０６（２００５）
地 球 化 学 ３
９，９
７―１
０
６（２
０
０
５）
Chikyukagaku（Geochemistry）３
９，９
７―１

報 文

駿河湾沿岸における海底地下水湧出量の定量的評価
石 飛 智 稔＊，†・谷 口 真 人＊＊・佐 伯 憲 一＊・小 野 恵 子＊
（２０
０
４年９月１日受付，２
０
０
５年６月１
６日受理）

Quantitive evaluations of submarine groundwater
discharge in Suruga Bay, Japan
Tomotoshi ISHITOBI ＊，†, Makoto TANIGUCHI ＊＊,Ken-ichi SAEKI ＊ and Keiko ONO＊＊

Nara University of Education
Takabatake-cho, Nara 630-8528, Japan＊＊
Research Institute for Humanity and Nature
335 Takashima-cho, Kamigyo-ku, Kyoto 602-0878, Japan†
Corresponding author (tomotoshi@chikyu.ac.jp)
Submarine groundwater discharge (SGD) rates were measured continuously by automatedseepage meters to evaluate the processes of groundwater discharge from land to the ocean in the
coastal zone of Suruga Bay, Japan. Resistivity under the seabed and land surface were measured to evaluate the freshwater and saltwater interactions in the coastal aquifer. PSD analysesof SGD and groundwater level, show that dominant periods of SGD variations at near shore
agree with those of groundwater level changes, and dominant periods of SGD variations at offshore agree with those of sea level changes. Resistivity measurements show that dynamics offresh-salt water interface in the coastal aquifer changes corresponding to sea level changes. The
ratio of terrestrial fresh-SGD to total-SGD was evaluated to be at most 9% by continuous measurements of SGD conductivity. SGD rate near the mouth of Abe River is smaller than those in
the other area of the coast, which shows the effect of existence of the river on SGD or the effectsof curvature of the bay on SGD. The role of SGD in the basin scale was evaluated from a waterbalance method in the Abe river basin. The SGD was estimated to be 39% of total discharge inthe basin.
Key words: submarine groundwater discharge, fresh-salt water interface, water balance, terrestrial water

１．は じ め にへの物質輸送の点からも重要である。この現象に関するレビューは，水文学と沿岸海洋学の両方から行われ海底からの地下水流出の評価は，流域水収支を明らている（例えば，Taniguchi et al., 2002，Burnett et

かにするだけでなく，地下水流出に伴う陸域から海洋

al., 2003）。最近の野外調査の結果により，地下水流
出には陸域由来の成分と，海水が一旦海底下に潜り再＊奈良教育大学・理科教育
５２
８ 奈良市高畑町
〒６
３
０―８
＊＊
総合地球環境学研究所
〒６
０
２―０
８
７
８ 京都市上京区丸太町通り河原町西入
る高島町３
３
５
†
連絡先（tomotoshi@chikyu.ac.jp）

び海洋へと流出する再循環水が含まれること，潮位変動の影響が地下水流出に及んでいることなどが明らかになった（Taniguchi et al., 2002）。しかし，地下水
流出は定量的な評価を行うことが困難であることから，未だ不明な点が多く残されている。

98

石

飛

智

稔・谷

口

真

人・佐

伯

憲

一・小

野

恵

子

沿岸域の地下水流動の末端は海洋であり，地下水と海洋が接する場所では，塩淡水境界が形成されている。従って，この塩淡水境界付近において，地下水の流出が多く生じていると推測される。近年，海洋への地下水流出が注目され，様々な野外調査が行われているが，この塩淡水境界と地下水流出を組み合わせての調査は未だあまり行われていない。数少ない例として，国内においては丸井ほか（１９９９）の研究例があげられる。
湾曲性が地下水流出に与える影響についてはCherkauer and McKereghan（1991）によって議論されている。彼らは湾の影響の概念モデルを示し，湾の形状が凹型の場合，地下水が凹の中心の部分に集中するために，湾曲性がない場合よりもある方が地下水
流出は大きいと述べている。彼らはまた，湾曲の程度
が地下水流出に与える影響についても議論しており，湾曲性が小さいほど，地下水流出はより小さくなると述べている。しかし，湾の影響を確認するための野外調査データは未だ存在しない。
海底からの地下水湧出には陸域由来地下水に加え再循環水が含まれる。従って，陸域から海洋への水・溶存物質の輸送量を直接測定により評価するためには，
再循環水と陸域由来地下水の分離を行わねばならな

Fig．
１

Location map of the study area and observation points.

