立山カルデラ研究紀要第８号、pp.15-20（2007）

d- 値を用いた北アルプス山岳地積雪の堆積時期推定
遠山和大 1）、鶴田元気 2）、佐竹洋 3）、川田邦夫 4）、飯田

肇 5）

実に積雪時期の推定を行うことができると考えられる。

１. はじめに立山をはじめとする北アルプス山岳地には冬季に大d- 値を複数地点間で比較し、降水時期を推定する方量の降雪がもたらされ、融雪期を迎えるまでの間、低法は、篠田（1999）によって富山市と室堂平の間でも温の環境下で積雪として保存される。この積雪は地面行われている。しかし、この方法を一冬という長期間から表面に向かって、初冬から晩冬にかけての降水のかつ、富山立山白馬穂高という、北アルプス全域時系列試料として用いることができる。例えば立山・にまたがる広範囲での山岳積雪に適用した例は、本研

室堂平では長年にわたって積雪試料が採取され、その究が初めてであろう。

物理・化学的な性質の調査が行われている（川田 ,1999;
Kido et al., 2001; Osada et al., 2004）。

２. 研究の方法

積雪の化学的性質を調べる上で、堆積時期を知る

2002 年 3 月、水平距離にして 35 ～ 50km 程度離れということは非常に重要である。降水がもたらされた北アルプス周辺の 4 地点（立山らいちょうバレース

た時の気象状況は、降水に含まれるアジア大陸から

キー場 : 海抜 1200m・立山室堂平 : 2450m・白馬八方の汚染物質（たとえば： Satake and Yamane, 1992;尾根：1930m・西穂高岳千石尾根：2200m）において、Toyama et al., 2007）などの飛来状況を調べる上で、積雪の断面観測を行い、積雪試料の採取を行った。採きわめて重要な手がかりを与えるからである。しかし、取の間隔は 3cm であり、地面から積雪表面まで完全山岳地においては、詳細な気象情報を得ることが難しに連続している。また、各地点での観測・試料採取は、く、積雪が「何時積もったか」を直接的に知ることはなるべくその地域の積雪深を代表すると思われる平坦非常に困難である。このため、山岳地での積雪時期推な所で、かつ周囲の樹木や建造物・人の侵入による攪定にはタイムマーカーを散布する方法（たとえば： 柳乱の無いと判断される場所を選定して行った。さらに、

澤ら , 1996）、圧密を考慮した積雪モデルと化学成分の積雪層の堆積時期を推定する上での参考試料として、鉛直分布を用いる方法（木戸ら , 1997）、黄砂層を用い2002 年 2 月 11・12・14 日にらいちょうバレースキーる方法（飯田ら , 2001）などが試みられてきた。

場で積雪表面の新雪を採取した。採取した試料は蒸発18

本稿では、積雪の酸素同位体比（δ O値）の鉛直による同位体分別の影響が無いよう、密閉した容器に分布と、その積雪が形成された期間に近くの都市で採入れて持ち帰り、富山大学の質量分析計（Micromass

18

取された降水試料のδ O値を対比する方法（遠山ら ,社製 PRISM モデル）を用いてδ18O値・δD 値を測定

2005）を発展させ、δ18O値・水素同位体比（δD 値）した。

から計算される d- 値を対比に用いる、積雪時期の推また、富山大学理学部（海抜 9m）の屋上で 2001 年定法を提案する。同じ雲からもたらされた降水のδ18O

11 月 2 日～ 2002 年 3 月 12 日の期間に降水を採取し値は、降水の過程で内陸に向かって減少していくといた。なるべく 1 回の降水ごとに試料を採取し、その間う性質をもつ。しかし d- 値は水蒸気源での蒸発環境隔は 1 ～ 10 日程度である。この試料についてもδ18O値・に依存し、降水の過程では変化しないため、同じ雲かδD 値の測定を行った。

らもたらされる降水は同じ d- 値を持つことが予想されこうし て 得 ら れ た 試 料 のδ18O値・δD 値 か ら、る。したがって、各地点での d- 値の変動は、δ18O値

