間活動による排出量の関係で、主に地球温暖化に関する指標。クーリング容量は、本来、森林により覆われた地表面がもつ冷却量と現在の地

図 1. 環境容量の概念と 5 指標の構成

表面がもつ冷却量の関係で、主にヒートアイランド
現象に関する指標。また生活容量は、生存に必要な都市や生産緑地面積から試算した自給可能人口と現人口の関係であり、食料自給や人口問題に関する指標。水資源容量は、降水の地中浸透量による潜在水資源量と人間活動による水需要量との関係で、水資源や洪水災害問題に関係する指標。そして木材資源
容量は、森林の成長量から試算した可能木材供給量と人間活動による木材需要量との関係を示すものである。図 1、2 には本試算で設定した環境容量の概念と 5 指標の試算方法の概要を示す。
３．結果と課題
大分県の環境容量は、CO2 固定容量が 26.2％（47都道府県中 8 位）、クーリング容量が 81.9％（同24 位）、生活容量が 94.0％（同 11 位）、水資源容
量が 724.2％（同 17 位）、木材資源容量が 198.0％（同 8 位）という極めて高い容量値を示した。大分
県の環境概要および試算結果をレーダーチャートと自治体単位 3 次元 GIS 画像により図 3〜8 に示す。
また、大野川流域の試算結果を図 9〜14 に示す。
環境容量を、GIS を用いて解析し可視化し情報発信することにより、我々の住む環境の、自然の包容力とヒトの環境負荷のバランスについて、余裕があるのか緊迫した状況なのか、総体としての定量的な認識が進む。そしてライフスタイルや社会の未来のあり方を探ることが可能になる。文化や自然の多様性を大切にし、環境容量を向上させ、自立性の高い
地域社会や生活を創りだすことが求められている。
そのためには、環境情報が発する警告に、我々自身が気づくことが何よりも重要と考えられる。

図 2. 環境容量の 5 指標の試算方法

凡例

凡例：2000年値

図 3. 大分県の地形と標高図 4. 大分県の自治体と流域

凡例：2000年値

図 6. 大分県の CO2 固定容量

凡例：2000年値

図 12. 大野川流域の CO2 固定容量

図 5. 大分県の環境容量 5 指標値

凡例：2000年値

凡例：2000年値

図 7. 大分県の生活容量

図 8. 大分県の水資源容量

凡例

凡例

図 9. 大野川流域の地形と標高

凡例：2000年値

凡例：2000年値

図 10. 大野川流域の地形と水系

凡例：2000年値

凡例：2000年値

図 13. 大野川流域の生活容量【参考文献】
1) 大西文秀(2013)『流域圏からみた日本の環境容量』,222p,大阪公立大学共同出版会.

図 11. 大野川流域の環境容量 5 指標値

図 14. 大野川流域の水資源容量

2) 大西文秀(2011)『環境容量からみた日本の未来可能性』,184p,大阪公立大学共同出版会.

P4）
新河岸川流域の水質分布-南部河川を中心に＊

浅見和希1)・小寺浩二2)・濱 侃1)1)法政大・学

2)法政大・地理学教室

Ⅰ はじめに

Ⅳ 結果・考察東京近郊に位置する新河岸川流域では高度経済成

EC（電気伝導度）の結果を見ると、ほとんどの地

長期に都市化が進行するとともに水質が悪化し、点で 200〜400μS/cm の値であったが、河川によっ1980 年代後半には BOD 値が全国諸河川と比べて高ては 800μS/cm を超える地点が存在した。高い EC

い値を示した。近年は下水道整備に加えて水環境保を観測した地点は上流部に位置している場合が多く、全事業や親水事業が行われ、一時期より水質は改善

土地利用と比較すると、値が高い地点の周辺は建物したものの、森木(2009)が実施した調査で支流によ用地となっている。したがって何らかの排水が流入っては上流部に COD 値が 10mg/l を超える地点があし、その水質が影響している可能性が考えられる。

るなど、水質がいまだに好ましくない状態であるこまた、以前の調査データと比較し、今回の調査でとが明らかにされており、今後も水質改善のためには全体的に EC が高く、主要溶存成分も多くなって必要な課題を探るため水質調査を継続する必要があいた。これは、今回の一斉調査の調査時期に流域全る。そこで本研究は新河岸川流域における調査を継体が渇水だったことによる影響と示唆された。

続させ、水質の現状を明らかにする。

Ⅴ おわりにⅡ 流域概要新河岸川流域は埼玉県および東京都に位置し、新本研究では、2013 年 6 月 2 日の調査結果をまとめにくわえ以前の調査結果の比較を通し、新河岸川

河岸川は荒川水系に属する 1 級河川で流路延長が流域の水環境をまとめた。今後の課題としては、今34.6km、源流は埼玉県川越市にあり、荒川の右岸に回の調査では地点が偏ってしまったために、流域全沿って流れたのち、東京都北区の岩淵水門付近で隅体の水質を把握することはできておらず、また、水田川と合流する。流域面積は 411km2 で、支流の多質に影響を与えている要因を完全に解明するまでに