い。それらの分離を行うことは海底地下水流出現象を明らかにするうえで重要な意味を持つものである。再

１
９
７
６）
。静岡平野における陸域地下水に関しては，田循環水の流出は様々な海洋学的要因によって引き起こ

口・藤井（１９９５）の研究があげられる。

されていると考えられている。それらはたとえば潮位

近年，海底からの地下水流出を測定するために，

変動，波浪，熱・密度流などがあげられる。しかしな

様々なタイプの自記地下水湧出量計が開発されていがら，再循環水のプロセスと量は未だ明らかにされてる。それらは，ヒートパルス式（谷口，１
９
９
２）
，超音
波式（Paulsen et al., 2001），連続ヒートフロー式

いない。
本研究の目的は，①陸域から駿河湾への地下水流出（Taniguchi

andIwakawa,

2001），電 磁 気 式の定量的評価，②地下水湧出と塩淡水境界の相互作用（Rosenberry and Morin, 2004）であり，本研究にの解明，③陸域由来成分と再循環水の割合の評価，④

おいては連続ヒートフロー式の湧出量計を用いた。測湾の湾曲性が地下水流出に与える影響評価，⑤流域規

器 の 設 置 地 点 は 全 部 で５地 点 で あ り，そ れ ぞ れ，

模での地下水流出の評価，である。

Fig．
１中 の A（安 倍 川 河 口 か ら２．
５km 西，水 深１m，海岸線から１０m 沖），A’（安倍川河口から２．
５km

２．調査地域と方法

西，水深１．
５m，海岸線から１５m 沖），B（安倍川河本研究地域は静岡県の安倍川流域に位置する駿河湾
２沿岸である（Fig．
１）
。本流域の面積は５６７km ，年降口 か ら２．
５km 西，水 深２０m，海 岸 線 か ら１．
８km
沖），C（安倍川河口沖，水深２０m，海岸線から２ km

水量は約１，
９７８mm/year，年平均気温は１
４．
５°
C であ

沖）
，D（安倍川河口沖，水深３０m，海岸線から２．５km

る。安倍川流域の下流部には安倍川の扇状地として，沖）の５地点である。

長さ７km，幅５km，平均勾配が０．
５％の静岡平野が連続ヒートフロー式湧出量計の概要を Fig．
２に示

広がっている（矢沢ほか，１９７１）。この静岡平野の地す。この測器の仕組みはパイプ内に２本のセンサー

質は安倍川によりもたらされた砂礫層である（土，（Fig．
２中，A・B）が設置されており，上流側には

駿河湾沿岸における海底地下水湧出量の定量的評価

99

測定を行った。
また，安倍川流域の水収支を明らかにするために，気象庁が観測を行っている降水量・気温データを用いた解析を行った。降水量に関しては安倍川流域内及び安倍川流域付近の３つの気象観測所（Fig．
１，M２〜
M４）
，気 温 に つ い て は２つ の 観 測 所（Fig．
１，M
１・M４）において，それぞれ気象庁が観測を行っているデータを用いた。それらの気象観測所の点データ
Fig．
２

Continuous heat type seepage meter.

