公益財団法人国土地理協会 第 18 回学術研究助成（地理学および関連する分野の学術的調査・研究）

山岳湿地の立地と環境変動に関する研究

研究代表者

佐々木

夏来

東京大学大学院
新領域創成科学研究科

１．はじめに拡大（Daimaru et al., 2002）や温暖湿潤化による新たな湿原の形成（Sasaki and Sugai, 2018）があった

1.1.日本における山岳湿地

ことも報告されている．一方で，山岳湿地のうち，地湿潤変動域に位置する日本では，
湿地（湖沼と湿原）

すべり活動によって形成された地すべり性湿地の形成は全国に分布している．低地や沿岸域だけでなく，中年代は，地すべりの活動とその後の地形変化の影響を部から東北日本にかけての山岳域にも多数の湿地が分受けており，湿地の形成年代は様々であると指摘され布し，標高別の湿地分布密度は，低地と標高 1600～ている（五十嵐・高橋, 1985; Fujita et al., 2009;1800 ｍの地域でも高くなっている（Sasaki and Sugai,

Sasaki and Sugai, 2018; 佐々木・須貝, 2018）
．安定

2019）
．つまり，湿地は日本の山岳地域においても特徴した地形場における湿地の形成がいくつかの時期に分的な景観の一つである．

かれることは，数千～数百年の時間スケールの気候変成因からみた山岳湿地の種類には，
火口湖，
構造湖，

動に対して湿地の形成が応答している可能性を示唆す

雪田，氷河湖，地すべりを含む重力変形性地形によるる．どの程度の気候変化に対応しているのかは，湿地湿地などがある．中部山岳域では，積雪量の多い北アによって異なることが予想されるが，ほとんど研究がルプスほど湖沼が多く，火山地形と重力変形地形が主なされていない．

な形成場となっており（Takaoka, 2015），八幡平火山近年の地球温暖化が山岳地域の生態系に及ぼす影響

群では，湿地が主に火山原面上と地すべり地内に分布が危惧されている．平成 27 年 3 月に中央環境審議会

していることが報告されている（Sasaki and Sugai,が発表した『日本における気候変動による影響の評価

2015）．山岳湿地のうち特に泥炭地は，中部から東北のに関する報告と今後の課題について（意見具申）』
では，多雪地域の第四紀火山に多く分布し（Sakaguchi,

高山・亜高山地域では「積雪期間の短縮は土壌の乾燥

1979），
東北地方の新期火山に雪田が多い理由について，化を引き起こし，急速な植生変化や雪田，高層湿原の開析されていない緩斜面が広く残存しているためと指衰退・消失をもたらす」と推測されているが，具体的摘されている（下川, 1988）．

な研究に乏しく確信度は高くない（中央環境審議会,
2015）．
温暖化がもたらす積雪量変化や夏季気温の上昇，

1.2.山岳湿地の気候応答性

それらに伴う融雪時期の早期化や土壌水分の変化が湿山岳湿地の気候応答性について，湿地の形成年代と地環境に影響を与えうる因子と考えられている

気候変動との関係は，これまで多くの報告がなされて（Daimaru et al., 2002; 安田ほか, 2007; Kudo et

きた．小泉（1982）は，日本海側の多雪山地において，al., 2010）．将来の気候変動に対して湿地環境の変化

雪食凹地内の山地貧養泥炭の堆積開始年代が 12000を予測するために，まずは現在の湿地涵養メカニズム

yBP～7000 yBP と 4100 yBP～3300 yBP に集中し，前者を明らかにすることが必要である．その上で，気温やが後氷期の多雪化によって生じたものであると結論付

積雪量などの因子が湿地涵養にどの程度寄与している

けた．この研究は予察的なものであったが，その後，か検討することが重要であると考える．

矢の原湿原
（下の沼）
，
駒止湿原，
宮床湿原
（叶内, 1991），

1.3.本研究の目的

大白森湿原（宮城・小岩, 1996），平標山南東斜面（佐々木・苅谷, 2000）
でも，泥炭の堆積開始時期が小泉（1982）

山岳湿地の成因は多様で，湿地の立地によって涵養

の指摘する後氷期の多雪化時期に一致すると報告され源も異なることが推察される．湿地の形成時期と気候

た．また，Fujita et al.（2009）は，気候変動との関

変動の関係を明らかにするためには，地形学的な視点

係には言及していないものの，北海道の山岳湿地の形も加え，湿地の立地環境を地形-水文環境のつながりで成年代を整理し，溶岩台地上の湿地の形成年代が，晩捉えて気候変動に対する応答性を考察する必要がある．

氷期，中期完新世（6500 cal BP～4000 cal BP），3000

大丸・安田（2009）は，残雪が作り出す短い生育期間

cal BP～2000 cal BP の 3 つに分けられることを指摘に適応した植物からなる雪田草原型湿原と，周囲の斜した．さらに，10 世紀頃の中世温暖期には，東北地方面から流入した豊富な融雪水が凹地や平坦地に滞留しで融雪時期の早期化による雪食凹地中心部への泥炭地て形成される地下水涵養型湿原では気候変化への応答
2

と岩手火山群西部では，新第三紀の凝灰岩および新第性の違いがあると推測した．
本研究では，奥羽山脈の第四紀火山である仙岩火山

三紀から第四紀の初頭にかけて堆積した玉川溶結凝灰地域を対象として，湿地の立地を雪田型湿地，平坦地

岩が基盤となり，東西圧縮による逆断層で隆起した背流入型湿地，地すべり性湿地の 3 つに分けて各タイプ

斜軸上を，安山岩質および玄武岩質の溶岩流が覆ってから複数の湿地を選定し，湿地堆積物の掘削調査に基いる（須藤, 1992; 伊藤・土井, 2005; 小池ほか,

づいて湿地の形成時期と気候変動との関係について明

2005）
．

らかにするとともに，地温，土壌水分，電気伝導度を八幡平火山（標高 1613 m）から南へ延びる稜線沿い

観測して，湿地の水文特性を解明することを目的とすには，緩傾斜の未開析火山原面が連続し，八幡平火山る．本報告では，2018 年 10 月から 2019 年 10 月までの北西斜面と南斜面は，大規模地すべりに侵食されての約 1 年間の観測データを用いて検討した．今後，観いる（図１）．南部には，活断層の雫石盆地西縁断層帯

