１）

白老町東部における温泉の流動
永田丈也○・池田隆司（北海道大学理学院）

1.はじめに北海道白老町は、南西北海道の北部に位置する海3.温泉特性

岸地域である。この地域の温泉は一般家庭や分譲住

図 1 に水質分布を示す。特徴的なこととして萩野宅に多く供給されているのが特徴で、利用施設数はと石山の間に高濃度の NaCl 型の温泉が見られる。

北海道で最も多い 2688 となっている（鈴木ほか,

低濃度の温泉に関しては深度による変化は見られな

2008）。開発が始まった 1960 年代には多数の自噴もかったが、高濃度の温泉は深い井戸にのみ存在した。

見られたが急激な揚湯により地下水水位低下・自噴

陽イオンに関しては Na＋が主になっており他の陽停止が起こった。まず虎杖浜、竹浦地域が 1976 年

イオンはあまり変化が見られない。

に、続いて 1982 年に北吉原〜白老が保護地域となり以降は新規の掘削が行われていないが、その後も揚湯は継続されており、その変化が懸念される。

4 考察
白老町東部の温泉帯水層は Cl−と HCO3−の濃度によって 3 つの型に分類され（図 2 参照）、浅部で2.調査・分析方法

は HCO3−が、深部では Cl−が卓越している。萩野と白老町の東部である北吉原、萩野、石山、白老、石山の間で Cl−が多く、これらの場所のみ高 Cl−型

社台で利用されている源泉のうち 25 ヵ所から、現の帯水層が浅部にまで存在していると考えられる。

地の方の協力を得て井戸口から直接採水し(一部はまた、過去の泉質のデータと比べると、高 Cl−型

離れた場所)、湧出温度、pH、EC を測定し、採水しから高 HCO3−型に変化しているものが存在し、断たサンプルは北海道地質研究所の HPLC（高速液体層の変化等が予想される。

クロマトグラフィ）で分析を行った。
得られたデータと温泉の水質や水位変動について
過去のデータや、西部地域（内山・池田, 2008）と比較し変化の様子を考察した。

図 2. 分類分けした泉質の例
参考文献
内田,池田(2008), 北海道白老町虎杖浜・竹浦地域の温泉湧出機構, 陸水物理研究会報
鈴木ほか(2008), 温泉資源の多目的利用に向けた複合解析研究, 北海道地質研究所調査研究報告

図 1．白老町東部の温泉水質分布

浦上晃一(1992), 北海道白老地域温泉の地下構造, 北
海道大学地球物理研究報告

２）

旭川地域の地下水調査
深見 浩司（北海道立地質研究所）

年代に山口ほか（1967）が当時の状況を調査し，水はじめに
旭川市は北海道で札幌市に次ぐ人口を有する内陸理地質図として取りまとめられている．ここでは，都市である．旭川市が位置する上川盆地は，石狩山

その後．1980〜90 年代にかけて，旭川地域について系を源とする石狩川が北東部から流入している．ま調査した地下水の状況についてあらためて取りまとた南東部の大雪山系の火山からは忠別川・美瑛川なめてみた．

どの河川が流入し，盆地西部の旭川市域で石狩川に合流する．これらの河川は西側の神居古潭の蛇紋岩などからなる山地をつらぬいて石狩低地帯に流下し調査地域
図-1 に地下水調査を行った井戸の位置を示す．旭川市街地を中心にして，井戸資料をもとに，地下水ている．
旭川市を含む上川盆地の地下水については 1960

位の測定や原水を採水して水質分析を行った．

図-1 調査地点位置図（調査井の位置を○で示す）150
地下水位（標高，m）
140
130
120
110
100
90
80
70
60
西暦年（19XX年）
50
65 66 67 68 69 70 71 72 73 74 75 76 77 78 79 80 81 82 83 84 85 86 87 88 89 90 91 92 93 94 95 96 97 98

図-2 地下水位の長期的な変動状況調査できた井戸は，100 井程度で 1 回調査しただ

た．そのうち，繰り返しの調査ができた井戸は 32

けのものが多いが，そのうち約 30％が 2 回以上の繰井で，それらのほとんどでは，水質変動は認められり返しの確認調査ができた．廃井になった井戸やそなかった．しかし，明らかに水質変動が認められたれに伴う新井の掘削などもあり，井戸資料と調査時

井戸もあった．図-3 にその例を示す．A は HCO3 が半点の井戸の照合など現地で確認しながら調査を進め減した事例，B は Cl が増加しその後元に戻った事例，

た．

C は Cl が増加し低下しない事例である．このような事例も存在するものの，水質の地域的な特徴につい地下水位の長期的な変動傾向
図-2 は繰り返しの調査ができた井戸で，測定した地下水位に掘削時の資料を加え，旭川地域の地下水
位の状況を時系列でまとめたものである．井戸掘削てもある程度分類可能と判断された，できればそのことについてもまとめる予定である．
400
B:Cl(mg/l)時の資料が得られると，調査時に得られた地下水位300と比較することで，地下水位の長期的な変動傾向が250推定できる．図から明らかなように，右側に下がる

200

傾向が認められ，長期的には地下水位が低下傾向を150示している．しかし，地下水位には季節変動もある

100ので，推定にあたってはそのことに注意する必要がある．

A: HCO3(mg/l)

350

C:Cl(mg/l)

50
0
82

83

84

85

86

87

88

89

90

91

92

93

西暦年（19XX年）

地下水質の状況
地下水の水質調査を実施した井戸は 90 井であっ

図-3 地下水の水質変動事例

94

95

３）

北海道北部における降水の酸素・水素同位体比の季節変動＊山﨑 学（野外科学(株)）・石井吉之（北大低温研）・柴田英明（北大 FSC）
-5

18

δ O（‰）

１． はじめに
寒冷多雪山地流域において，水文プロセスを明らかにするために酸素同位体比を用いた研究をこれまでに行ってきた（山﨑ほか 2007）．この研究を進める上で，流域への水の供給源である降水の同位体比の長期観測を行った．降水の同位体比
は，これまで研究毎に短期的に調べられることは多いものの，長期間にわたる降水の同位体比を調べる例はそれほど多くなく，特に北海道内におけるそれらの調査報告例はあまり見られない．
本発表では，一週間ごとに長期間採水した降水の酸素・水素同位体比のデータを報告すると共に，
降雪・積雪の同位体比の結果と比較し，降水の同位体比の季節変動について考察する．

-10

-15

-20
露場
FSC

'01-'02 露場とFSCの降雪のδ18O

-25
10/23
図1

11/27
1/1
2/5
3/12
4/16
露場降雪板上の降雪と FSC の降水のδ18O 比較

35'01-'04 FSC降水のd値
30

d値

25
20
15
10
5
0
10/1/01-20

4/1/02
10/1/02
4/1/03
10/1/03
図 2 FSC 降水の d 値の季節変化

4/1/04'03 4月〜'04 3月

-50
-80
δD（‰）

２．観測概要観測は北海道北部，日本海側の羽幌町から内陸に 45km ほどはいった幌加内町母子里(標高 285)
でおこなった．北大北方生物圏 FSC(フィールド
科学センター)雨龍研究林内母子里作業所では2001 年 10 月から 2004 年 4 月まで一週間ごとに降水の採水をおこなった．夏場の降雨は，ポリタ
ンクに漏斗を付け，漏斗の円錐形部分にピンポン玉を入れて蒸発を防ぎつつ採取した（円錐形部分の口径は直径 30cm）．冬場の降雪は，降水時開放型捕集装置（小笠原計器，US-410）を用いて採取した．また，北大低温研母子里融雪観測小屋前の観測露場において 2001 年から 2004 年にかけて，降雪板上の降雪や積雪全層水，積雪断面観測時に層ごとの積雪サンプリングなどを断続的におこなった．雪を持ち帰って室温で溶かして得た試水や採水した降雨の分析は，質量分析計（Delta Plus,
Thermo Quest 社）と Isoprime-PyrOH（GV-Instru
ment 社）を用いて，それぞれ酸素同位体比(δ18O)と水素同位体比(δD)を測定した．

-110
-140

FSC降水(4月-9月)
FSC降水(10月-3月)
天水線（d値=10)
d値=30のライン
露場積雪断面観測(04/2/26)
積雪全層水(04/3/18)

３． 結果と考察-170
2 年半の間 FSC で採取された降水のδ18O(‰)-200
は-24.2〜-3.5 の間を変動した．冬季に比較的軽い
-25
-20
-15
-10
-5
0
値がみられたが，明確な季節変動が見られなかっδ18O（‰）た．そこで’01-‘02 冬季における FSC 降水と露場
図 3 FSC 降水と露場積雪におけるδ18O とδD の関係
降雪板上で採取された降雪のδ 18O を比較した
図 3 では’03 4 月-’04 3 月までの FSC 降水と’04 年(図 1)．その結果，FSC 降水より露場降雪のδ18O の2/26 露場積雪断面観測時の層ごとの積雪サンプリ
方が 2〜3‰ほど軽い値を示した．降水時開放型捕集
ング，’04 年 3/18 母子里流域内の積雪全層水のδ18O
装置はヒーターを使って降雪を融かしているためとδD の関係を示す．積雪全層水の結果から’03-‘04
蒸発の影響が出ていることを示唆する．次に FSC
冬 季 の 降 雪 の 平 均 的 な 値 は δ 18O=-15.4( ‰ ) 、 δ
降水の d 値を図 2 に示す．FSC 降水は蒸発の影響がD=97(‰)、d 値=26 といえる．よって冬季の FSC 降示唆されるものの d 値においては季節変動が明確に
水は蒸発の影響からδ18O,δD 共に重くなり，また見られ，10 月から 3 月にかけて d 値は高く(10〜35)，
4 月から 9 月にかけて d 値は低い(0〜15)値を示した． d 値もやや低めの値が出ていることが示唆された．

４）

安定同位体を用いた降雨流出解析○山口拓真・知北和久・林正治・神永亮・伊藤陽介
北大・理

はじめに
北海道北東部に位置するサロマ湖は、古くから養殖漁場として利用されてきた。近年、サロマ湖

しく降った雨水の早い流出による水と、それ以外に雨水によって地下から押し出された古い水によって形成されることが分かった。

に流入する河川の流域内で酪農や農業が盛んになり、これによるサロマ湖の富栄養化が懸念されている。また、流入河川のうち最大流量を有する佐呂間別川の流域では、融雪期や集中豪雨時に河川が氾濫し、洪水の被害が深刻化している。したがって、サロマ湖の流入河川に関する研究は、これら 2 つの問題を解決するために非常に重要である。
八木澤(2006)は同流域にてタンクモデルを用いた流出解析を行った。それによると降雨時における河川水はそのほとんどが地表面を流れる表面流出

図１：佐呂間別流域と地下水取水点

取水点の位置であるという結果が出された。しかし、この流域は大部分が森林帯であるため表面流出が起こると70

は考えにくい。そこで本研究では、台風通過によ

60って起こった集中豪雨時の河川への流出過程を、

50

雨量
(中佐)

-10.000

40
30-15.000

20

行った。

-20.000100
10/8

観測の手法と結果
図１に研究対象である佐呂間別川流域を示す。

黄：河川水

行い、地下水は約 20km 上流にて採取した。得ら

赤：地下水-25.000
10/13

緑：雨水

地下水
流出量

流量(m3/s),雨量(mm)

50
流量

40
30
20
雨量

10

新水の割合は増水期には 95%と高いが、流量ピー010/8られた。このことから降雨時における河川水は新10/12

δ18Oの場合

ラフを分離した結果を図３に示す。流量に対するク時には 52%、減水時には 4%と低くなる結果が得

10/11

60

質量分析器(Delta-V)で測定した。また、流量のデ得た。得られた結果の一部を図２に、ハイドログ

10/10

70

れたサンプルは、酸素同位体比と水素同位体比を雨量やその他気象データは AMeDAS 佐呂間から

10/9

図２：流量と酸素同位体比の時間変化

河川水と雨水のサンプリングは永代流量観測所でータを永代のテレメータ水位のデータから計算し、-5.000δ１８Ｏ(‰)

を２成分分離することでモデルの結果との比較を流量(m 3/sec)

安定同位体比をトレーサーとしてハイドログラフ

0.000
流量

10/9

10/10

10/11

図３：ハイドログラフの２成分分離

10/12

５）

閉 鎖 汽 水 池 (岡 山 城 内 堀 )に注 入 された河 川 水 の進 入 ・拡 散 過 程＊松尾和哉（岡山理大院・理）・宮原佳孝・北岡豪一（岡山理大・理）はじめに行う手掛かりが得られる。

岡山城の内堀（西堀と東堀に通路で仕切られている）は，閉
水性の地下水が常に注入されていたので，汽水池である。堀水(2) 鉛直分布の変動(Fig.1)における E.C.