を流域全体に展開するために，各気象観測所が対象とする領域の面積比を考慮して，各データの流域全体でサーミスターが，下流側にはサーミスターとヒーターの量を算出した。また気温データより Thornthwaiteが内蔵されており，そのヒーターより常時，熱が供給法（Thornthwaite, 1948）を用いて蒸発散量を算出しされている。この２本のセンサー間における水の移動た。河川流出量については，Fig．
１中の地点 R におに伴う熱移流によって生じる温度差より，流速を測定

いて国土交通省が観測を行っているデータを用いた。

する仕組みである。そのため，熱伝導の影響を除去す
る理由により，センサー間には１５cm の間隔がある。

３．湧出量測定結果及び湧出量の時間変化

しかし，海底からの湧出水の湧出速度は非常に微小な湧出量計によって測定された湧出量（地点 A・A’）

ため，そのまま本測器を適用しても測定範囲を超えての時間変化を Fig．
３に示す。海岸線から沖の方向にしまう。そこで，漏斗を逆さにした集水器（直径０．
５およそ１０m の距離に位置する地点 A の湧出量は，平m）を用いて測定範囲内に収まるようにしている。ま均すると２．
３
９×１
０−６m/sec である。また，海岸線からたそれと同時に，海底からの湧出水の電気伝導度連続

およそ１５m の距離に位置する地点 A’の平均湧出量は測定を行うために，CTD（Conductivity-Temperature

１．
８
４×１
０−５m/sec である。両者には９倍程度の差があ-Depth）センサー（DIK 603 A CTD，大起理化工業

る。湧出量の時間変化を見ると，数時間程度の周期変株式会社製）を湧出量計の集水器の内部に設置した。

動が見られ，その卓越周期を明らかにするために，高塩淡水境界に関しては，比抵抗トモグラフィー手法

速フーリエ解析のパワースペクトル（以下，PSD 解（Sting R 1 IP/Swift（AGI）
・多電極ケーブル（電極析）を用いて周期解析を行った結果，湧出量 A には

数：２８本，最大全長：２９０m））を用いて観測を行っ

４．
９，２．
４時 間 の 卓 越 周 期 が，湧 出 量 A’に は２２．
８，た。設置地点は湧出量計を設置した A 地点よりおよ

１
１．
４，８．
５，６．
２時間の卓越周期が見られた（Fig．
４）
。

そ２
０
０m 西に位置する地点であり，浜辺から沖合へ海岸線と直交に測線を張った。本研究では，電極間隔３４．湧出量の周期変化の原因

m，ケーブルの全長８１m，Schlumberger 配置での測

地下水湧出量には周期的な変化が見られ，その変化定を行った。この測器により地下の見かけ比抵抗を測を引き起こす要因を明らかにするために，地下水湧出

定 し，解 析 ソ フ ト「RES 2 DINV

3.50 m」に影響を与えると予想される要因である陸域地下水位（Geotomo Software）を用いて地下の比抵抗モデル

ver及び潮位と，湧出量の時間変化の比較を行った。そのを作成した。国内においての電気探査による塩淡水境

結果，湧出量 A では，地下水位が高くなると湧出量

界面の観測例は，唐ほか（２０００）や，嶋田ほか（２００３）

も高くなる正の相関が見られた（Fig．
５）
。また，湧

に見られる。

出 量 A’で は 湧 出 量 と 潮 位 の 正 の 相 関 が 見 ら れ た

観測期間は２００
２年の８月２２〜２
７日であり，湧出量計

（Fig．
６）
。A’で は，PSD 解 析 に よ り２
２．
８，１
１．
４，

による湧出量測定は１分間隔で行った。また，A 地点

８．
５，６．
２時間の卓越周期が見られており，この変動周からお よ そ３００m 離 れ た 地 点（Fig．
１，W）に お い

期はそれぞれ海水面変化の日周期，半日周期，３分のて，陸域地下水位の測定を１０分間隔で行った。潮位変１周期，４分の１周期の成分に対応するものと考えら化の記録は，A 地点から約７km 南西の焼津市（Fig．

れる。従って，A’の湧出量の変動原因は潮汐であると

１，T）において国土地理院が測定を行っているデー考えられる。A については，定性的な Fig．
５の結果

タを用いた。比抵抗測定は８月２４〜２５日にかけて５回に加えて定量的な評価を行うために，地下水位の変化

100

石

Fig．
３

飛

智

稔・谷

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人・佐

The result of SGD (A snd A’) measurement.

Fig．
４

PSD analyses of SGD A and A’.