測調査を長期間継続することで湿地の水文特性をより（宮内ほか, 1998; 産業技術総合研究所地質調査総合

明確にし，近年進行しつつある気候変動に対する湿地センター, 2012）が南北に延び，八幡平火山群の北にの応答性を高精度に予測することを目標としている．

も南北走向の断層が報告されている（産業技術総合研
究所地質調査総合センター, 2017）．

２．調査地概要

気候は日本海側気候に属し，有数の多雪地帯である．

2.1.仙岩火山地域

八幡平火山付近の標高 1500 m における平均的な最大

仙岩火山地域は奥羽山脈にクラスター状に分布する

積雪深は 5 m 程度で（梶川, 1985），2018 年から 2019

火山地域の一つである（Tamura et al., 2002）．仙岩

年では，衛星画像を確認し，10 月下旬から根雪となり火山地域には，複数の第四紀成層火山で構成される八7 月上旬に消雪が完了したことを確認した．また，冬

幡平火山群，岩手火山群，秋田焼山火山群，秋田駒ケの季節風は標高 1200～1400 m 以上の稜線で西から西岳火山群を含む．本研究の対象地である八幡平火山群

南西の方向の風が卓越する（甲斐,1977）．

図 1．仙岩火山地域および調査地周辺の地形
3

層モデル（DSM）と数値標高モデル（DEM）の差分とし2.2.調査対象湿地て計算された積雪深は 4 m を超えていた（図 2c）．

調査対象湿地として，雪田型湿地 2 か所，平坦地流

源太ヶ岳東湿地（図 3）は，リニアメントに沿って入型湿地 2 か所，地すべり性湿地 1 か所を選定した（図
1, 図 2）．

南北に長い湿地である．北側は傾斜が小さく泥炭が堆

2.2.1.雪田型湿地

積して，スゲ類やキンコウカ，モウセンゴケ等の湿生

雪田型湿地の調査対象地として，源太ヶ岳の東側に植物が繁茂している．一方，南側は泥炭が薄く表層に位置する湿地（源太ヶ岳東湿地：北緯 39 度 53 分 3.61

砂礫が目立ち高茎草本が主体となっている．調査は北秒，東経 140 度 53 分 47.65 秒，標高 1400 m），三ツ沼

側の泥炭地で実施した．地表面のわずかな凹凸に応じの東に位置する湿地（三ツ沼東湿地：北緯 39 度 51 分て地表面の水分状態の違いが顕著で，それに応じて植28.18 秒，東経 140 度 53 分 28.87 秒，標高 1389 m）を

生もモザイク景観をなしている．

選定した（図 2）．周辺は，火山原面上に北―南もしく

三ツ沼東湿地（図 4）も同様にリニアメントに沿っは北北東―南南西方向のリニアメントが認められ，東て延びる湿地である．このリニアメント沿いには，三落ちの小崖が延びている（図 2b，a-1～3）．岩手火山

ツ沼東湿地の南にも複数の湿地が形成され，平行するの南に位置する逆断層の雫石盆地西縁断層帯（松尾断線状凹地内には，小規模な水域も認められる．三ツ沼層群）のほか，岩手山の北西部に松川断層の存在が示

東湿地の植生は比較的均質でスゲ類が繁茂し，湿地を唆されており（土井ほか, 1998），小崖の成因について横断するようなチャネルが生じている．湿地の北は侵証拠は得られていないが，テクトニックな運動に伴う食が進んで松川の源流の一つとなっている．

地形の可能性がある（図 1）．調査対象の源太ヶ岳東湿

2.2.2.平坦地流入型湿地地と三ツ沼東湿地はいずれも小崖の下に形成されたも平坦地流入型湿地として，三ツ沼（北緯 39 度 51 分のである．
小崖の崖下は雪の吹き溜まりとなっている．

31.39 秒，東経 140 度 53 分 25.09 秒，標高 1399 m）と2011 年 1 月 22 日に計測された 5 m メッシュの数値表

三石湿原（北緯 39 度 50 分 48.27 秒，東経 140 度 54 分

図 2．調査対象湿地周辺の地形および積雪深分布（a）地形分類図 （b）傾斜量図 （c）2011 年 1 月 22 日の積雪深分布図
a-1～3 は空中写真および陰影図から判読したリニアメント
4図３．源太ヶ岳東湿地（GE）の様子（a）周辺地形図（地理院地図の 2 万 5 千分の 1 地形図）
（b）空中写真（1976 年国土地理院撮影）（c）掘削および観測調査地周辺の様子（赤矢印は調査地点）
13.91 秒，標高 1283 m）を選定した（図 2）． 2 つの湿も水域の周囲が湿生草原（湿原）になっている．積雪地は，ともに八幡平火山から岩手山に続く稜線の鞍部

深は，風衝側となる稜線の西側斜面や西からの冬季季に位置する湿地群である．これらの湿地群には水域を節風が吹き抜ける鞍部で小さくなる傾向があり，2011

持つものが多く，本研究で選定した三ツ沼と三石湿原

年 1 月 22 日時点の積雪深は，調査地付近で 2 m 以下

図 4．三ツ沼東湿地（MNE）と三ツ沼（MN）の様子（a）周辺地形図（地理院地図の 2 万 5 千分の 1 地形図）
（b）空中写真（1976 年国土地理院撮影） （c）三ツ沼東湿地の景観（赤矢印は調査地点）（d）三ツ沼の景観（赤矢印は調査地点）
5図 5．三石湿原（MI）の様子（a）周辺地形図（地理院地図の 2 万 5 千分の 1 地形図）
（b）空中写真（1976 年国土地理院撮影） （c）掘削および観測調査地周辺の様子であった（図 2c）．

形状はドーム型をした典型的な高層湿原で，北側には三ツ沼はササ原に囲まれた複数の湿地で構成される多数の池塘がある．大谷地の周辺植生は，ブナを主体

湿地群である（図 4）．個々の湿地は，水域が広く，湿としオオシラビソが混じる混交林となっている．湿原

原部分が少ないのが特徴である．調査地として選定し内では，高層湿原の代表種であるミズゴケや，ワタスた湿地も，中央部に水域をもち，それを取り囲む部分

ゲなどのカヤツリグサ科の植物が泥炭を覆い，タチギ

はミズゴケを主体とする泥炭地である．

ボウシやツルコケモモが所々に群落をなしており，湿三石湿原も同様にササ原の中に複数の湿地が形成さ原の縁辺部や木道沿いなどの水分量の多い場所では，れる湿地群で，水域を有するものもある（図 5）．ただ局所的にミズバショウが生育している．

