地球環境研究，Vol.14（2012）

京都盆地で採取した標高別降水の安定同位体比特性
藪崎志穂＊

河野忠＊

キーワード：京都盆地、降水、酸素安定同位体、水素安定同位体、高度効果

１ ．はじめにこれまで筆者らが各地で行ってきた連続観測の結果より、雪の酸素 ・ 水素同位体比は相対的に低く（軽い同位日本のように降水量が比較的多い場所では、地下水の体が多い）、梅雨や秋雨前線による多量の降水時の同位体起源として降水が占める割合は大きい。よって、安定同比も相対的に低くなることが示された（藪崎 ・ 田瀬，

位体を用いて地下水涵養過程や地下水流動を把握する際

2005；Yabusaki et al, 2010）。つくば市において複数の台には、元となる降水の安定同位体比の特徴を把握するこ風イベントを対象として30分毎に採水を実施した観測のとが重要である。酸素や水素の安定同位体比は水（H2O）

結果、特に台風の目（eye wall）付近の降水の同位体比そのものの挙動を追うことができ、また時間の経過や化が急激に変化し、多くの場合同位体比は大きく低下する

学的な反応によって値が変化することがないため、水のことが認められた（藪崎 ・ 田瀬，2004）。山地部を対象とトレーサーとして大変有効的である。しかしながら、降した観測は、茨城県つくば市の筑波山や長野県松本市 ・水の酸素 ・ 水素安定同位体比は気温や降水量、湿度など

上田市の美ヶ原高原、並びに群馬県中之条町の草津白根の気象条件に依存しているため、比較的狭い範囲でも同山付近で実施し、標高の異なる地点で採取した降水の同位体比が異なることが多い。また、同じ場所でも時期（月位体比は、標高が高い地点ほど同位体比が低くなる傾向やイベント降水など）によって値が大きく変化する。従っ（高度効果の存在）が認められた（藪崎ほか，2008；藪て、トレーサーとして利用する際には、できるだけ研究

崎，2010b；藪崎ほか，2011）。また、いずれの場合（場対象地の近傍において継続的な観測値を得ることが望ま所）においても、d-excess（＝δD－８δ18O）の値は夏しい。そこで本研究では、京都盆地の地下水流動を把握に低く、冬に高くなる季節変化が明瞭にあらわれている。

するために酸素 ・ 水素安定同位体比をトレーサーの一つ

こうした d-excess の変動特性を踏まえ、降水と地下水やとして用い、地下水の主要な起源として降水の採取を行っ

河川水の d-excess の変動を比較することにより、涵養時て安定同位体分析を実施した。本稿では、京都盆地の北期の推定を行うことができると考えられる。

部斜面の３地点において採取した2009年９月から2010年９月までの月降水の酸素 ・ 水素安定同位体比の結果について示し、その特徴について報告する。

３ ．降水採取地点の概要および採水方法
京都盆地は南北約18㎞、東西約10㎞の縦に長い形状と２ ．降水の酸素 ・ 水素安定同位体比の特徴なっており、鴨川と桂川によって形成された扇状地が広がっている。盆地の地質は中央部の鴨川扇状地帯では砂

降水の酸素 ・ 水素安定同位体比の特徴には、１）雨量礫層が広がっており、南部の氾濫低地では砂礫 ・ 砂と粘効 果（amount effect）、 ２） 温 度 効 果（temperature

土の互層が卓越し、地下水はこれらの砂礫層中に多く保effect）、３）緯度効果（latitude effect）、４）内陸効果

持されている。1981～2010年の気象データの平年値（京（continental effect）、５）高度効果（altitude effect）な都、北緯35度00.9分、東経135度43.9分、標高41.4ｍ）をどが挙げられる（Clark and Fritz, 1997）。各効果の詳細、みると、年平均気温は15.9℃、年降水量は1491.3㎜であおよびその成因については、藪崎（2010a）に示している