伯

憲

一・小

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恵

子

Fig．
６

Changes in SGD at A’ and sea level.

Fig．
７

PSD analyses of ground water level.

勾配も増加するため，湧出量が増加すると考えられる。潮位に関しては，他の研究結果によると，海水面が上昇すると湧出量は減少するという報告が成されており（Lee, 1977; Zimmerman et al., 1985; Belanger
and Walker, 1990; Taniguchi, 2002; Burnett et al.,
2003; Kim and Hwang, 2002），本研究結果はこれまでの研究とは逆の結果が得られた。この詳細に関しては今後の課題である。
地下水流出の周期変動は，湖では静振に起因するもの（谷口，１９９２; Taniguchi and Fukuo, 1996）
，湾の
Fig．
５

Changes in SGD at A and ground waterlevel.

満潮・干潮に起因するもの（Lee,

1977; Taniguchi

and Iwakawa, 2001），大潮・小潮の変化に影響するもの（Taniguchi, 2002; Kim and Hwang, 2002），なについても PSD 解析を行った。その結果，地下水位どで見られている。本研究では，地下水位の変動に伴

には６．
１，３．
９時間の周期変動が見られ（Fig．
７），そうもの（Fig．
５），潮位の変動に伴うもの（Fig．
６）の変動周期は A 地点の湧出量の周期と近似する。従っが見られた。

て，Fig．
５の結果及びこの PSD 解析の結果より，海岸線に近い地点 A においては，海岸付近の陸域地下水位の影響を受けていると考えられる。

５．比抵抗測定による塩淡水境界の位置
及び変動

湧出量と地下水位及び潮位の変化を見ると，地下水

Fig．
８に比抵抗測定結果を示す。比抵抗２次元断位及び潮位が増加すると，それに伴い湧出量も増加し面図において，白い領域は低比抵抗を，黒い領域は高ている。地下水位に関しては，水位が増加すると動水

比抵抗を示す。それを見ると，地下の比抵抗値は時間

駿河湾沿岸における海底地下水湧出量の定量的評価

Fig．
８

101

Changes in resistivity in the coastal aquifer.

的に変化していることがわかる。比抵抗値の高い部分ると考えられる。

に着目すると，その変化の仕方から２つの領域に分類

地下の比抵抗値に影響を与える要因としては，地質することができる。１つは図の右上の表層部分であの種類・地盤の固結の具合・間隙率等，様々なものがり，もう１つは図の中央より下の部分である。それら上げられる。しかしながら，通常これらの要因は数時の時間変化と潮位を比較すると，測定開始の干潮時間程度のオーダーでは変化はしない。数時間程度の（Fig．
８，A）と比較して，海水が最も陸側にシフトオーダーで比抵抗値が変化する原因としては，地下のする満潮時（Fig．
８，C）には，図の右側部分では地

間隙水の電気伝導度変化が考えられる。比抵抗値と電下の高比抵抗の部分が陸側にシフトし，図の中央より

気伝導度は逆数の関係にあり，地質などの条件を一定下の部分では高比抵抗の部分が地表付近にまでシフトと仮定すると，比抵抗値が高い場合は，より純粋な淡し て い る。ま た，満 潮 か ら 干 潮 に 向 か う 下 げ 潮 時

水に近い間隙水が，比抵抗値が低い部分は塩水が存在（Fig．
８，C〜E）には，逆の方向へとシフトする。

すると考えられる。そのことより，断面図中の３６m

従って，地下の比抵抗の変化は潮位変動に対応してい付近における地下の比抵抗値の時間変化を見ると，干

102

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潮時よりも満潮時の方がより純粋な陸域地下水が湧出しているものと考えられる。従って，本研究で確認された比抵抗値の変化，すなわち間隙水の電気伝導度の

伯

憲

一・小

野

恵

子

SGD＝SFGD＋RSGD
SGD×Csgd＝SFGD×Csfgd＋RSGD×Crsgd



変化は，塩淡水境界の具体的な位置は分からないもの

ここで，Csgd，Csfgd，Crsgd は SGD，SFGD，RSGDの，潮位変動に伴う境界の変動によるものであると考の濃度を表す。地点 A’において湧出水の電気伝導度えられる。潮位変動に対応する塩淡水境界の変動は，の連続測定を，地点 W においてエンドメンバーであ