し，三ツ沼よりも水域面積の割合は小さく，湿原が主体となっている．調査地として選定した湿地も中央部

３．方法に小規模な水域を有し，湿原部分には，ワタスゲ，モ

3.1.湿地堆積物掘削調査

ウセンゴケ，キンコウカ等の多様な湿生植物が繁茂す

湿地の形成時期を明らかにするために，源太ヶ岳東る．

湿地，三ツ沼東湿地，三ツ沼，三石湿原の 4 か所で湿2.2.3.地すべり性湿地

地堆積物の採取と分析を実施した．地すべり性湿地の地すべり性湿地として，菰ノ森地すべり地内に形成大谷地は，2013 年に掘削調査を実施し，湿地の発達過された大谷地（北緯 39 度 58 分 56.16 秒，東経 140 度

程は Sasaki and Sugai（2018）で報告されている．

49 分 13.57 秒，標高 1076 m）を選定した（図 1）．菰

3.1.1.湿地堆積物の掘削と層相解析

ノ森地すべり地の土塊上部には，回転型地すべり地特

湿地堆積物の掘削には，直径 3 cm，長さ 50 cm の人

有の階段地形が残っており，大谷地は，その副次的な力式 gouge オーガを用い，基盤の堆積物に到達するま

滑落崖の直下に位置する（図 6）．大谷地の外形は，滑で掘削した．コア試料の表面をヘラで平滑に削り落し

落崖に平行な長軸を持つ楕円形状（140 m × 380 m）て新鮮な面を露出させたのち，堆積物の層相を泥炭のを示し，湿地面積はおよそ 0.04 km2 で，本研究の調査

分解度，有機物含有量，
テフラ層に着目して記載した．

対象とする湿地の中で最も大規模である．湿地の断面

堆積物の色相をミノルタ製 SPAD-503 土色計で 2 cm 間6

図 6．大谷地周辺の様子（a）菰ノ森地すべり地の地形学図 （b）掘削および観測調査地周辺の様子（c）大谷地周辺の微地形（１ m DEM より作成） （d）菰ノ森地すべり地の縦断面図（e）大谷地の地形断面図
赤矢印は掘削および観測地点を示す．
(a)と(d)は Sasaki and Sugai（2015）を改変し，(c)と(e)は Sasaki and Sugai（2018）を改変した．
隔で計測し， L*a*b*表色系で解析した．計測値の L*

後，50℃で 48 時間乾燥させた．テフラの観察には実体

は色の明度を示し，白を 100，黒を 0 として表され，顕微鏡を用い，火山ガラスの形態を吉川（1976）に従a*は＋が赤色，－が緑色，b*は＋が黄色，－が青色のって分類した．主成分分析には，東京大学大学院新領方向を示す．

域創成科学研究科自然環境学専攻所有の走査型電子顕3.1.2.テフラ分析

微鏡－エネルギー分散型 X 線解析装置（SEM-EDS，JEOL

堆積物中から採取したテフラ試料について，鉱物組

製 JSM6390LA）を用い，ZAF 補正計算法による簡易定成と火山ガラスの形態を観察し，火山ガラスの主成分

量分析によって酸化物の重量濃度を求めた．熱電子銃

分析をおこなった．試料の前処理として，超音波洗浄のフィラメントには LaB6 フィラメントを用い，加速7電圧を 20 keV，分析時間を live time で 100 秒としする植物相となっている場所を選定し，上述の掘削地

た．火山ガラス 1 片につき 1 点分析し，1 試料 20 片を点から 1 m 以内の距離とした．
観測開始は，大谷地が 2018 年 10 月 13 日，三ツ沼，目安とした．

三ツ沼東湿地，三石湿原が 2018 年 10 月 14 日，源太ヶ3.1.3.放射性炭素年代測定
各湿地堆積物のうち泥炭層の基底部 2 cm を採取し，岳東湿地が 2019 年 7 月 28 日であり，3 年間以上は観泥炭中のヒューミンを対象として，加速器分析法（AMS

測を継続する予定である．本報告書では，2019 年 10 月

法）にて放射性炭素年代を測定した．前処理として，

20 日までの結果について報告する．ただし，三石湿原

水洗篩にて 106μm 以上の粒子を除去したのち，1.2Nの 2019 年 7 月 29 日から 2019 年 10 月 20 日までのデの塩酸で酸可溶の有機物を，1.0N の水酸化ナトリウムータは欠測である．
土壌水分変動と降雨量の関係を明らかにするために，水溶液でアルカリ可溶の有機物を除去して最後に1.2N の塩酸で洗浄する AAA（Acid-Alkali-Acid）処理

気象庁アメダス（地域気象観測システム）の日降水量をおこなった．真空ラインにてグラファイト化した試データを使用した．大谷地の土壌水分との関係は八幡料の放射性炭素濃度を，加速器質量分析計（パレオ・平観測所（北緯 40 度 0.8 分，東経 140 度 48.1 分，標ラボ，コンパクト AMS：NEC 製 1.5SDH）を用いて測定

高 578 m）
，その他の湿地は葛根田観測所（北緯 39 度

し，放射線分別効果の補正をおこなって放射性炭素年

46.6 分，東経 140 度 56.7 分，標高 350 m）のデータを代を求めた．得られた放射性炭素年代の暦年較正は用いて検討した（図 1）．また，調査地周辺の 2019 年

OxCal v4.3（Bronk Ramsey, 2009）にておこない，較

の残雪分布と融雪状況を，Planet 社が提供する 3 m メ

正曲線には IntCal13（Reimer et al., 2013）を用い

ッシュの Planet scope 衛星の画像で確認した．

た．

４．結果
3.2.湿地の土壌水分特性観測

4.1.湿地堆積物分析

湿地の土壌水分特性を観測するために，センサを 6

4.1.1.湿地堆積物の層相cm 深の泥炭層に埋設し，地温，土壌水分（体積含水率），

源太ヶ岳東湿地，三ツ沼東湿地，三ツ沼，三石湿原

電気伝導度を観測した．計測には，METER 社製 5TE セの堆積物を層相や有機物含有量に着目して，下位から，ンサを使用し，1 時間毎に計測した結果を METER 社製基盤である淘汰の悪い火砕物層（Unit 1），有機質もし