る。気温は８月で最も高く（８月の平均気温の平年値はので参照願いたい。
＊
立正大学地球環境科学部

28.2℃）、１月で最も低い（１月の平均気温の平年値は23京都盆地で採取した標高別降水の安定同位体比特性（藪崎・河野）

4.6℃）。降水量は11月～２月で相対的に少なく（月降水量の平年値で80㎜以下）、６月、７月で特に多く（月降水量の平年値で200㎜以上）、また９月の月降水量の平年値も約170㎜と多くなっている（気象庁ホームページ）。
京都盆地の中央付近（京都駅の近傍）から北部山地（貴船地域）にかけて３地点で降水採取を実施した。各地点の標高は、P-1は32.5ｍ（Photo 1）、P-2は100ｍ（Photo2）、P-3は310ｍ（Photo 3）である（Fig.1）。この３地点に蒸発防止構造を有した降水採取装置を設置し、2009年９月９日～2011年１月24日まで、約２ヶ月に１度採水をおこなった。本稿では、2009年９月～2010年９月までの約１年間のデータを用いて議論をおこなうこととする。
各地点で採取した降水は現地でメスシリンダー等により採取量を計測し、その値から降水量に換算した。降水Photo 3 Precipitation sampler installed on P- 3
サンプルは100㏄の容器に保存し、実験室に戻った後、一般水質および酸素 ・ 水素安定同位体比を測定した。酸素
安定同位体比（δ18O）は液化炭酸ガス、水素安定同位体比（δD）は水素ガスとそれぞれ同位体平衡させた後、立正大学地球環境科学部環境システム学科に設置されている安定同位体質量分析装置（DELTA plus, Thermo
Fisher Scientific）を用いて分析をおこなった。値は標準平均海水からの千分率偏差（δ値）として示した。測定精度は、δ18O で±0.05‰、δD で±0.5‰である。

４ ．結果 ・ 考察
4.1
Photo 1 Precipitation sampler installed on P- 1

高度別の降水量2009年９月から2010年９月までの約１年分の P-1～ P-3の各降水量データを Fig.2に示した。なお、ここで用いている降水量は、採取量から換算した値である。
全体的にみると、標高が最も低い P-1で降水量が少なく、最も標高が高い P-3で降水量が多くなっており、降水量と標高には正の相関が認められる。期間中の降水量の合計値は、P-1で1607.5㎜、P-2で2118.1㎜、P-3で2607.5㎜である（Table 1）。季節的にみると、11月～４月までは相対的に少なく、５月～９月では相対的に多くなっており、秋の台風や秋雨前線による降水量は多いという特徴が示されている。特に2010年７月14日には梅雨前線の活発な活動の影響を受けて125.0㎜の日降水量があり、１時間の最大降雨強度は35.0㎜が記録され、非常に激しい雨が降った（気象庁ホームページ）。各地点の降水量をみると、11月～６月にかけては地点による差はあまり顕著

Photo 2 Precipitation sampler installed on P- 2
24にはあらわれていないが、７月～10月の時期では P-1と

地球環境研究，Vol.14（2012）

Fig.1 Sampling site map
900
precipitation amount (mm)

800
700

P-2・P-3との違いが明瞭にあらわれており、夏季から秋季P-1においては標高の高い山地部の降水が多くなる傾向が認

P-2P-3められる。

600
5004.2400300

降水の安定同位体比

2009年９月～2010年９月までのδ18O の時系列データを200

Fig.3に、δD の時系列データを Fig.4に示した。Fig.3、

1000
Sep-Oct

Nov-Dec
2009

Jan-Feb

Mar-AprMay-Jun

Jul-Sep

2010

Fig.2  Precipitation amount from September 2009
to September 2010 at three sampling sites

および Fig.4をみると、δ18O、δD 共に同じような変動を示しており、2010年３月～４月で特に高い値（重い同位体が多い）を示している。地点間の同位体比についても、δ18O、δD 共にほぼ同じ変動を示している。同位体25

京都盆地で採取した標高別降水の安定同位体比特性（藪崎・河野）

Table 1 Stable isotope ratios in precipitation at Kyoto from September 9, 2009 to September 29, 2010

－52.3

W.M.
d-excess‰
10.8

precipitation
amountmm
1607.5

－8.07

－53.7

10.8

2118.1

－8.37

－54.6

12.4

2607.5

sampling
point

elevationｍW.M.δ18O‰

W.M.δD‰

P-1

32.5

－7.89

P-2

100.0

P-3

310.0

W.M.: weighted-mean value
比は概ね P-1＞P-2＞P-3の順となっており、標高が高いほか（1997）で報告されている京都盆地の東側に位置する

