地球環境研究,Vol.13(2011)

火山灰土層中における土壌水の同位体比プロファイルと地下水涵養量の推定
藪

崎

志

穂＊

田

瀬

則

雄＊＊

嶋

田

純＊＊＊

キーワード：土壌水､ 酸素安定同位体､ 水素安定同位体､ 涵養速度､ トリチウム

１. はじめに

flow (ピストン流) が卓越していることが明らかになった｡

近年､ 農業活動による農地への大量の化学肥料の投与

土壌水の酸素安定同位体 (δ 18 O)・水素安定同位体や土壌中への廃棄物の埋め立てに起因する地下水汚染や､(δD) を用いた研究は､ これまでに降水条件や水文学

地下水の多量の揚水による地盤沈下および地下水位の低的な条件がそれほど複雑ではない乾燥・半乾燥地域にお下など､ 様々な問題が生じているが､ これらには地下水

いて多く行われている (例えば､ Dincer et al., 1974；

涵養､ すなわち土壌を経由した水の涵養が大きく関連しBarnes and Allison, 1983；Allison and Hughes, 1983；ている｡ 降雨−降下浸透−地下水涵養の過程において､Allison et al., 1985 ； Sharma and Hughes, 1985 ；

地表面から地下水面までを結んでいる不飽和帯の担う役

Walker and Brunel, 1990；Liu et al., 1995；Shurbaji

割は大きい｡ 例えば､ 降水として地表に降った水を浸透

and Campbell, 1997；De Vries et al., 2000など)｡ これさせて地下水を涵養させる過程で､ 地表面から付加されらの研究では､ 土壌水のδ 18O､ δD および放射性同位た汚染物質を不飽和帯中で吸着や脱窒することにより濃体で時間情報を持つトリチウム濃度の鉛直プロファイル

度を緩和させたりする効果が認められる｡ このようなこを作成して､ 浸透速度や涵養量などの推定を行っている｡とから冒頭に挙げたような問題の予防や対策を考えるた

また､ 蒸発に伴う同位体比の変化に関する研究は主に室

めには､ 土壌中 (特に不飽和帯) の水の動きを知ること

内実験が用いられており､ Allison (1982) や Allison etが重要となる｡

al. (1983)､ Barnes and Walker (1989) では､ カラム

水は酸素原子 (O) と水素原子 (H) で構成されてい実験やモデルを通して乾燥土壌から土壌水が蒸発する際る｡ O や H は溶存化学成分のように周囲の物質との化のδ 18 O やδD 値の変動について明らかにしている｡

学変化などによって水の流れと異なる挙動をとることはBarnes et al. (1989) は､ 実験により土壌の温度勾配がないため､ 水の酸素・水素安定同位体比の変化は､ 水そδ18O､ δD 値に対して与える影響について示している｡のものの挙動を直接反映していることになる (水谷,

寒冷地を対象としたものでは Froehlich et al. (1997)1986)｡ このような性質を利用することにより､ 安定同によるモンゴルの山岳地域における研究があり､ δ18O､位体比を用いて土壌水の動きについて明らかにすること

δD､ トリチウムの測定を実施して土壌水の浸透速度をが可能であると考えられている｡

推定した｡ また他の地域の研究例として､ Bengtsson et

安定同位体を利用して土壌水の挙動について明らかに

al. (1987) のスウェーデンにおける観測があり､ δ 18O

した先駆的な研究は Zimmermann et al. (1966, 1967a,の測定結果から土壌水の浸透速度は１〜２mm／day､

1967b) によって行われた｡ この研究では､ 研究対象地

涵養量は250〜500mm／year であることが示された｡

域にトレーサーとして1.5％の D2O を散布して時間の経

Darling and Bath (1988) はイギリスの Chalk を対象

過と共に土壌コアを採取し､ 遠心分離法によって抽出しとして､ Komor and Emerson (1944) は合衆国のミネた土壌水の水素安定同位体比鉛直プロファイルの時系列

ソタ州とノースダコタ州の砂質土壌を対象として､データを示した｡ この結果､ 土壌水の同位体比は時間のGehrels et al. (1998) はオランダの vadose zone (約８経過と共に拡散の影響を受けながら徐々に土壌深部へとｍ) を対象として､ それぞれ調査・研究が実施されてい