Em50 データロガーに記録した（図 7）．各湿地における

くは非有機質のシルト層および砂層（Unit 2），泥炭層

観測地点として，湿地の中心に近く，その湿地を代表（Unit 3）の 3 つに分けることができた．各湿地堆積

図 7．土壌水分特性観測機器（a）データロガー （b）センサ部
8

物の詳細について，以下に述べる．
1）源太ヶ岳東湿地
源太ヶ岳東湿地では，
深度 100 cm までの堆積物を採取し，下位から火砕物層のUnit 1 が深度100–
71 cm，シルトおよび砂層の Unit 2 が深度 71–61
cm，泥炭層の Unit 3 が深度 61–0 cm で構成されていた（図 8）．Unit １は灰黄色で淘汰が悪く 1 cm 程度の角礫を含んでいた．
Unit 2 は有機質シルト層と有機質砂層の間に，非図 8．源太ヶ岳東湿地の柱状図と色相計測結果

有機質シルト層を挟むの有機質層でも明度が高くなっていた．

が特徴であった．Unit 3 の泥炭層は，61–17 cm で植物遺骸の分解度が高く，比較的締まった泥炭となっておUnit 3 には MNE-1～4 までの 4 枚のテフラ層が認めり，17 cm 以浅で未分解の泥炭となっていた．色相はられた．MNE-1 は 5 mm 厚の淡黄色軽石層で，粒子サイ

Unit 2 から Unit 3 にかけて明度は急激に低下し，Unit

ズは粗粒から中粒砂程度だった．MNE-2 は 3 mm 厚のス

3 のテフラ層で明度が高くなる傾向が認められた．

コリア層であり，MNE-3 は 5 mm 厚の細粒な火山灰層で下層が黒く炭化していた．

Unit 3 には GE-1～5 までの 5 枚のテフラ層が認められた．GE-1 は 3 mm 厚の細粒砂サイズの黒色スコリアであった．GE-2 は 2.5 cm 厚の淡黄色軽石層で，粗粒
砂から中粒砂サイズの粒子が多く，上方細粒化の傾向が認められた．また，GE-4 は 8 mm 厚の火山灰を主体とするテフラ層であるが，細粒な淡黄色軽石も含んでいた．他の 2 枚のテフラ層は不明瞭であった．
2）三ツ沼東湿地
三ツ沼東湿地では，深度 100 cm までの堆積物を採取し，下位から火砕物の Unit 1 が深度 100–91 cm，有機質シルトおよび砂層の Unit 2 が深度 91–65 cm，泥炭層の Unit 3 が深度 65–0 cm で構成されていた（図9）．Unit １は淘汰の悪い火砕物で多数の砂礫を含んでいた．Unit 2 は下位において火砕物層中に 2 枚の有図 9．三ツ沼東湿地の柱状図と色相計測結果（凡例は図 8 参照）

機質シルト層が挟在し，上位の 78–65 cm は有機質シルト層となっていた．Unit 3 を 65 cm 以浅としたが，分解度の高い泥炭層と分解の悪い泥炭層の間には有機

3）三ツ沼

質砂層とシルト層が認められた．色相は Unit 2 の有三ツ沼では，深度 150 cm までの堆積物を採取し，下機質層で局所的な明度の低下があるものの，Unit 1 か

位から火砕物の Unit 1 が深度 150–95 cm，シルト層のら Unit 3 にかけて徐々に明度が低下し，Unit 3 中のUnit 2 が深度 95–65 cm，泥炭層の Unit 3 が深度 65–9図 11．三石湿原の柱状図と色相計測結果（凡例は図 8 参照）
度を示す L*値が上位ほど小さくなる傾向があり，Unit
2 で大きく低下した．Unit 3 では，有機質シルト層付
図 10．三ツ沼の柱状図と色相計測結果（凡例は図 8 参照）

近で L*が連続的に高くなる特徴があった．
Unit 3 には 2 枚のテフラ層を認めた．MI-1 は中粒

0 cm で構成されていた（図 10）．Unit １は黄褐色の淘

砂サイズの淡黄色軽石で未分解泥炭層中の 16 cm の範汰の悪い火砕物で上位層ほど粒径が小さい傾向があっ

囲にわたって散らばっており，MI-2 は灰黄褐色の火山

た．Unit 2 は上位に向けて徐々に有機物が増加する傾灰層であった．

向が認められ，Unit 3 の泥炭層に緩やかに接続してい4.1.2.テフラ分析

た．Unit 3 の泥炭層のうち，特に 18 cm 以浅はミズゴ

源太ヶ岳東湿地，三ツ沼東湿地，三ツ沼，三石湿原

ケ泥炭で，色は薄く水分を多く含んでいた．色相は基の Unit 3 から採取した GE-2，MNE-1，MN-1，MI-1 は砂

盤の Unit 1 で黄色を示す b*値が他のコアよりも高く，サイズの淡黄色軽石層という共通の特徴を有していた．

Unit 2 では Unit 3 に向けて徐々に明度が低下する傾これらを対象に，実体顕微鏡で鉱物組成および火山ガ向があった．

ラスの形態を観察し，火山ガラスの主成分化学組成をUnit 3 には 2 枚のテフラ層が挟在していた．MN-1 は分析した．

3 cm 厚の淡黄色軽石層で粒子サイズは粗粒から中粒

いずれのテフラも有色鉱物には斜方輝石と単斜輝石

砂程度であった．MN-2 は 3 mm 厚の灰黄色の細粒な火を含み，MNE-1，MN-1，MI-1 では磁鉄鉱も認められた．

山灰層で，その下層が黒く炭化していた．

火山ガラスの形態は，吉川（1976）の分類に従うと，

4）三石湿原いずれのテフラも多孔質型火山灰が主体で，曲線状の三石湿原では，深度 100 cm までの堆積物を採取し，突起が密にある Ta 型と繊維状突起をもつ Tb 型の両方

堆積物の構成は下位から火砕物の Unit 1 が深度 100–が含まれていた．特に，GE-2，MNE-1，MI-1 は Tb 型が66 cm，有機質シルト層の Unit 2 が深度 66–63 cm，泥多く観察された．八幡平火山群周辺では，AD 915 年に炭層を主体とする Unit 3 が深度 63–0 cm であった（図十和田カルデラから噴出した十和田 a テフラ（To-a:11）．Unit １はオリーブ褐色の火砕物で 70 cm 深には

町田・新井, 1981; 2003）が広く堆積する．これら 4暗赤色の角礫を含んでいた．Unit 2 は非常に薄く，試料の火山ガラスの化学組成は，大谷地堆積物中のUnit 3 では分解の進んだ泥炭層と未分解泥炭層に挟To-a（OYC2-58: Sasaki and Sugai, 2018）と一致した