水と川水の注入が行われた。その間に，堀水の水位，水温，電の鉛直分布と日ご②③

3

水面の高さの変動

2
1

1.8

Fig.3 は，(5)地点の浄化のため，2009 年 3 月 11 日〜2009 年 3 月 18 日に堀水の排42.0

height from bottom (m)

鎖池で，時に悪臭を発することがある。堀は城内の井戸から汽

5 ①

2.3

④

1.5

⑤

C

1.3

B

1.0
0.8

A

0.5

気伝導度(E.C.)の観測を行ったところ，汽水中への淡水の進入・との変化を示す。(数拡散過程や水収支を知る手掛かりが得られたので報告する。

字は，日数を表す)

川水E.C.
0.3
0.0
0.0

層, 中層, 表層) を

(4)
移動経路

(6)

3.5

示したものである。

3
03/ 13 03/ 24 04/ 04 04/ 15 04/26 05/07 05/18 05/29 06/09 06/20
date
250

3

1.5m である。ポンプによる西池から東池への導入（2 m /分），
3

3

西池の排水（1 m /分），川水の西池への導入（1 m /分）は，3
月 11 日から 18 日までの約 1 週間かけて行われた。水の出し入れに伴う水位と水温の変化を調べるため，温度と圧力のデータ
ロガーを西池で３箇所（Fig.1 の①，⑤，⑫），東池の３箇所（①，④，⑦）にセットして観測した。また，水温と E.C.の空間分布の変動を調べるため，Fig1 の観測点の番号順に表層(0.2m)と底層(1.2m)をボートで回って水温と EC の観測を行った。なお，この観測期間中，城内井戸からの塩水地下水の注入は停止されて
いる。

4

235
230
225

観測項目は水位および，
表層水と底層水の温度

6

水深

8

川水注入

10

220

12

215

14

210

16

205

18

200

20

195

22

190

24

185

26

180

と E.C.である。定点の

28

date

0

22.5

20

20

水深と E.C.の変化を

17.5
15

Fig.5 に示す。
(4) 滞留時間の推定

降水量

Depth (cm)

期観測を行っている。

2

240

10 /
0
10 / 92
11 / 30
11 / 62012 /
012 / 41
01 / 8001 / 1
1
01 / 52
02 / 91
02 / 2
2
03 / 6
1
03 / 2
2
04 / 6004 / 92
05 / 3005 / 72
06 / 1006 / 41807 /
007 / 2
1
07 / 63
08 / 01
08 / 32
09 / 71
09 / 02
10 / 40
10 / 82
11 / 2
05

2

0

245

ら，定点で週１回の定

西堀，東堀の面積はそれぞれ 8100m ，6500m ，平均水深は約

川水注入

12.5
10

Fig.5 より，河川水の注入によって上昇した

7.5

降水量
西堀底層
東堀表層
東堀底層
西堀E.C.差東堀E.C.差

40
60
80
100
120

5

140

2.5

160

0

180

-2.5

200

-5

220

-7.5

240
260

-10

水位は時間とともに低date

Fig.5 定期観測 E.C.

下する状況が読み取れる。
川水注入後の水位の低下は池水の滞留時間に関係していると

3. 結果考えられる。水位の低下と平均的な水位を利用して滞留時間を西堀排水(1)40

川水注入(西堀(4))

求め，
降水のない比較的短期間での堀の水収支を考えてみると，
池水は約 2 ヶ月で入れ替わっていることが示された。

30
東堀計算値

西堀 東堀

20

これは Fig.4 の E.C.の時間変化はそれよりもやや早いが，大きくは矛盾しない。

東堀実測値
10
WL(cm)

C(表層・底から1.5(m))

E.C. (mS/cm)

2

B(中層・底から1.0(m))

4

ポンプを入れる前か(8)

Fig.1 内堀の研究地点

0
-10

5

4.5

Fig.4 地点(5)の日ごとの表層と底層の E.C.の変化

東堀

西 東
へ注入

50m

5.5

(3) E.C.と水温の変動

(2)

8.0

A(底層・底から0.5(m))

A,B,C として変化を

(7)
(3)

7.0

rainfall (cm/day)

西 排水

6.0

10/
0
10/ 9
2
11 3
/0
11 6
/2 0
12
/0
12 4
/1
01/ 8
0
01/ 1
1
01/ 5
2
02 9
/1 2
02/
2
03/ 6
1
03/ 2
2
04 6
/0
04 9
/2
05 3
/0
05/ 7
2
06/ 1
0
06/ 4
1
07/ 8
02
07
/1 6
07
/3
08/ 0
1
08/ 3
2
09/ 7
1
09 0
/2 4
10
/0 8
10/
2
11/ 2
05

西
堀

(5)

天守閣

(1)

5.0

6
E.C.(mS/cm)

か ら の 高 さ
0.5m,1.0m,1.5m,( 底

4.0

6.5

Fig.4 は(5)地点の底

旭川

川水注
入ポンプ

3.0

7

点線：注入停止後）N

2.0

E.C.(mS/cm)（実線：川水注入中，

2. 観測方法

1.0

Fig.3 地点(5)断面分布(鉛直)E.C.

rainfall (mm/day)

1.

4. 水収支水位基準点

ポンプで水を入れている期間(2 日間)は，降水がなく，また，

西堀実測値
-20
-30

西堀計算値

短期間なので蒸発は無視できるものとして，1 日あたりの水収
支考えてみる。流出量が堀の水位と周囲の地下水との差によっ-40て変化すると仮定すると，ポンプによる川水注入量から流出量
date
Fig.2 東・西各地点水位(1) 水位の変動
Fig.2 は水位と温度の時間記録である。これから，堀水と堀の内側と外側の地下水の相互関係が明らかとなり，池水の収支をを引いた正味の流入量と水位の上昇による池の水の体積増加量がほぼ等しいことが確認された。
よって，堀の水は周りの地下水位との水位差によって出入りしているものと考えられる。

６）

房総半島における諸河川の水質と流域特性＊

澤田律子（法政大・学）・小寺浩二（法政大・地理学教室）
Ⅳ 結果・考察Ⅰ はじめに河川から流出する物質は、河川下流域のみなら

半島南端部の諸流域では似たイオンバランスをず沿岸域の海洋にも影響を及すが、地質・地形・示したが、流域が同様の地質構造を取るためと思

土地利用など様々な流域特性によって異なる。まわれる。Na-Cl-HCO3 型で、海水の影響も示唆さた、内湾や外洋など、流出する場の条件によってれ、Ca 濃度は低い値を示した。また、小糸川のも影響の度合いは違ってくる。そこで、沿岸域のみ特出した結果を示し、極端な Na-HCO3 型とな

環境の異なる半島や島などの諸河川について研究った。北部を並行して流れる村田川、養老川、小を進めてきたが、本研究では、東京湾と外洋とい櫃川は、
キーダイアグラムの分布が集中し、上流、う異なる海域に接する房総半島を対象とした。

中流、下流の差があまりない。
EC の 5 月〜9 月の季節変化をみると、養老川

Ⅱ 対象地域
房総半島は太平洋に突き出した半島で、沿岸をと小櫃川において、下流から上流にかけての変動

暖流の黒潮が流れているため、温暖な海洋性気候が同様の変動を示したが、7 月は降雨の影響によで、降水量は年間 1400〜2400mm となっている。

り他の月とは異なる変動を示した。

あまり高度の高い山地はないが、起伏が激しいこⅤ おわりにとが特徴で、東西に伸びる地質構造とは相反し、本研究では房総半島諸河川における河川の特性

水系は南北にのびるものが多い。

について、既存資料と測定データをもとに考察し、Ⅲ 研究方法

概略の傾向を示すことができた。夏季以外の季節

まず、公共水域調査結果を整理し、各河川水質変化を把握するため今後も現地観測を継続し、各の長期的な傾向を把握した。次に、房総半島南部

流域内の地域特性についても詳細な調査を進め、域の 55 河川、6 湧水、計 114 地点で現地水文観

海域に与える影響についても明確にしたい。

測を行った。観測項目は、水温、EC、DO、TURB、
TDS、pH、RpH、流量などで、採水後アルカリ
度、TOC、主要溶存成分の測定を行なった。
凡

飯村晃（1995）：県内河川の主成分分析による水質評
価−昭和 61 年度〜平成 5 年度−,千葉県水質保全

例

試料名

Na+K

参 考 文 献研究所年報,69-74．

Cl

Ca

HCO 3

Mg

SO4 (+NO 3 )

万

6
me/l

4

2

0

2

4

6
me/l

）

橋

)

(μS/cm )橋

1,00 0
50 0
40 0
30 0
20 0
欠損 値

0

図 1 シュティフダイアグラム

10km

図 2 トリリニアダイアグラム

７）

魚野川流域における水質変動と物質収支に関する研究※

森本洋一（法政大･学）･小寺浩二（法政大・地理）

Ⅰ はじめに流域の水環境や水文特性を把握することは、流域管理の観点から重要な要素であり、特に豪雪地帯を流れる河川では積雪、融雪現象の把握と、それらが与える河川水質への影響についての研究が必要となる。そこで、信濃川支流で豪雪地帯を流れる魚野川とその周辺地域を対象として、その水質変動を追っているが、本研究では、様々な水環境データや、地形や地質、土地利用といった地域情報から流域特性を示し、継続的な長期水文観
測と水質分析結果から水質変動や物質収支について考察した。
Ⅱ 研究方法
まず、流域の流量データと積雪・融雪現象の関係を明らかにした。さらに、流域特性を明らかにするために GIS を用いて水文特性や地域特性を明確にした。流域の水質変動特性や物質収支を明らかにするため、4 月から月 1 回、定点観測を行い(AT、WT、比色 pH-RpH、EC、TURB、DO、
TDS)、河川水質の季節変化を見た。魚野川流域の特性を明確にするために、魚沼丘陵を挟んだ信濃川中流部での観測も同時に行い、特徴を明確にした。サンプルはアルカリ度分析、イオンクラマ
トグラフによる主要溶存成分分析、TOC 分析計
による全溶存炭素量分析などを行い、河川の 4
月から 11 月にかけての縦断方向の水質変化と、支流が本流に及ぼす影響について考察する。
本流

Ⅲ 結果考察魚野川本流における縦断方向の EC の季節変化をみると、融雪期にあたる 4 月、5 月の値が他の月に比べて異なる。特に 5 月では EC 値が低下に減少し、これは融雪地下水の増加による希釈効果と考えられ、右岸、左岸両支流でも EC 値の大幅な低下が見られる。縦断方向の月ごとの変化をみると、魚野川本流中流部で EC 値が大幅に増加しており、左岸から流入する温泉水が混入した支流の影響と考えられ、支流の大沢川では周辺の温泉成分と似通った水質組成であることから温泉水が混入していることがわかる。魚野川本流上流部
では 4 月の値が高くなっており、主要溶存成分分
析から融雪剤の影響によるものと考えられ、Na、
k、Cl 濃度が高い。下流になるにつれて、その濃度は低下し Ca や Mg 濃度が高くなる。支流では、右岸と左岸で水質に違いが見られ、地質の差によるものと考えられ、左岸は Cl、SO4 濃度が高い。
Ⅳ おわりに
今後も定点観測を続け、積雪、融雪による水質変化をより詳細な観測により明らかにする。さらに融雪モデルと合わせた統合的な流域モデルを構築し、水収支や物質収支を明らかにしたい。
参 考 文 献小寺浩二・森本洋一・都筑俊樹・西崎弘人(2009)：魚野川流域とその周辺地域における水収支と物質収支に関する水文科学的研究,2009 年度水文科学学術大会要旨

右岸支流
100%

1:● 浅間平橋(魚野川)
2:● 大野原橋(魚野川)
3:● 立柄橋(魚野川)
4:● 松沢橋(魚野川)
5:● 五十嵐橋(魚野川)
6:● 姥島橋(魚野川)
7:● 坪池橋(魚野川)
8:● 旭橋(魚野川)
9:● 大和橋(魚野川)
10:● 青島大橋(魚野川)
11:● 堀之内橋(魚野川)
12:● 川口橋(魚野川)
13:● 山本山橋(信濃川)