移動していることが示され､ 土壌水の浸透は pistonる｡ McConville et al. (2001) は北アイルランドの約２＊

立正大学地球環境科学部
筑波大学大学院生命環境科学研究科＊＊＊
熊本大学大学院自然科学研究科＊＊

43

火山灰土層中における土壌水の同位体比プロファイルと地下水涵養量の推定 (藪崎・田瀬・嶋田)

ｍの不飽和帯土壌のδ 18O 値の実測値とトレーサ実験の

特に火山灰起原であるローム質土壌は水分含有量が他の結果から浸透速度を推定した｡

土壌と比べて相対的に多く､ また空隙率が高くなってお

日本国内おける土壌中の水の挙動に関する研究では､り､ 外国の土壌とは異なる性質を有している｡ 従って､

主に土壌水のトリチウム濃度が用いられてきた｡ 榧根ほ土壌中での同位体比の分布も海外の研究例とは異なったか (1980) は関東ローム層中の土壌水のトリチウム濃度特徴を示すことが予想される｡ また､ 研究を行う際にはを測定し､ 土壌水がピストン流的な流れによって浸透すできるだけコストがかからず､ 時間的な労力も少ないこると仮定してトリチウム収支のモデル計算を行い､ 地下とが好ましい｡ このようなことから､ 本研究では１回の水涵養量を推定した｡ また Shimada (1983, 1988) は､

土壌コアのサンプリングを行い､ 土壌水を抽出して同位

関東ローム層が厚く堆積している地域において異なった体比の測定を行い､ ローム層が厚く堆積する不飽和帯中pF 値の土壌水を抽出して､ それらのトリチウム濃度をの土壌水の酸素・水素安定同位体比鉛直プロファイルを測定し､ 分散を考慮したモデルを用いて土壌水の浸透速作成して土壌水の挙動について明らかにすることを目的

度や涵養量を求めている｡ 土壌水の安定同位体を用いたとした｡ さらに､ 土壌水の同位体比と降水の同位体比を研究として Tsujimura and Tanaka (1998) の研究があ比較し､ 気象データ等を複合的に用いて考察することに18

り､ 土壌水のδ O とδD の実測値を利用して山地森林

より､ 土壌水の涵養時期および浸透速度の推定も試みた｡

流域における斜面土壌の蒸発散量を推定し､ 土壌表面からの蒸発率は５％ (年降水量の２％に相当) であることを明らかにした｡
こうした研究結果により､ 降水や土壌水の酸素・水素

２. 研究対象地域の概要
２. １

地

形

安定同位体比およびトリチウムのデータは､ 土壌水の浸研究対象地としたのは､ 埼玉県と東京都の境に位置す

透速度等を推定する際の有効な指標として利用することる金子台である (Fig.1)｡ 金子台は東西約40km､ 南北ができると言えるだろう｡ しかしながら､ 日本国内では約30km に渡って分布する武蔵野台地の北西部に位置し土壌水の酸素・水素安定同位体比を測定し､ その結果かている｡ 標高は50〜180ｍで､ 東に向けて徐々に低くなっら土壌水の挙動について考察を行っている研究は少なく､ている (関東ローム研究グループ, 1973)｡ 一帯には下同位体を用いた推定法の有効性が明確にはなっていない｡

末吉面が広がっており､ 武蔵野台地内においては比較的

Fig.1

Location map of the study area.
Yabusaki et al.

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地球環境研究,Vol.13(2011)

古い６〜13万年前に堆積した下末吉ローム層が存在して火山灰土となっている｡ 本研究対象地の地質断面図 (日いる｡ 研究対象地域の北西部には阿須山丘陵があり､ そさく, 1998) によると､ 約12ｍ深までは黄褐色〜茶褐色の丘陵の縁を霞川が西から東に向けて流下して扇状地面のローム層が存在し､ その下部には東京層群に相当すると丘陵とを分断している｡ また扇状地内には断層 (立川

砂礫層が堆積しており､ 地下水面はこの砂礫層中にあら断層) の存在が確認されており､ 海抜標高170〜160ｍのわれている｡ ローム層は全体に均質であり､ 酸化物・ス

東京都青梅市今井町付近には､ 立川断層による北東側のコリアを少量含んでいる｡ また､ この地域のローム層は隆起で比高10ｍ以上の逆傾斜ができている (貝塚, 1964；