まれた 41–24 cm 深で未分解の植物片を少し含む有機（図 12）．顕微鏡観察結果も To-a（町田・新井, 2003）

質シルト層となっていた．色相は，基盤の Unit 1 で明の特徴と整合的であることから，4 試料は To-a と対比
10

図 12．火山ガラスの主成分分析結果
できた．

く，2 枚の埋没有機質層のうち，下位の深度 89 cm で4.1.3.放射性炭素年代測定

も試料を採取し，7676–7594 cal BP の年代値を得た．

源太ヶ岳東湿地，三ツ沼東湿地，三ツ沼，三石湿原

平坦地流入型湿地に分類される三ツ沼と三石湿原の泥の泥炭層の基底から泥炭を採取し，土壌の放射性炭素

炭層基底部の堆積年代は，それぞれ 3480–3385 cal BP

年代を測定した（表 1）．雪田型湿地に分類される源太と 6650–6496 cal BP であった．

ヶ岳東湿地と三ツ沼東湿地の泥炭層基底部の堆積年代4.2.泥炭の土壌水分特性の季節変動

は，それぞれ 2328–2296 cal BP (16.7%)，2270–2155
cal BP (78.7%)と 1536–1414 cal BP (95.4%)であっ

湿地の土壌水分特性を明らかにするため，雪田型湿た．三ツ沼東湿地では，泥炭層基底の堆積物だけでな

地の源太ヶ岳東湿地と三ツ沼東湿地，平坦地流入型湿11表 1．泥炭層基底部の放射性炭素年代

地の三ツ沼および三石湿原，地すべり性湿地の大谷地

さくなり，11 月上旬に一旦大きくなった後，11 月中旬

において，6 cm 深の泥炭層中の地温，土壌水分（体積以降は再度小さくなった（図 15a）
．地温の低下は，11含水率），電気伝導度を観測した．電気伝導度は，一般

月中旬以降もゆるやかに進行し，0.4 ℃で一定になっ的に天水の方が地下水よりも低く，雨水で 0.01～0.05

たのは 2019 年 1 月上旬だった．土壌水分は，夏から秋

mS/cm，地下水で 0.1～0.5 mS/cm である（鈴木ほか,

にかけて日降水量との関係が明確に認められ，日降水

2019）
．

量が 20 mm を超えると土壌水分量はスパイク状に上昇

1）源太ヶ岳東湿地

し，降水量の少ない時期には徐々に低下する傾向があ

源太ヶ岳東湿地では，
2019 年 7 月 28 日から 10 月 20った（図 15b）．冬季の土壌水分の変化は緩やかで，2019日までのデータしか得られていないが，深度 6 cm に

年 1 月から 2 月には降水量に従っていた．4 月中旬における土壌水分は，観測期間を通して飽和状態が継続

0.6 m3/m3 から 0.75 m3/m3 へと急上昇したのち 5 月中旬

していた（図 13b）
．涵養水の電気伝導度は，降雨時にまで安定し，5 月下旬には降雨のない時期にもかかわはスパイク上に急上昇し，降水量の少なかった 9 月にらず土壌水分量の多い状態が一週間程度継続した．

は電気伝導度が上昇し，降水量の多い 10 月は徐々に

電気伝導度は，2018 年 11 月から 2019 年 1 月上旬ま低下する傾向があった（図 13c）．

では 0.03 mS/cm 程度で推移していたが，その後，2019

2）三ツ沼東湿地

年 5 月中旬にかけて徐々に値が上昇し，5 月下旬に急

三ツ沼東湿地において，地温は 2018 年 11 月中旬以激に低下して 0.02～0.03 mS/cm の低い値が 7 月中旬

降になると日較差が小さくなり，12 月上旬から 2019まで継続した（図 15c）
．その後は，前年の秋と同程度

年 5 月下旬まで 0.5 ℃付近でほぼ一定であった（図の約 0.04 mS/cm に戻った．また，2 週間程度の少雨が14a）．土壌水分は，2018 年秋に 0.6～0.8 m3/m3 で小刻継続した後の降雨に応答して，電気伝導度がスパイクみに変動していたが，2018 年 12 月から 2019 年 5 月下状に急上昇する傾向が認められた．

旬までは約 0.7 m3/m3 で安定的であった．5 月下旬以降
3

地温と土壌水分，電気伝導度の関係について，積雪

3は土壌水分量が増加して 0.7～1.0 m /m で変動しつつ期の 2019 年 1 月上旬に地温が 0.4 ℃で一定になるとも比較的高い値を維持していたが，降水量の少ない 8

電気伝導度が上昇しはじめ，融雪期の 5 月下旬に地温

月や 9 月には，土壌水分量が減少する傾向が認められが急上昇した直後，土壌水分の高い状態となり，電気た（図 14b）．電気伝導度は，1 年を通して大きな変動

伝導度は低下した（図 15d–f）．周辺の融雪状況は，上はなく，特に 2018 年 12 月上旬から 2019 年 2 月は 0.06

述の三ツ沼東湿地と同じである．

mS/cm，
3月以降は0.07 mS/cm で安定していた（図14c）．

4）三石湿原

調査地周辺の融雪状況について，2019 年 5 月上旬に積三石湿原の地温は，三ツ沼と同様に 2018 年 11 月中

雪の少ない尾根筋で地表面が露出しはじめた．積雪は旬以降で日較差が小さくなり地温が緩やかに低下した

2018 年 6 月中旬でも谷筋や風背側の崖下に残存し，7（図 16a）．しかし，0.6 ℃で一定となった時期は 3 月

月上旬にもわずかに認められた．

中旬で三ツ沼よりも遅かった．そして，2019 年 5 月中

3）三ツ沼

旬には急激に気温が上昇した．土壌水分は，2018 年 10月中旬に 0.6 m3/m3 程度の低水準であったが，10 月下

三ツ沼では，地温の日較差が 2018 年 10 月下旬に小12

図 13．源太ヶ岳東湿地の土壌水分特性観測結果（a）地温と日降水量 （b）土壌水分と日降水量 （c）電気伝導度と日降水量（d）土壌水分と地温 (e)電気伝導度と地温 （f）電気伝導度と土壌水分13

図 14．三ツ沼東湿地の土壌水分特性観測結果（a）地温と日降水量 （b）土壌水分と日降水量 （c）電気伝導度と日降水量（d）土壌水分と地温 (e)電気伝導度と地温 （f）電気伝導度と土壌水分14