ど低い同位体比を示すことが京都盆地の観測結果からも比叡山の降水の同位体加重平均値（低地部：δ18O：－認められる。ただし、一部の期間（2009年９月～10月、

7.7‰、δD：－50.4‰；山地部：δ18O：－8.6‰、δD：

2010年５月～６月）では３地点の同位体比に差がほとん－52.6‰）と近似した値となっている。

ど見られず、また2010年７月～９月では P-1と P-2の同位各地点の d-excess 値の時系列データを Fig.5に示した。

体比の大小が逆転している。δ O では－5.50‰～－9.52‰

2009年11月～2010年２月で相対的に高い値を示し、2010の範囲となっており、δD では－31.9‰～－66.3‰の範囲年５月～６月で相対的に低い値となっている。この結果となっている。P1～ P-3の各地点で降水量を加味した加から、京都盆地においても他の地域と同様に、d-excess

重平均値を求めたところ、P-1のδ O は－7.89‰、δD は

値は冬に高く、夏に低い季節変化を示していることが明－52.3‰（以下、同様）、P-2は－8.07‰、－53.7‰、P-3はらかとなった。本稿で用いているのは約１年のデータで－8.37‰、－54.6‰であった（Table 1）。これは、小林ほあるが、現在も継続している観測結果においても同様の1818傾向が示されていることから、上述の特徴があると断定-4.0
P-1
P-2-5.0

δ18O （‰）

P-3-6.0

しても問題は無いであろう。各地点の値をみると、P-1＜
P-2＜P-3となっており、安定同位体比とは逆に標高が高い地点ほど d-excess 値は高い値を示している。こうした特徴も、他の山地部の降水の同位対比結果と同様である-7.0（藪崎，2010b；藪崎ほか，2011）。

-8.0

4.3-9.0

京都盆地の降水のδ18O とδD の値を用いてδ－ダイア-10.0
Sep-Oct
Nov-Dec
2009

Jan-Feb

Mar-AprMay-Jun2010

Jul-Sep

グラムを作成した。2009年９月～2010年９月の P-1～ P-3

Fig.3 Temporal variation of δ18O in precipitation
at three sampling sites

までの全てのデータを用いて作成したのが Fig.6a で、P-1～ P-3のデータを暖候期（５月～10月）と寒候期（11月-1020.0

P-1

P-1

P-2-20P-2
15.0

P-3

P-3-30d-excessδD （‰）

降水のδ－ダイアグラムと天水線について

-40

10.0

-50
5.0
-60
0.0-70
Sep-Oct

Nov-Dec
2009

Jan-Feb

Mar-AprMay-Jun2010

Jul-Sep

Fig.4 Temporal variation of δD in precipitation atthree sampling sites
26

Sep-Oct
2009

Nov-Dec

Jan-Feb

Mar-AprMay-Jun

Jul-Sep2010

Fig.5 Temporal variation of d-excess in precipitation at three sampling sites地球環境研究，Vol.14（2012）～４月）とに分けて表示したのが Fig.6b である。Fig.6a

4.4 降水の安定同位体比の高度効果および雨量効果についてより、京都盆地の降水の天水線（Local meteoric waterline）はδD＝8.39δ O＋15.48（r ＝0.862）で、Craig の降水のδ18O およびδD と標高の関係について、それぞ天水線（Craig,1961）δD＝８δ18O＋10よりもやや傾き

れ Fig.7a、Fig.7b に示した。これらの図では、δ18O、δが急で d-excess 値が高くなっているが、概ね日本各地のD 共に降水量を加味した加重平均値を利用している（併天水線と同様の値であるといえる（たとえば、水谷，せて、採取した降水毎の高度効果の値は Table 2に示し

1986；藪崎 ・ 田瀬，2005；藪崎，2010a）。この天水線にた）。この結果より、δ18O、δD 共に標高が高いほど同ほぼ沿うようにして、降水の同位体比はプロットされて位体比が低くなっており、高度効果が認められる。京都