Dansgaard（1964）によって次のように定義された d- 値法とくらべてより明瞭に一致すると考えられ、より確

d = δD  ８δ18O…（1）1）富山大学総合情報基盤センター 2）富山大学理学部 3）富山大学理工学研究部 4）富山大学極東地域研究センター 5）立山カルデラ砂防博物館− 15 −

遠山和大、鶴田元気、佐竹を計算し、各地点における d- 値の変動パターンの比洋、川田邦夫、飯田肇（2）各地点の降水量較を行った。

冬季の日本は北西季節風の影響下にあり、大陸からの吹き出しによって日本海で生成された雪雲が、北３. 結果と考察

アルプスの斜面を上昇する過程で大量の降雪をもたら（1）積雪の断面観測す。北アルプスを越えた雪雲はその水蒸気の大部分を

図 1 に各地点の積雪断面構造を概略で示した。細かい層の境界は省略してある。

失い、乾燥した気塊となって太平洋側に下る。試料採取を行った 4 地点はいずれもこのような降雪機構の支4 地点とも、積雪層の多くの部分はしまりゆき層・配下にあると考えられる。4 地点のうち、らいちょう

こしもざらめゆき層・しもざらめゆき層から成っていバレー・室堂平・西穂高岳は北アルプスから見て季節た。これらの層には融解水が浸透していなかったと考風の風上側にあり、八方尾根は風下側である。図 2 に、えられ、降雪時の同位体比を保存しているとみられる。

それぞれの地点に最も近い気象庁アメダス観測点の日

しかし、らいちょうバレー表層部の 282 ～ 300cm と底降水量（2001 年 11 月～ 2002 年 3 月）を示した
（気象庁 ,層部の 0 ～ 85cm、室堂平表層部の 427 ～ 650cm、八2007）。4 地点を比較すると、降水量そのものには差が方尾根中層部の 186 ～ 232cm にはざらめゆき層がみあるが、降水があった日の対応関係は非常に良い。こられた。地面から数 cm 程度の部分は地温による融解のことから、山脈をまたいで 50km 程度の離れた各地があるが、それよりも上の層は、気温が高かった時期点でほぼ同時に、同一の雲から降水があったと考えらに積雪層の一部が融解してたことによってざらめゆきれる。

化したと思われる。しかし、各地点ともに中層部には融解していないしまりゆき層があり、表層部の融解水が積雪層全体に浸透するほどの強い融雪が起こっていなかったと考えられる。また、底部のざらめゆき層は気温が高かった初冬の時期に形成された積雪層であろう。これらのざらめゆき層は、融解水が流下することによって同位体比組成が変動している可能性がある。
しかし、4 月以降の融雪期に起こるような非常に強い融解によって、同位体組成が一様に均されていなければ、少なくとも変動のパターンを調べるための試料になり得ると考えられる。

図２．各地点の日降水量：2001/02冬季（気象庁2007）

図１．各地点の積雪構造図− 16 −

d- 値を用いた北アルプス山岳地積雪の堆積時期推定が起こり、d- 値が 60 ～ 70 という極端に高い値をもつ降水がもたらされたのであろう。

（3）試料の d- 値
各地点における積雪の d- 値の鉛直分布と、積雪層これらの d- 値が極端に高い場合を除くと、富山市が堆積した期間と同期間の富山市降水の d- 値を図 3降水で d=9 ～ 45、室堂平積雪で d=9 ～ 47 となって、に示す。

全ての地点でほぼ 10 ～ 50 の間に収まるような値にな

各地点での d- 値は、相対的に高い方と、低い方にる。また、鉛直分布の対応は、全ての地点間で非常に交互にピークを作りながら変動していた。d- 値はおよ良かった。ただし、らいちょうバレーの場合は、ざらそ、平野部の富山市降水で 9 ～ 72、らいちょうバレーめゆき層である 85cm 以下では変動幅は小さく、対応で 19 ～ 43、室堂平で 9 ～ 57、西穂高岳で 13 ～ 39、も良好ではなかった。また、西穂高岳の 50cm 以下の八方尾根では 8 ～ 37 という範囲で変動した。

