第章

4

山地流域の酸性化予測

第４章

山地流域の酸性化予測 ● 目次

我孫子研究所環境科学部長

上席研究員

宮永

洋一

我孫子研究所環境科学部

主任研究員

池田

英史

４−１

鉱物風化による酸中和作用の評価手法 ………………………………………………………………………………… 47

４−２

酸中和作用の流域比較 …………………………………………………………………………………………………… 48

４−３

酸性化の長期予測 ………………………………………………………………………………………………………… 52

コラム３：世界の陸水影響予測モデル …………………………………………………………………………………………… 54

宮永 洋一（1976年入所）
ダム貯水池の水質予測と対策，酸性雨の陸水影響予測，湖沼底泥の有効利用などの研究に従事してきた。現在は河川・貯水池環境保全や土砂管理などの課題に取り組んでいる。

46

池田 英史（1985年入所）
これまで，山地流域における水文，水質，
鉱物に関するデータを基に酸性雨が陸水水質に及ぼす影響に関する研究に従事してきた。
現在は，廃棄物処分施設が周辺に及ぼす環境
影響，森林土壌による二酸化炭素固定に関する研究に従事している。

４−１

鉱物風化による酸中和作用の評価手法
H ＋とがイオン交換し，H ＋が土壌に吸着される。

4-1-1 はじめにb

陰イオンの吸着前章では土壌−植生系における酸の収支について述

黒ボク土などに含まれるアロフェンの表面には OH −べた。本章では視野を流域全体に広げて，鉱物風化にが吸着している。この OH −と土壌水中の SO 42 −とが交よる酸中和作用と流域の酸性化予測に関する当研究所

換反応を起こし，土壌水中に放出された OH −が H ＋をの研究結果を紹介する。

中和する。

欧米のいくつかの流域では土壌や陸水が酸性化しており，その原因として酸性雨が指摘されている¸。わがc

鉱物の化学的風化

国でも長期的にみて酸性化は起り得るのか。この問い

土壌や岩盤に含まれる鉱物は，土壌水中の H ＋との反に答えるため，当研究所では鉱物の化学的風化による応により塩基を放出し，H ＋を消費する。広範囲の地層

酸中和作用を定量的に評価する手法を開発し，いくつに含まれ，風化作用を受けやすい斜長石がカオリナイ

かの流域に適用した。本節では手法の概要について述

トに変化する例を以下に示す。

べる。
2NaCaAl3Si5O16 ＋ 6H ＋＋ 11H2O →4-1-2

2Na ＋＋ 2Ca2 ＋＋ 4H4SiO4 ＋ 3Al2Si2O（OH）
5
4 （4.2）

中和作用の概要

湿性沈着および乾性沈着の形で森林にもたらされた鉱物の風化は，H ＋を消費し，塩基を放出するという酸（H ＋）は，流域内で種々の物理・化学・生物学的作

点で陽イオン交換による中和作用と同じである。しか用を受ける。ここでは，山地流域における酸の中和反し，酸の中和容量を決定する塩基の総量は，土壌中の応を概観する。

交換性塩基に比べてはるかに多い。また，鉱物は交換
性塩基と異なり，土壌化の進んでいない深部にも分布_

樹冠での中和しており，それらの層でも酸を中和し得る。したがっ樹木の葉の表面からは K ＋ などの塩基が滲出する ¹ 。
これらの塩基と酸性雨中の H ＋がイオン交換し，H ＋がて，陽イオン交換よりも長期間にわたって酸を中和できる。

吸収除去される（3-2-5 参照）。

4-1-3
`

炭酸塩の溶解流域における鉱物の風化速度と中和作用の評価手法

土壌や地層中に CaCO 3 などの炭酸塩鉱物が存在することがある。これが以下の反応により H ＋を中和する。

上記の中和反応のうち，山地流域で普遍的にみられる反応は陽イオン交換と鉱物風化である。当研究所でCaCO3 ＋ H ＋ → Ca2 ＋＋ HCO3 −（4.1）

は，この両者の作用を定量的に分別する方法を考案したº。

a 陽イオン交換
土壌粒子の表面は一般にマイナスに荷電している。
その部分に吸着している Ca2 ＋などの塩基と土壌水中の流域内の土壌水や地下水に溶解している物質のうち，HCO 3 −のように気相との交換があるもの以外は，以下に示す物質収支式が成立する»。