図 15．三ツ沼の土壌水分特性観測結果（a）地温と日降水量 （b）土壌水分と日降水量 （c）電気伝導度と日降水量（d）土壌水分と地温 (e)電気伝導度と地温 （f）電気伝導度と土壌水分15

図 16．三石湿原の土壌水分特性観測結果（a）地温と日降水量 （b）土壌水分と日降水量 （c）電気伝導度と日降水量（d）土壌水分と地温 (e)電気伝導度と地温 （f）電気伝導度と土壌水分16

図 17．大谷地の土壌水分特性観測結果（a）地温と日降水量 （b）土壌水分と日降水量 （c）電気伝導度と日降水量（d）土壌水分と地温 (e)電気伝導度と地温 （f）電気伝導度と土壌水分
17と，降水量は多くないものの土壌水分量は増加し，電旬には降雨に応答して上昇し，以降，突発的な土壌水
33分の低下はあるものの 0.8 m /m 程度で安定した(図気伝導度は急激に低下した（図 17d–f）．2019 年 8 月以16b)．4 月中旬には約 0.76 m3/m3 に低下し，1 か月半程

降は，土壌水分量が多い時に，電気伝導度も高くなる

度安定的に推移した．そして 5 月中旬に土壌水分量が傾向が認められた．融雪状況について，2019 年 5 月下急激に増加して飽和状態が約 2 週間続き，降水量の少旬には大谷地内の全域で融雪を完了し，6 月上旬にはなかった 6 月に土壌水分量が減少するものの，降雨に地すべり地内にわずかに残雪があるのみだった．

応答して土壌水分量が大きく変化した．電気伝導度は2018 年11 月から2019 年2 月中旬にかけて0.02～0.03

５．考察

mS/cm 程度で安定していたが，2 月中旬から徐々に上

5.1.湿地の形成時期と気候変動

昇し，5 月中旬から 6 月中旬にかけて低下して 0.03

雪田型湿地に分類される源太ヶ岳東湿地と三ツ沼東

mS/cm に戻った(図 16c)．

湿地の泥炭堆積開始年代は，平坦地流入型湿地に分類

地温と土壌水分，電気伝導度の関係について，地温される三ツ沼と三石湿原に比べて新しく，また，雪田の低下傾向が緩やかに継続する 2019 年 2 月中旬に，型湿地は共通して埋没有機質シルト層が存在した．山

電気伝導度は上昇をはじめた．2019 年 5 月中旬の融雪

岳地域における泥炭堆積開始は，多雪化による涵養水期には，降水量が少なかったにも関わらず地温の急激

供給量の増加（小泉, 1982）や，気候温暖化による残な上昇と同時に土壌水分の高い状態が 2 週間程度継続

雪砂礫地の斜面安定化と有機物量（植物量）の増加

し，電気伝導度は低下した（図 16d–f）．2019 年の融雪

（Daimaru et al., 2002; 佐々木・苅谷, 2000）が要状況について，湿地周辺では 5 月下旬まで残雪があり，因と考えられている．一方で，現在，ササ原や湿生の6 月中旬になると稜線沿いで一部残雪があるのみだっイネ科草原になっている場所における埋没泥炭層は，た．

過去の湿潤化と冷涼化を反映しているという見方もあ5）大谷地る（小泉ほか, 1984）．

大谷地の地温は 2018 年 11 月中旬以降に日較差が小源太ヶ岳東湿地と三ツ沼東湿地の泥炭堆積開始年代

さくなり，温度も緩やかに低下を続けて 2019 年 2 月

は，それぞれ 2328–2296 cal BP (16.7%)，2270–2155

中旬に 0.5 ℃の一定値となった（図 17a）
．その後，5cal BP (78.7%)と 1536–1414 cal BP (95.4%)であっ

月中旬に地温は急上昇した．土壌水分は 2018 年 11 月

た．日本の山岳湿地における泥炭の堆積開始年代はい下旬から 2019 年 5 月中旬までほとんど降水量に応答

くつか報告されているが（小疇ほか, 1993; 小泉,

3

3

せず，2 月上旬まで 0.9 m /m 程度であったものが 20191982; 冨士田, 2017），これら 2 つの湿地と同年代に

年 4 月上旬に約 0.6 m3/m3 まで低下し，その後は緩や形成された湿地は，約 1500 年前に成立した天塩山地

かな上昇に転じた（図 17b）
．5 月中旬には土壌水分量のパンケナイ湿原（五十嵐・藤原, 1984）や約 1300 年の多い状態が約 2 週間継続し，その後は，降水量に応前に成立した増毛山地の群馬岳湿原（五十嵐, 2002）

答して土壌水分が大きく変動し，2019 年 8 月中旬以降など非常に少ない．源太ヶ岳東湿地が成立した約 2200

は，土壌水分が多い状態が断続的に継続した．電気伝

年前は，尾瀬ヶ原の堆積物から復元された BC 398 年

導度は 2018 年 11 月以降徐々に上昇して 2019 年 5 月

から AD 17 年の温暖な時期（Sakaguchi, 1983）に該当

上旬から中旬にかけて急激に低下した（図 17c）
．そのし，三ツ沼東湿地が成立した約 1500 年前も，屋久杉の後 8 月以降は大きく変動しながら電気伝導度は上昇し年輪の炭素同位体比から明らかにされた気候温暖期

た．

（Kitagawa and Matsumoto, 1995）に該当する．また，

地温，土壌水分，電気伝導との関係について，2018

三ツ沼東湿地の埋没有機質層の堆積年代は，7676–7594

年 11 月以降，地温が低下し続ける間は土壌水分量がcal BP でヒプシサーマルの時期に一致し，11000 年～

多い状態を維持しており，電気伝導度も 0.04～0.05

7000 年前の晩氷期に多雪化によって多くの湿地が形

mS/cm 程度であったが，気温が 0.5℃の最低温度で一成されたとする指摘（小泉, 1982）にも整合的である．

定値になると土壌水分量は減少し，一方で電気伝導度

したがって雪田型湿地は，晩氷期の多雪化後，数百年は上昇した．5 月中旬になって地温が急激に上昇する～千年程度の気候変動に応答して湿地もしくは草原の18

拡大・縮小を経て，気候の湿潤温暖期に現在の湿地が約 5500 年前に大谷地全体が池となり，その後 3300 年形成されたと考えられる．

前頃に排水されて現在のような湿原に発達したことが，堆積物の分析で明らかとなっている（Sasaki and

平坦地流入型湿地に埋没有機質層は存在せず，泥炭Sugai, 2018）．

の堆積開始以降継続的に泥炭もしくは有機質シルト層

仙岩火山地域の湿地を立地環境によって雪田型湿地，の堆積が継続していた．また，三ツ沼と三石湿原の泥炭層基底部の堆積年代は，それぞれ 3480–3385 cal BP