いる。次に、暖候期と寒候期に分けてみると、暖候期の盆地の降水の高度効果の値は、δ18O で－0.17‰ /100ｍ

天水線はδD＝5.75δ18O-10.88（ｒ2＝0.575）、寒候期の天（ｒ 2＝0.981）、δD で－0.7‰ /100ｍ（ｒ 2＝0.819）であ

水線はδD＝6.25δ18O＋2.29（ｒ2＝0.990）であり、暖候る。日本各地の降水の高度効果（平均値）は、δ18O で－期の天水線の d-excess 値（ｙ軸切片）が小さくなってい0.2～－0.3‰ /100ｍ、δD で－2.0‰ /100ｍであるとされることがわかる。また、寒候期の降水のほうがδ O 値にており（早稲田 ・ 中井，1983）、この値と比較すると京都

対 し てδD の 値 が 高 く な っ て い る（即 ち、 寒 候 期 の盆地の降水の高度効果はδD でやや低くなっている。各d-excess 値が高くなる）ことも Fig.6b で認められる。

地で観測された値をいくつか挙げると、比叡山の高度効

18218

果は、δ18O で－0.19‰ /100ｍ、δD で－0.4‰ /100ｍ（小-20-30

度効果は、δ18O で－0.17‰ /100ｍ、δD で－1.0‰ /100ｍ（藪崎，2010b）、長野県の御嶽山ではδ18O で－0.14‰-40-7.0

Sep 2009 - Sep 2010

-50
-7.5

-60
-70
-10.0

-8.0

-6.0-4.0

δ18O (‰)

δD (‰)

林ほか，1997）、松本盆地東部の山地で採取した降水の高δD = 8.39δ18O + 15.48
R² = 0.862-8.0-8.5δ18O (‰)
Fig.6a Relationship between δ18O and δD in precipitation for all samples-9.0

y = -0.0017x - 7.8654
R² = 0.981
0100200300

400elevation (m)-30δD = 6.25δ18O + 2.29
R2 = 0.990-40

Nov-AprP-1
P-2-70-10.0

δD = 5.75δ18O- 10.88
R2 = 0.575

May-Oct-8.0

-50

P-3

-50
-60

Fig.7 a Relationship between elevation andweighted-mean values of δ18 O at threesites-6.0δD (‰)

δD (‰)-20Sep 2009 - Sep 2010-55

y = -0.007x - 52.514
R² = 0.819-4.0

δ18O (‰)
Fig.6b Relationship between δ18O and δD in precipitation divided into summer period（Mayto October）and winter period（Novemberto April）

-60

0100

200

300

400elevation (m)Fig.7 b Relationship between elevation andweighted-mean values of δD at three sites
27

京都盆地で採取した標高別降水の安定同位体比特性（藪崎・河野）

Table 2 Altitude effect of precipitation at Kyoto from September 2009 to September 2010

Sep to Oct in 2009

δ18O
‰ /100ｍ－0.060.984

δD‰ /100ｍ
0.870.979

Nov to Dec in 2009
Jan to Feb in 2010

－0.330.991－1.340.979

－0.23

1.000

－1.190.999

Mar to Apr in 2010

－0.26

0.882

－1.710.873

May to Jun in 2010

0.040.907

1.000.816

Jul to Sep in 2010

－0.10

0.266

－0.51

0.133

weighted-mean values

－0.17

0.981

－0.70

0.819/100ｍ、δD で－0.95‰ /100ｍ（中村ほか，2002）、茨城ｒ2ｒ2られる。

県筑波山の南斜面で採取した降水の高度効果は、δ O で一般的には降水量が多いほど同位体比は低くなるとさ－0.1‰ /100ｍ、δD で－0.9‰ /100ｍであり、各地で若れているが（Clark and Fritz, 1997）、京都盆地の2009年干異なった値を示している。京都盆地の高度効果の値も９月～2010年９月の全ての降水サンプルのδ18O およびδそれほど大きく外れていないことから概ね妥当な値であD と降水量の関係をみると（Fig.8a、Fig.8b）、降水量とり、地下水等の涵養域を推定する際に活用できると考え同位体比には明瞭な相関は認められない。一方、降水量