くは東京都に上流部があり埼玉県で本川と合流する。

は至っていない。今後は地点を再設定し、改めて調流域の年降水量は 1400mm 前後で、本川は沖積層査を行う必要があるとともに、どのような要因が水の低地を、支流は関東ローム層に覆われた武蔵野台質に影響を与えているのか把握していく必要がある。

地を流下し、土壌は黒ボク土壌である。河床が武蔵野礫層を切っているため流域南部の支流を中心に湧水が豊富であり、湧水の影響で流量が増加し、水質の希釈効果が期待できる。
現在も都市化が進行するとともに下水道の普及も進み、下水道普及率は埼玉県の流域自治体では 90%前後にとどまっているものの、東京都の流域自治体
ではほぼ 100%となっている。

参 考 文 献森木良太(2009)：大都市近郊河川における水質特性と水環境保全−新河岸川流域を事例として−,法政大学文学部地理学科水文地理学研究室卒業論文.
EC(μS/cm)
800
600
400
200

Ⅲ 研究方法土地利用
森林
河川地及び湖沼田
その他の農用地
建物用地
幹線交通用地その他の用地ゴルフ場
荒地

2013 年 6 月 2 日に新河岸川流域で身近な水環境の全国一斉調査が行われ、この一斉調査と連携する
形で調査を行った。調査地点は全部で 80 地点である。
水のサンプルは現地で採水したものに加え、一斉調0査を実施している団体から現地観測データとともに提供していただき、研究室にてEC、比色によるpH、
RpH の測定および TOC、イオンクロマトグラフによる主要溶存成分分析を行った。

図 1 EC と土地利用※土地利用は 2006 年を使用

8km

P5）

涌池における秋季循環期の溶存酸素の変化について＊

大八木 英夫（日本大学文理学部）

１．はじめに涌池は，長野市の西南方約 15km の犀川流域に位置する。湖盆の成因は，1847 年に善光寺一帯をおそった地震により，元来より湧水のあった場所が堰止められたことによるとされる。標高 565m に位置
し，面積 0.02km2，最大水深 10.8m の小湖沼である。
恒常的な流入河川と流出河川は無く，浸透湖であるが，湖岸からの湧水の流入と降雨による涵養と，夏季には灌漑用水としての人為的な利用による流出があるため，年 2〜3m の水位変動が認められている。
また，涌池では，夏季において深水層が停滞し，無酸素層が厚く形成され，深水層に高濃度の硫化水素が溶存する湖沼として注目されてきた。また，夏季
停滞層が形成されている最中，『水変わり』と呼ばれる何らかの要因により短期間に循環が活発化し，瞬時に硫化水素が表層に出現する特異な現象が見られる湖沼でもあるとの報告もある。涌池では，特に浅い位置での温度躍層が形成され，湖水の約半分の無酸素層になることが大きな特徴である。
そこで本研究では，涌池を対象に，湖水の循環機
構を明らかにすることを目的として，夏季停滞層の形成過程および秋季循環期における溶存酸素の挙動についてについて考察することを試みた。
２．調査概要2009 年 9 月から現在まで，湖心部において水温の自記観測を行った。水温の自記録計は，表層から0m・2m・4m・6m・7m・湖底に設置した。また，2012
年からは，EC（表層と湖底）・DO（表層）・濁度（表層）の計測を行った。湖心部における調査は，
水温・透明度，DO，EC などの測定と採水を行った。
採水した試水は，イオンクロマトで主要イオン濃度分析を行った。

図1３．結果と討論
涌池における年間の水温の特徴は，表水層の変化
が 0.4〜33.3℃で変化しており，これに対し，湖底では 3.7〜12.3℃であった。この温度差により，涌
池では密度成層が形成され，夏季循環期には深水層
は，表層からの溶存酸素の供給が阻害され，無酸素層が形成された。また，水温躍層は，過去の資料によれば，夏季に水温躍層がおよそ 3〜4m の深度に最大の温度降下率 8.6℃・m-1 が 9 月に観測されていた。
一方，連続計測の結果，表層下 2m と 4m の最大の温度差は，17.2℃・2m-1 （2010 年）・20.7℃・2m-1（2011 年）で，どの年も 9 月に観測され，かつ，
過去の資料以上の温度成層が確認され（2005 年 2〜
3m の温度降下率が 2.0℃・m-1），本結果は，過去に計測された値よりも高い数値であったといえる。
また，停滞期中における湖底の EC の変化は，65.3mS・m-1（3 月）から 76.3mS・m-1（7 月）に増加した。その増加量は，表層と湖底の水温からは，循
環した形跡は認められないため，生化学反応によって上昇していると考えられる。
DO の挙動を図 1 に示した。特に，循環期（11月）に注目すると，表層の DO は，表層と湖底の水温が同じになる直前に一時的に無酸素となる。これ
は，無酸素層が水深 4m 以深より形成されることか
ら，その層との混合により DO が低下し，その循環が湖底に達するまでの期間であると考えられる。完全に表層の DO が無酸素（1%未満）になる時間帯は、
午前 4〜9 時頃であり，日中は，約 20%まで回復する。これが 5 日間ほどを繰り返されたあと，表層の酸素は湖底と表層の全循環が行なわれたこと，飽和状態になるまで 2 週間ほどかけて回復することが明らかとなった。