電中研レビュー No.43 ● 47

る主要鉱物について式（4.4）を合計すれば，風化によりOut − In ＝ W ±Δ Ex ±Δ Bio

供給される化学種 x の総量が求められる。式（4.3）にお（4.3）

いて樹木の項を無視すると化学種 x についての収支式はここで，Out ：地下水や河川水に溶解して流域から流出次式となる。

する量，In ：大気から降下する量，W ：鉱物風化により供給される量，Δ Ex ：土壌とのイオン交換による供

±Δ Ex
Out
（x）
− In（x）＝−Σ（axi dMi/dt）（4.5）

給量，Δ Bio ：樹木による供給量（吸収量）である。こここで，Out（x），In（x）は流域全体の物質収支から，axiのうち，W は以下の式から求められる。
鉱物 i から風化によって放出される化学種 x の量 Fxi は次式で与えられる。

は推定した風化反応式から求められ，未知数は dMi/dt
およびΔ Ex となる。ここでは，流域内で供給されているイオンおよび H4SiO4 について求めた収支式を連立さFxi ＝− axi dMi/dt

せることにより，鉱物の風化速度と陽イオン交換量を（4.4）

同時に求める。H 4SiO 4 はイオン交換によっては供給さ
ここで，axi ：鉱物 i の風化反応におけるイオン x の当量れず，風化に対して極めて安定である石英を除く鉱物

比，Mi ：鉱物 i の流域内含有量，t ：時間である。このの風化によってのみ供給されるので，風化速度を評価

式において，鉱物 i の風化速度は，流域内含有量の減少

するうえで有効な指標となる。

率− dMi/dt で表される。したがって，流域内に含まれ４−２

酸中和作用の流域比較

4-2-1 はじめに

4-2-2

比較対象とした流域

前節で述べた評価手法を，酸性化したアメリカの流比較を行った各流域の位置，地質，河川水質を図 4-

域と酸性化していないわが国の流域に適用し，各流域

2-1 に示す。河川水質は pH，pH 4.8 アルカリ度（μ eq¼

L − 1）の年平均値を示した。対象とした流域は，わが国の中和作用の比較を行った 。

中宮（手取川水系）
地質：砂岩、頁岩
河川水質：pH：7.9、アルカリ度：880

陣が畑（天竜川水系）
地質：花崗閃緑岩
河川水質：pH：7.2、アルカリ度：130

東谷（吉野川水系）
地質：緑色泥岩、黒色泥岩
河川水質：
pH：7.7、アルカリ度：440

ウッズ（アメリカ、ニューヨーク州）
地質：片麻岩河川水質：
pH：4.7、アルカリ度：−10

図4-2-148

試験流域の位置、地質、河川水質

の手取川水系中宮流域（石川県吉野谷村），吉野川水系

頭から採取した母岩試料の分析により行った。分析方

東谷流域（高知県本川村），天竜川水系陣が畑流域（長法は偏光顕微鏡による観察，および不定方位法による X

野県浪合村），アメリカのウッズ（Woods）第２流域

線回折とした。方解石（CaCO3）については，1N-HCl（ニューヨーク州アディロンダック公園内，ウッズ流域を添加して同定した。二次鉱物の同定は，母岩試料の 2と略記）の４流域である。いずれの流域も工場や鉱山

μ m 以下の画分の分析により行った。

などの人為汚染源はない。
各流域の河川水質を比較すると，ウッズ流域では pH4-2-4

流域調査の結果

が 4.7 と低く，アディロンダック地域の他の湖沼と同様，酸性化が進んでいる。それに対し，わが国の３流域は_流域の物質収支

いずれも pH 7 以上であり，酸性化は生じていない。筆４流域の物質収支を図 4-2-2 に示す。大気からの H ＋

者らは以前，日本全国の約 200 地点の河川を対象に，酸の沈着量は流域間で大きな差はなかった。流域からの½

中和能力の指標であるアルカリ度の調査を行った 。そH ＋の流出量は，わが国の３流域では沈着量に比べて無の結果と比較すると，中宮流域のアルカリ度は平均よ視し得る量であり，流域内でほぼ完全に中和されていりも高く，東谷流域はほぼ平均であるのに対し，陣がるのに対し，ウッズ流域では充分に中和されず，河川

畑流域は下位 10 ％の範囲に含まれる。

へ流出していた。つぎに塩基（Ca2 ＋，Mg2 ＋，Na ＋，K ＋）地質については，中宮流域では地表より順に，褐色とアルカリ度の主成分である HCO3 −の流出量は，中宮