関東平野の他の地域と比べて相対的に厚いため､ 土壌中檜山ほか, 1993)｡には長期間の水文学的情報が残されていると考えられる｡

２. ２

地

質

金子台では上総層群の上位に東京層群が堆積している｡
上総層群は､ 一般に浅海性〜汽水性の砂岩・泥岩から成３. サンプリングおよび実験方法
３. １

土壌コアの採取および土壌水の抽出方法

るが､ 狭山丘陵より西に位置する金子台では礫質が卓越

土壌コアの採取は､ 1998年８月25､ 26日の２日間に渡っしている｡ 東京層群は砂礫層とシルト層の互層構造を示て実施した (なお､ 以下で説明する土壌抽出および各種

しており､ 西から東にかけて傾斜している｡ 東京層群の分析は､ 土壌コア採取後にできるだけ時間をおかずに実

上部には下末吉礫層が分布しており､ さらにその上位に施した)｡ 土壌コアの掘削は､ 最近20年ほど施肥をしては下末吉・武蔵野・立川各ローム層が堆積しているおらず､ 人為的な撹乱を受けていない栗林の一画でおこ(Fig.2)｡ 下末吉ローム層は６〜13万年前に堆積した褐なった (Fig.1)｡ 樹木の根の影響や林冠による降水の遮色〜灰色の粘土質火山灰土である｡ 武蔵野ローム層は３断等の影響が少なくなるように､ 栗林の中でもできるだ〜６万年前に堆積した褐色の玄武岩質の火山灰で､ 立川

け樹木から離れた場所を土壌掘削地点として選定した｡

ローム層は１〜３万年前に堆積した赤褐色のスコリア質

サンプリング地点周辺の地表面はほぼ水平な状態である
ため､ この地点の土壌中の水の動きは鉛直方向の浸透が卓越しており､ 横方向の流れは無視できると考えられる｡
また､ 土壌水の供給源は降水のみである｡
土壌コア採取には､ ジオプローブ社製の簡易掘削機(Model 4220) を用い､ 12ｍ深度までの不攪乱土壌を掘削した｡ コアは１ｍほど離れた２地点で採取した｡ 土壌
サンプルの採取には､ 外径4.3cm (土壌の径は4.0cm)､
長さ１ｍの塩化ビニル管を使用し､ 採取後は直ちにビニル管の両端にふたをしてテープで封をした｡ ボーリング終了後はサンプルを研究室に持ち帰り､ 土壌水分が蒸発しないように十分注意を払い保存した｡
まず土壌中に含まれている水分量を把握する必要があるため､ 採取した土壌コアについて30cm ごとに気相率､固相率､ 体積含水率 (液相率) を求め､ 三相分布図を作成した｡ 方法としては､ 土壌コアを長さ５cm に切断し､100ml の円筒サンプル管に入れた後､ 三相計にて実容積(液相＋固相) を求めた｡ 続いてサンプルを恒温乾燥炉
で105℃､ 24時間乾燥させ､ 乾燥前の土壌重量から乾燥後の土壌重量を引くことにより､ 土壌水分量を求めた｡
この作業を12ｍの深さまで繰り返し､ 三相分布図を作成

Fig.2 Geological column of Musashino-upland.
(Refered from Kaizuka, 1964).
Yabusaki et al.

した｡
安定同位体比分析用の土壌水の抽出は､ 三相分布測定に用いた土壌コアサンプルとは異なるもう一本のコアサ

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火山灰土層中における土壌水の同位体比プロファイルと地下水涵養量の推定 (藪崎・田瀬・嶋田)

ンプルを用いた｡ 100cc の土壌サンプル管に鉛直方向で下の手順で求めた｡ まず､ シンチレーションカウンター

５〜10cm の厚さに相当する土壌を詰めて､ 高速冷却遠で計測した１分間当たりの壊変数から式を用いて濃縮

心機 (SAKUMA 製, MODEL 50A-IVD) にセットし､後のトリチウム濃度を求めた｡

回転数8600rpm (pF 値で約4.2に相当) で２時間遠心分離を行い土壌水を抽出した｡ 土壌水の抽出は土壌コア採 




取後､ 速やかに実施した｡ 抽出した水サンプルはガラス

ここで､ は濃縮後のトリチウム濃度 (TU)､ はシ製のバイアル瓶に保存し､ 蒸発が生じないように注意をンチレーションカウンターの計測に用いたサンプル量

払って冷蔵庫内 (約４℃) で保管した｡(ml)､ はシンチレーションカウンターで計測した１分間あたりの壊変数 (dpm) の平均値を示している｡ 式

３. ２

で求めた は濃縮後のトリチウム濃度であるた

降水､ 地下水のサンプリング

土壌水の供給源となっている降水の安定同位体比データを得るため､ 研究対象地である金子台近傍の埼玉県小川町において降水を採取した｡ 採取地点に蒸発防止装置付きのポリタンクを設置し､ 毎月１回降水の採取を実施した｡ 降水サンプルは1993年１月〜2001年12月の間採取しているが､ このうち1994年１月〜12月および1998年４18