秋季循環期における表層水温・酸素飽和度と湖底水温の変化

P6）
イシククル湖と集水域河川の水質特性＊

齋藤圭1)・濱侃1)・小寺浩二2)

1)法政大・学

2)法政大・地理学教室

Ⅰ はじめに

Ⅳ 結果・考察

大陸における水環境は地球環境システムの解明に主要溶存成分を見ると、イシククル湖は Na-Cl 型

とって極めて重要である。中でも、ユーラシア大陸に Mg と SO₄が合わさった形を示しており、流入河はその大きさから地球環境に及ぼす影響が大きい。

川と比べて大きく異なった値を示している。河川で中央アジアはユーラシア大陸の中央部に位置し、大は、大部分が Ca-HCO₃型の値を示している。トリ

陸の水環境の根幹を担っている。法政大学では、古リニアグラムを見ると、大きなバラつきは見られな

くから中央アジアでの研究がなされており、対象地

いものの、地域によって SO₄+NO₃の含有量に多少域はタクラマカン砂漠・チベット・アラル海など多の違いが見られることが分かる。イシククル湖の鉛岐に渡る。中央アジアの中でも、キルギスのイシク

直プロファイルは水深 30-35m のところで TURB のクル湖は、自然環境が豊かで、水資源が多く活用さ上昇が見られた。この層に流入河川が流れ込んでいれている一方、灌漑による塩害、農薬、工場・観光ると推測される。

地からの排水による汚染が将来的に懸念されている。
究等（M.K Vollmer ほか 2002）は行われているものの、流入河川を含めた広域的な水環境を考えた研

5

5

5

10

10

10

15

15

15

8

18

23

20

m

70

65

70

75

70

75

80

75

85

80

れた 3000m 以上の高山である。
イシククル湖は面積

6.06236 km2、貯水量 1738 km3、水深 668m の内陸湖

5.0

TOC(mg/L)

7.0

TURB(2B)

7060
y = 0.0073x + 18.705
R² = 0.5643

50

30
20

2.0

0.0

現地水文観測を 2012 年 9 月 1 日-10 日、2013 年 8EC(2B)

3.0

1.0

キルギス東部において河川・地下水・湖を中心に

85
EC(2B-T)

40

南部にある天山山脈を水源としていて、水力発電に

Ⅲ 研究方法80

EC(CS)

4.0

る河川である。最上流域のナルン川はイシククル湖
よってキルギスの主力エネルギー源となっている。

WT(2B)

65

図 1 イシククル湖の鉛直分布図

山地で、そのうちの半分近くが万年雪と氷河に覆わ

川は天山山脈に水源を発し、アラル海北部へ流入す

60

65る。国土の 90%以上が標高 1000m を超える高原やである。塩分濃度は 0.6%と比較的低い。シルダリヤ

55

60

WT(2B-T)

TURB(2B-T)

50

55

WT(CS)

TURB(CS))

キルギスは天山山脈の西側斜面横たわる山国であ

45
50

55
60

Ⅱ 対象地域

35
水 40
深
m 45

(

50

30

35
水
深 40

)

イシククル湖を研究対象とし、地域の河川や湖にお25(

究は数少ない。そこで、本研究ではキルギス東部の

6

20

30

35

Turbility(NTU)
2
4

0

25

30

0

9000

20

25

水 40
深
ｍ 45

ける水環境の現状を明らかにし、課題を探る。

EC(μS/cm)
8600
8800

8400
0

3

TC(mg/L)（富田寿代ほか 1992）しかし、塩湖による特性の研

WT(℃)
13

0

y = 9E-05x + 1.2843
R² = 0.0369
100

10

0
10000

1000
EC(μS/cm)

定点TOCとEC

新規TOCとEC

水道TOCとEC

定点TCとEC

新規TCとEC

水道TCとEC

線形 (定点TOCとEC)

線形 (定点TCとEC)