18を加味して加重平均したδ18O およびδD と降水量との間

-5.0

P-1
P-2

δ18O (‰)-6.0

P-3-7.0

ぼ回帰線上にプロットされている（Fig.9a、Fig.9b）。個別のデータでは同位体と降水量との相関が認められない
のに、年間の加重平均値と降水量では相関が認められる原因として、降水をもたらす気団の影響が及んでいるこ-8.0とが可能性として考えられる。Fig.8a、Fig.8b で示した
２か月毎の期間ではそれぞれの降水をもたらす状況は異-9.0-10.0には負の相関関係が明瞭に認められ、δ18O、δD 共にほなり（たとえば、前線性の降水や台風による降水、雷雨のような突発的な降水などが混在している）、加えて気温

0500

1,000

precipitation amount (mm)Fig.8a Relationship between precipitation amountand δ18O for all samplesなどの影響も受けることから、こうした気象的な複数の要素が反映して２ヶ月毎のデータでは雨量効果が消されてしまいやすい。しかしながら、１年間を平均した場合には季節的な差異の影響が打ち消されるため、雨量と同位体比の間に負の相関が生じることが予想される。藪崎 ・

0P-1

δD (‰)-10

P-2-20P-3-30

た加重平均値と降水量との間には高い負の相関が認められることが報告されている。以上のことから、降水の酸いるわけではなく、気温など複数の要素の影響を受けて-50いることが考えられる。

-60
0500

1,000

precipitation amount (mm)Fig.8b Relationship between precipitation amountand δD for all samples
28

体比と降水量には相関がみられないが、降水量を加味し素 ・ 水素安定同位体比は単純に降水量のみで決定されて-40-70田瀬（2005）においてもつくば市のイベント降水の同位地球環境研究，Vol.14（2012）-7.0

Sep 2009 - Sep 2010（５）δ18O、δD 値共に、標高が高い地点ほど同位体比が低くなる高度効果の存在が認められた。δ18O の高度効果は－0.17‰ /100ｍ、δD の高度効果は－δ18O (‰)-7.50.7‰ /100ｍである。

P-1P-2-8.0（６）２か月毎の降水の同位体比と降水量には相関が認められなかったが、同位体比の年加重平均値と降P-3-8.5-9.0

水量の間には明瞭な負の相関（雨量効果）が認め

y = -0.0005x - 7.0948
R² = 0.9742られた。こうした結果から、降水のδ18O およびδD 値の形成には、降水量のみでなく気温や他の気01,000

2,0003,000

象条件など複数の要素が関わっていることが考えられる。

precipitation amount (mm)Fig.9a Relationship between precipitation amountand weighted-mean values of δ18 O at
three sites
Sep 2009 - Sep 2010

-50て、京都盆地の地下水涵養域や水循環の把握に努めてゆく予定である。
謝辞本研究を実施するにあたり、宮本博司氏、松山哲也氏、貴P-1

δD (‰)

今後は、こうした降水の安定同位体比の特徴を利用し

船神社宮司 高井和大氏ならびに神社の皆様には、降水採取にP-2P-3-55関して大変お世話になりました。快く採水にご協力ください
ました御蔭で継続的なデータを得ることができました。鈴木康久氏には京都盆地での採水や資料提供など、様々な点においてご助力いただきました。皆様方に心より御礼申し上げます。

y = -0.0022x - 48.847
R² = 0.9807-60

査読者の方には詳細に渡り有益なご指摘をいただきました。
ここに記して御礼申し上げます。

01,000

2,000

3,000

precipitation amount (mm)Fig.9b Relationship between precipitation amountand weighted-mean values of δD at threesites

本研究は、平成21～23年度科学研究費補助金（基盤研究（C）、課題番号：21501008）の助成を受けて実施致しました。

参考文献
Clark, I. and Fritz, P. （1997）: Environmental isotopes in

５ ．まとめ
本稿では、2009年９月～2010年９月において、京都盆地の標高の異なる３地点で採取した降水の酸素 ・ 水素安定同位体比の分析結果を用いて考察をおこなった。その結果、以下のことが明らかとなった。

hydrogeology. Lewis Publishers, 328p.
Craig, H.（1961）: Isotopic variations in meteoric waters. Science, 133, 1702-1703.
気象庁ホームページ：http://www.jma.go.jp/jma/index.html
小林正雄 ・ 北岡豪一 ・ 吉岡龍馬 ・ 堀内公子 ・ 笹井恵美（1997）：
比叡山地東麓一帯の降水 ・ 河川水および地下水の水素 ・ 酸
素の同位体比．日本水文科学会誌，27（3），143－150．

