【論文】
大阪都心部における地下温暖化の実態（その３）○有本弘孝 1・濱元栄起 2・谷口真人 3・斎藤哲也 4・中戸靖子 5・神谷浩二 61(株)地域地盤環境研究所・2 埼玉県環境科学国際センター・3 総合地球環境学研究所
4

国土交通省近畿地方整備局企画部・5 大阪府環境農林水産部・6 岐阜大学工学部

1. はじめに都市域における都市化の進行やヒートアイランド現象は，地表面温度を上昇させ，地中では主に熱拡散によって表層から深さ方向に地下温度を徐々に上昇させている。すなわち，“地下の温暖化（Subsurface Warming）”が生じている。地下温度が上昇すると地層から化学成分の溶出や汚染物質の離脱が促進され，土壌水や地下水の水質だけでなく地下の微生物活動にも影響が生じる可能性がある。これら地下温暖化に伴う地下環境への影響は，隠れた熱汚染問題であり，近年，地中熱利用時の地下環境への影響 1) 2) と併せて研究が進められている。そのため，地下温暖化の将来にわたる変化を予測し，その対策を講じるために，さらに地下の熱環境の変化がもたらす地中構造物等への影響を調査研究する前段階として，地下温度の正確な客観的事実データを得ておくことは重要な課題であるといえる。
一方で地下の温暖化には，地下温度上昇分の地中熱が蓄積されているため，その蓄熱分を活用できるという利点がある。
地中熱の活用に際しては，地下温度と外気温の温度差が採熱および放熱効率に影響を及ぼすことから，地中熱活用前の地下温度（初期温度）の状況（例えば，年平均外気温との温度差や地下温暖化の進行深さ）を認識して検討する必要がある。
大阪平野における地下温暖化の調査研究は，1998 年，2003 年，2011 年に谷口ほか 3) 4) 5) により主に大阪湾沿岸部と郊外を対象に一斉調査が実施された。その一方で 2009 年から，都市化が古くから始まった大阪都心部における中之島周辺を対象とした調査研究が，筆者らが所属した「地下水地盤環境に関する研究協議会」の前地下水水質研究委員会（2013 年まで活動）によって実施され，その成果の一部が北岡ほか 6) 7)，有本ほか 8) 9) 10)，濱元ほか 11) により報告済みである。前地下水水質研究委員会の成果は現在，同協議会に設置された地中熱研究委員会（2013 年 10 月発足，現委員長：岐阜大学 神谷教授）に引き継がれ，有本ほか 12)，濱元ほか 13) により報告済みである。なお，本研究において，大阪都心部とは JR 大阪環状線内（ただし西側は新なにわ筋まで）のエリアとする。
本稿は，地中熱研究委員会の研究成果の一部として，Kansai Geo-Symposium 2016 で筆者が発表した “大阪都心部における地下温暖化の実態（その 2）” 12) の継続版である。大阪都心部の中之島周辺における地下温暖化の定点観測（6 井戸）は，2011年から年 1 回の頻度で継続しているが，2016 年の発表以降 3 年間の観測結果から地下温度の上昇速度を，また，地下温度の定点連続計測結果の解析から，水の流れがない一次元熱伝導だけでは説明できない現象について報告するものである。
2. 大阪管区気象台における気温の経年変化

JR大阪駅

始めに，地下の熱環境への主要な負荷となる気温の変化について整理する。図-1 は大阪管区気象台の現在の気象観測所と大N1N3N2

阪都心部の地温観測井の位置を示し，図-2 は大阪管区気象台観

中之島Ｂ

測所における年平均気温(気象庁 HP 公開データ，1883～2018 年)の経年変化を示す。なお，図-2 の横軸上の▲は観測所の移転時を示している。図-2 に示した気温の経年変化を長期的な目線で見ると，現在の観測所[4]における気温は約 0.030 ℃/年の速度で上昇しているものの，直近 20 年間(1999 年～2018 年)の気温ではほぼ一定を示していることが読み取れる。