図 2 TOC と EC の相関図（2013）

Ⅴ おわりに月 23 日-31 日と 2 回行った。
調査地点は 50 地点で、今後も引き続き現地調査を続け、融雪期である春

河川は 42 地点を水が確認できる箇所を、湖は湖心とでの流入河川と湖の関係性を明らかにしてきたい。

大河川が流入する東部の 2 地点で表面・50m・100m

また、年間の水質を調べるために長期滞在による調で行い、地下水は東部にて 2 地点で行った。観測項査も考えて現在準備を進めている。

目は、気温、水温、EC、pH であり、持ち帰ったサンプルから、TOC の測定、イオンクロマトグラフィーを使用した主要溶存成分分析を行なった。

参 考 文 献富田 寿代 , 水谷令子 (2010)：キルギスの生活用水．
鈴鹿国際大学紀要，16，pp. 59-69．

P7)
同位体分析と水質を用いた摩周湖の漏水量の推定＊

濱田浩美(千葉大），田中 敦（国環研），五十嵐聖貴（道環研），深澤達矢（北大院）
南 尚嗣（北見工大），小林 拓（山梨大），藤江 晋（てしかが自然史研究会）

1. はじめにカルデラ周辺には多くの湧水が存在し，摩周湖は，北海道東部に位置する日本最湖水の漏出と考えられているが，それはす

大の閉塞湖である。摩周湖の水位は近年 10

べてではなく，水質組成からみると特定の年間の観測で 1m の範囲内で変化している

湧水のみに漏出していると考えられる。

ことが明らかになっている。水深 212m の摩周湖において，この小さな水位変動は湖3. 結果および考察

水の水収支から考えると相当量の漏水がな①酸素と水素の同位体比ければならない（濱田ら，2009）。

摩周湖周辺には 20 ヶ所程度の湧水が確認

本研究では長期観測から得られた周辺湧されている。その中には摩周湖の湖水を起源

水の水質と同位体比の関係から，摩周湖のとする湧水や外輪山への降水が浸透し湧出す

湖水が湧出する周辺湧水を明らかにし，漏水

る湧水，その両方が混合している湧水に分類量を求めることを目的とした。

できる。
図 1，2 には各湧水の酸素と水素の同位体比

2. 調査地域の概要

摩周湖は屈斜路カルデラの一部で，摩周カルデラの凹地に冠水したものである。湖とそれぞれの電気伝導度の値を示した。これをみると同位体比が３つのグループに分かれることがわかる。

水面標高は 352.26m，集水域面積 32.4km2，

天水線δD=aδ18O+b

湖水面積 19.6km2，最大水深 212.0m，湖岸

ここで a=8，道東地域の b は 11~19 の範囲

線長 20.0km である。最深部付近には溶存であると考えられる（安原ら，2005）ので摩成分に富んだ温湧水の湧出が知られており，周湖の湖水は蒸発による濃縮を受け，重い。

1986 年時の湧水温は 43.4℃，湧水量は一方，外輪山斜面の降水起源の湧水は軽くな。
37L・s-1 との報告がある（野尻ら，1990）っている。このことは外輪山斜面の降水が比図 1 湖水と湧水の同位体比と EC（2012.11）
摩周湖の湖水は（2012.6）

図 2 湖水と湧水の同位体比と EC（2013.5）

較的短時間のうちに湧出している流出機構を反映していると考えられる。
②同位体比と電気伝導度
図 1，2 の各地点の円の大きさ
は電気伝導度の値を示した。湖水が 140μS cm-1 程度であるのに対し，外輪山斜面の湧水は 54~63μ
S cm-1 と低い。一方，西別川源流
域の半数の湧水と弟子屈町の美留和浄水場水源は 150μS cm-1 以
上の値を示し，同位体比を考慮す
ると摩周湖湖水起源であるといえる。
発表では湖水と周辺湧水の同位体比から

図 3 湖水と周辺湧水の水質組成（2013.5）

漏水量を算出する。
③湖水と周辺湧水の水質組成
水質組成のヘキサダイヤグラムからみると摩周湖の湖水は南東方向の虹別湧水群の一部と美留和湧水群の一部と近似していることから，これらの湧水と湖水の関係は明らかである（図 3）。
④湖水の同位体比と水温水質の鉛直分布
図 4 には 2013 年 5 月の末の湖水の同位体比を示した。0~10m までは天水線に近い値を示していることから，降水の影響を受けている
図 5 水温・水質の鉛直分布（2013.5）と考えられる。この時の水温は表層から 130m
付近まで等温であった（図 5）。
参考文献
濱田ら（2009）：摩周湖の長期的水位変動と水収支.
日本陸水学会大会講演要旨集, 74, 1C01, p185.
安原正也，稲村明彦，濱田浩美，知北和久（2005）：
カルデラ湖からの漏水が山麓湧水の形成に果たす役割について－摩周火山における同位体的検討結果－. 地下水技術, 47, 10, pp.13-20.
図 4 湖水の同位体比（2013.5）

P8）
群馬県大間々扇状地における地下水環境の変遷*

小島千鶴 1)・小寺浩二 2)1)法政大・学 2)法政大・地理学教室

Ⅰ はじめに

Ⅳ 結果と考察群馬県は全国有数の農作物生産量を誇ると同時に、環境省が毎年行なう地下水の硝酸・亜硝酸態窒素超過率も高い割合を示す。特に赤城山南麓一帯の農耕地帯に位置する大間々扇状地での超過率は高く、岩田ほか(2004)が太田市新田町で実施した民家の井戸水質調査では、環境基準値の 10mg/L を上回る地点が多く確認された。しかし
近年扇状地の硝酸・亜硝酸態窒素に関する調査は明らかにされていない。そこで、本研究では大間々扇状地全域
及び、扇状地の南側の沖積地を対象とした地下水調査を実施し、地下水質の現状を明らかにするとともに、過去の調査資料との比較から水質の変遷を考察する。