平坦地流入型湿地，地すべり性湿地に分類して，形成と 6650–6496 cal BP で，両者の年代には大きな違い

年代と気候変動との影響について検討した結果，気候があった．約 3500 年前～約 2500 年は寒冷な時期であ変動に対する応答性が異なっていることが明らかとなったことが知られており（小泉, 1995; 阪口, 1995），

った．雪田型湿地は温暖湿潤期に成立し，現在の泥炭

三ツ沼の成立時期は，この寒冷期に該当する．小泉ほ

堆積開始以前にも湿原もしくは草原の出現と消滅（縮か（1982; 1984）
は，山岳湿地で泥炭の堆積開始が4100–

小）が繰り返されていた．平坦地流入型湿地は，雪田

3300 yBP に集中する要因を寒冷気候による融雪の遅型湿地よりも成立時期は古く，豊富に涵養水を集められであると指摘した．他方，三石湿原の形成時期は，れる立地条件の良い方が，長期にわたって安定的に湿ヒプシサーマルの温暖期に対応する．平坦地流入型湿潤状態を維持してきた．さらに，地すべり性湿地は，地の成立要因は，温暖もしくは寒冷の気候のみでは現数千年スケールの気候変動よりも地形変化の影響を大在のところ明確な説明は難しい．

きく受けると考えられている（Sasaki and Sugai,
2018）．

三ツ沼と三石湿原の形成時期の違いについて涵養水
量と周辺の地形から検討する．三ツ沼と三石湿原は両5.2.湿地の涵養水と降雨に対する応答性

者とも積雪深が小さい（図 2c）にもかかわらず現在も中央部に水域を残し，涵養水が豊富な湿地である．ま深度 6 cm における地温について，日較差が非常にた，共通して稜線上の鞍部に形成されているが，三ツ小さい時期は積雪に覆われている期間を示し，すべて沼（標高 1399 m）が標高 1448 m の山頂と三ツ石山（標の湿地で地温の年変化の傾向に大きな違いは認められ

高 1466 m）に挟まれているのに対して，三石湿原（標なかったものの，秋季から冬季にかけての緩やかな低高 1283 m）は三ツ石山と大松倉山（標高 1407.5 m）に下傾向に差があった．雪田型湿地の三ツ沼東湿地では挟まれて，三石湿原の方が集水域は広い（図 2a）．つ

積雪開始後から間もなく最低地温で一定になっていた

まり三石湿原の方が多量の涵養水を集められると考えが，平坦地流入型の三ツ沼や三石湿原，地すべり性湿られる．三石湿原の泥炭層で To-a に対比される軽石地の大谷地では，緩やかに地温が低下を続けていた．

層（MI-1）が広範囲に拡散していたのは土壌水分量が気温の低下傾向が最も緩やかだった大谷地では，積雪多いことを示唆し（図 11），降雨イベントに対して土に覆われたのが 11 月中旬，地温が 0.5℃の一定値にな壌水分の飽和状態が長く継続したことは涵養水が豊富ったのは 2 月中旬で，3 か月の差があった．地表面温であることを示唆する（図 16）．したがって，集水域

度は一般的に積雪に覆われている期間は 0℃で一定値が広く涵養水量が多い三石湿原の方が，長期間にわたになる．本研究では，深度 6 cm に地温センサを埋設しり安定的に湿地環境を継続してきたと考えられる．

ているため，この時間差には地下水による熱輸送が寄大谷地に代表される地すべり性湿地の形成時期は，与し，地下水が主涵養源である地すべり性湿地でこの地すべり活動の影響を受けて様々である（五十嵐・高傾向が最も顕著だったと考えられる．

橋, 1985; 冨士田, 2017）．地すべり性湿地は，地すべ

土壌水分の変化は，観測可能だった 4 つの湿地すべり活動で生じた凹地が豊富な地下水に涵養されて成立てで，融雪期に土壌水分の増加が認められ，融雪水がし，気候変動よりも地すべり活動やその後の局所的な湿地の涵養源として大きな役割を果たしていることが崩壊や侵食といった地形変化の影響を受けて湿地が出確認できた．さらに，2019 年 5 月初旬から 6 月中旬の現・発達してきた（Sasaki and Sugai, 2018; 佐々木・

比較的降水の少ない時期の土壌水分変化には，差が認

須貝，2018）．大谷地は，8600 年前以前に地すべりがめられた．平坦地流入型湿地と地すべり性湿地では，起こって湿原と森林のモザイク景観だったところが，

土壌水分量が多い状態が 1～2 週間継続した後に急激19に減少したが，雪田涵養型湿地の三ツ沼東湿地は土壌態が維持されていた．雪田型湿地の三ツ沼東湿地は主

水分量の多い状態を維持していた．地温の上昇時期かに天水涵養で，梅雨期の降雨による涵養が開始される

ら三ツ沼東湿地の観測地点の融雪は 5 月下旬と推定でまでは周辺からの残雪で涵養されていたことが明らか

きるが，湿地の周辺斜面には 6 月下旬まで残雪があっとなった．平標山でも，泥炭の堆積が継続している場たために，6 月中旬の梅雨前線による多雨期まで残雪

所は残雪が 6 月下旬から 7 月上中旬まで残るような雪による涵養が継続していたと考えられる．三ツ沼東湿食凹地の内部であると報告されている（小泉ほか,

地は 2019 年 7 月中旬から 8 月中旬の少雨時期でも，1984）．雪田型湿地は，今後の気候変動で融雪時期が早

三ツ沼や大谷地に比べて土壌水分量の減少が顕著でな

まり，梅雨時期まで連続的に涵養水を供給できなくな

く，無積雪の期間を通じて比較的土壌水分量が多く，れば，湿地の縮小など影響が生じる可能性がある．

変動が小さかった．源太ヶ岳東湿地は年間を通じた観測ができていないため参考値ではあるが，観測期間中，

5.3.仙岩火山地域における湿地の気候応答性

飽和状態が継続していた．雪田型湿地が他の湿地と比湿地の成立条件として，十分な涵養水とそれを溜め較して高い湿潤環境を維持する傾向があるが，その要る凹地もしくは平坦地が必要であり，調査結果から，因は明らかにできなかった．また，積雪期間の土壌水