N6N5N4N2御堂筋

N318. 馬場町(Ⅱ)
大阪管区気象台N10.5 km
Googleマップから引用

図-1 大阪管区気象台の気象観測所と地温観測井の位置図

3. 大阪都心部における地温観測結果

大阪都心部の中之島周辺において，年 1 回の頻度で地温観測している井戸（図-1 の N1～N6）は，地下水協議会が所有･管理する中之島周辺の地下水位観測井 6 本である。2009 年の観測開始から今日までの地温観測日の一覧表を表-1 に示す。
観測は，温度と圧力を同時に計測できる測定器(メモリー機能内蔵)を手動の巻き上げ機を用いて井戸管内を約 2 cm/sec の速度（記録間隔 1 sec）で降下させることによって行った。測定器は JFE アドバンテック社製の Compact-TD 計で，温度のActual states of subsurface warming in the central area of Osaka City, Japan (Part 3)
Hirotaka Arimoto1, Hideki Hamamoto2, Makoto Taniguchi3, Tetsuya Saitou4, Yasuko Nakato5, Kohji Kamiya6 ( 1Geo-ResearchInstitute, 2Center for Environmental Science in Saitama, 3Research Institute for Humanity and Nature, 4Kinki Regional Development
Bureau, Ministry of Land, Infrastructure, Transport and Tourism, 5Osaka Prefectural Government, Department of Environment,Agriculture, Forestry and Fisheries, 6Department of Civil Engineering, Gifu University )KEY WORDS: Urbanization, Heat island, Osaka City, Observation well, Subsurface temperature
176

19

観測井 N1～N6 で観測された地温鉛直分布，年18

年平均気温 （℃）

測定精度は ±0.05 ℃，分解能は 0.001 ℃である。
平均気温(大阪管区気象台)，ならびに土質柱状図，井戸スクリーン位置を図-3 に示す。同図には帯水層深度を含む地温鉛直分布の拡大図も示し，直近3 年分の観測値を色分け（2019 年を赤線，2017 年[1]y = 0.0063x + 2.9314
R² = 0.0104[2]y = 0.0006x + 14.188
R² = 7E-05

17161514[1]を青線と緑線）
して示している。
拡大図を見ると，[2]131880

観測井全てで 2019 年地温＞2017 年地温であり，[3]y = 0.0351x - 52.967
R² = 0.45

帯水層(下部沖積砂層 As(L)，第 1 洪積砂礫(天満砂

1900

[3]

1920

[4]

1940
1960
観測年 （Year）［1］1882(M15)年 7/1［2］1910(M43)年 9/1［3］1933(S8)年 7/1［4］1968(S43)年 8/1

礫)層 Tg1)深度を中心とした温度上昇が見られる。
4. 大阪都心部における地下温暖化の進行状況
地下温暖化の進行性を評価する際の指標として，[4]y = 0.0295x - 42.041
R² = 0.4692

1980

2000

2020

大阪市北区堂島で観測開始大阪市港区一条通へ観測所移転
大阪市生野区勝山通へ観測所移転
大阪市中央区法円坂へ観測所移転

図-2 大阪管区気象台における気温の経年変化文献 12）の図-2 に加筆修正①G.L.-40m 地温とその上昇速度，②G.L.-50m 地温とその上昇速度を採用している 12）。それらの図を

表-1 地温観測日2

図-4 に示す。図中，直近から寄与率 R ＞0.95 となる近似直線を示し，その勾配が地温上昇速度である。G.L.-40m 地温において，観測井 N3 は 2017
年以降，急激な温度上昇が見られ，観測井 N2 では 2013 年以降，温度上昇がほとんど生じていない。