森林土，崖錐堆積物，砂岩・頁岩互層が分布する。東流域や東谷流域で多く，陣が畑流域やウッズ流域に比谷流域は黒色片岩，緑色片岩が分布し，表土は 1 m 未

べて流域の中和作用が大きいことがわかる。また H4SiO4満である。陣が畑流域では表層より，残積性未熟土，の流出量から，東谷流域およびウッズ流域ではケイ酸

崖錐堆積物，花崗閃緑岩が分布し，中和作用は小さい

塩鉱物の風化速度が小さいことがわかる。なお，今回と考えられる。ウッズ流域の地質は先カンブリア代対象とした流域では塩基，HCO3 −，H4SiO4 の沈着量は（約６億年以前）に形成された片麻岩であり ¾，地表に流出量に比べて少なかったため図示を省略した。

は漂礫土（glacier till）と呼ばれる層が存在するが厚さは 2.5 m と薄い¿。

`鉱物の風化反応式
流域内で観察された一次鉱物の種類と含有率を表 4-4-2-3流域調査の方法

2-1 に示す。東谷流域の方解石は深度 14.9 〜 15.1 m 付近に脈状に存在していたため，その範囲の含有率を示し_流域の物質収支
湿性沈着量は降水量と降水中の濃度の積から求め，乾性沈着量は大気中の粒子状物質濃度と沈着速度Àとのた。これらの鉱物のうち，石英は風化に対して極めて安定であるので，考察から除外した。二次鉱物については X 線回折の結果および土壌水，地下水の水質から＋積から求めた。H の沈着量については陰イオンの沈着

一方，流域からの流出量は，河川水中の濃度と流出高の積から求めた。河川水質は流域下端で月に１〜２回調査した。河川流量は連続観測し，両者から月間の Outを求め，最後に年間の Out を求めた。

`

鉱物の同定
土壌に含まれる一次鉱物，二次鉱物を同定し，風化沈着量、流出量（mol ha−1 yr−1）量の総和と陽イオンの沈着量の総和との差から求めた。
20000

H＋（沈着量）H＋（流出量）塩基（流出量）HCO3−（流出量）
H4SiO4（流出量）

15000
10000
5000
3000
2000
1000
0
中宮

東谷

陣が畑

ウッズ

反応式を決定した。一次鉱物については含有率も求めた。一次鉱物の同定は，ボーリングコアサンプルや露図4-2-2試験流域への沈着量と流出量（年間積算値）

電中研レビュー No.43 ● 49

表4-2-2

試験流域内で観察された一次鉱物の化学組成と風化反応式（一例）

中宮流域
斜長石：Na0.98Ca0.02Al1.02Si2.98O8＋1.02H＋＋4.43H2O→0.98Na＋＋0.02Ca2＋＋1.96H4SiO4＋0.51 Al2Si2O5(OH)4
東谷流域
緑泥石：Mg3.7405Fe¿5.24Al5.205Si5.606O20(OH)16＋7.481H＋＋2.1265H2O＋1.31O2→3.7405Mg2＋＋0.401 H4SiO4＋5.24Fe(OH)3＋2.6025 Al2Si2O5(OH)4
陣が畑流域
黒雲母：K0.69Mg1.31Fe¡3.38Al2.97Si5.41O20(OH)4＋3.31H＋＋9.265H2O→0.69K＋＋1.31Mg2＋＋2.44H4SiO4＋3.38Fe(OH)3＋1.485 Al2Si2O5(OH)4
ウッズ流域
角閃石：Na0.12Mg1.10Ca0.87Al0.52Fe¡4.22Si6.93O22(OH)2＋16.72H＋＋3.98H2O→0.12Na＋＋1.10Mg2＋＋0.87Ca2＋＋4.22Fe3＋＋6.41H4SiO4＋0.26 Al2Si2O5(OH)4