大間々扇状地の NO3-N 値は全体的に高く、環境基準値を超過する地点も少なくない。一方扇状地南側に広がる沖積地では低い値が計測された。また、地下水面等高線のベクトルの結果から扇状地域は扇頂から扇端まで同じ帯水層を流れている地下水と考えられる。以上のことから、
大間々扇状地の浅層地下水は硝酸態窒素汚染が拡散しているが、沖積地では河川が多く、河川水からの希釈により値が減少していることが示差された。
mg/L

Ⅱ 地域概要
大間々扇状地は赤城山南麓に位置し、10 万年以上前に、
古渡良瀬川によって形成された。南北約 18km、扇端幅約13km の扇状地で、複数の地形面から形成されており、武蔵野台地や荒川扇状地と並ぶ関東でも有数の大扇状地である 1)。みどり市大間々町の標高 200m 付近を扇頂とし、
標高 60m〜50m 付近を扇端とする。地下水位は低く、乏水的要素を持つが、大間々扇状地は群馬県の中でも農業が盛んな地域であり、これには土壌が深く関係している。
扇状地を覆う土壌は関東ローム層であり、火山灰を母材とする土壌を一般的土壌分類では「黒ボク土」と言われ、黒ボク土の特性は、透水性が大きく保水性は小さい。この特性を生かし、スイカや葱等の貧水に適した作物の生産量が多い。

Ⅲ 研究方法2012 年 6 月から 2013 年 5 月までの期間、現地調査を実施した。6 月から 8 月までの期間、新規調査地点の開拓を重点的に行い、9 月から 5 月にかけて毎月 1 回の定期調査を実施した。季節により渇水した地点もあるが、基本は井戸、河川を含む 27 地点の調査を行い、10 月は 59 地点の一斉調査を行なった。 調査地点は 1km2 あたり 1〜2
地点を目安に設定した。各観測地点は 1/50000 地形図を
緯線・経線 1 度のメッシュで区切り、観測地点をアルフ
ァベット及び数字で示した。同一区画内に複数の井戸がある場合は、末尾に更にアルファベットを付け加え区別した。現地では AT,WT,EC,pH,RpH,水位,水深,地下水面を観測し、実験室では SHIMADZU 社製 TOC-V CPH、イオンク
ロマトグラフによる主要溶存成分分析を行った。

図 1 地下水 NO3-N 濃度分布

Ⅴ おわりに
本研究は2012 年6 月〜2013 年5 月までの調査結果の一部をまとめたものである。現段階で地下水汚染の表層面しか見えておらず、農業・酪農と地下水質の関係を裏付ける考察には至っていない。今後は人間活動の影響を掘下げた考察が必要と考える。

参考文献
松島行雄(2010)：扇央部旧薮塚本町の農業,群馬大間々扇状地の地域と景観-自然・考古･歴史・地理, 大間々扇
状地研究会 2010,7-17
岩田浩二・斉藤達之・青井透・大塚富男(2004)：大間々
扇状地地下水の高い窒素濃度の現状とその由来についての検討,環境工学研究論文集,41,683-691

P9）

Block-C 地域の地下水流動解析（2）：水収支と乾期の地下水位低下（インドネシア・カリマンタン・パランカラヤ市郊外）＊

深見浩司 (道総研・地質研)，小泉謙 (日本工営(株))，石井吉之 (北大・低温研)，山本浩一 (山口大)，永禮英明 (岡山大)，高橋英紀 (北海道水文気候研)，
Swido H. Limin ， Kisot Kusin ， Adi Jaya ， Untung Darung ， Aswin Usap ，Kaharap (University of Palanka Raya)，Gatot Eko Susilo (山口大/Lampung
University)
１．はじめにJST-JICA プロジェクト「インドネシアの泥炭・森林における火災と炭素管理」では，熱帯泥炭で発生する火災とそれに伴う CO2 放出を抑制するための炭素管理システムを構築し、地球温暖化抑止に貢献することを目的としている．
その一環として，我々は，インドネシア中部カリ
マンタン州パランカラヤ市郊外の Block-C 北部地域
で地下水位の流動解析を行っている．Block-C 地域
は，1997 年から始まった大規模な農地開発（メガライスプロジェクト）により，用排水路（運河）が掘削され，その後周辺の地下水位が低下し，乾燥化が進行している地域である．この調査の目的は，この地域の泥炭層の水文環境を明らかにすることにある．それにより，既に建設された運河に堰等を建設することにより，地下水位がどの程度回復するのかといった予測も行うことも目的としている．
ここでは，そのうち，これまでの観測と，それをもとにしたシミュレーションから得られた水収支と乾期の地下水位低下について報告する．
２．調査地域の概要
Block-C 北部地域は，パランカラヤ市の南東に位置し，カハヤン川とセバンガウ川の間の標高 20m 以
内の泥炭地である（図 1）．泥炭の下部には，層厚数 m の難透水層を挟んで，ケランガスと称される白色砂層が分布する．図 1 には，地下水位，運河（周辺河川を含む）水位，および雨量の観測地点（Weather Station）を示す．地下水位の観測は，泥炭層（Shallow Well）とその下の白色砂層（DeepWell）を対象とした．これらの観測地点の標高は，
パランカラヤ空港の測量標を基準点として，GPS 測量を実施して統一した．これらの観測は 2010 年から開始され，順次観測点を増設していった．なお，
カハヤン川の水位（LG11）とセバンガウ川の水位（LG13）については，図 1 に示した観測点の上流で以前から観測されていた値と比較・校正して，観測期間以前の河川水位を算出して使用した．
図 2 に地域の水理地質概念図を示すが，観測から泥炭層とケランガス層の地下水位変動は明らかに異なり，泥炭層は降水量，白色砂層は河川水位の影響を受けた地下水位変動となり，河川から離れるに従い，ケランガス層への地下水涵養が生じる地下水位の垂直分布を示すのが一般的な傾向である．