しもざらめゆき層も変動幅が小さく、他との対応が明図 3 で、富山市と室堂平では d=60 ～ 70 という極端確ではなかった。に高い値をとる場合がある（たとえば： 富山市の 11d- 値は水蒸気源での蒸発環境に依存し、降水の過月 27 日頃と、室堂平の 80cm 附近）。富山市でこのよ程では変化しない。50km 以上離れた地点間でも、積うな d- 値を持つ試料は、11 月末から 12 月初旬にかけ雪の d- 値がおおよそ同じ範囲に収まるのは、このようての時期にみられる。また、室堂平ではこのような積な d- 値の性質を反映しているためであろう。

雪は 1m 以下の底層部にあり、晩秋から初冬にかけて形成された層であると考えられる。

（4）d- 値による堆積時期の推定

こうした晩秋から初冬にかけての時期に冬型が強ま

図 4 では極小値、図 5 では極大値のそれぞれ対応

ると、大陸から吹き出す低温の季節風が、まだ充分にすると考えられるピークを線でつないで示した。但し、冷え切っていない日本海上を通過することになる。こ

ピークが有っても顕著でない部分の対応は破線で示しのため、温暖な海面との大きな温度差から急激な蒸発た。また、これらのピークについて、採取した期間が図３．各地点のd-値鉛直分析− 17 −

洋、川田邦夫、飯田肇

日付

遠山和大、鶴田元気、佐竹

日付

図４．富山市降水を基準とした各観測点の積雪時期推定（d-値の極小に着目した対比）

図５．富山市降水を基準とした各観測点の積雪時期推定（d-値の極大に着目した対比）− 18 −

d- 値を用いた北アルプス山岳地積雪の堆積時期推定

明らかな富山市の降水試料から日付を決定した。日付日程度である。

を決定した基準について、以下に述べる。
まず、2001/02 年冬季は 2001 年 12 月から 2002 年 1（5）まとめ月にかけての降水量が多く、2 月の降水量が少ない（図積雪試料の d- 値の鉛直分布と、日付が既知の降水2）。したがって、積雪層の多くの部分は 2001 年 12 月

試料の d- 値を対比させることで、降雪時期の特定がから 2002 年 1 月の期間に形成され、2002 年 2 月以降困難である、冬期間の山岳積雪の堆積時期を推定した。に形成された層はそれ以前の層と較べて大幅に少ない

この方法の分解能は指標に用いる降水試料の採取間隔と考えられる。に依存するが、δ18O値を用いる場合（遠山 , 2005）と次に、図 4 において、らいちょうバレーの 280cm 付

同様に 2 ～ 10 日程度の分解能で積雪層の堆積時期を近、室堂平の 560cm 付近、西穂高岳の 275cm 付近、決定することができた。また、この方法は、ほぼ同一

八方尾根の 350cm 付近には、連続した極小（d=7 ～の降水機構に支配されると考えられる、内陸部の西穂12 程度）の間に小さな極大（d=11 ～ 15 程度）の切れ高岳や、季節風が 3000m 級の北アルプス山脈を越え込みが入るという、特徴的なパターンをもったピークた地点である八方尾根の積雪に対しても有効であっがある。これらのピークの極小値は、らいちょうバレー

た。さらに、d- 値は降水の過程では変化しないため、が 20 程度であるものの、それ以外の地点ではおよそ鉛直分布の対比だけではなく、地点間の d- 値そのも7 ～ 10 と同程度の値をもつ。したがって、これらののもおおよそ一致する。これはδ18O値法には無いすぐピークは富山市降水の 3 月 1 日の極小（d=8.6）に対れた利点であり、d- 値法を用いることでより確実な積応すると考えられる。また、富山市の 1 月 16 日、らい雪時期の推定を行うことができるであろう。