Cl+SO4 +NO3

●
6
●
●
▲7
▲ ▲37 7 8 33
34 10
▲
■
●
2
8
●
2
5 32
■
●
9
■
13●
26■
11●
●12 ●4 ● 14
2
●
■ 36▲
■
3
18
■
21▲ ▲
■
23
■
31
38
■20
19
●1
24▲
15
35
30
6■
1■
17
■■25

左岸支流
30:▲毛渡沢橋(毛渡沢川)
31:▲下松川橋(松川入川)
32:▲東山橋(戸沢川)
33:▲滝沢橋(滝沢川)34:▲ガーラ橋(湯ノ沢川)
35:▲中稲倉橋(田河川)
36:▲田川橋(田河川)37:▲下新田橋(大沢川)
38:▲相川口橋(相川川)

Ca+Mg

29

■

0%

0%

14:■ 大源太キャンプ場橋(大源太川):
15:■岩原橋(大源太川)
16:■向原橋(足拍子川)
17:■二子沢橋(二子沢川)
18:■沢口橋(登川)
19:■美郷大橋(登川)
20:■新五十澤橋(皆沢川)
21:■三国川橋(三国川)
22:■宇田沢橋(宇田沢川)
23:■三用川橋(三用川橋)
24:■佐梨橋(佐梨川)
25:■新羽根川橋(羽根川)
26:■新大和田橋(和田川)
27:■小屋柄橋(小屋柄川)
28:■四日町橋(破間川)
29:■宮前橋(芋川)相川川
山本山大橋(信濃川)

芋川
破間川

大沢川
小屋柄川
田河川下流
和田川
田河川上流
羽根川

佐梨川

大和橋

三用川

宇田沢川

姥島橋

三国川

22

皆沢川

100% 0%0% 100%

湯ノ沢川
登川下流
大沢川
大源太川(岩原橋)

Na+K

戸沢川

■

大源太川 上流(大源太キャンプ場)

29

Mg

SO4 +NO334

29 35 36 27

▲▲ ■
■▲
▲
38
■26
■■
34▲
●●●
■
2328
▲
12
25
■■
■ ●
■
●
15■
▲
31
■
■
■
●
10
24
911
301617
21 6●
●
●
18
20
●
19
87 22
14
▲
3
4▲
5
32
●2

100%

13 37

0%
100%

33

Ca

1

100%
0%

100%
0%

登川中流

足拍子川

HCO3

26

▲
■ 6
37 27 ●
●7
▲■
14
31
■●
▲
■●
▲●
28 8
13
■
▲
■
21 20 ■
●10
18
38
17
33
●
30
19
■
■
●119
■ ■
4 5▲ 32
24
1612
■
25 ■
▲
3●
23
●● ▲
36
15
■■
●
▲
22 35
●1 2

Cl

図 1 トリリニアダイアグラム

松川入川

毛渡沢川
左岸支流

0%
100%

me/l
1.5

1

0.5

浅間平橋
魚野川本流

0

凡
Na +K

0 .5

1

例

試料名

Cl

Ca

HCO3

Mg

SO (+NO )

me/l
1.5

花崗岩
斑レイ岩
安山岩
玄武岩
花崗閃緑岩
石英閃緑ヒン岩
石英閃緑岩・閃緑岩
泥岩
礫岩
砂岩泥岩互層

登川支流(二子沢川)
右岸支流

砂岩・粘板岩・チャート
熔岩
酸性火山砕屑岩
中性火山砕屑岩（熔岩を含む）
ローム質火山灰泥流（堆積物）
砂・泥・礫
礫・砂・泥（扇状地性堆積物）
泥・砂・礫互層

図 2 地質と主要溶存成分

８）

山地河川の水温変動要因について（2）*神永亮・知北和久・林正治・伊藤陽祐・山口拓真（北大・理）

2. 観測の手法

1. はじめに
河川水温は、流量や栄養塩と並び、河川やその周

北海道佐呂間町南方のプトイサロマ沢川流域（図辺の生態系に影響を与える重要な因子の 1 つである。

1）において 2008 年夏から 2009 年秋にかけて水文気上流域の河川水温は、森林伐採などの人為的影響を

象データの連続・定期観測を行った。プトイサロマ

特に受けやすい。山地河川において、水温の変動要

沢川は、サロマ湖に流入する佐呂間別川の支流で、因を定量評価するために熱収支解析を行ったところ、流域面積は 19.0 km2 である。この流域は 9 割を針広森林内にもかかわらず長・短波放射が水温変動に最混合林が占め、下流の P2 地点周辺にのみ放牧地やも寄与し、次いで河床熱伝導が大きな割合を占める畑などが存在する。P1 から P7 の複数地点に水温計という結果を得た。今回は、河川水温の変動要因をを設置し河川水温と河床温度の連続観測を行ったほより詳しく検討するために、地下水による移流効果

か、P3 地点に水位計を 2 台設置し、河川水位と地下に焦点を当て、地下水が河川水温の変動にどう関わ水位の連続観測を行った。また、各水温計設置地点

るのかについて考察する。

で約 1 ヶ月おきに流量測定をし、P1 地点から南に約1 km 離れた裸地に気象観測装置を設置して、気温・湿度・日射・風向風速・大気圧のモニタリングを行った。

Slope （℃/℃）

0.6
0.5

Riverbed
temperature

P1
BT05

P3
0.4
0.3

P5

T1

(b)

P7

BT30
(a)

0.2
4.5 5.0 5.5 6.0 6.5 7.0 7.5
Intercept （℃）
図 1. プトイサロマ沢川流域と観測点の位置.

図 3. 水温観測点における, 水温~気温と河床温度~気温

15

20

P1

10
5

y = 0.51x + 5.1
2

R = 0.80
0Daily average wate
temperature （℃）

Daily average wate r
temperature （℃）

関係から求めた回帰直線の傾きと切片の分布.

20

15

P7

10
5

y = 0.32x + 5.6
2

R = 0.70
005
10 15 20 25
Daily average air temperature （℃）

05
10 15 20 25
Daily average air temperature （℃）

図 2. P1 地点と P7 地点の水温~気温関係.

変動は水温に比べて大きくならないことを示唆して

3. 結果と討論
図 2 は裸地で連続観測した気温の日平均値と P1いる。河川縦断方向で流量測定をした結果を図 4 におよび P7 地点における水温の日平均値との相関図示す。流量の増加率が P3 地点に近づくにつれて減（水温-気温図）を示す。両地点とも水温と気温との少していることから、P3 地点における地下水の河川

間に高い相関が有るが、回帰直線の傾きや切片、決流量に対する寄与率は限定的であると考える。水温-2

定係数 R はそれぞれ異なる。他の地点についても水

気温図の回帰直線の決定係数 R2 が P3 地点以降ほと温-気温図の回帰直線の傾きと切片を求め、新たに傾んど変わらないこと（図 5）や、ダルシー則から求き-切片図上に値をプロットしたのが図 3 である。水

めた P3 地点における地下水の比流量の値がとても

面熱収支の影響が大きいと思われる地点ほど点が左小さいこと（図 6）からも、P3 地点の水温変動は地上に分布し、熱収支の影響が小さいと思われる地点

下水の影響をあまり受けていないと推定できる。今ほど点が右下に分布している。図 3 の(a)線は水温観回の調査では、山地河川の水温変化に与える地下水

測地点を河川の縦断方向に結んだ線であり、流下にの影響が、地点によって異なることを明らかにした。

伴って水面での熱交換が大きくなっていくことを示

今後は、地下水の移流効果も含めた熱の移流拡散方唆している。図 3 の(b)線は P3 地点の水温と同地点

程式による水温計算を行うことで、河川水温の変動の河床温度（河床から深さ 5 cm、30 cm）を結んだ

要因についてさらなる検証をしていく。

P3

0.8
0.6

P4

P5

0.4

P6
0.2

P7

0
0

1000

Aug 2008
May 2009
Jul 2009
Oct 2009 (1)2000

Oct 2008
Jun 2009
Aug 2009
Oct 2009 (2)

3000

0.85
0.80
0.75
0.70
0.65
0.60
P7

4000

Distance from P7 (m)P5P3Stream stage
Piezometer
Δh
vsp

30

0.00040.0003200.0002100.000100.0000
6/26

7/6

7/16

7/26
2009

8/5

8/15

Specific discharge, v sp (m/s)

40

6/16

P1

図 5. 各水温観測点における水温-気温図の決定係数.

図 4. 各水温観測点における P3 地点比の相対流量.

Water levelor Head loss Δh (cm)

Relative dischargee1R-square(Daily water temp., air temp)

線であり、河床温度は水温の影響を受けているが年

8/25

図 6. P3 地点に設置した水位計・地下水位計の水頭、それらの水頭差（Δh）、比流量（vsp）の時系列.

９）岡山県旭川の感潮域周辺の不圧地下水と被圧地下水の水位変動*森山 雄介･竹内 徹･山田 拓也 (岡山理大院・理)･北岡 豪一(同大・理)・清水 裕太･小野寺 真一(広島大院・総合科学)

圧力伝播だけであれば，振幅比の対数と位相の遅れ（rad）

1.はじめに岡山平野は旭川による沖積と人工的な干拓によって形成は一致するはずであるが，Fig. 4 のように一致してない。こされ，児島湾と児島湖で限られる。陸域からの水は児島湾とれは，調和解析による位相には 1 周期以上の遅れが含まれて児島湖に流出するが，平野地下水の流出寄与については全くいる可能性が示唆される。振幅比と位相の遅れを考慮した際，不明である。平野地下水の動きを明らかにするため，2008

水理拡散係数は 0.13 m2/s 程度の値が推定される。

年 8 月に旭川に沿って

これをもとに，地下水が流れているときの振幅比の対数とAsahi River

位相の遅れを計算すると，Fig. 5 のように，ダルシー流速に4 本の井戸を掘削した。
掘削は，粘土層の下層

して 17 m/y の流れを想定すれば観測結果と矛盾しない結果R
A

Hyakken Riverの砂礫層まで行い，粘が得られる。これから，河川から少量の河川水が平野内に流Bs.Bd

土層の上の砂層と下の入していることが推定される。

Yoshii River
Cd

砂礫層中の地下水の水

1.5

Ds.Dd

Kojima Bay

位を自記記録している。

Seto Inland Sea

れた結果の紹介と予備的な考察を試みたもの
10km

U

である。

-0.15

Approx.(O)Approx (Dd)-0.20

(m 0.5)yaBam
ij 0.0o(K
O -0.5ta
L
E
VE
L -1.0L
A
ID
T

Lake Kojima

本報告はこれまで得ら

O (MLITT)
well Dd)P.T.ls 1.0
.
a

O

-0.25

-0.30

-0.35

-0.40

-1.5

Fig.1 観測地点

.)l
.
s
.a
(m
d
D
L
L
E
W
f
o
L
E
V
E
L
R
E
T
A
W

-0.45

2/ 27

2/ 27

2/ 28

2/ 28

3/ 1

DATE(2009)

2.観測方法0.35

1.5

観測井戸と河川水，内湾，内海の水位観測点の位置を Fig.
1 に示す。井戸は，上流からＡ（6m 深），Ｂ(17m 深)，Ｃ(14ｍ深)，Ｄ(19ｍ深)である。Ｂ，Ｃ，Ｄ点では，不圧地下水観
測用の浅井戸がある。各井戸では孔底から 2 m の範囲にストレーナが施されている。水位の観測は，Onset 社製の水位データロガーを用いて 10 分間隔で自記記録した。なお，参考

Approx.(O)Approx (Cd)

).
.ls
.a
(m
d
C
L
L
E
W
f
o
L
E
V
E
L
R
E
T
A
W

0.30

0.25

0.20

0.15

0.10

0.05

-1.5

のため，瀬戸内海の地点Ｕ（気象庁），児島湾の地点Ｏと河川の R（国土交通省）の水位データを利用させて頂いた。

O (MLITT)
well Cd)PT.
.ls 1.0
.a
(m
) 0.5
y
a
b
a
m
ij 0.0o(KOta -0.5
L
E
V
E
L -1.0
L
A
ID
T
2/ 27

2/ 28

3/ 1

DATE(2009)