（１）降水量は標高の高い地点ほど多くなっている。

水谷義彦（1986）：水文学に望まれる諸問題―安定同位体水文（２）時系列変化をみると、δ18O、δD 値はほぼ同じ変学―．ハイドロロジー（日本水文科学会誌），16（2），74－動をしているが、季節的な変化は認められない。
（３）d-excess 値は夏季に低く、冬季に高くなり、季節的な変動を有している。
（４）京都盆地の天水線はδD＝8.39δ18O＋15.48であり、Craig の天水線よりもやや傾きが大きくなっている。

82．
中村太郎 ・ 佐藤

努 ・ 安原正也（2002）：御嶽山南東斜面における天水の高度効果．日本水文科学会誌，32（4），135－147．
早稲田周 ・ 中井信之（1983）：中部日本 ・ 東北日本における天然水の同位体組成．地球化学，17，83－91．
藪崎志穂 ・ 田瀬則雄（2004）：台風到来時の降水の酸素 ・ 水素29

京都盆地で採取した標高別降水の安定同位体比特性（藪崎・河野）
安定同位体比の変動特性．筑波大学陸域環境研究センター

効果について．日本水文科学会学術大会発表要旨集，25，報告，5，29－39．

79－80．

藪崎志穂 ・ 田瀬則雄（2005）：つくば市における降水の安定同

藪崎志穂 ・ 正井理恵 ・ 北村奏恵 ・ 清水博巳 ・ 鈴木裕一（2011）：位体比の特徴について．水文 ・ 水資源学会誌，18，592－

群馬県草津地域の降水の斜面の違いによる同位体高度効果602．

について．地球惑星科学連合2011年合同大会（講演番号：

藪崎志穂 ・ 田瀬則雄 ・ 辻村真貴 ・ 林陽生（2008）：筑波山南斜面における降水の安定同位体比特性．筑波大学陸域環境研究センター報告，9，15－23．

AHW023-P03）．
Yabusaki, S., Tase, N. and Shimano, Y.（2010）: Temporalvariation of stable isotopes in precipitation at Tsukuba,

藪崎志穂（2010a）：埼玉県熊谷市の降水の酸素 ・ 水素安定同位体比の特徴．地球環境研究，12，121－125．
藪崎志穂（2010b）：美ヶ原高原周辺の降水の安定同位体高度

Ogawa and Utsunomiya City in Japan. Groundwater
response to changing climate. （IAH book No.16）, CRC
Press 55-66.

Characteristics of stable isotopes in precipitation at Kyoto basin
YABUSAKI Shiho ＊ , KONO Tadashi ＊＊Faculty of Geo-Environmental Science, Rissho University

Abstract:
Precipitation samples were collected at three sites on northern part of Kyoto basin every two months from September 2009 to September 2010. Precipitation amount is relatively large at the high elevation. The time series variation of stable isotopes of oxygen and hydrogen in precipitation for three sites at Kyoto basin show similartendencies, however no seasonal variation of isotopic ratios is recognized. The d-excess values in precipitation arerelatively low at summer season and relatively high at winter season. The local meteoric water line（LMWL）in
Kyoto basin is expressed as δD = 8.39δ18O + 15.48. The slope of the LMWL in Kyoto basin is slightly gentle slope
compared to the slope of Craig’s global meteoric water line which is δD = 8δ18O + 10. The elevation becomesincreasingly depleted in 18O and 2H（D）in precipitation. The altitude effect is, therefore, recognized in this area. Thevalues of annual mean altitude effect is -0.17‰ /100 m for δ18O and -0.7‰ /100 m for δD. There is no obvious correlation between isotopic ratios （δ18O or δD） of every two month’s precipitation samples and precipitation
amount, but there was identity relationship between the amount weighted-mean values of δ 18O or δD in precipitation samples and precipitation amount. It is considered that the amount effect also exists in Kyoto basin.
Key words: Kyoto basin, precipitation, stable isotopes of oxygen, stable isotopes of hydrogen, altitude effect30