涵養水が年間を通じて安定的に供給される場所に湿地分の変動は，
湿地毎に多様であった．
大谷地の例では，が形成されていることが明らかとなった．雪田型湿地

地温が一定値まで低下すると土壌水分量が減少し始め

は，電気伝導度が安定していることから，主に天水にたことから，地表が冷やされて融雪水の供給が減少しよって涵養されており，周辺の残雪からの涵養が梅雨たために涵養水量（土壌水分量）の低下をもたらした時期まで継続するために，集水域が狭い山頂付近でもかもしれない．今後，更なる検討が必要である．

湿地が形成されていた．しかし，気候変動の影響を受

電気伝導度は，雪田型の三ツ沼東湿地で年間を通じけやすいために，湿地の成立年代は平坦地流入型湿地てほとんど値に変化がなかったが，平坦地流入型湿地や地すべり性湿地と比較して新しく，泥炭層の下部にと地すべり性湿地は，共通して積雪期の上昇と，融雪

埋没有機物層が存在することから，過去に湿原や草原期の低下がみられた．雪田型湿地は，主に天水に涵養が出現と消滅を繰り返してきたと考えられる．山岳地

されるために電気伝導度の変動が小さいと考えられる域の泥炭の堆積開始は，温暖湿潤期であることが多くが，今後，源太ヶ岳東湿地の通年の観測結果も含めての研究で指摘されており（小泉, 1982; 佐々木・苅谷,

再検討する必要がある．平坦地流入型と地すべり性湿2000; Daimaru et al., 2002），源太ヶ岳東湿地と三地は，両者ともに地下水と天水が湿地を涵養し，積雪

ツ沼東湿地はいずれも温暖期に形成されていたことかが地表面を覆っている冬季～春季は地下水の影響を大らも，従来の考え方に整合的であった．

きく受けて電気伝導度は高くなり，融雪期には多量の平坦地流入型湿地は，電気伝導度の変化から周辺斜

融雪水（天水）が湿地に流入するために電気伝導度が面からの浅層地下水によっても涵養され，雪田型湿地

急激に低下すると考えられる．2019 年 8 月～10 月によりも多くの涵養水を得ることが可能である．したがかけて，三ツ沼と大谷地で電気伝導度の値が徐々に増って雪田型湿地よりも気候変動に対して安定的であり，加する傾向があった．特に，しばらく少雨が続いた後成立年代は古い．さらに，集水域がより広い三石湿原の多雨時に値が大きくなっており，降水が地中を通っでは三ツ沼に比べて土壌水分量は多く，湿潤かつ成立てミネラルを多く含んだ浅層地下水となり，湿地に流年代も古かった．

入することを示唆しているのかもしれない．

地すべり性湿地は豊富な地下水を地すべり性の深い

すべてのタイプの湿地で，融雪期に十分に涵養され凹地に滞留させておくことができるため，気候変動にて湿潤状態となり，消雪後の湿潤状態の維持には降雨

対しては安定的である．しかし，地形変化が大きく影による涵養も重要であることが明らかとなった．平坦

響する．
地すべり地は初生的な地すべり活動の後にも，地流入型湿地や地すべり性湿地は，地下水が特に重要

地すべり土塊内部で地形変化を繰り返している．巨大な涵養源であり，積雪期も地下水の影響を受け，融雪

地すべり地では断続的な地形変化で湿地の出現と消滅

後も降雨に応答した浅層地下水の涵養によって湿潤状を繰り返しながら，湿地の存在する環境を維持してい20

だきました，さらに，積雪深分布を得るための冬季の数値表層モ
デルデータおよび数値標高モデルは，岩手国道河川事務所より，
1 m メッシュの数値標高モデルはアジア航測株式会社より提供していただきました．ここに記して謝意を表します．

る（佐々木・須貝，2018）．
これまでは高標高域に位置する湿地を「山岳湿地」
として，まとめて検討されることが多く，湿地周辺の地形や水文環境に注目した研究は少なかった．
しかし，今回の研究で，立地の違いによって涵養パターンが異なり，気候応答性にも差異があることが示された．近年の気候変動に対する山岳湿地を含む生態系の動態予
測には，気候のみならず湿地周辺の地形や水文環境も含めた検討が必要である．
今後，さらに観測を継続し，毎年の積雪量や気温の違いが湿地の土壌水分特性をどのように変化させるかも検討していきたい．

６．まとめ
本研究は，雪田型湿地，平坦地流入型湿地，地すべ
り性湿地の 3 つのタイプの湿地を対象として，形成時
期と過去の気候変動との関係を明らかにするとともに，年間を通じた湿地の地温，土壌水分，電気伝導度の観測から湿地涵養の特徴を明らかにした．
雪田型湿地の源太ヶ岳東湿地と三ツ沼東湿地は数千～百年スケールの気候変動に対応して出現と消滅を繰
り返し，現在の湿地は気候温暖期に成立した．また，
三ツ沼東湿地の涵養源は主に融雪水と降水であり，周辺からの融雪水の供給が 6 月下旬まで継続することが湿潤環境の維持に大きく寄与していた．平坦地流入型
湿地と地すべり湿地は，地下水も重要な涵養源の一つであり，雪田型湿地に比べて気候変動に対して安定的に存続できる．しかし，地すべり性湿地の形成と消滅には，地形変化の影響を大きく受ける．湿地の立地によって涵養パターンは異なり，気候応答性にも影響していることが示された．今後，将来の気候変動に対する湿地の応答性を評価するためには，さらなる観測の継続が必要である．

謝辞
本研究は，公益財団法人国土地理協会平成 30 年度学術研究助成を受けて実施しました．環境省十和田八幡平国立公園管理事
務所鹿角管理官事務所，林野庁東北森林管理局米代東部森林管理署および盛岡森林管理署，岩手県盛岡広域振興局現地調査には，掘削調査および観測機器の設置に便宜を図っていただきました．東京大学大学院新領域創成科学研究科の安井瞭氏と大嶋
健資氏には，掘削調査および観測機器の設置を手伝っていただ
きました．東京大学大学院新領域創成科学研究科の須貝俊彦教
授とは，データの解釈について大変有益な議論をさせていただ
きました．残雪分布の観察には，Planet 社の Research and
Educational Program により衛星画像を無償で使用させていた

21

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