唐ほか（２
０
０
０）や嶋田ほか（２００３）においても確認さる陸域地下水の電気伝導度の測定を，また駿河湾沿岸

れている。

の海水を用いてもうひとつのエンドメンバーの測定を先に述べた湧出量の時間変化で，A’地点においては湧出量と潮位の時間変化には正の相関があると述べ行った。
地点 A’においては，CTD センサーにより湧出水のた。また，比抵抗測定の結果によると干潮時よりも満電気伝導度の測定を行った。

潮時の方が陸域地下水の影響が大きくなることが推測

水とは陸域地下水と再循環水の混合物である。しかされた。従って，満潮時には陸域地下水の影響が大きし，測器の測定上限が５０．
００mS/cm であるために，くなるために，湧出量も大きくなるものと考えられ

湧出水の電気伝導度がその値を超える時は測定を行う

る。

ことが不可能であった。測定を行うことが可能であっ６．湧出量の陸域成分と海水成分の分離式に示すように，湧出た時の，湧出水の電気伝導度の平均は４９．
４６mS/cm（最小値＝４７．
４６mS/cm，最大値＝５０．
００mS/cm）でTaniguchi et al.（2002）は，海底湧出地下水（SGD）

３
０×１
０−５
あ る。SGD＝１．
９６×１０−５m/sec（最 大 値＝４．

は陸域由来の地下水成分（SFGD）と，海水が一旦海

m/sec，最小値＝０．
４
４×１
０−５m/sec），Csgd＝４９．
４６mS

底下に潜り再び海水中へと湧出する再循環成分/cm，Crsgd＝５４．
３９mS/cm（海 水 の 値）の そ れ ぞ れ（RSGD）で構成されていると定義している。またの値を式

RSGD は，波・潮汐の影響・密度または温度によるた と こ ろ，SFGD の 平 均 は１．
７６×１０−６m/sec，RSGD

対流により生じるものと述べている。このように湧出の平均は１．
８０×１
０−５m/sec となった。Fig．
９は地点 A’

水（SGD）に含まれるものは陸域由来の純粋な淡水における，電気伝導度，SGD，水・物質収支の式を成分と，海洋由来の再循環成分の両者が含まれてい用いて算出した SFGD，SGD に対する SFGD の割合る。

の変化を示す。それによると，地点 A’における SGD

海底下での水収支と物質収支の式は以下のように表とⅡに代入し，SFGD と RSGD を算出し全体に対する SFGD の割合は８％〜１３％で変動しており，平均すると９％程度である。この値は湧出水のされる。

電気伝導度が測定可能な時の値であるため，SFGD

Fig．
９

Changes in conductivity of SGD, SGD, SFGD, and ratio of SFGD contained in SGD.

駿河湾沿岸における海底地下水湧出量の定量的評価

103の寄与が高い時の割合を表している。従って，実際に（1991）は，海岸の湾曲性が地下水湧出量の平面分

湧出している陸域地下水の割合は，今回の結果よりも布に与える影響に関する概念モデルを示している。そ低く数％程度であると考えられる。

のモデルによれば，単位長さで湾に湾曲性がない地点

SGD を SFGD と RSGD に分離するこ と は，地 下よりも，湾曲性のある方が，地下水が集中するために水流出による陸域から海洋への水・物質の輸送を定量

湧出量は大きいとされている。従って，小規模の湾のand中心付近に位置する B においては，B より外側に位

Iwakawa（2001）では，湧出量の実測値と，陸域地置する C 地点よりも，地下水湧出量が大きくなると的 に 評 価 す る 上 で 重 要 で あ る。Taniguchi