月〜2001年12月の試料についてはδ O とδD の測定を
18

め､ 濃縮前の試料のトリチウム濃度は式, を利用して求めた｡
' 
'  


は濃縮前のトリチウム濃度 (TU)､ は濃縮前のサンプルの容量 (ml)､ は濃縮後のサンプルの容量実施しており､ その他の期間はδ O のみ分析を行った｡(ml)､ βは濃縮に用いたニッケルセルの係数である｡

研究対象地域の気象データとして､ 日本気象協会発行の更に､ トリチウムの半減期である12.3年を利用し､ サン

東京都青梅のデータを用いた｡ また､ 1999年６月３日にプルを採取した日から測定を行った日までの時間経過を土壌コアを採取した地点近傍の地下水採取をおこなった考慮して､ 採水した当時のトリチウム濃度になるように

18(Fig.1)｡ 採取した地下水試料についてもδ O とδD の測定をおこなった｡ 併せて､ 降水および地下水のトリチ
ウム分析も実施した｡

補正をおこなった｡
降水についても同様の方法でトリチウム濃度測定を実施した｡ なお､ トリチウムの測定精度は測定時の条件(電気分解に用いたニッケルセルや濃縮率など) によっ

３. ３

酸素・水素安定同位体比およびトリチウム濃度てそれぞれ異なっているが､ 平均的には±0.5TU となっの分析法ており､ 検出限界は0.3TU である｡

土壌コアから抽出した土壌水について､ 酸素・水素安
定同位体比分析を行った｡ 酸素安定同位体比は二酸化炭

なお､ 安定同位体及びトリチウム分析は､ 土壌コアから土壌水を抽出した後､ 時間を空けずに実施した｡

素との同位体平衡法を用い､ 水素安定同位体比は金属亜鉛を利用した還元法によって気体化した後､ それぞれ質量分析計 (Delta-S, Finnigan MAT 252) で測定を行った｡ 同位体比は標準平均海水 (V-SMOW) からの千分率偏差であるδ値として示した｡ 測定精度は､ δD は
18±１‰､ δ O は±0.1‰である｡

４. 結

果

４. １

降水の酸素・水素安定同位体比

本研究対象地域の気象データとして利用した青梅市の降水量､ 気温､ および埼玉県小川町で採取した降水のまた､ 土壌水の滞留時間を推定するため､ トリチウム

δ18O 値､ δD 値､ d-excess 値 (δD−８δ18O) を Fig.3

濃度についても測定した｡ 測定方法は嶋田ほか (1992)に示した｡ 1977年〜1999年の年平均降水量は1,464mm､による方法を用いた｡ 抽出した土壌水を30cm 深度相当

年平均気温は13.5℃である｡ 梅雨時期および台風の影響

分でひとつにまとめ､ この土壌水を電気分解で濃縮し､を受ける夏季〜秋季の降水量が相対的に多くなっており､低レベル放射能測定用シンチレーションカウンター

冬は降水量が少なく乾燥している｡ また月平均気温は夏(Packard 社製 2000CA 型) にサンプルをセットし､季には25℃を超え､ 最低値を示す１〜２月においても０100分計測を約15回繰り返した｡ 同時にトリチウムが含℃を下回ることは少ない｡

まれていない試料についても計測し､ その平均値をバッ

小川町の降水の酸素・水素安定同位体比の測定結果

クグランド値とした｡ サンプル水のトリチウム濃度は以(Fig.3) から､ 同位体の変動範囲はδ 18 O で−16.0〜

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地球環境研究,Vol.13(2011)

Fig.3 Temporal variations of precipitation, air temperature, δ18O, δD
and d-excess at Ogawa from 1993 to 2001.
Yabusaki et al.