表4-2-1

各鉱物の含有量（重量％）

流域

中宮

陣が畑

東谷

ウッズ

石英
斜長石
カリ長石
黒雲母
角閃石
白雲母
緑泥石
方解石

29.4
26.8
8.6
27.8

34.8
28.4
20.6
10.2

32.5
21.3

19.0
32.9
34.4
6.5

27.1
9.0
18.6*

＊：方解石は深度14.9−15.1mのコア中の値

カオリナイトが考えられた。以上の検討に基づき，各

表4-2-3各流域の風化速度、交換性イオン供給量（mol ha−1 yr−1）
中宮

陣が畑

東谷

ウッズ

斜長石
カリ長石
黒雲母
角閃石
緑泥石
白雲母
方解石
方解石 and/or 交換性Ca2＋
交換性Mg2＋
交換性Na＋

1016
25
1183

1562
0
330

487

288
10

風化層厚さ（m）
H沈着量（mol ha−1 yr−1）

30
780

31
115
59
4485
8902

277
−213

736

239
44
99

17
489

8
507

2.5
898

流域で生じていると考えられる風化反応式の一例を表

a

中和作用の検討
以上に示した物質収支および鉱物の風化反応式に基づいて，各流域の中和作用を検討した。各流域における鉱物の風化速度，陽イオン交換による供給量を表 42-3 に，各流域への H ＋の沈着量と鉱物風化による中和量を図 4-2-3 に示す。カリ長石と白雲母は，他の鉱物に比べて風化による塩基供給量が少ないため図には含め

H＋の沈着量と中和量（eq ha−1 yr−1）

4-2-2 に示す。
25000

20000

であること，土壌水と地下水の水質の鉛直分布をみる

斜長石

黒雲母
角閃石

緑泥石
方解石

陣が畑

ウッズ

15000

10000

5000

0
中宮

ていない。
中宮流域では，H 4SiO 4 濃度が深度にかかわらず一定

酸沈着量

図4-2-3

東谷

各流域におけるH＋の沈着量（左側）と鉱物風化による中和量（右側）と土壌化がほとんど進んでいない深度 10 m 付近でもCa2 ＋が供給されていることからº、Á，主要な中和反応はかかわらず低い値であった。以上より，この深度付近

方解石の風化と考えられる。

で方解石の風化もしくは交換性 Ca2 ＋による Ca2 ＋の供給

東谷流域では，土壌水と地下水の水質は崖錐堆積物による中和作用が大きいと考えられるが，この深度はから砂岩・頁岩（風化層）に変化する深度 5 m 付近で土壌化がほとんど進んでおらず，陽イオン交換容量

pH，アルカリ度ともに上昇しており，この層の中和作（CEC），交換性 Ca2 ＋ともに小さい。それに対して表 4-用が大きいと考えられる。一方，H 4SiO 4 濃度は深度に

2-1 に示したように，方解石が含まれている深度 15 m 付

50

風化によるH＋の中和量（A.N., eq ha−1 yr−1）

25000：アルカリ度＞200μeq L−1：0＜アルカリ度＜200

20000

C

：アルカリ度＜0
15000
H

10000

A.N./A.D.＝105000
A.N./A.D.＝2

Po

0
0

Pa

J

L
200

400

600

＋

H の沈着量（A.D., eq ha

−1

800
yr

−1

W
1000

）

C：中宮、H：東谷、J：陣が畑、W：ウッズ
L：Loch Vale(4)、Pa: Panther(11)、Po：Pond Branch(12)

図 4-2-4

各流域におけるH＋の沈着量、風化による中和量と陸水アルカリ度の関係

近の層で中和作用が大きい。以上より，Ca 2 ＋の供給は

往の研究»、Â、Ãにおける H ＋の沈着量，鉱物風化による方解石の風化によるものと考えられる。

中和量と河川水のアルカリ度との関係を図 4-2-4 に示す。

陣が畑流域では，7 m より深部の風化花崗閃緑岩層でウッズ流域のように，風化による H ＋の中和量（A.N.）

土壌水，地下水の pH，アルカリ度，H4SiO4 濃度が高いと H ＋の沈着量（A.D.）の比（A.N./A.D.）が２〜３を下ことから，ケイ酸塩鉱物，特に斜長石の風化による中回る流域では，河川水のアルカリ度がマイナスとなり和作用が働いていると考えられるº。しかし，図 4-2-3 に酸性化している。一方，中宮流域や東谷流域のように，示すように前記２流域に比べて中和作用は小さい。ここの比が 10 〜 15 を上回る流域では河川水のアルカリ度

れは，風化されやすい方解石の寄与が小さいことや，

は酸性雨に対する感受性なしとされる 200μeq L − 1 以上

花崗閃緑岩が風化した残積性未熟土が流域に分布して

Ä

であった。

おり，降水の流域内滞留時間が短いためと考えられる。

わが国の３流域のうち最も中和作用の小さい陣が畑

ウッズ流域では他の流域と異なり，河川水が酸性で流域の場合，H ＋の沈着量が現在の２〜３倍に増加したあるため Fe3 ＋が河川に流出している。このため Fe3 ＋の場合にはアルカリ度がマイナスとなり，酸性化が生じ−