下水位から海洋までの動水勾配に，透水係数を乗じた考えられる。実測湧出量の空間分布には限りがある

ダルシー式を用いて算出した SFGD との比較を行

が，Table１は河川の存在と地下水流出に対する湾のい，大 阪 湾 で の SGD に 対 す る SFGD の 割 合 は１％

湾曲性の影響を示しているものと考えられる。

〜２
９％で あ る と 評 価 し て い る。他 の 研 究 で は，Gallaghher et al.（1996）では湧出量と塩分の測定より３５％と評価され，Hussain et al.（1999）では２
２
２Rn
と２
２
６Rn の測定より１０％，Li et al.（1999）では数値
計算より４％であるとされている。

８．安倍川流域の水収支
地下水流出を含む，流域スケールでの水収支は以下のように表される。
P＝Et＋Ds＋Dg＋dS

７．地下水流出に対する安倍川位置の影響

ここで P は降水量を，Et は蒸発散量を，Ds は河川流

Table１は本研究地域の地下水湧出量の空間分布を

出量を，Dg は地下水流出量を，dS は貯留量の変化を示す。地点 A と A’は河口から２．
５km 西に位置し，湧それぞれ示す。長い期間（例えば年間）を考えるので

８０×１
０−５m/sec で出量の平均値は２．
３０×１０−６m/sec，１．

あれば，dS の影響は小さくなり，通常，無視しても−６ある。地点 B の湧出量は１．
２０×１０ m/sec である。安−７

良いものとされている。従って，Dg の評価を行うた

倍 川 河 口 沖 の 地 点 C と D は そ れ ぞ れ４．
７
０×１
０ m/

めには，安倍川流域の降水量，蒸発散量，表面流出量

sec，６．
１
０×１
０−７m/sec である。陸域の安倍川河口付近を知る必要がある。

の地質は，主として安倍川由来の砂礫層である（土，Table２に安倍川流域における各地点での気象・水

１
９
７
６）
。従って，海岸線から数 km しか離れていない

文データが記録されている１
９
９
４年から２
０
０
３年までの１０

本調査地点では，全地点において同一の地質であると年間の，降水量，蒸発散量，河川流出量の年間量を示考えられる。そのため，以下の議論は，全地点で同一す。ここで降水量は，Fig．
１中の３つの気象観測所の地質であるという前提で行う。

（M２，M３，M４）で測定された結果を用いて，流湧出量を同じ深度（２０m）で比較したとき，河口域内で各観測所が対象とする面積比を考慮し（安倍川近く（地点 C）の湧出量は河口から距離がある地点

０９km２，M３
流域面積＝５６
７km２，M２の対象面積＝２（地点 B）よりも小さい。これは地下水流出に対するの対象面積＝２
７９km２，M４の対象面積＝７
９km２）
，流

安倍川位置の影響であると考えられる。通常，沿岸域

域全体での値を求めた。蒸発散量は，Fig．
１中の２に河川が存在する場合は，河川が高い透水性を持つたつの気象観測所（M１，M４）で測定された気温の結め，地下水は海岸域へ到着する前に河川へと流出す

果よりソーンスウェイト法を用いて蒸発散量を算出

る。安倍川位置の影響以外の要因としては，湾の形状

し，降水量と同様に面積比を考慮して（M１の対象面の影響が考えられる。Cherkauer and McKereghan

４０km２）流域全体の積＝３２
７km２，M４の対象面積＝２値を求めた。表面流出量は，Fig．
１中の R 地点で測Table１

Spatial distribution of SGD in
the Suruga bay.

定された結果を用いた。それらの結果より水収支法を行い，地下水流出量を評価したところ，例えば２
０
０
０年
９
９
５年の結果ではの結果では７７
９．
２
８×１
０６m３/y，また１
−８
７．
５
５×１
０６m３/y と大きな差がある。
この差が生じる原因としては，気象観測所の面積比の振り分け，蒸発散量推定法の持つエラーが考えられるが，最も大きな要因としては３式中の dS（貯留量

104

石

飛

智

Table２

稔・谷

口

真

人・佐

伯

憲

一・小

野

恵

子

Prameters of water balance of the Abe river basin.