Type

NumberDeep Well

6

Shallow Well

32

Canal Water

13

Weather Station

1

Area1

Area3

Area2

図１．調査位置図

図 2．水理地質概念図

３．結果と討論2010 年からの観測結果をもとに地下水シミュレーションモデルを作成し，モデルの再現性が非常によいことが確認された（Koizumi et. al.，2012)．
2010 年以降，乾期の地下水位は大きく低下せず，深刻な火災の発生はない．このため，調査地域周辺
で火災が発生した 2009 年の地下水位シミュレーシ
ョンを行い，その時の水収支と，乾期の地下水位変動を再現した．また，2011 年の乾期に 2009 年の降雨条件を入力して水収支と乾期の地下水位変動も計算した．これらから，泥炭層の地下水位は，無降雨期の長さに大きく依存することが確認できた．
これらの結果は，本年 9 月パランカラヤ市で行われたプロジェクトの Work Shop でも報告した．

P10）
水質形成の比較を通した伊豆諸島の水文特性＊

濱侃1)・小寺浩二2)・齋藤圭1)

1)法政大・学

2)法政大・地理学教室

Ⅰ はじめにもわかるように、海塩・地質による水質がほとんど

伊豆諸島は、離島というだけでなく、いずれも火であり（三宅島は例外的に火山からの影響が強い）、

山活動によって生まれた火山島であり、水環境は特

伊豆諸島の水環境には、人的汚染などはほとんど見殊なものである。島の成因は様々だが、火山島は透受けられず、むしろその年の降水量をはじめとした水性が高く恒常河川が少なく、淡水を得にくい状況

自然的な影響が大きい。事実、伊豆大島では現在井にある。伊豆諸島においても古くから淡水を得るべ

戸水を水源として使用していないが、その理由は降く様々な努力がなされ、現在では井戸からくみ上げ

水量の少なかった年に島の淡水レンズが海水に押しる地下水に依存している島がほとんどである。

込まれて井戸の水質が悪化したことが理由である。

そこで、本研究では伊豆七島において、それぞれ

しかし、例外も存在し、新島ではかつて地下水の汲の島の水源を中心とした水質・水質形成の比較を通み上げ過多により塩水化がみられたこともある。

し、それぞれの島の水環境の特徴を明らかにする。

Ⅱ 対象地域地質による差（玄武岩・安山岩・流紋岩）は今回の結果では顕著な違いがみられず差があるとは言え伊豆諸島は、いずれも火山およびカルデラ式海底ないが、噴火したマグマの性質の差、含まれる岩石火山によって生まれた島々である。中でも面積が大の強度の差（火山岩は含まれる二酸化ケイ素の割合

きく江戸時代より人が住んでいた伊豆大島、八丈島、で決まる）により、島の地形は大きく変わるため、

三宅島、新島、神津島、御蔵島、利島は伊豆七島と結果的に水質の差を生むのではないかと示唆された。

呼ばれ、最南端の八丈島で東京から約 287km、最もⅤ おわりに本州に近い伊豆大島は伊豆半島から約 25km の距離

今回の研究では、広域にわたった研究となったが、にある。島の降水量は多雨であるが、恒常河川や湧今後は、各島の水環境についてより詳細に研究をす

水が特に豊富であるのは八丈島・御蔵島だけであり、すめ、検討を行う必要がある。そして、伊豆諸島のその他の島は、井戸水に依存している。

水環境をより明らかにすることを目指す。

Ⅲ 研究方法参 考 文 献

伊豆諸島において沢水・湧水・井戸水を中心に水高嶋温子,吉村和久,栗崎弘輔,井倉洋二,高相徳志郎

文観測・分析を行った。観測項目は、水温、EC、(2007): 亜熱帯島嶼西表島における河川水の水質

DO、TURB、TDS、pH、RpH、流量（湧出量）、
TOC の測定、イオンクロマトグラフィーを使用した形成と酸性降下物による影響 , 水環境学会誌
30(6),325-328.