Fig. 3 児島湾（O 点）と深井戸（上：D 井，下：C 井）の潮汐変動
54-ln A/ Ao, δ (rad)3.結果と考察B，C，D の 3 本の深井戸で潮汐変動が認められる。Fig. 2は，これまでに観測した井戸の地下水位，旭川の水位，内海の潮位を，24 時間の移動平均を施して示したものである。デ
U

4

R

O

A

Bd

Cd

Ds

-ln A/Ao (side)-ln A/Ao (center)δ (side)δ (center)

B

C

3

D
2

1

0

-1

Dd

0

200

400

600

800

1000

x(m)

Fig. 4 振幅比の対数と位相の遅れの川からの距離との関係

2

20

1

18

κ = 0.13 m2/ s

16
0

14

-1
-2
8
2008年
2008年

9

10

11

12

1
2009年
2009年

2

3

4

5

6

7

8

Month

Fig.2 井戸と旭川の水位変動と潮位変動(24 時間移動平均)ータがとられ始めてから 1 年を満たないが，明らかな年変動が認められる。一方，井戸の潮汐変動は，2 例を Fig. 3 に示
すように，潮位の変動に対して振幅はかなり小さい。位相の遅れを伴うものと数時間の遅れを伴うものがある。

α , δ (rad)Above Sea Level (m)

3

12
10

a (200 m)
a (400 m)
a (600 m)
a (800 m)
δ(200 m)δ(400 m)δ(600 m)δ(800 m)

8
6
4
2
0
1

10

q (m/ y)Fig.5 水理定数を用いた振幅比の対数と位相の遅れ

100

１０）

地温の鉛直分布に記録されている地表温度の履歴
分玉拓臣・竹内徹・北岡豪一（岡山理大・理：B・D・T）

はじめにとする。パラメータは Ts 0 , t0 , p, λ , γ の 5 個である。

地温の鉛直分布が過去の地表温度の履歴を記録しているものとして，世界各地で，観測と解析が進められている。（地球科学研など）
しかし，地温は水の流れの影響を受けるため，観測地の条件に厳しい制約がある。岡山市内の理大所有の100 m 深井戸では，水の流れの影響が小さく，理想的な（熱伝導論に合う）地温分布が得られたので，月 1回の定期観測と解析を進めている。
地温の鉛直分布の解析は，いわゆる逆問題であり，一般に，単純なモデルの解を重ね合わせ，最小自乗法などを用いることによって，最適な過去の地表温度を推定することがなされる。
しかし，これによって，毎年の年平均地表温度を求
めようとする場合，過去のどのあたりまでさかのぼらなければならないか（深くなれば，氷河期の影響も無視できなくなる）という問題と，求めようとするパラメータ（年数分の年平均地表温度）が多いという問題がある。そのため，プログラミングにたよらざるを得ないのが実情である。しかし，この方法では，過去の温度が求められたとしても，それが，人間活動の履歴を表現するだけで，それから地球科学的な意味を掘り起こすことがむずかしいという点を有している。
今回の報告では，Carslaw & Jaeger (1959)の解析解の中から温暖化の現象に利用できそうなものを適用することを考える。温暖化に利用できそうな問題は，半実測値から最適なパラメータを決めるには，最小自乗法で行う。最小自乗法は自乗誤差が最小になる条件を求めるものであり，エクセルのソルバーを利用した。

無限媒体の表面温度が，(1) 時間間隔 τ i−1 < ti < τ i で一定である場合，(2) 一定の割合で上昇する場合，および，(3) 指数関数的に上昇する場合，の３つである。
(1)は上述の重ね合わせを行って毎年の平均地表温度をパラメータとする。(2)も重ね合わせであるが，上昇速度が一定の区域を定めるため（たとえば，10 年ごと），パラメータの数はかなり少なくてすむので，パソコンでもある程度操作が可能である。(3)は過去の全期間を適当な指数関数の形で一挙に表してしまうやりかたである。これは，パラメータが 2 個ですむ
のでパソコンでも簡単に計算できる。今回はこの(3)の方法で行おうとするものである。
方法
λt

Carslaw & Jaeger には，半無限媒体の境界温度が eのときの解が与えられている(p.63)。そこで，過去の地表面の温度を，温暖化の始まった時刻を t0 として，()

Ts = Ts 0 + p e λ (t −t0 ) − 1(1)の形を仮定する。この地表条件による時刻 t ，深度 zにおける解を Tw (t , z , Ts 0 , t0 , p, λ ) とする。また，地熱の影響を考慮し，温暖化の始まる前の地温として，
Tb = Ts 0 + γ z(2)とする。観測地温 T は，

T = Tb + Tw

(3)

結果
その結果，実測値と適合する結果を得ることができた（略）。したがって，過去の地表温度が(1)の形で近似的に表現できるものと考えられる。
考察
地表温度は気温と密接であると考えられるので，気温についてもこのような表現が近似的に可能であると考えられる。気温 Ta が，(1)と類似の()

Ta = Ta 0 + p e λ (t −t0 ) − 1(4)で近似できるかどうか，百数十年間にわたる観測記録のある全国の気象台から年平均気温をダウンロード
し（気象庁の HP），最小自乗法を用いて，各地の温暖化の特性を調べたところ，かなりの程度近似的に表現されることが確認され，得られたパラメータ p, λ の値に地域性が認められた。
気温の温暖化は(4)の形で近似的に表されることが分かった。地表温度もその形とみなしても矛盾せず（絶対値は気温と地表温度で異なる），その形は，地温の鉛直分布の解析結果と符合しているのである。
それにしても，気温が(4)のような形で表現される
ことには，どのような意味が含まれているのだろうか。
それについて，若干考えてみた。
刻々変動する気温は，地表付近の熱収支（顕熱，潜熱，日射，放射，熱伝達など）で決まるが，年平均気温（刻々でなく）は付近の熱媒体（建物，土地などを含め）の代表温度と見なせば，周りの温度は定義が難
しいが，おおまかには，ニュートン冷却様の熱伝達と発熱量の収支で近似されよう。しかし，このやり方では λ の値は負となり，説明できない。経験式は，λ が正であり，温度が高いほど暖められているのである。
単純に考え，これは，断熱効果が効いている結果であると考えられないだろうか。まわりの温度とは無関
係に，熱媒体単位体積あたりの熱の発生量が，時間に対して指数関数的に増加するようなことが示されていると見なせないだろうか。すなわち，

ρ c ⋅ d Ta d t = Q (t ) = q ⋅ eλ (t −t )0(5)

100 年以上にわたる年平均気温の記録は，短期の現象を支配する熱伝達や輻射を超えて，断熱的な効果が第 1 近似的に現れていると考えられないだろうか。ロングタームのヒートアイランド現象である。
もし，そう考えることができれば，人間活動による熱の発生量は，年とともに指数関数的に増加しており，熱交換（熱の逸散）は速くなく，それが環境に蓄えられつつある，ということになる。
ご意見をお伺いしたい。

11）

扇状地の伏没現象とその調査解析手法について−豊平川扇状地を例として−※

阪田 義隆・伊藤 和伯（(株)ドーコン）

はじめに
豊平川は、北海道札幌市を流れる石狩川水系支流の一級河川で、札幌市と千歳市の境界の小漁山を源流に定山渓を抜け、札幌市中心街を北北東に流下する。豊平川扇状地
は、豊平川によって形成された、札幌市南部から中心街にかけて半径・幅約 7km の扇状地である(図-1)。
豊平川扇状地は、その形成過程から東側の古い平岸面と、西側の新しい札幌面に分けられる。特に札幌面には、良透水性の砂礫層が厚く堆積し、この砂礫層を通じて河川水の伏没現象が生じるとされてきたが、既往調査では、十分な把握に至らず、その詳細は長く不明とされてきた。
そこで、著者らは、豊平川の伏没現象を解明すべく、既往手法を見直した一連の調査解析を実施し、一定の成果が得られたので、その概要をここに報告する。
調査解析手法
今回、紹介する調査解析の手法は、①伏没現象の実態を把握する水文観測、②伏没現象の基礎となる扇状地の水理
地質構造を把握する地質調査および、③把握した伏没現象
を数値的に表現する水理地質解析や地表水・地下水連成シ
ミュレーション解析などである(表-1)。
同時流量観測では、低水時の豊平川の浅水深と礫河床という劣悪な観測条件に対し、観測誤差を少なくし伏没量を正確に把握すべく、電磁流速計の採用や測線間隔の細分化などにより、従来法に比べ大幅な精度向上に成功した。
地質調査では、特殊ビットにより従来では困難であった、
図-1 検討位置（豊平川扇状地）
乱さない砂礫層の採取を行い、深度毎の粒度傾向と併せて、透水性と相関があると考える空隙状態を把握した(図-2)
表-1 本検討における調査解析手法
解析では、扇状地の水理地質構造に対して、多変量
調査項目
調査方法
解析手法により扇状地の透水係数分布の数値モデルを・本支川での縦断方向の同時流量観測
精密同時流量観測・従来法に比べ観測機器・観測方法を改善
推定し、地表流・地下水流の連成シミュレーション解水文
観測・期別に河川・支川の縦断水位、既設井戸
一斉測水析により、伏没現象の数値的な再現を試みた。
や地下水観測孔の同時水位観測
ボーリング調査
空隙状態
分類

コア写真

性状
健全部。礫と基質の分離や、ヘアクラックは認められない。

空隙なし

温度検層
地質
現場透水試験
調査BW03-1 (49.10〜49.50m)
礫の一部が基質と分離している。または、コア表面が荒れている状態。

Ⅰ

室内土質試験

BW03-1 (59.77〜59.97m)
基質の一部が流失している。全体にしまりが無
く、ルーズな状態。

Ⅱ
BW03-1 (56.19〜37m)

基質の大部分が流失し、礫状に採取されてい
る。

Ⅲ

揚水試験

BW03-1 (14.33〜14.36ｍ)

図−2 ボーリングコアの「空隙」区分

水理地質解析
解析 透水係数モデル構築
地表水・地下水連成
シミュレーション解析

・扇頂〜扇端の計6測線の両岸で実施・乱さない砂礫コアから空隙分布を測定
・6測線で期別に実施し地温勾配を比較
・サーミスタ温度センサーを使用
・ピエゾメーター法
・各測線で深度10m毎に実施
・扇央部の３測線で実施
・透水係数モデルの検証
・透水試験箇所と同一箇所でサンプリング
・密度試験、粒度試験、含水試験など・扇状地での今回調査・既往調査を併せた資料から水理地質構造を推定
・多変量解析により透水係数と、砂礫の粒度・空隙を関連させた数値モデルを推定
・地表水は1次元不等流、地下水は3次元FEM
・期別の流量分布と伏没量を再現

3

3

伏没量ΔQ(m /s)

近似直線

同時流量観測による伏没量
1 期 (4 / 1 〜 5 / 3 1 )
2 期 (6 / 1 〜 8 / 3 1 )
3 期 (9 / 1 〜 1 1 / 3 0 )
4 期 (1 2 / 1 〜 3 / 3 1 )
自記水位からの換算伏没量

3

2
1

2

1

0

5

10
15
藻 岩 観 測 所 流 量 Q m o ( m 3/ s )BW05-1（扇頂）BW03-1(扇央）

地下水温(℃)
5 6 7 8 9 10 11 12 13 140

地下水温(℃)
5 6 7 8 9 10 11 12 13 14
0

-20

-40

-40
深度(m)

-20

-60

-60

河川水温
春期 9.9℃
夏期 14.7℃
秋期 11.7℃
冬期 2.4℃-80-100

図-4 地下水観測孔（抜粋）の地温分布

図-5 三次元 FEM モデル
14

14

鴨 々 川
(余 剰 水 )鴨 々 川(取 水 )

KP16.2 1 7
精 進 川

20

KP18.5

KP19.61期

山鼻川 発電導水 の合流による急増

7

18

山 鼻 川

一時的な伏流

(

16
1期

3

12
10
4期

創成川からの取水(1.5m3/s)
11

伏没卓越区間 KP15.5〜16.5
6
26

23
25

24

22

10
9

16

2期

4

21

2期
3期
4期

)