の変化）の影響が考えられる。一般に，年間の水収支のように長い期間であれば，この貯留量の変化はあまり影響しないものと考えられているものの，本研究での水収支法の結果では，地下水流出量は負の値を示している年もあり，これは貯留量の変化の影響を示しているものと考えられる。しかしながら，対象とする期間が長ければ，この貯留量の変化の影響は小さくな
り，正確な評価に繋がるものと考えられる。従って，各パラメータの１
０年間の平均値を用いて，水収支法を行い，地下水流出量を評価したところ，地下水流出量
は４
４
７．
３
７×１
０６m３/y という結果が得られた。
Fig．
１０は安倍川流域の水収支を示す。河川流出量と地下水流出を合わせた陸域から海洋への全流出量に占める地下水流出の割合は３９％である。Taniguchi et al.

Fig．
１
０ Water balance of the Abe river basin(×106m3/y).

（2002）の地下水流出のレビューによれば，全球レベ
ルでの海洋への全流出に占める SGD の割合は１０〜が，湧出量の連続測定，水理水頭，地下の比抵抗測

３１％と見積もられており，本研究の結果はその値より

定，湧出水の電気伝導度測定より明らかになった。塩も大きいという結果が得られた。これは安倍川流域が淡水境界の変動を観測するため比抵抗測定を行った結

高い地形勾配を持つことと，透水性の良い砂礫層で構

果，潮汐と対応する半日周期の変化が確認された。湧成されていることによるものと考えられる。

出量の測定結果に周期解析を行った結果，海岸に近い

９．お わ り に

地点 A 地点での測定結果には地下水位の変化との相関が，A’地点においては海水面の変化との相関が見ら

海底地下水湧出量計による直接測定と水収支法を用れた。従って塩淡水境界の変動と湧出量の変化には密いて，駿河湾において地下水流出の定量的評価を行っ

接な関係があるものと考えられる。湧出水の電気伝導た。海底からの地下水湧出を直接測定した結果，湧出度測定により，湧出水に含まれる陸域成分の割合は

−７

−５

８
０×１
０ m/sec の範囲であるとい
量は４．
７
０×１
０ 〜１．

９％程度であることが明らかになった。安倍川河口付う結果が得られた。流域スケールでの水収支法から，近の湧出量は，河口から離れた他の地点の湧出量より流域の全流出量に占める地下水流出の割合を評価したも小さいことが明らかになった。今後，さらなる調査

結果，３９％が陸域起源の地下水流出であることが明ら

結果が必要であるが，今回の結果は河川の存在の影響かになった。また，陸域と海洋の相互作用のプロセスと湾の湾曲性が，地下水流出に影響を与えているもの

駿河湾沿岸における海底地下水湧出量の定量的評価であると考えられる。
謝105

from submarine Rn-222 and CH4 monitoring.
Geophys. Res. Lett. 29

辞Lee, D. R. (1977) A device for measuring seepage

静岡大学の衛藤英男先生，熊本大学の嶋田純先生，
東京大学の徳永朋祥先生，蒲生俊敬先生には野外観測

flux in lakes and estuaries. Limnol. Oceanogr.
22, 140―147.

の際に多大なご支援を頂きました。地球科学研究所のLi, L., Barry, D. A., Stagnitti, F. and Parlange, J-Y.

浅井氏，川嶋氏，長谷川氏，用宗フィッシャリーナの(1999) Submarine groundwater discharge and尾崎氏には測器の設置に多大なるご協力を頂きましassociated chemical input to a coastal sea.

た。また，上述の徳永朋祥先生，富山大学の張勁先生

Water Resour. Res. 35, 3253―3259.

には本論文の査読を通して有益な助言を頂きました。

丸井敦尚，林武司，内田洋平（１９９９）千葉県蓮沼海浜

ここに感謝の意を表します。なお，本研究の一部は，公園における地下水流動と塩水・淡水境界に関す

科学研究費補助金・基盤研究 A１
０
４
８
０
１
２
６「海底湧出る研究

地下水の起源と物質負荷量の解明」（代表：谷口真

８．
ニュース，540，４
５―４人）を用いて行った。記して感謝します。
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