主要溶存成分分析を行なった。

鈴木水産水路

SM湧水

大久保水源

Ⅳ 結果・考察下根崎湧水

EC500(μS/cm)
300
150

小次郎井戸

すべての島を通じて、離島という環境のもと雨姉川砂防ダム湖

水・風送塩をはじめとする海塩からの影響が大きか為朝の力水った。また、いずれの島も火山島という状況のもと、大鼻湧水

水環境に大きな差を与えているものは、火山活動に

三池第1水源の違いによる地形の差であると示唆された。島が火
三池第2水源山活動によって形作られ経過した時間が長いほど地調査地点

形的開析・団結が進み、島の貯水性が高くなる。そ

井戸
池
湧水

のような地域で貯められた古い水が影響する水では、陽イオンでは Na、陰イオンでは HCO₃が多い。火山由来の Ca, SO₄, HCO₃の上昇も見受けられた。
三宅島・御蔵島・神津島における水質形成をみて

金層第1水源

me/l
6

南風平水源

八重間水源

4

2

0

凡

大路第5水源

0

2km

大路池

(n ss) Na+K
(n ss) Ca(n ss) Mg

2

4

me/l
6

例

試料名

(nss) Cl(nss) HCO 3(n ss) SO 4(+NO 3)

図 1 三宅島 nss シュティフダイアグラム

P11）

岡山県浅口市寄島干拓地のアッケシソウ自生地の水環境
小林可奈，上原藤久，齋藤亜沙実，山口一裕(岡山理科大・理)

1. はじめに岡山県浅口市寄島町の干拓地には絶滅危惧
種 で あ る 塩 性 植 物 ア ッ ケ シ ソ ウ ( Salicornia

europaea L.)が自生し ている．アッケシソウの「紅葉」を見るのは人々の楽しみであり，
地元では「アッケシソウを守る会」が積極的な保全運動を行っている．しかし，2011 年の秋に大量に枯死する現象が発生した．そこでFig.3 紅 葉し て いる アッ ケ シソ ウ

本研究は，枯死の原因を解明するために，土壌分析，土壌間隙水の水質分析，自生地の地
下水の水質分析，地下水位の変動の観測を行

2. 実験項目と方法
土 壌 サ ン プ ル を 採 取 し ， 土 壌 pH， 硬 度 ，ORP を測った．埋め込んだボーリング孔に電った．

気 伝 導 度 (EC) と 圧 力 を 測 定 す る デ ー タ ロ ガーを設置し，EC と水深の変化を測定した．
実験室で土壌水分，有機物含量，土壌間隙
pH，土壌 間隙 EC(乾 土に対する水の比が 1：5 にした懸濁液の EC)，全硫化物量(AVS)を 測定した．

3. 結果と討論
Fig.1 と Fig.2 に岡山県浅口市寄島干拓地の 地 図 を 示 す ． Fig.2 よ り ， ア ッ ケ シ ソ ウ がFig.1 調 査地 (岡山 県浅 口 市寄 島干 拓 地)

自生している地点を東から順に A 地区，B 地
区，C 地区 ，D 地区としている．その中で，アッケシソウの生育が順調な地区は A 地区であり，2011 年の秋にアッケシソウが大量に枯死した地点は C 地区である．
Fig.4 に A 地区の自生地の拡大地図を示す．
A 地区の中 央の南側から扇状にアッケシソウが自生していることが分かる．この扇状の南

Fig.2 調 査地 点 の拡 大図側の高い位置に湧水点があり，そこから海水に近い濃度の湧水(EC 値は 4.2〜 4.5 S/m)が

流入している．この湧水からの流れに沿って

A 地区の土壌 EC は 0.32 S/m〜1.3 S/m でアッケシソウが群生している．この流れからある．一方，C 地区で は枯死した地域の中心外れた地点ではあまり群生していない．群生に土壌表面が黒色化してヘドロ状態であった．

地での他にも湧水点が数か所あるものと考え黒色化したヘドロは，表層から 2 cm から 10られる．この流れは群生地を流下しながら地cm の 厚 さ で 堆 積 し ， そ の 下 に は 灰 褐 色 を し

表から地下へ浸透する．群生地内のボーリンた土壌が堆積していた．

グ孔の地下水の上層と下層の EC を測定した．
その結果，A 地区のほ とんどの地点で，地下水の上層の EC 値が 2.6〜3.5 S/m に対して下層では 1.9〜2.7 S/m であり，上層の EC が 高
いことが明らかになった．この傾向は年間を通して見られた．
Fig.6 C 地区 の 地図
土壌を掘り返すと強い硫化水素臭がした．
そこで，AVS を測定したところ，A 地区では 0.58〜 1.8 mg/g で あったが C 地区の枯死した場所では 1.8〜 11.5 mg/g と 高い値を示した．
地表に水が停滞すると繁殖していた藻類がFig.4 A 地区 の 地図

腐敗して貧酸素態になると硫酸還元菌の繁殖により地下水中の硫酸イオンが還元され硫化Fig.5 は ボ ー リ ン グ 孔 の 地 下 水 の 上 層 の水素を発生する．発生した硫化水素は土壌中