−4.0‰､ δD で−120〜−10‰と変動幅がかなり大きい(Dansgaard, 1964)､ 比較的湿潤な太平洋側で形成さことがわかる｡ 安定同位体比には季節的な変動や周期性れた水蒸気の d-excess 値は低く､ 比較的乾燥した日本は特にあらわれていないが､ 冬季に降雪があったときの海側で形成された水蒸気の d-excess 値は高くなる｡ 従っ

同位体比は相対的に低い値 (軽い同位体が多い) を示して小川町では､ d-excess 値が低い夏季の降水は相対湿ている｡ また､ 秋雨前線などによる特に多量の降水があっ度が高い環境で生成された海洋性気団によるものが多く､たときの降水の同位体比も相対的に低い値を示す傾向が

d-excess 値が高い冬季の降水は乾燥条件下で生成されあるが､ 降水量と同位体比の相関は明瞭ではない｡ イベ

た大陸性の気団が卓越していることが示唆される｡ このント降水 (一雨ごとの降水) の観測を実施したつくば市

ように降水の d-excess 値には季節変動が認められるたの例では､ 降水量と同位体比には明瞭な負の相関が認め

め､ この特徴を土壌水が涵養された時期の推定を行う際られ､ 雨量効果の存在が確認されている (藪崎・田瀬,の指標の一つとして利用することができると考えられる｡

2005)｡ 本研究では月単位での降水の採取を行っている

降水のδ18O およびδD を暖候期 (４〜９月) と寒候

ため､ 期間内の各イベント降水は混合し､ 各イベントの期 (10〜３月) に分けてδ−ダイアグラム上にプロット

同位体比の記録が消されてしまったため､ 降水量と同位したのが Fig.4である｡ 小川町の約４年分の同位体比測体比の相関が低くなっていると考えられる｡

定結果を用いて暖候期および寒候期の回帰直線を求めた

一方､ 降水の d-excess 値には季節変化があらわれてところ､ 回帰直線の傾きはそれぞれ8.3および8.0でありおり､ 夏季に低く､ 冬季に高い値を示している｡ 特に12Craig の天水線の勾配 (＝８) にほぼ等しくなっている｡〜２月に高い値となる傾向が認められる｡ 降水のまたｙ軸切片はそれぞれ11.6および19.5であり､ 寒候期

d-excess 値は､ 一般的に降水の起源となる水蒸気塊がの方が相対的に高い値となっている｡

蒸発するときの相対湿度に大きく依存しており

47

火山灰土層中における土壌水の同位体比プロファイルと地下水涵養量の推定 (藪崎・田瀬・嶋田)

Fig.4 Profile of δD values versus δ18O values in precipitation.
○：Precipitation from April to September■：Precipitation from October to March△：Groundwater＋：Amount-weighted mean of isotope ratio in precipitation
Solid line ： Regression line of precipitation from
April to September(δD＝8.3δ18O＋11.6, R2＝0.96)
Broken line ： Regression line of precipitation from
October to March(δD＝8.0δ18O＋19.5, R2＝0.96)
Yabusaki et al.

Fig.5 Three-phase distribution of boring core samples.
Yabusaki et al.

に高く (重い同位体が多く) なっているが､ 0.5ｍ以深の同位体比にはサイクリック (周期的) な変動が確認されており (δ 18 O 値で−8.0〜−6.8‰､ δD 値で−59〜−42‰)､ このような変動は４ｍ深度付近まで存在して４. ２いる｡ 変動幅は下方にゆくほど小さくなり (δ18O 値の土壌の三相分布土壌の三相分布図を Fig.5に示した｡ 間隙率はほぼ全場合､ 0−0.5ｍ：−8.0〜−5.6‰､ 0.5−1.5ｍ：−7.9〜層にわたって70〜80％となっている｡ これまでの研究で− 6.8 ‰ ､ 1.5〜3.0 ｍ ： − 8.0〜 − 6.9 ‰ ､ 3.0 − 4.0 ｍ ：は､ 関東ローム層中の間隙率は70〜80％の値を示すこと−7.8〜−7.0‰)､ ４ｍ以深ではこうしたサイクリックが報告されており (山崎, 1963；関東ローム研究グルー