流 量 (/ ms )KP15.0 より下流流量変化なし

8

13

20
19

18

KP21.4

藻 岩 観 測 所

雁 来 観 測 所

14

河川水温
春期 9.3℃
夏期 15.2℃
秋期 14.2℃
冬期 2.2℃

河川水温-80 春期 9.6℃
夏期 15.5℃
秋期 13.0℃
冬期 2.2℃
-100

春期
夏期
秋期
冬期

考 察
以上の調査解析の結果、豊平川扇状地の伏没現象について一定の理解が得られたと考えている。また、ここで述べた一連の調査解析手法は、一般の扇状地河川の伏没現象解明にも有効であり、今後の応用、発展が期待される。
今後の課題には、水文・地質データの蓄積・追加による精度向上のほか、伏没量の流量相関に支配的な、河床部の透水性の把握を挙げる。特に後者は知見が不十分で、未だ調査手法も確立されていないため、今後研究を進めたい。
KP15.520

図-3 河川流量と伏没量の相関

深度(m)調査解析の結果観測された伏没量(扇端 KP11.1〜扇頂 KP18.2)は、1〜3m3/s の範囲にあり、期別変化（地下水位変化）より河川流量に対してより強い正の相関あるのが特徴である(図-3)。
一斉測水調査による地下水面等高線図(図-1)からは、
山鼻川合流点(KP18.5)〜扇端部の東橋(KP13)付近まで、河川水位が地下水位より高い「くさび状」の水位分布となり、同区間が伏没区間であることや、等高線密度の高い
KP15.5〜16.5 は、伏没量が多い区間であることが窺える。
また扇頂〜扇央部の地温勾配は、深度 40〜50m 付近まで季節変化が大きく、河川水の鉛直浸透の影響を受けており、特に扇頂では深度 55m 以深で温度勾配が 1℃/100m 以下であり（図-4）、深度方向の負の水位深度勾配(図-1)も大きいため、深部まで相当量の河川水が浸透し、下流で粘性土に被圧される被圧層へ浸透、涵養していると推測される。
シミュレーション解析(図-5)では、パラメータ内挿検定
過程で、従来の境界条件や地盤の透水係数の調整では、河川流量・伏没量（期別の流量相関）が再現できなかった。
このため本解析では、出水時に河床に沈積した細粒分の除去や水位上昇による高透水な河道側方への流出などを想定した、局所的な「河床透水係数」を設定することで、伏没現象を数値的に再現することに成功した(図-6)。

(平 成 2 0 年 5 月 3 0 日 )観 測 流 量解 析 流 量(平 成 2 0 年 7 月 2 9 日 )観 測 流 量解 析 流 量(平 成 2 0 年 1 0 月 2 1 日 )観 測 流 量解 析 流 量(平 成 2 1 年 1 月 2 7 日 )観 測 流 量解 析 流 量1 五輪大橋
2 北の沢
3 真駒内川
4 藻岩橋
5 ミュンヘン大橋
6 ミュンヘン大橋と南22条大橋の中間1
7 山鼻川
8 精進川放水路
9 ミュンヘン大橋と南22条大橋の中間210 藻岩観測所（南22条大橋）
11 南22条大橋と南19条大橋の中間点
12 南19条大橋
13 8南19条大橋と幌平橋の中間点

3

精 進 川

12

14 鴨々川
15 幌平橋16 幌平橋と南大橋の中間1
17 精進川
18 幌平橋と南大橋の中間219 南大橋20 南7条大橋
21 豊平橋
22 一条大橋
23 水穂大橋
24 東 橋25 上白石橋
26 雁来観測所

真 駒 内 川

放 水 路

2
北 の 沢

15

2
3期
0
11.0

12.0

13.0

14.0

伏没区間 KP15.0〜18.5(L=3.5km)
15.0

16.0
17.0
河 川 測 点 (KP)

18.0

6

5

19.0

4
20.0

図-6 同時流量観測による河川流量分布と、シミュレーションによる再現結果

1
21.0

22.0

12)

摩周湖における長期水位変動と静振*濱田浩美（千葉大），田中 敦（国環研），五十嵐聖貴（道環研），南 尚嗣（北見工大），
深澤達矢（北大院）, 小林 拓（山梨大），藤江 晋（てしかが自然史研究会）

1. はじめに摩周湖は，北海道東部に位置する日本最大の閉塞湖である。過去における摩周湖の水収支に関する研究は 1982 年から 1987 年までの長期的な観測から，堀内ら（1990）によって報告されている。しかし，当時の観測機器はトラブルも多く,設置には,湖岸のパイプを使用したため,斜面からの地下水の影響を受け,正確な測定が行えなかった。
本研究では,1999 年からデータロガーを用いて年間の水位変動を明らかにするとともに，周辺地域の湧水も含めた水収支を行い，摩周
湖の漏水機構を明らかにしてきた。その結果,
摩周湖は,1 年間の変動だけでは解釈できない
結果が得られたので報告を行う。
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。湖水は，
およそ 4000〜5000 年前のカムイッシュ火山
およびカムイヌプリ火山の噴出を最後に，カルデラ内に徐々に貯えられ，約 1000 年から
1500 年前に現在の摩周湖が形成されたと考えられている。
湖 水 面 標 高 は 352.26m ， 集 水 域 面 積

32.4km 2 ， 湖 水 面 積 19.6km 2 ， 最 大 水 深
212.0m，湖岸線長 20.0km である。最深部付
近には溶存成分に富んだ温湧水の湧出が知られており，1986 年時の湧水温は 43.4℃，湧水量は 37L・s- 1 との報告がある（野尻ら，1990）。
3. 調査方法
1999 年 9 月より年 4 回から 5 回の調査を実施している。
①水位観測…1999 年から 2004 年までは裏摩周展望台下の湖岸に 35cm 径の塩ビパイプを埋設し，波浪の影響が生じにくいようにパイプ内に離合社製 RMD 型水圧式水位計，コー
ナ社製 KADEC MIZU を設置して測定を行った。2005 年からは裏摩周展望台直下と対岸の第 1 展望台直下の岩壁に鉄パイプをほぼ垂直に 設 置 し ,管 内 に オ ン セ ッ ト コ ン ピ ュ ー タ製
HOBO Water Level を設置し,気圧補正を行って水位観測を実施している。
②湧水調査…摩周湖周辺に存在する湧水および，河川の源流部において湧水量または流量，
水温，pH，電気伝導度を測定するとともに採水を行なっている。
4. 水位変動と水収支
摩周湖における水位変動は,流域面積が小さいことから,10 年間に最大でも 1m の範
囲にとどまっている（図 1）。
降水量の多い時の水位変動をみると 231mm で 14.2cm、144mm
で 20.7cm など、一定ではない（図 2）。冬期の降雪は直接湖
面 に 降 る た め ,春 期 の 融 雪 による水位上昇は明確ではない。
主たる水位変動は集中的な降水に影響される。また、降水量の少ない、またはほとんどない時期における水位変動は
図 3 に示した。これをみると、
90 日程度平均で 3.5mm/d の減水深を示した（図 3）。
年降水量と水位変動量の関係は図 4 に示した。これをみると、摩周湖では約 980mm の降水があると水位が維持されることがわかった。

さい値を示しており、水位測定から得られた値よりかなり短くなっている。この点については、発表で水位変動の周期性や漏水機構を含めて言及する。
なお本研究は(独)国立環境研究所「 GEMS/Water ベ ー スラ イ ン モ ニタ リ ン グ 調査」の一部である。

図 5、6 には摩周湖における短時間の水位変動を示した。風が強い場合と弱い場合では振幅に差が生じている。平均風速が 3m/s を越え、最大瞬間風速が 13m/s に達するような時
間には、振幅は 5cm 近くに達している。一方、
平均風速が 1m/s 程度に減少すると振幅も 1cmと小さくなっている。しかし、いずれの場合もそれぞれの振幅には約 2 時間程度の周期が認められた。
計算による摩周湖の静振は 22 分程度と小13)

東濃地震科学研究所 SN-1/SN-3 号孔における地下水位地震応答の歪地震動トリガレベル −序報−浅井康広（財団法人地震予知総合研究振興会 東濃地震科学研究所）

１．はじめに2009 年 8 月 11 日 5:07、駿河湾においてMJ6.5 の地震が発生した。震央距離約

ら水位が急激に低下を始め、8 月 11 日 16:00（地震後 11 時間）で最大 0.4m 水位が低下
し、その後上昇に転じている。

110km に位置する戸狩地殻活動総合観測点

SN-1 の水位記録は、駿河湾の地震直後か（TGR350）と賤洞地殻活動総合観測点

らゆっくりとした水位低下が生じ、8 月 19

SN-1 および SN-3 において、明瞭な地下水

日 15:00 で最大 1.0m の水位低下後、上昇

位地震応答が観測された。本発表では、各を始めている。

観測点の水位記録についての観測結果と、
特に、97FT-01（SN-1 と SN-3 近傍に位置）で観測された歪地震動記録との比較結果を
報告する。
２．観測
図 1 に駿河湾の地震(MJMA6.5)前後の各観測点水位、および、SN-3 における気圧記録を示す。8 月 11 日駿河湾の地震に伴ってTGR350 の水位が地震直後から急激に変化

図 1 駿河湾の地震(MJMA6.5)前後の各観測点水位し、地震発生後 326 時間の 8 月 24 日 19:00（GWL）、および、SN-3 における気圧記録（地震後、約 2 週間）で最大 3.8m 水位が（Atmospheric Pressure）。各観測点記録の上は 1

上昇し、その後低下に転じているが、この時間リサンプリング値（原記録は 20Hz ；各観測

変化は、TGR350 の北約 400m に位置する

点記録の上線；下線は、BAYTAP−G（Tamura et

瑞浪超深地層研究所内の調査孔掘削に伴うal., 1991）によってそれぞれの水位記録潮汐成分

擾乱であることが分かっている。駿河湾のと気圧応答成分を求め差し引いたトレンド成分）。

地震の歪地震動に伴う水位変化は TGR350

縦破線右が 8 月 11 日駿河湾の地震の発生時刻。縦における地下水位地震応答全 22 例（全て水

破線左は 8 月 9 日八丈島東方沖の地震(MJMA6.5)

位上昇）の内、最大の変化である（これまの発生時刻。

では 2004 年紀伊半島南東沖地震時の2.078m；Asai et al., 2006； 浅井,2006; 第28 回研究発表会 14）。
SN-3 の水位記録は、駿河湾の地震直後か

SN-1 と SN-3 では同様の記録（King etal., 1999）がこれまでも記録されており、
東濃地震科学研究所が同観測点を再整備後

（浅井・他, 2007, 地震学会 2007 年度秋季

最大せん断歪 8×10-7 strain の歪地震動通過

大会, P2-010）、6 例目の観測事例である。

後に変化が始まっている。現在のところ、

３．歪地震動記録との比較解析

すべての水位記録と歪地震動記録の精査

97FT-01 のボアホール孔底（167m 深；（例えば、浅井,2006; 第 28 回研究発表会

花崗岩中）に埋設設置されたアナログ式地

14）を行ってはいないが、上述のような予殻活動総合観測装置（石井式ボアホール水

備的な解析結果から、SN-3 に関して、面積平歪計）で観測された駿河湾の地震に伴う

歪 1×10-7 strain〜4 ×10-7 strain、最大せ歪地震動記録 20Hz 値について、Planeん断歪 2×10-7 strain 〜5×10-7 strain の間

strain を仮定して、独立 3 成分の歪記録かに、TGR350 と同様の地下水位地震応答をら 面 積 歪 （ Areal ）、 最 大 せ ん 断 歪生じさせる歪地震動の振幅閾値が存在する（Max.Shear）、および、最大／最小主歪ように思われる。また SN-1 に関しても同（Max./Min. Princ.）を求めた（図 2 下）。

オーダーの閾値が示唆される。

以降、歪地震動記録の peak-to-peak の振幅のみに注目して比較を行う。
SN-3 の水位（図 2 上）は面積歪 2×10-6
strain（Areal）、最大せん断歪 3×10-6 strain（Max.Shear）の歪地震動の通過後に変化が始まっている。 SN-1 の水位は、ミリオーダーで変化が始まっているが、図のスケール上変化を見ることが出来ない。
一方、8 月 9 日八丈島東方沖の地震(MJMA6.5; depth=340km) 前後 1 時間の歪
地震動記録（20Hz）と水位記録（20Hz）の比較したところ、97FT-01 での面積歪 4×10-7 strain および最大せん断歪 5 ×10-7
strain の歪地震動が通過後に、SN-3 で約5cm の水位低下が観測されたが、SN-1 では
水位の変化が観測されなかった。
他の地震時の例として、2008 年 9 月 11日十勝沖地震(MJMA7.1)の場合を比較解析した結果、97FT-01 では、振幅面積歪 1×10-7

図 2 8 月 11 日駿河湾の地震 (MJMA6.5;

strain、最大せん断歪 2 ×10-7 strain の歪地

depth=23km) 前後 1 時間の歪地震動記録と震動が観測されたが、SN-3 と SN-1 の水位

水位記録の比較（各 20Hz サンプリング）。

には変化が観測されなかった。一方、2008
年 5 月の茨城県沖地震（Mw6.8）時には、
97FT-01 での面積歪振幅

約 6×10-7 strain.