EC の変動をロガーで測ったものである．3.0の鉄分と反応して硫化鉄を生成して黒色化し

S/m 以上の EC を維持 していることから海水てヘドロとして地表に堆積する．ヘドロが堆が常に供給されていることが分かる．

積すると地面の水はけを悪くして，長期間にわたって還元状態が維持されることによって好気的な環境に生きる植物を枯死されることが 考 え ら れ る ． 2011 年 の 笠 岡 の 降 水 量 は12834 mm と雨が多く(2012 年度 の降水量は967 mm で ある)，C 地 区には長期間の水たまりが発生した．そのため，土壌表面が長期的にわたり嫌気性環境になり，硫化水素が発生

Fig.5 ボ ーリ ン グ孔 の地 下 水の EC
群生地内の水の流れは，干拓堤防を浸透ししたものと考えられる．

4. 参考文献た海水が上層を流れ，陸域から群生地の地下

浅口市教育委員会 2013.

への浸透した EC の低 い地下水が流入してい記念物アッケシソウの生育調査研究」

るものと考えられる．

「浅口市指定天然P12）岡山県旭川の水質流出特性の把握
山本 大地 ，敷田 聖明 ，大橋

舞人

，新里

優菜

，北岡

豪一

，山口

一裕

(岡山理科大・理)

１．はじめに瀬戸内海沿岸には流入する大小の河川が数多く存在する。陸域からの河川水による物質輸送は，
瀬戸内海の水環境に大きな影響を与えることが指摘されている。岡山県の旭川も陸域から児島湾
から瀬戸内海へと物質を輸送する。そこで，本研
究では旭川の水質の流出特性を把握するために，
旭川の水質の定期観測を行ない，旭川の懸濁物質(SS)の流出量や洪水時の懸濁物中の無機物量と有機物量の変動について検討した。
２．実験項目と方法
１)旭川下流部の観測地点である中原橋にて橋の上から布バケツをロープで投下し，流心の水を採取した。採取した水は現地で気温，水温，pH，
電気伝導度(EC)，濁度を測定し，ポリエチレン製
容器に入れて実験室に持ち帰った。
２)研究室にて，Fe 濃度，Si 濃度，COD，全窒素，全りん，HCO3-，SS，懸濁態有機物量，懸濁態
無機物量を測定した。
３．結果・考察旭川は県北の新庄村を源流に支流 146 本をもつ，河川の総延長 821.9km にものぼる河川で，県中央を流下して児島湾に流入している。
海域への物質輸送では，平水時よりも洪水時の方が流量が増加することより，流出量が大きくなることが考えられている。しかし，洪水時のデー
タはあまり測定されていない。2011 年から旭川のSS，全鉄，T-COD の定期的な測定を開始した。その年に岡山県下に豪雨をもたらした台風 12 号により大洪水が発生した。このときの大雨では旭川の年間流出量に対して全鉄の 75％が，SS では 48％
が，T-COD では 43％が一度に流出したことが明らかとなった。また，流量が 200 ㎥/s を超えると
SS 濃度が上昇することが明らかとなった。これは洪水流により川底の堆積物が撹拌されることと中州や河川敷まで浸水して堆積物を流出させるためである。また洪水時には懸濁態の COD が増加
し，懸濁物中の有機物量が多くなっていることを示している。そこで，SS を懸濁態有機物と懸濁態
無機物に分けて，2012 年から 2013 年 9 月までのそれら濃度の変動を調べた結果を図 1 に示す。

洪水に伴って懸濁態無機物の濃度が著しく増加するが，有機物の濃度も増加することが分かる。
平水時では懸濁態有機物の割合が多くなっている。これは動植物プランクトンの影響のためである。しかし，3 月終わり頃から 5 月頃は懸濁態
無機物の濃度が高い傾向がある。これは代かきや田植えの時期と重なるために水田からの濁水の流出の影響があると考えられるが，この時期に大陸から飛来する黄砂の影響も考えられる。更なる詳細な観測をする必要がある。
4 月から梅雨前の 6 月下旬にかけて TN 濃度は減少傾向にある。4 月下旬から TN 中の懸濁態窒素の割合が増加し，その後 6 月初旬には減少する傾向がみられる。代かきや田植えに伴って発生する濁水の影響を受けているものと考えられる。田植えのシーズンの終わる 6 月中旬には TN 中の溶存態窒素の割合がほぼ 100％になった。その後，梅雨時の降水の有無で TN は増減をする。増水時は TNが増加するが溶存態窒素と懸濁態窒素ともに増加する傾向が見られた。河川敷内の堆積物中の有機物やそこから溶出する窒素が洪水とともに流出するものと考えられる。陸域から海域への流出する懸濁態有機物，窒素成分の量は河床や河川敷
内堆積物中の有機物量が影響するものと考えら
れる。
４．まとめ
洪水時に流出する懸濁物質は粘土鉱物などの懸濁態無機物が著しく増加するが，懸濁態有機物
量も増加する。同様に TN 中の懸濁態窒素も増加することが明らかとなった。陸域から海域への流出する栄養塩などの量は河床や河川敷内堆積物
中の有機物量が影響するものと考えられる。