観測井No. （名称）
2009
2011
2012
2013 2014 2015
2017
2019
N1 （福島公園）
12/20
10/16
12/15
1/11 12/19 5/20
N2 （西梅田公園）
2/4
12/20
N3 （西天満公園） 4/28
5/19
10/2111/68/3 8/20
8/11
N4 （中之島西公園）
12/14
1/10 12/19
9/29
10/165/21
N5 （西船場公園）
N6 （市道道修町線） － 12/15
1/11 12/20

その他の観測井では大阪管区気象台の気温上昇速
20.5

G.L.-40m 地点の地温 （℃）

地温が前年の地温より低下した観測井はなく，全ての観測井で地温は上昇し続けている。中でも地温 が 最 も 高 い 観 測 井 N6 の 地 温 上 昇 速 度 は0.026 ℃/年で，気温の上昇速度に匹敵する位の大きさである。帯水層での地温の乱れを受けにくい
G.L.-50m 地温が上昇し続けていることからも，大阪都心部において，地下温暖化は現在も着実に進行しているといえる。

18.9（注）▲,◆,●は，前年差で 地温地温が低下

一方，G.L.-50m 地温においては，2013 年以降の上昇速度（℃/年）

20.0

N3 0.177（G.L.-38.5m）

19.5
N6 0.032

19.0

N2 0.000

18.5

N4 0.028

G.L.-50m 地点の地温 （℃）

度約 0.030℃/年に近い上昇速度となっている。

N1 0.028

18.0（注）▲,●は，前年差で地温地温が低下

上昇速度（℃/年）

18.7

N6 0.026
18.5

N4 0.018
18.3

N2 0.011

18.1

N1 0.013

17.9

N5 0.014

N5 0.029

5. 一次元熱伝導モデルによる地下温度の解析

17.5
2009

5.1 地温の年周変動
各観測井における G.L.-20m 以浅の地温の年周12151817.7
2009

2112151821時 刻時 刻(a) G.L.-40m 地温(b) G.L.-50m 地温(季節)変動が，一次元熱伝導モデルの変動とどの

図-4 G.L.-40m および -50m 地温の経時変化程度近似しているかの検討は既に報告済み 9）である。その結果の一部を図-5ルとよく似た変動を示し，概ね計算での再現性が可能であるのに対して，観測井N3 の地温分布は深度方向に間延びした性状を示しているのが分かっている。本

0章では，観測井 N3 のこの（地層の温度拡散係数κ=1.0×10 m /sec
地表面温度の片振幅 8℃ に変更し計算）特異性が何に起因している(a) 一次元熱伝導モデルでの計算値のかについて検討する。

温 度 （℃）

2.5-2.5
5 -502468101220111106
1420120204
1620120519
小型水中20120811
18
温度計
20

深 度 （G.L.-m）

図によると，観測井 N3深 度 （GL-m）差を示している。

02468101214161820-2.5-2.50
2.55 -5024681012
小型水中
11/06
14
温度計
02/04
1605/19
間隙水圧計
08/11
1820-6 2

深 度 （GL-m）-5

度毎の年平均地温からの偏以外では一次元熱伝導モデ

温 度 （℃）

温 度 （℃）に再掲する。図の横軸は深2.5(b) N1 観測値

図-5 深度毎の年平均地温からの偏差

520111106
20120204
20120519
20120811

間隙水圧計(c) N3 観測値

文献 9）の図-5 に加筆

17701617

温 度 （℃）

温 度 （℃）

1819202116-101718192021-10土質柱状図00As(U)

As(U)

1030
4050
60
70

18.1

18.3

温 度 （℃）

18.5

As(L)

25As(L)
Tg1

30

Tg1

35

Tg2

40

2019.52017.122017.1

18.4

20090428
091215111106120204120519120811120929130803140820151016
170111171219190520
年平均気温（大阪管区）
井戸スクリ－ン

30
40
50
60

45

70(a) N1（福島公園）

1819

19

19.2

2017.122017.1

19.4

As(L)

As(L)

Tg1

30
35

Tg1

Tg2

4045

温 度 （℃）

2021

22

16-10

17

18

1920

21-1000

1010As20090428
09121511110612020412051912081112092919.5130803140820151021
170111
171220190521
年平均気温（大阪管区）
井戸スクリ－ン