収支を含めて検討した。この流域は，塩基，HCO 3 ，るおそれがある。しかし，H ＋の沈着量が増大した場合

H 4SiO 4 の Out がいずれも小さい。したがって，わが国には鉱物の風化速度も増大することや，風化で中和しの流域に比べて鉱物の風化速度が小さく，風化およびきれない H ＋は陽イオン交換で中和されるため，河川水

陽イオン交換により中和しきれない H ＋が河川へ流出し質への影響は小さいと考えられる。また，全国河川水ていると考えられる（図 4-2-2 参照）。

質調査の結果½から，全体の 90 ％が陣が畑流域よりもアルカリ度が高い流域であり，H ＋の沈着量が増大した場

4-2-5

風化作用と陸水水質との関係

合でも酸性化は生じる可能性は小さいと考えられる。

以上の考察により明らかになった各流域，および既

電中研レビュー No.43 ● 51

４−３

酸性化の長期予測した吉野川水系の東谷流域を対象に，ILWAS モデルによる陸水影響予測のケーススタディを行った。この流

4-3-1 はじめに域の概要は 4-2 で述べたように火山・鉱山・温泉や人為汚染源のない山地森林流域である。流域の酸中和能は，

酸性雨の陸水への影響は，1960 年代頃からヨーロッ

全国的には中程度に相当する。

パ北部やアメリカ北東部，カナダなどで顕在化し，河川・湖沼の酸性化に伴う魚類の減少などの生態系影響

ILWAS モデルによる計算では，この流域の深さ 16 mが発生しているÅ、Æ。一方わが国では，1980 年代から環までを深度方向に４層（厚さ 0.5，0.5，7，8 m） に分Ç、È

境庁や当研究所などによる全国規模の調査が始められ，

け，気象，H ＋の沈着量，土壌化学性，透水係数などの欧米に近いレベルの酸沈着量が観測されている。しか条件は実測値を与えた。しかし，鉱物の風化速度は実し，20 年経った現在でも土壌や陸水への顕著な影響は測が困難である。このため当研究所では 4-1 で述べたよ

現れていない。

うに，流域の土壌・地層中の鉱物組成と年間の物質収当研究所では，酸性雨の土壌・陸水への長期的な影支のデータから平均的な風化速度を推定する方法を考

響を予測評価するため，流域における酸の中和や水収案した。この手法で東谷流域の平均的な風化速度を求支・物質収支を考慮した予測手法の構築を行ってきたº。

めると，表 4-3-1 のようになった。１年間の河川流量と水質の再現計算を行ってモデルのパラメータを決定し

4-3-2

陸水影響予測モデル

た上で，100 年間の水質の長期予測を行った。結果を図4-3-1 に示す。気象条件は過去 10 年分の観測値を 10 回

地表に沈着した酸性物質は，森林・土壌系における繰り返し，H ＋の沈着量は１年分の観測値を 100 年間与

種々の物理・化学・生物学的作用を受け，主として土えた。現状の条件をそのまま延長した「基準ケース」

壌との陽イオン交換と鉱物の化学的風化によって中和の計算結果では，現状レベルの H ＋の沈着量 507 eq ha − 1

され，地中を浸透して河川へ流出する。

yr − 1（湿性＋乾性）が 100 年間続いても，河川の水質は

酸性雨の陸水影響予測手法としては，こうした流域

安定していて酸性化は起こらない。しかし，仮に表 4-における酸の中和作用およびその他の水質変化のメカ

3-2 の鉱物の風化のうち方解石の寄与（87 ％）がまった

ニズムを数式化した数値モデルを用いて，流域の地形，

くないとした場合の「比較ケース」では，数十年後に降水量，酸の沈着量，土壌化学性などの条件を与え，は河川水の酸性化の兆候が現れ，その後徐々に酸性化

水や各種イオンの場所的，時間的変化を数値計算するが進んでいくという結果になった。この流域の表層 0.5方法がある。欧米では，1980 年代に ILWAS

m における交換性塩基含有量の実測値は 81 keq ha − 1 で（Integrated Lake and Watershed Acidification Study）É，あり，これは現状の H ＋沈着量の 160 年分を中和できる