今後は、観測事例を蓄積し、データの精査を行っていく予定である。

14)ă ¬­Ņ¨ÒňİĶŗÖăăăăăăăăă
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ă

15)

ネパールランタン地域における水環境・水利用*谷口智雅（立正大学地球環境科学部・非）
戸田真夏（青山学院大学・非）のアンケート調査を実施し、各地域の水利用状況

1.はじめに
筆者は都市化が顕著に進んでいる東京・上海・の把握を行った。

バンコクなどの沿岸の都市を中心に各地域における水環境と人間活動の関わりについての研究を行4.結果ってきた。当然ながら他のアジア地域においても、

Chilime Khola と Bhote Koshi の流域は Langtan

沿岸地域や都市地域で見ることのできない、それ

Khola 流域より人口が多く、また農地が広がってぞれの地域環境に基づいた水と人との関わり合い

おり、電気伝導度が Langtan Khola より高い傾向が存在している。このため、本研究では、人々のを示し、リン・窒素濃度も比較的高い値を示す地

叡智を集めた生活がいかに育まれてきたかを理解点があるなど、高地においても家畜や人間活動やするため、厳しい環境下で、地域性が現在でも色影響が見られた。一方、上流域や周辺に農地・集濃く残る発展途上国の高地の水環境・水利用を明

落の無い地域では下流域で検出された簡易の大腸

らかにすることを目的とする。

菌測定で大腸菌がほとんど検出されないなど良好な水質環境が維持されている。Langtang 地域の温泉は、Langtan Khola 沿いの Landslide 温泉では水

2.対象地域-1

ネパールランタン地域は、ネパールの 2 大河川

温 40.9℃・電気伝導度 99.4 mSm ・pH9.0、Chilimeの一つである Trishuli 川上流に位置し、中部開発

Khola 沿いの Tatopani 温泉では水温 45.6℃・電地 区 バ グ マ テ ィ ン 県 ラ ス ワ 郡 の 7,234m の気伝導度 40.1mSm-1・pH 6.5、Bhotekoshi Nadi

Langtang Lirung を有する高地聖域の国立公園地

温泉は水温 40.7℃・電気伝導度 96.8 mSm-1・pH6.7

2

域（1,710 km ）である。イギリスの探検家・ティと地域によって大きく異なっている。

ルマンが「世界で最も美しい谷のひとつ」と紹介

水道水源は本支流河川ではなく、比較的距離のしたことで知られ、ランタン谷は「氷河の谷」と離れた湧水や沢水を引水し、飲料水の質・味・安

呼 ば れ 氷 食 谷 で あ り 、 最 上 流 に は LIRUNG

全性について満足している結果が得られた。しかGlacier・LANGTAN Glacier を見ることができる。

し、量については、集落の立地条件や開発時期によって満足度の違いが見られる。

3.方法
今回は 2009 年 2 月 18 日〜3 月 7 日の 18 日間
ネパールに滞在し、2 月 21 日〜3 月 7 日の 11 日間に、この地域の水環境および水利用についての調査を実施した。水質調査地点は Langtan Khola
等の本流河川 8 地点、水道（共同水場）22 地点、Trekking Trail を横断するあるいは歩道沿いの小川・支流 40 地点、温泉 4 地点の計 74 地点において、水温・電気伝導度・パックテストによる水質
-

-

+

3-

測定（pH・COD・NO2 ・NO3 ・NH4 ・PO4 ・全
硬度）・試験紙による大腸菌の観測を行った。さらに、温泉などの数地点ではサンプリングを行った
水利用については、宿泊した村・昼食をとった村など 25 箇所（15 集落・10 ロッジ村）で対面式

図 1 ネパールランタン地域
謝辞
本研究は、人間文化研究機構連帯研究「湿潤アジア
における「人と水」総合研究」（研究代表者：秋道智彌）から研究助成を受けました。

16)

南西諸島石垣島における陸水の水質特性とその形成要因※

米山亜里沙（法政大･学）･小寺浩二（法政大・地理）
飯泉佳子（JIRCAS）･寺園淳子（JIRCAS）

る石灰岩層を流下する河川は Ca2+、HCO3-濃度がⅠ はじめに
南西諸島は日本国内でも有数のマングローブ林

高い。河川水はアルカリ土類炭酸塩型、アルカリやサンゴ礁が発達している地域であり、陸域から土類非炭酸塩型、アルカリ炭酸塩型に属する。

海域への物質流出を把握することが重要である。

2）水質変動EC は 5 月から 8 月で全体的

八重山諸島は石西礁湖を始めとした希少価値の高に増加し、8 月から 2 月に減少する傾向がある。2いサンゴ礁が分布し、石垣島には、主な河川とし

月に EC が増加する地点は水田排水の影響を受けて宮良川・名蔵川・轟川などがあり、流域単位でていると考えられる。
Ca2+と NO3-濃度は変動割合の土砂・栄養塩流出の研究が行われてきた（大澤が 25％の地点が多い。Na+や Cl-濃度は変動割合

2004・坂西ほか 2007・仲宗根ほか 2001 等）。一が 5〜20％の地点が多い。

方、陸水の広域的な把握、季節変動に関しては研

3）
主成分分析

主要溶存成分に関して主成分究の余地を有する。本研究では、石垣島の陸水を分析を行い、第 2 主成分と第 3 主成分で高い固有対象とし、水質の傾向、季節変動およびその形成

値と累積寄与率を示した。第 2 主成分は Na+や要因を把握することを目的とする。

Cl-で高い値で、河川水中の塩類濃度の総合特性値

Ⅱ 研究方法を表しているものと考えられ、第 3 主成分は K+、

現地調査は 2008 年 5 月（45 地点）、8 月（59地点）、2009 年 2 月（75 地点）、2009 年 6 月（93NO3-、SO42-が正の値で、Mg2+等が負の値である。
Ⅳ おわりに地点）に行った。現地調査項目は気温、水温、EC、

陸水水質は季節間で主要溶存成分濃度が変動す

pH、RpH である。後日実験室にて、アルカリ度ることが明らかとなった。今後は、健全な沿岸生の測定、イオンクロトグラフィーによる Ca2+・態系を保つために、より詳細な流域環境と水質のMg2+・K+・Na+・NO3-・Cl-・SO42-の分析、吸光関係性を明らかにしていくことが望まれる。

光度法による全窒素・全リン分析を実施した。

参 考 文 献Ⅲ 結果および考察
1）主要溶存成分

坂西研二・中村乾（2007）：石垣島宮良川流域にお於茂登花崗岩類を流下する河川では溶存成分が少なく、中部・南部に広がける懸濁性土壌、窒素およびリンの推定流出量,
水土の知,農業農村工学会,Vol.75 No.9,821-824.

変動割合
(%)
25
20
15
10
5

変動割合
(%)
25
20
15
10
5

変動割合
(%)
25
20
15
10
5

2008年5月・8月・20
09年2月・6月の平均値

2008年5月・8月・20
09年2月・6月の平均値

2008年5月・8月・20
09年2月・6月の平均値

4Cl meq L-1
3
2
1

4Ca meq L-1
3
2

0

Ca2+濃度

6km

0

Cl-濃度

0.3NO3 meq L-1
0.2
0.1

6km

0

NO3-濃度

図 1 2008 年 5 月・8 月・2009 年 2 月・6 月の平均値と変動割合

6km

17)

神奈川県における湧水・名水の水質特性−湧水形態と地域性から−＊

西﨑弘人(法政大・学)・小寺浩二(法政大・地理)・宮下雄次(神奈川県温泉地学研究所)
で低く、内陸低地では 300µS/cm 前後で、沿岸部

Ⅰ はじめに神奈川県内における浅層地下水の水質を把握すで 500µS/cm を超える地点もあった。平均では東るにあたり、湧水・名水を湧出形態で区分し、主部の湧水が、最も高い値であった。

要溶存成分分析により明らかになった水質組成等を明らかにした。そのほか、SiO2、DOC を測定

２．主要溶存成分
地質・土壌に左右される陽イオンでは多くの湧水において Ca2+溶存比が高く、バラつきが少ない
傾向にあったのは、広く表層に分布するローム層の影響と考えられる。秦野盆地の湧水をはじめとして、典型的な Ca-HCO3 型組成を示す湧水が多い中、下末吉台地では Ca2+のほか Mg2+が多い傾向にあったのは、かつてこの地域が海成層であったという既存研究（加藤良昭ほか、2008）を裏付ける結果となった。
陰イオンでは、地域ごとの特性が明瞭となり、中央神奈川の相模原川沿いの崖線型では、HCO3の濃度差に依存する傾向が強いため、特に NO3を軸に考察を行った結果、Cl-との相関関係が最も良く、当地域では水質形成過程において、生活雑排水の影響が強いと考えられる。

し、併せて TC、IC の各データを得た。

Ⅳ おわりにから、水質形成機構について検討した。特に主要溶存物質間の相関を取り、地域環境要因と併せて考察することで、各湧水・名水が涵養されてから湧出するまでの地下流動系の把握を試みた。

Ⅱ 研究方法
現地調査は 2009 年３月から 10 月にかけて実施
し、測定項目は、気温、水温、ｐH、RpH、EC、
TURB、DO、TDS、湧水量である。水質組成の把握に際し、採水したサンプルを、イオンクロマ
トグラフ法により主要溶存成分を測定し、作成したシュティフダイヤグラムを地図上にプロットすることで、湧水特性の地域的傾向を検討した。
また、トリリニアダイヤグラムを用いて、各水質の傾向や地域差のほか、イオンごとの相関関係

Ⅲ 結果・考察

各地域の特性に比べ、湧水形態ごとの水質の差

１．現地調査結果
水温は、標高にほぼ比例し、高地にある湧水ほど水温が低い傾向であったが、座間市の相模川崖線沿いでは 20℃を超える湧水も見られた。ｐH とRpH の差は相模原台地、下末吉台地の湧水で大きく、涵養された降水が比較的長い時間をかけて、湧出していると考えられる。EC 値は西部山間部

は明瞭には現れなかった。今後は地域環境要因の把握のために、各湧水の涵養域の面積や土地利用などを、明らかにしていく必要がある。

参 考 文 献加藤良昭ほか(2008)：横浜市内の湧水特性,横浜市環境科学研究所報,32,33-39.