30
4050

70

Tg1

温 度 （℃）

19.8

20.1

20.4

20.7

212025

深 度 （G.L.-m）

60

As

Tg2

As

20090428
091214111106120204120519120811120929130803140820151016
170110171219190521
年平均気温（大阪管区）
井戸スクリ－ン

30

4050

60

2019.52017.122017.1

30

As(U)

70

35(c) N3（西天満公園）

温 度 （℃）

18.2

18.6

18.8

19

19.2
As(L)

30

Tg1

As(L)
35
40

Tg1
2019.52017.12Tg2

45 2017.1
50(d) N4（中之島西公園）

Tg1

18.4

25

深 度 （G.L.-m）＋＋＋

深 度 （G.L.-m）

深 度 （G.L.-m）

18.8(b) N2（西梅田公園）

温 度 （℃）
1718.620
2019.525

深 度 （G.L.-m）

090428091215111106120204120519120811120929130803140820151016
170111
171220190520
年平均気温（大阪管区）
井戸スクリ－ン

17.9

深 度 （G.L.-m）

20

温 度 （℃）

17.5 17.7
20

深 度 （G.L.-m）

深 度 （G.L.-m）

1040

温 度 （℃）

温 度 （℃）
161718

1945

20

1621

1718

1920

21-10-1000As(U)

As(U)

1030
4050
6070

温 度 （℃）

17.5

17.7

17.9

18.120As(L)

4050
60

Tg1

4530

Tg2

3540(e) N5（西船場公園）

18.5
As(L)
Tg1

2530

18.3

As(U)

20

2019.52017.122017.170091215
111106120204120519120811120929130803140820151016
17011118.8 19.1
17122025
190521
年平均気温（大阪管区）
井戸スクリ－ン30
深 度 （G.L.-m）

090428091214111106120204120519120811120929130803140820151016
170110171219190521
年平均気温（大阪管区）
井戸スクリ－ン

深 度 （G.L.-m）

20

深 度 （G.L.-m）

深 度 （G.L.-m）

10(f) N6（市道道修町線）
土質柱状図の凡例：砂礫：砂：粘性土178Tg1

温 度 （℃）

19.4

4050

19.72020.3
Tg2As(L)3545

図-3 大阪都心部（大阪中之島周辺）における地温鉛直分布(観測値)と土質柱状図

As(L)

Tg1
2019.52017.122017.1

5.2 観測井周辺の地層構成

観測井 N1 N2を図-6 に示す。
101000-20-20ｍ）

国道 1 号 2 号沿いの地層断面図

N314）-40-40-60-60-80-80

観測井 N1～N3 の位置はいずれも，国道から約 60m離れと国道に近いことから，国道 1 号 2 号沿いの断面図を採用した。観測井 N1 および N2 周辺では，上部沖積砂層 As(U)と下部沖積砂層 As(L)＋第 1 洪積砂Ac 層が途切れて As(U)層と As(L)層が合わさり，一部で As(L)層と Tg1 層の繋がりも見られる。
さらに，
Ma12 層も途切れている。この周辺の As 層と Tg1 層の地下水位は，As 層の方が約 0.8m 高く，Tg1 層水位が上昇傾向で両者の水位差は減少傾向にあること（後出する図-8 参照）から，この周辺では，地下水位の高い As 層から深部へ向かっての地下水流動（地下水涵養）が生じている可能性が考えられる。
5.3 地温の多深度・定点連続計測結果
図-5(c)で示した観測井 N3 の地温分布の間延びは，

図-6 国道 1 号 2 号ルート沿いの地層断面図 14）

地表面温度の年周変動からの影響なのか，あるいは上述した地下水流動による影響なのかを検討するた

間隙水圧計
計測ケーブル

めに，観測井 N3 と比較対象の観測井 N1 に対して，2015 年 5 月 23 日から 2019 年 1 月 8日まで，地温の多深度･定点連続計測を行った。計測間隔は正時の 1 時間間隔である。
使用した小型水中温度計を写真-1 に示す。小型水中温度計は米国 Onset 社のティドビ