ちょうバレーの 210cm、室堂平の 378cm、西穂高岳の一般に d- 値は、Merlivat and Jouzel（1979）や佐竹178cm、八方尾根の 251cm にも明らかな極小値（d=10（1986）が指摘したように、水蒸気が生成する場の海～ 15 程度、らいちょうバレーは 20）があり、これら面と大気との温度差に依存し、冬型の気圧配置のときのピークをもつ積雪は 1 月 16 日頃に堆積したものと考は d = 30 程度、南岸低気圧型のときは 20 < d < 30 程えた。さらに、1 月 16 日と 3 月 1 日の間は、大きく見度、日本海低気圧型のときは d < 20 という値をとる（早ると弓なりに d- 値が上昇し、再び極小に至るというパ稲田と中井 , 1983）。こうした日本周辺の気象概況と d-ターンが全ての地点で認められる。12 月～ 1 月にかけ値の変動とを対応させて考察するならば、指標となるては、12 月はじめの 40 付近から 1 月中旬の d=10（ら日付が既知の降水試料が無くとも、ある程度は積雪層いちょうバレーは 20）付近にかけて徐々に下がっていの堆積時期を推定することも可能であると思われる。

くという傾向が全ての地点に共通している。
このように、特徴が顕著である区間（1 月 16 日～ 3月 1 日頃）の日付をまず決定し、それを基準として、参考文献
Da nsg aa rd, W. （196 4）, St a ble isot opes in

その上下、あるいは区間内部にあるピークを順次対応させて日付を推定した。

precipitation, Tellus, 16, 436-468.
飯田肇 , 長田和雄 , 木 戸 瑞佳 , 川田邦夫 , 上田豊

2 ～ 3 月にかけては、富山市以外の 4 地点間では対（2001）, 立山における冬季降水量分布の推定 , 2001

応関係を見出しやすいが、富山市では変動幅が小さく、

年度日本雪氷学会全国大会講演予稿集 , 91.

ピークが明瞭ではない。これは、降水を採取する間隔

川田邦夫 , 佐竹洋 , 酒井英 男 , 飯田肇 , 貴堂 靖昭が長かったためである。しかし、参考のためにらいちょ（1999）, 山岳域の気象雪氷モニタリングに関するうバレーで採取した 2002 年 2 月 11・12・14 日の新雪

研究 , 富山県域の雪の特性解明と利雪に関する高のd- 値はそれぞれ 40, 39, 34という値であった。そこで、

度利用研究 , 109-124.

らいちょうバレー積雪の 264cm で d- 値が 37 という極木戸瑞佳 , 長田和雄 , 矢吹裕伯 , 飯田肇 , 瀬古勝基 ,

大値をとるところが、2 月 14 日付近の積雪と判断し、幸島司郎 , 對馬勝年（1997）, 立山・室堂平におけ富山市降水の 2 月 15 日の極大値（d=31）と対応させた。

る積雪層の堆積時期の推定 , 雪氷 , 59, 181-188.

このようにして同定した日付の分解能は、1 回の降Kido, M., Osada, K., Matsunaga, K. and Iwasaka,

水の採取期間に依存するが、本研究の場合は 2 ～ 10Y. （2001）, Temporal change in amonium/− 19 −

遠山和大、鶴田元気、佐竹洋、川田邦夫、飯田肇

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【要 旨】
北アルプス山岳地積雪の堆積時期を推定するため、積雪の酸素同位体比と水素同位体比から計算されるd-値の鉛直分布と、その積雪が形成された期間に近くの都市で採取された降水試料のd-値を対比する方法を試みた。らい
ちょうバレースキー場（標高1200m）・立山室堂平（2450m）・白馬八方尾根（1930m）・西穂高岳（2200m）の4地
点で積雪を採取し、日付が既知である富山市（9m）の降水試料のd-値を対比した。d-値とその変動傾向はともに、各地点間でよく一致し、2～10日程度の分解能で積雪層の堆積時期を決定できた。d-値そのものが地点間で一致する点、北アルプスの30～50km離れた広範囲の地点間に適用できる点で、酸素同位体比だけを用いる推定法よりすぐれ、より確実に積雪時期の推定を行うことが可能になった。

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