MAGIC（Model of Acidification of Groundwater In

容量である。しかし，土壌中では CO 2 の溶解による酸

Catchment）Êなどのモデルが開発され実用化されておの生成もあるため，風化による中和作用が働かなけれり，これらはわが国の陸水影響予測においても参照す

ば土壌は急速に塩基を失い，河川水のアルカリ度が低べきモデルと考えられる。

下し，酸性雨の影響を受けやすくなるものと考えられる。

4-3-3 わが国における陸水影響の長期予測
表4-3-1

現在のところ，わが国では陸水影響モデルによる解析の報告例は非常に少ない。
当研究所では，1993 〜 94 年に年間の物質収支を観測

52

風化速度の推定値（mol ha−1 yr−1）
斜長石

緑泥石

白雲母

方解石

487

115

59

4485

pH（基準ケース）

pH（比較ケース）

アルカリ度（基準）

アルカリ度（比較）

8
2

pH

7
6

1

5
4
3
0

10

20

30

図4-3-1

40

50

60

70

80

90

アルカリ度（meq L−1）

3

9

0
100 年

100年間の水質の予測計算結果

この結果は東谷という特定の流域についての結果で

陸水影響予測としてはまだ不十分な段階にある。しかあり，しかも１年間の水質の再現計算で決定したパラ

し図 4-3-1 の結果から，予測結果には鉱物の風化速度のメータ値をそのまま 100 年先の予測に使っているため，評価が大きく影響することが明らかになった。

電中研レビュー No.43 ● 53

コラム３ 世界の陸水影響予測モデル
1970 年代に酸性雨による陸水の酸性化が顕在化

土壌中での鉱物風化や陽イオン交換，降水と樹冠した欧米では，陸水水質の将来像を予測し，あるとの相互作用，根からの吸収などを計算し，河川

いは有効な対策を練るためのツールとして，様々水質を予測する（図２）。解析の時間単位は１日でË

な陸水影響予測モデルが開発されてきた 。それらある。一方，MAGIC モデルは長期の予測を目的とのモデルは対象別に，土壌モデル，湖沼モデル，して開発されたものであり，解析の時間単位は１流域モデル，流域・湖沼モデルの４種類に分類さ年である。水文モデルは，流域全体の降水量と蒸れる（図１）。メカニズムの扱い方からは集約モデ

発散量を入力条件として，表面流，浸透流およびルと素過程複合モデル，時間的には定常モデルと側方流を経験式で解析する。化学モデルは土壌中非定常モデルに分類される。集約モデルとは流域の主要な素過程を考慮している。

内の化学反応を少ないパラメータで代表させるもこれらのモデルは，対象地点の条件や解析目的のであり，素過程複合モデルとは 4-1-2 でも述べたに応じて使い分ける必要がある。例えば，ILWAS

化学反応を別個にモデル化し，組み合わせたもの

モデルは融雪に伴う湖沼水 pH の低下など短期的なである。

水質変化の予測に適するのに対し，MAGIC モデル

ここでは，流域への適用実績が多い ILWAS モデ

は数百年という長期的な予測を得意とする。これ

ルと MAGIC モデルの二つを紹介する。ILWAS モらのモデルはあらゆる素過程を完全にモデル化しデルはアメリカ電力研究所（EPRI）が実施したているわけではなく，またわが国の山地流域を対ILWAS プロジェクトで作成されたモデルである。

象に開発されたものでもない。このためわが国に流域を積雪，土壌層（多層），河川，湖沼に分け，適用する際には，モデルの特性を熟知したうえで，

まず水文モデルで流域内の水流動（降水の移行と流域条件に適合するかどうかを見極める必要があ

河川への流出）を計算する。つぎに化学モデルでる。

地域・湖沼モデルILWAS（1985）
MAGIC（1985）
ETD（1986）

湖沼モデル

土壌モデル

Henriksen（1979） Reuss（1980）
Trickle Down（1984） SMART（1989）

入力条件
水文、気象、地質、植生、酸性沈着

流域モデル
Birkenes（1982）

水文モデル
降雨と樹木との接触
地表からの蒸発
樹木からの蒸散
降雨の土壌への浸透
地下水の涵養水質モデル
降水と樹木との反応
土壌有機分との反応
樹根による養分吸収
土壌粒子との反応

河川水質の将来予測

図１

54

酸性雨陸水影響予測モデルの位置づけ(20)

図２

ILWASモデルの構成