表面φ30mm
ｔ 17mm23g

ット v2（データロガー機能付き）で，温度の測定精度は ±0.2 ℃，分解能は 0.02 ℃である。その設置深度は，前掲図-5(b),(c)に示すとおりで，地表面から基本的に 2m 間隔で，地下水位計測のための間隙水圧計計測ケーブルに取り付けた。また，G.L.-5cm の土ウラ面

壌温度を地表面温度と定義し，G.L.+2m 地点の気温とマンホール内空気温度も計測した。
観測井 N1 および N3 における計測結果，降水量(大阪管区気象台)および地下水位 15）の経時変化を図-7 と図-8 に示す。
図-7 と図-8 から，観測井 N1,N3 とも，全体として年周変動が卓越し，深度が深くな

写真-1 小型水中温度計

るにつれて年周変動の振幅が減少し，位相が遅れているのが分かる。

温 度 （℃）

30GL-2ｍ2010降水量

0-10観測井管頭から地下水越流

観測井管頭から地下水越流

18-616降水量-16-14-12-1022-12-10-860
50403020100GL-2ｍ

管頭嵩上げ 20cm

温 度 （℃）

温 度 （℃）

2080

2017年12月22日
16：00以降，温度計破損 70

GL-0.05m

大阪府北部地震6/18 7:56
直後 8:00↓-8

20-6 ※※

G.L.-4.5m

18※：GL-4.5m温度の乱れ
乱れの原因は，空気温度から水中温度へ変化によるもの

140
1
2

7/1
2015

1/1
2016

7/1

1/1
2017

7/1

1/1
2018

Tg2
7/1
1/1
Tg1 2019

8/110/3 1/1
2/13/31 6/29
8/1
2/1
8/19/22 12/21
2/1
8/1
2/14/6 7/5
9/27 12/26
3/26 6/24
3/21 6/19
9/17 12/16
2015
2016
2017
2018
2019
時刻（年 月/日）

地下水位（G.L.-m）

地下水位（G.L.-m）

G.L.-4m

16
3.5

4.5
5.5

図-7 N1 地温，降水量，地下水位 15）の経時変化

As
7/1
2015

1/1
2016

7/1

1/1
2017

7/1

1/1
2018

7/1

Tg1

1/1
2019

8/110/3 1/1
2/13/31 6/29
8/1
2/1
8/19/22 12/21
2/1
8/1
2/1
4/6 7/5
9/27 12/26
3/26 6/24
3/21 6/19
9/17 12/16
2015
2016
2017
2018
2019
時刻（年 月/日）

図-8 N3 地温，降水量，地下水位 15）の経時変化
179

降水量（mm/h）

80 4070306050 204030 10200100 -10GL-0.05m

降水量（mm/h）

温 度 （℃）40ｍ）

一方，N3 周辺では，その東側に上町断層が存在し，標高 （O.P.ｍ）

れら帯水層はほぼ水平に堆積している。

ｍ）

礫層 Tg1 が，沖積粘土層 Ac によって分離され，そ温 度 （℃）

5.4 一次元熱伝導モデルを用いた解析結果と考察
観測井 N3 の地温分布の特異性（間延び）を考察する。熱的性質が一様な半無限の媒質(地層)で，水の流れがない一次元熱伝導方程式を考える。
一次元熱伝導方程式  ( z, t )     ( z, t ) に,地表面の境界温度として
t
z2232241680

地表面 GL-2m-4m-6m
-8m

5/1

8/1

11/1

2/1

5/1

(1)