図１ 湧水形態とシュティフダイヤグラム（現地調査結果より．地形分類は国土交通省土地・水資源局 国土調査課 HP より）

地下水流動モデルによる豊平川扇状地水環境の推定
小泉

1．はじめに
近年、局所的な豪雨の頻発や極端な渇水年と豊水年の増加など、地球温暖化の影響と考えられる諸現象が数多く認められる。このような気候変動が、多くの人が生活する日本の扇状地の水環境に及ぼす影響について評価しておくことは、貴重な淡水資源を管理し、有効活用してゆく上で重要である。本研究では、豊平川扇状地を対象に三次元地下水流動モデルを構築し、過去から現在に至る地下水位変動と水収支を再現し、さらに将来の水環境の変化について予測を試みた。
2．豊平川扇状地の環境
豊平川扇状地はその上に札幌の市街地が形成され、ひと冬の降雪量が 5m を超えるなど、
日本の扇状地の中でも特異な環境にある。気象庁札幌観測所のデータによると、
1901〜2000 年の年平均気温の上昇率は、都市化の影響が含まれるものの 2.3℃/100 年にも達する。一方、降水量に顕著な変化傾向は認められないが、今後は気候変動に伴って降雨強度が増す可能性があると考える。
3．地下水流動モデル
解析範囲を図 1 に示す。水平方向は扇状地全域を含む
面積約 65km2 の範囲で、この範囲を 100m×100m の正方形の分割格子で細分した。一方、鉛直方向は上面を地表面、下面は水理地質基盤とみなしうる基盤岩ならびに海成野幌層相当層までとし、その中を調査結果に基づき大きく 4 つの帯水層に区分して三次元モデルを構築した。
解析には米国地質調査所（USGS）開発の三次元差分地下水流動解析コード（MODFLOW-2000）を使用した。

謙（（株）レアックス）

4．解析方法
まず、調査データが豊富な 2006 年について 1 日単位の短期非定常解析を実施し、モデルの精度向上を図った。
その上で、入力諸条件を推定できた 1945 年以降について
1 ヶ月単位の長期非定常解析を行った。その際、かつて扇状地末端に分布し現在はほぼ枯渇してしまった湧水群（メム）が復元できるかどうかに着目した。
さらに、この検定されたモデルに気象庁 RCM20 の気象予測データを処理して入力し、50 年後ならびに 100 年後の水環境の変化について評価した。
5.豊平川扇状地の水環境
過去から現在の豊平川扇状地の水環境について、
a) 現在の地下水位変動に認められる 4〜5 月の水位上昇
は、融雪涵養の寄与が大きいこと。
b) メムは都市化に起因する地下水位低下によって湧出量が減少し、1970 年頃枯渇したと考えられること。
c) 1960 年頃まで、豊平川は現在のような地下水涵養源としてではなく、主に地下水の流出先として機能していた可能性があること。
を明らかにすることができた（図 2）。
また、RCM20 を用いた予測解析からは、
a) 地下水位の最大上昇時期が現在の4〜5月から9月へと移行し、その上昇量も現在より大きくなること。
b) 地下水賦存量の経年変動幅も、
現在と比較して 50 年後、100 年後と徐々に大きくなること。
がわかった。
モデル流入量

8000

流域外流入
涵養
河川境界
合計流入量

7000
6000

4

×10 m

3

5000
4000
3000
2000
1000
0
1945

1950

1955

1960

1965

1970

1975

1980

1985

1990

1995

2000

年
モデル流出量

400
流域外流出
河川境界
揚水井
合計流出量
メム湧出量

6000

4

×10 m

3

5000

350
300

4

7000

250

4000

200

3000

150

2000

100
50

1000

0

0
1945

1950

1955

1960

1965

1970

1975

1980

1985

1990

1995

2000

年

収支
8000
流入量合計(A)
流出量合計(B)
賦存量変化(A-B)

7000
6000

4

×10 m

3

5000
4000
3000
2000
1000
0
-1000

1945

1950

1955

1960

1965

1970

1975

1980

1985

1990

年

図 1 解析範囲

図 2 豊平川扇状地の地下水収支の再現

1995

3

8000

メム湧出量(×10 m )

18)

2000

19)

香川県丸亀平野の地下水流動と地下水利用 -持続的利用のために-＊小野寺真一（広島大・院・総合）・齋藤光代（愛媛大・沿岸）・清水裕太・加藤愛彬（広島大・院）・
浅井和由（地球科学研究所）
1. はじめに陸域における貴重な淡水資源のひとつが，地下水である．瀬戸内海沿岸は日本でも渇水被害の頻発する地域であり，河川を含む地表水はたびたび干上がり，地下水の資源としての利用も効率性かつ健全性が求められる．すなわち，持続的利用のためには，その流動特性を把握することが必要である．これまで，いくつかの研究によって地下水涵養に対する河川やため池の影響が大きいことが指摘されているが，深層地下水を含めた流動については，ほとんど明らかにされていない．
したがって，本研究では，特に瀬戸内海の備讃瀬
戸に面する香川県を対象とし，地下水流動特性を明らかにするとともに，地下水利用のあり方について評価することを目的とする．

平野内に分布する約 50 箇所の浅井戸および 2 箇所の観測井（深度 10m, 50m）における水理水頭分布，浅井戸および深井戸数十地点において，一般水質，酸
素安定同位体比（δ18O），硫黄安定同位体比（δ34S）の分布を確認した．また，そのうち 10 地点では溶存
CFC 及び SF6 を使用した年代測定も行った．
3. 水理水頭分布と地下水流動
浅層地下水の水理水頭分布は，全体的に地形に依存して，山側から海側へ向かって流動していることを示す．しかし，流出域（沿岸）の深層地下水（深度 50m の 2 地点）の水頭が海水面より低く，鉛直下方の流動を示した（図 2）．これは，水道や農業用の揚水にともなう影響であると考えられる．

図 3 涵養年代（CFC）の分布
図 1 丸亀平野の概要と地形

2
0

深度 10m-2-4

深度 50m-6

図 2 沿岸域の日降水量と水理水頭変化(m；標高値)

2. 対象地域および方法
研究対象としたのは，瀬戸内海の備讃瀬戸海域の集水域である香川県丸亀平野である（図 1）．まず，既存の地質情報から地下の水理地質構造を評価し，4. トレーサー分布と地下水流動
δ18O の分布から，浅層地下水は土器川と扇状地
面からの涵養を反映する傾向を示すのに対し，深層
地下水は酸素同位体比が低く，標高の高いエリア（平均 250m）からの涵養傾向を示した．その一方で，涵
養年代の推定結果（図 3）は，深層地下水と浅層地下水がほぼ同じような値を示し，鉛直方向で良く混合していることを示唆した．また，硫黄同位体比と酸素同位体比の分布は，浅層地下水が再利用されていること，それにともない農業由来の成分が負荷されていることを示した．以上の結果は，持続的な地下水の利用のためには，水頭低下が起きやすい深層
よりは浅層地下水の再利用が必要であることを示唆した．
＊なお，本研究は，農林水産研究高度化事業（1947；地下水調査）及び科研費（18201007；シリカ流出，19310010；
溶存窒素画分評価）を受けて行われた．

20) 閉鎖性海域への栄養塩負荷に及ぼす気候変動と人間活動の影響-SWAT モデルによる解析清水裕太 1)・小野寺真一 1)・加藤愛彬 1)1) 広島大学大学院総合科学研究科

１．はじめに
閉鎖性海域への栄養塩負荷に対する河川流出の寄与率は高く，そのほとんどが降雨出水時に大規模な出水を伴って行われることから，出水時を考慮した河川
からの栄養塩負荷量の予測が重要である。しかし，長期にわたり実施されてきた公共用水域水質測定の多く
は，毎月一回の低水時観測であり，出水時に観測が実施された例は少ない。
また，
これまでの研究において，出水時の実観測に基づく栄養塩負荷解析が行われてきたものの，それらは短期的なものであった。
図 1 対象地域概要

そのため，本研究では，岡山県の児島湾へ流入する
主要河川流域を対象に，出水時を含む児島湾への栄養a) T-N

塩負荷量を見積もるとともに，栄養塩負荷に及ぼす要因を明らかにするために，河川物質輸送を扱う SWAT
モデルを用いた解析を行った。

b) T-P

２．対象地域および研究方法
児島湾は岡山県に位置する瀬戸内海とつながった内湾であり，湾西部には干拓によって淡水湖となった

図 2 旭川上流域における a)T-N，b)T-P 負荷量の変動

児島湖が存在する。かつてより水質悪化が問題視されている。主な流入河川は，旭川，吉井川，百間川，笹ヶ瀬川，倉敷川である（図 1）。

３．結果および考察
SWAT モデル解析による流量および T-N,T-P,SS 濃解析に用いた SWAT モデルは，米国 Texas A&M 大

度の変動傾向は概ね再現できた。岡山平野直前までを学によって，不特定流域の適切な水資源管理や面源か

計算範囲に設定した旭川流域での解析結果では，流量らの汚濁負荷流出量を推定するために構築された準分は降水量や気温等の気候条件に左右された。そして，

布型物理モデルで，世界各地で良好な出力をしている

栄養塩濃度には大きな変化が見られなかったことから，（Arnold and Fohrer, 2005 など）。解析に必要な気象デ

上流域での栄養塩負荷量の変動は，濃度の変動よりもータは，流域内外のアメダス観測所の降水量，気温，流量の変動に左右される結果を示した（図 2）。

風速，湿度データを使用した。日射量については推定

また，全流域で大きな負荷が発生するのは，最下流値を用いた。地理データは，50m メッシュ標高，国土の平野部であった。しかし，それぞれの流域の土地利

数値情報土地利用細分メッシュ，20 万分の 1 土地分用等の特性が異なるため，旭川，吉井川と児島湖流入

類基本調査 GIS 土壌データ（国土交通省国土調査課）

河川では負荷量および流出傾向が異なる結果となった。

を使用した。モデルのキャリブレーションは旭川流域

引用文献で行った。岡山平野流入直前の地点と最下流地点におArnold, J. G. and Fohrer, N. (2005) SWAT2000: current

いて，
国交省水文水質データベースより入手した流量，

capabilities and research opportunities in applied

T-N，T-P，SS データを使用して行った。

watershed modelling, Hydrological Process. 19, 563-572.

21)

アラスカ・ユーコン河デルタ沖で形成される懸濁プリュムの挙動について(2)○知北和久 1・工藤 勲 2・齋藤誠一 2・Yongwon Kim3・和田知之 1
1. 北大・理 2.北大・水産 3.アラスカ大

はじめに
ユーコン河のベーリング海への土砂流出によって河口沿岸域に形成される懸濁プリュムの挙(A)動について、2007 年 6 月以来観測を続けている。こうした河口プリュムは相対的に低塩分で軽いため、外海ではもっぱら表層プリュムとして移流拡散すると考えられる。しかし、これまでの観測から、表層プリュムの下層に懸濁底層流が同時に発生し、これがデルタ沖合の底質粒度に大きく影響していることが判明した。本来、
河口プリュムの挙動に与える因子としては、1)河川の土砂流出量、2)流送土砂の粒度と鉱物組
成、3) 河川水の化学的性質、4)外海における吹(B)

送流・潮汐流・沿岸流の変化、が上げられる。
過去の研究では、これらの要因について系統的に議論されていないのが現状である。本発表では、特に 1), 2), 4)の因子に焦点を当てて議論を進める。
図 1 (A) ユーコン河流域（灰色部）と観測点の位置．

観測方法(B) ユーコン河河口沖の観測点の位置．

図 1 に、(A)ユーコン河流域と観測点の位
置、および(B)河口デルタ沖合のプリュム観測点の位置を示す。PLS, YKB, NEN、PC 地点で流量・水温・濁度のモニタリングを行
いつつ、EMK 地点付近のデルタ沖合に発達する懸濁プリュムの内外（B8 と B9 の間にある実線が境界）で 2009 年 6 月 25 日と 9
月 6 日にプロファイラーによる船上観測、および底質の採取と採水を行った。
結果と討論
図２は，2008 年 9 月〜2009 年 9 月間の
PLS 地点におけるユーコン河の流量・土砂
流出量・水温・懸濁物質濃度の時間変化を
図２ PLS 地点での水文量の時間変化（日平均値）．

示す．これより、ユーコン河の日平
均土砂流出量は 6 月 25 日で 3,760
kg/s、9 月 6 日で 2,900 kg/s であった
（図中矢印）。図３は、両日における B3 地点（プリュム内）でのプロ
ファイラー結果を示す。水体は塩分によって密度成層しつつ、底層部に高濁度層が存在する。これが懸濁底層流であり、これまでの観測から、この流れはデルタ・フロントから沖合約 90 km まで北方向沿岸流の影響を受けつつ海底を流下すると考えられた。また、この底層流は、ユーコ

図３. B３地点における濁度・水温・塩分の垂直分布．

ン河土砂流出量が 2,500 kg/s を超えると顕著に表れることがわかった。このことか
ら、底層流の発生メカニズムとしては、ユーコン河の土砂流出量増大と共に粗い砂粒部の流出が増え、これによって懸濁土砂の粒度の差異に基づく分別沈降が起こったことが考えられる（図 4）。つまり、底層流の懸濁土砂は表層プ

図４

分別沈降と懸濁底層流の発生．

リュムのそれに比べかなり粗い粒子から成ると思われる。実際、デルタ沖の底質粒度を調べると殆どが砂粒子から成ることがわかった（図５）。また、デルタ
沖合約 90 km まで淘
汰作用が起こってい
ることがわかり、こ

図５ 底質の粒度．(A)平均粒径(μm) (B) 標準偏差

れが懸濁底層流の挙動を反映したものと考えられる。こうした河口プリュムの挙動については、
現在、図６のような三次元模型によって沿岸流や吹送流を考慮した数値実験を行い検討中である。

図６

河口プリュムの挙動に関する三次元模型．

22)