時刻（月/日）【計算条件】①地表面温度
平均温度：16 ℃，片振幅Ａ0：13 ℃
最大値の発生日：8 月 1 日
変動の１周期：365 日②地層：1 層，温度拡散係数 κ：6.0×10-7 m2/sec

t：時間，A0：境界温度の片振幅（℃）

図-9 地表面温度および地温の経時変化（一次元熱伝導モデルでの計算例）

ω：2π／T，

T ：境界温度の変動周期（day）

正弦関数θ(0,t)＝A0 sin(ωt) が過去から無限に繰り返し与えた時の深さ z方向の媒質温度分布θ(z,t) は次式(1)で与えられる 9）。
𝜃(𝑧, 𝑡)＝𝐴0 ･𝑒𝑥𝑝(−𝑧/√2𝜅/𝜔)･ 𝑠𝑖𝑛(𝜔 𝑡 − 𝑧/√2𝜅/𝜔)ここに，θ：温度（℃）， ｚ：深さ（m）

κ：媒質の温度拡散係数（m2/sec）

振幅比 -ln (A/A0)，
位相遅れδ （rad）

一次元熱伝導方程式の解析解である式(1)を用いた計算例を図-9 に示す。計算は日単位である。温度は，深さ z に伴う“振幅の減衰”と“位相の遅れ”を伴うことと深 度 （G.L.-m）

0.0なるが，図-10 に示すように，深度と振幅比の対数，深度と位相遅れの間には直線的な関係にあり，両者は一致する。それは式(1)から以下のようにして導かれる。
深さ z の位置での温度片振幅を A とすると式(1)は，𝐴＝𝐴0 ･𝑒𝑥𝑝(−𝑧/√2𝜅/𝜔)･1(2)となり，両辺を変形して対数をとると，式(3)となる。

2.004.06.0○：振幅比の対数●：位相遅れ

51015(3)−ℓ𝑛(𝐴/𝐴0 )＝𝑧/√2𝜅/𝜔 (= 𝛿)なお，図-9 での計算条件において，図-10 に示す位相遅れ δ の増分 1.0 は約 2 ヶ月

図-10 深度と振幅比の対数,位相遅れの関係（図-9 の計算例）弱に相当する。また，深度と位相遅れの関係が直線近似可能であれば，その近似線と式(3)から媒質の温度拡散係数κを逆算することができる。に直し，地表面(G.L.-0.05m)の温度計算値が 𝜃𝑠 ＝𝐴0 ･𝑠𝑖𝑛(𝜔𝑡 + 𝜀)で表され，地下の温度計算値が 𝜃＝𝐴･𝑠𝑖𝑛(𝜔𝑡 − 𝛿 + 𝜀)で表されるものとして，計測温度と温度計算値の偏差の二乗和が最小と35.0

温 度 （℃）

図-11 は，図-8 で示した観測井 N3 での計測温度を日平均値なるよう A0，A，δ を求めたフィッティング結果である。フィ

10 月頃までのフィッティングは良好であるが，その後の約 1 年① 観測井 N1，N3 とも，振幅比の対数と位相遅れが一致し19.5
21.5

大きくなく，かつ位相遅れが揃う現象が生じている。
③ 深度･位相遅れの近似線と式(3)の連立から，参考値として温度拡散係数 κ（m2/sec）を逆算すると，観測井 N1 のAs(U)層で 8.8×10－7，Ac 層で 8.4×10－7，観測井 N3 の As層で 6.4×10－7 が得られ，逆算 κ は“湿潤砂”の 7.4×10-7 ならびに“湿潤粘土”の 5.1×10-716）と近い値である。

180

温度計紛失

(7) G.L.-12.0m

20.5

温 度 （℃）

すなわち，深度増加に伴う温度振幅の減少は解析解ほど(6) G.L.-10.0m

19.5
21.5

影響など，熱伝導が一次元ではない。
② 観測井 N1，N3 とも，振幅比の対数や位相遅れは深度の(5) G.L.-8.0m

20.5

20.5

G.L.-8m よりも深くなると，その増加傾向は小さくなる。

(4) G.L.-6.0m

19.5
21.5

ないことから，土中の水の流れ(水平･鉛直･斜め方向)の増加とともに直線的に大きくなるが，観測井 N3 では(3) G.L.-4.5m

17.021.020.5

温 度 （℃）

ら以下のことが分かる。

19.0

19.0
21.5

ッティングにずれが生じている。このフィッティング期間外のと振幅比の対数，深度と位相遅れの関係を図-12 に示す。図か(2) G.L.-2.0m

8.0
21.020.0

間では計測温度の方が温度計算値よりも 0.2～0.5℃高く，フィ考察は後述するとして，フィッティング期間内で得られた深度(1) G.L.-0.05m

13.0

温 度 （℃）

図-11 を見て，G.L.-6m 以深において，計測開始から 2016 年

5.0-5.0
28.0
18.0

年 8 月 1 日までの約 1 年 2 ヶ月間とした。図中，黒線が計測温温度に対しても実施しているが，紙面の都合上省略する。

15.023.0

ッティング期間は，計測開始翌日の 2015 年 5 月 24 日から 2016度，赤線が温度計算値である。同様な解析は観測井 N1 の計測

温度計破損

25.0

(8) G.L.-14.0m

19.5
21.7

20.7
19.7(9) G.L.-16.0m
8/1
2015

2/1
2016

8/1

2/1
2017

8/1

2/1
2018

8/12/12019

時刻（年 月/日）：計測温度：一次元熱伝導 計算値

図-11 観測井 N3 深度毎地温のフィッティング結果

②の現象について考察する。当該地層 As 層は As(U)層と As(L)層が合わさり，振幅比 -ln (A/A0)，位相遅れδ （rad）0.0

透水性が非常に良い礫質土優勢の土が地表面から G.L.-25m まで厚く堆積する。地深 度 （G.L.-m）

下水位は GL-4.3m～-4.0m 付近に位置する。このような帯水層において，観測井周辺の外側から温度の高い地下水が継続して浸透することで，深度増加に伴う温度振幅の減衰や位相遅れが生じにくく，結果的に温度の年周変動の上限がある温度（この場合，約 20.5℃，図-8 参照）で揃うような現象，すなわち As 層において，地下水流動（地下水涵養）の影響を受けている可能性が考えられる。
次に，フィッティング期間外の 2017 年ではフィッティングにずれが生じていることについて考察する。図-13 に 2015 年と 2017 年に観測した地温鉛直分布を示す。図より，As 層の地温は 2017 年の方が 2015 年よりも全体的に約 0.4℃高いことが分

2.04.00246810121416186.08.0

観測井N1○： 振幅比の対数△： 位相遅れ観測井N3●： 振幅比の対数▲： 位相遅れ

図-12 深度と振幅比の対数，位相遅れの関係かる。このことから，G.L.-6m 以深の As 層の 2017 年地温は，2015 年よりも温度の高い地下水が As 層内を継続的に流動した影響を受けたものと推察される。

温 度 （℃）
17

大阪都心部において，2016 年～2019 年までの地温観測結果からでも，地上の温暖化と同様，地下でも温暖化が着実に進行している。地下温暖化の進行性を評価する指標として，G.L.-50 m 地温とその上昇速度で見ると，G.L.-50 m 地温が最も高い観測井 N6 では 0.026 ℃/年の上昇速度を示ており，気温の上昇速度 0.030 ℃/年に匹敵する位の大きさである。

1819202122-10

深 度 （G.L.-m）

6. まとめ0 ＋10As

2030151021
170111
171220
年平均気温（大阪管区）
井戸スクリ－ン

また，上町断層に近い観測井 N3 の地温形成は，土中に水の流れがな

40

く一次元熱伝導だけでは説明できなく，帯水層 As 層における地下水流動50（地下水涵養）の影響を受けている可能性が考えられる。

図-13 観測井 N3 2015 年と 2017 年の地温鉛直分布（観測値）

As
Tg1

Tg2

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