火山で起きる土石流の特徴を規制する降雨条件と規制メカニズム
岡野和行（アジア航測（株），3 月まで京都大・院・理）○諏訪 浩（京都大・防災研）

筆者らは焼岳や雲仙普賢岳，インドネシア・ジ
ャワ島の Merapi や Semeru などの火山斜面において，降雨で起きる土石流を観測してきた．これら
土石流は，溶岩片を大量に含む火砕流堆積物を材料とするので，石礫を多く含む．そして先頭部へ質量が集中するとともに，大径礫が先頭部へ集積する．それで先頭部は巨礫ダム（Boulder Dam）とも呼ばれる．この巨礫ダムに着目すると，巨礫の間隙がマトリックス（細粒土砂と水の混合物）
を欠く場合と，間隙がマトリックスで満たされている，あるいは巨礫がマトリックス中に分散している場合があることに気づく．何故このように巨礫ダムの特徴に違いが生じるのか（写真参照）．
これらの火山では，土石流の材料となる岩屑は無尽蔵に用意されているので，この違いは降雨条
件によって生じているに違いない．そこで降雨による土石流流動特性規制がどのように起きているかを明らかにしたい．それで，観測データの蓄積が進む焼岳上々堀沢の土石流について検討する．対象とした土石流は 1980 年から 2005 年の間に起きた 14 事例である．
まず，観測から得られる土石流の体積，最大流量，表面流速の最大値，先端流速，流動深の最大値について主成分分析を行うとともに，ビデオ画
像を用いて，巨礫ダムの石礫間隙をマトリックス
が満たしているか否かを判別して，これらの事例が三つの類型に分けられることを明らかにした．
つぎに土石流発生時の，10 分間という短時間の先行雨量と 24 時間というやや長い時間の先行雨量を整理したところ，これら三つの類型が概ねこ
れら二つの先行雨量の異なる組み合わせで分離できることを明らかにした．
そこで，土石流発生区間や土石流が成長発達す
る区間に対して，降雨表面流出水がどのように寄与するかを，流出観測と流出解析により検討した．
その結果，降雨条件の違いが，土石流発生区間や土石流成長発達区間への水供給に差異をもたらすことによって，上述の土石流タイプの違いを引き起こしていることが明らかになった（表参照）．
すなわち，短時間先行降雨と長時間先行降雨の強度がともに大きい場合には，源流域からの流入
表面流強度が大きく，大きめの土石流が起こる．
この土石流は，既に高含水状態となっている渓床堆積物を侵食しながら流下する．さらに支谷からの表面流による給水強度も大きいため，土石流の成長速度は大きく，谷の出口では，規模が大きくて巨礫の間隙がマトリックスで満たされた状態が観察される．
これに対し，短時間先行降雨は大きいが，長時間先行降雨が小さい場合には，源流域からの水供給は大きいものの，渓床堆積物はなお低含水状態であり，また支谷からの表面流の寄与も小さい．
このため土石流の固体粒子濃度は大きめで，したがって土石流の成長速度は小さい．この結果，規模が小さく，巨礫の間隙がマトリックスを欠く状態が観察される．
一方，短時間降雨は小さいが長時間降雨が大きい場合には，源流域からの給水強度は小さいが，支谷からの給水強度は大きく，また渓床堆積物が
高含水状態となっている．このため，規模は小さいものの，巨礫の間隙はマトリックスで満たされた状態が観察されることになると考えられる．

写 真 巨 礫の 間 隙 が マト リ ッ ク スを 欠 く 場 合（左）とマトリックスで満たされている場合（右）表

降雨条件による，土石流の流動特性規制

23)

Repeat Photography による氷床沿岸部のモニタリングの試み
齊藤隆志 1)、野木義史 2)、本山秀明 2)
1)京都大学防災研, 2) 極地研

１． はじめに
昨年の気水圏シンポジウムでは，齊藤は，ビデオ画像接続による宗谷海岸の実態把握と題して，第 43 次隊で撮影されたビデオ画像をモザイクとすることで氷床末端の実態把握を試みた（図１）．次に．撮影時期の異なる複数の空中写真を比較することによって，氷床末端部に位置する宗谷海岸の変動の検出を試みた．
２． 手法
国立極地研の所有するデータベースには，氷縁監視モニタリングの成果として，複数年次に撮影された空中写
真がある．このうちの一部は，国土地理院がオルソ化されていたり，オルソ写真をモザイクとして供しているものもある．今回は，1992 年１月に撮影された空中写真をオルソ化したものと 43 次隊がヘリコプターの底部からビデオカメラで撮影したものを，前出オルソ写真に重ね合わせてモザイクにしたものを GIS で比較した．ビデオ
画像は，15.5*105 回ピクセルの解像度を有し，モザイク写真として比較することとステレオ写真による写真判読に耐えるものである．空中写真をオルソ化することは，地表に位置情報が既知である点が数点必要である．GISを用いて，ビデオ画像から取り込んだ画像をオルソ画像上の地物と明らかに同じと認められる点を指定すること
で，アフィン変換を実施して重ね合わせた．
３． 結果（の一部）
ラングホブデ氷河末端付近左岸部の結果を図２，図３に示す．この地域では，1992 年からの 10 年間で，東雷鳥池の水位が低下していること，ラングホブデ氷河表面の融解水が原因と考えられる池状の部分が拡大していること，さらに，左岸部のみの比較であるが，サイドモレーンおよび露岩部が拡大していることが認められた．この露岩部の拡大とモレーンの出現部分をステレオ写真で判読すると氷河表面が低下していることが認められる．
４． 今後の課題
重ねあわせを行う地域を広げること，およびこれまで撮影された写真で撮影時期の異なるものを集約し利用すること，また，変化量を写真測量によって算出すること，現在では斜め写真（ビデオ画像）でも変化の抽出が可能と考えられるので観測の継続が望まれる．

図１．ビデオカメラ画像から作成されたモザイク画像の例

図２．ラングホブデ氷河末端左岸（1992 年 1 月撮影）国土地理院オルソ画像

図３．同地域 JARE43 撮影ビデオ画像モザイク（2002 年 1 月撮影）

24)

積雪からのイオン流出実験○平野宏和・石井吉之（ 北海道大学低温科学研究所）

は じめに 冬期にほと んど融雪が 起きない寒冷積雪地域において、融雪初期に高濃度のイオン流出が起こり、河川や湖沼などの陸水生態系に重大な影響を及ぼすことが知られている(Johannessen and Henriksen, 1978)。これはacid shock 現象と呼ばれており、積雪地帯におい て 重 要 な 環 境 問 題 と な っ て い る 。 Suzuki(1982)は、融雪時に雪粒子が変態し粒子が粗粒化する過程で不純物を析出し、融雪水が流下する際にその不純物を取り込んでいくため、融雪
水の化学成分濃度は増加し、積雪全体の化学成分濃度は減少することを報告した。積雪中に蓄積された化学成分の流出は、浸透した融雪水の挙動が深く関わっている。また、積雪中の水みちの存在については、多数のトレーサー実験によって証明されているが、融雪を伴う積雪の構
造変化についての実験はあまり行われていない。
そこで、低温室での融解実験において水みち、
積雪表面の融解再凍結の影響について調べるとともに、片薄片の作製から、融解時の積雪内の構造変化のようすを調べた。
実験方法 1) 融解実験：実験は、人工積雪試料を用いて室温−0.5℃の低温室で行った。人工積雪試料は、試料とする水を凍らせ、アイスス
ライサーで粉砕し、ふるいにかけ粒子の大きさを均質化した。人工積雪試料を高さ 50cm 断面
積 177cm2 の塩化ビニールでできたカラムにふるにかけながら詰め、積雪表面からレフランプ(150W)を用いて融解させた。実験開始後、積雪下面から流出する融雪水を採水し、流出量および電気伝導度（EC）を測定した。実験開始時から 30cm 融けたとき、または濃縮率(Cf)=［流出水の濃度］/［全試料の濃度］が 1 を下回ったときを実験終了時とした。
2) 片薄片作製：実験終了後の試料を用いて片薄片を作製し積雪内の構造について観察した。
結果 1）融解実験： 実験後の平均回収率は
約 98%であり少量の水分が実験中に表面から蒸発した可能性がある。融解再凍結の影響を見るために、融解時間、凍結時間を変えた場合の実験を行った。レフランプ点灯時を実験開始時とし、それぞれの実験において、実験開始後の流出率=［時間当たりの流出量］/［全融解量］

が約 40%ごろに Cf が 1 を割り始めた。1 時間
融解 1 時間再凍結、1 時間融解 0.5 時間再凍結、
1 時間融解 2 時間再凍結させた場合では、濃度が横ばいになる時間が存在した。しかし 3 時間融解させた後、1 時間再凍結させた場合には、横ばいになる時間が存在しなかった。

図 1. 流出率と Cf のグラフ10mm
図 2. 実験前（上）と実験終了後（下）の片薄
片写真。空隙が黒色、氷が白色で示されている。
下図の大きな白い部分は融雪水が通った跡であ
る。

25)

降雨と融雪が重なって生じる融雪洪水
高橋雅博 1・○石井吉之 1・平野宏和 1・喜澤一史 2（ 1：北海道大学低温科学研究所、 2：北海道開発局豊平川ダム統合管理所）

結 果と考察 降雨と融雪が重なった時の流出率（流出量／流入量）は、0.07〜0.30 と大きくばらつき、夏期や秋の長雨期（9〜10 月）の降
雨流出時にはみられなかった 0.20 以上の値がみられた（図 1）。しかし、流出率と積雪深、基底流量、降雨条件（総量、強度、継続時間）等との間には、明瞭な関係はみられなかった。

0.4
Runoff ratio

方法 流域内の気象・水文量については北海道
開発局定山渓ダム管理支所の観測資料（気温、積雪深、雨量、流量）を用いた。1990〜2008
年の毎年 3〜5 月の資料の中から、積雪のある時期に顕著な降雨融雪出水があった事例を解析対象とした。ある期間の降雨・融雪量に対応す
る河川流出量は、ハイドログラフの水平分離あ
るいはそれに近い形で流出量を切り取れる場合のみを選び、22 の出水事例を抽出した。また、流域平均融雪量は、気温のみを指標とする融雪係数法によって 200ｍ幅の標高帯毎に算出した。
融雪係数や降雨量の標高毎の違いを知るために、
2008 年 3〜5 月に流域内の 8 地点で、気温、雪
面低下量、積雪密度、雨量を観測した。2006
年 3〜5 月においては、寒地土木研究所による熱収支観測が行われており、その結果を用いて融雪係数法による融雪量の妥当性を吟味した。

融雪期間中の河川流出量における大きなピー
ク流量は、降雨と融雪が重なった時によく現れた。融雪期は毎日融雪による流入があるため基底流量が大きくなり、流量が大きい状態で降雨が重なることでピーク流量が大きな値になる。
また、時間あたりの融雪量と降雨量を比較すると、融雪量よりも降雨量の方が大きく、降雨強度もピーク流量に影響すると考えられる。降雨と融雪が重なった時の流出と融雪のみの流出を同じ程度の流入量の事例で比較したところ、前者の方がよりピーク流量が大きくなりやすい傾向があった（図 2）。
以上より、降雨を伴った融雪出水時に、流出率が大きく変動し、0.20 以上の大きな値が現れる原因を特定するには至らなかったが、基底流量や降雨強度が要因で大きなピーク流量が現れることがわかった。

0.3
0.2
0.1
0.0
0

5

10

15

20

Event No.
図 1. 降雨融雪出水事例ごとの流出率

Effective peak runoff

は じめに 融雪期にま とまった雨 が降ると河川は著しく増水する。あたかも雨によって融雪が進み増水したかのように見えるが、一般に雨自体による融雪量は小さい。降雨時には、比較
的気温、湿度が高く、風速が強いことや、凝結潜熱の増大、蒸発熱損失の抑制、夜間の雪面冷却の抑制等の二次的効果によって融雪が進むが、それでも降雨時の融雪量は晴天時の融雪量に比べて小さい。融雪量が小さいにもかかわらず、
なぜ著しい河川増水が起きるかについては十分に理解されていない。また、降雨を伴った融雪
出水において積雪がどのような役割を果たすかについても、積雪内での貯留が効く例と効かな
い例との相反する結果が報告されており、よくわかっていない。そこで、融雪期にしばしば大雨が生じる札幌市郊外の定山渓ダム流域を対象に降雨を伴った融雪出水について研究を行った。

(mm/h)
1.0

snowmelt

rainfall + snowmelt

0.8
0.6
0.4
0.2
0.0
0

20

40

60

Total input (mm)

図 2. 総流入量とピーク流量差の関係

80