な変動はほとんど確認されない｡ これは土壌水が土壌中

プ, 1973；Shimada, 1988)､ 今回の結果は先行研究のを浸透する過程において混合や拡散が生じるため､ 同位

結果とも一致している｡ 体積含水率は深度約３ｍまでは体比の変動幅が小さくなり､ 最終的には値は一定化する

変動が大きいが､ それよりも深い深度では約70％とほぼと考えられる｡ このような同位体比鉛直プロファイルの一定した値となっている｡ また深度12ｍ付近では固相率一定化は､ 日本のように降水量が多く土壌水の浸透速度が急激に上昇しているが､ これはこの深度で地質がローが比較的速い環境下では､ 不飽和帯が厚く堆積する地域

ム質土壌から砂礫質土壌に変化していることに起因してでなければ確認することができないと考えられる｡ ４ｍいると考えられる｡

より下部では同位体比は低くなる傾向があり､ ６〜７ｍ
深度付近で最小値を示しているが (δ18O 値で−8.4‰､

４. ３

土壌水の酸素・水素安定同位体比の鉛直プロファδD 値で−58‰)､ ７ｍよりも深い場所では同位体比は

イル

一転して高くなり､ ９ｍ以深ではほぼ一定した値を示し
18

土壌水のδ O 値及びδD 値の鉛直プロファイルを
18

ている｡

Fig.6a, 6b に示した｡ δ O 値とδD 値のプロファイル

深度４ｍまでの酸素・水素安定同位体比のサイクリッには若干の違いがみられるものの､ 全体的にはほぼ同様

クな変動は､ 土壌水の涵養された季節の影響を受けていな変化を示している｡ 土壌表層付近の同位体比は相対的ると考えられる｡ 気温の高い夏季では､ 降水から土壌へ

48

地球環境研究,Vol.13(2011)

Fig.6 Vertical profile of (a) δ18O (b) δD, (c) d-excess and (d) EC in soil water.
Yabusaki et al.

と浸透した土壌水は蒸発の影響を強く受け､ 土壌水の安ているのは､ ９ｍ付近まで地下水面が上昇し､ 地下水の定同位体比は相対的に高い値を示すと予想される｡ 従っ

同位体比の影響を受けているためであると考えられる｡て､ 蒸発の影響を受けた同位体比の高い土壌水が徐々に

また､ 深度０〜0.5ｍの同位体比は相対的に高い値と地中深部へと浸透することにより､ 土壌中の同位体比鉛なっているが､ これは上述したように地表面付近で蒸発

直プロファイルの周期性を形成していると考えられる｡が生じ､ 同位体の動的分別が生じた結果であると考えら

18

また､ δ O 値の地表面付近での鉛直プロファイルの勾れる｡ 土壌中での蒸発に伴う酸素・水素安定同位体比の配はδD 値の勾配よりも大きくなっているが､ これは蒸変動については Allison (1982) がカラム実験を用いて発によって生じる同位体の動的分別は酸素安定同位体の明らかにしており､ 蒸発が生じている時点での土壌水のほうが水素安定同位体よりも大きいことに起因している｡

同位体比鉛直プロファイルは､ 土壌表層付近で急激に高９ｍよりも深い部分の同位体比がほぼ一定している要

い値にシフトしていることが示されている｡ このときの因として､ 地下水の影響が及んでいると考えられる｡ 武

土壌水のδ−ダイアグラムの勾配は2.4〜4.7の値を示し

蔵野台地の浅層地下水では季節的な水位変動が生じていており､ 天水線の勾配 (約８) に対して小さい傾きとなっることが確認されており､ ３〜４月頃に地下水位は最もている｡ 蒸発によって同位体の動的分別が生じた場合に低くなり､ 夏から秋にかけて上昇している｡ これは冬には､ δ−ダイアグラムの勾配は小さくなることが一般的

降水が少ないという当地域の気候特性に依存しており､に知られており (Clark and Fritz., 1997)､ 上述の勾配

若干の時間差をもって降水量の変化が地下水位の変化にの変化は蒸発によるものと考えられる｡ 金子台の土壌水反映されていることが細野 (1993) により指摘されていの同位体比をδ−ダイアグラム上にプロットしたところ､る｡ またボーリング地点より北東に約2.6km の地点

深度０〜0.5ｍにおける同位体比の回帰直線の勾配は5.7(茶畑) と､ 北東約3.7km の地点 (神社) に設置されたであった (Fig.7)｡ これは深度0.5〜12.0ｍの回帰直線の観測井の地下水位のデータにおいても､ 春に地下水位が勾配 (＝6.9) よりも小さく､ 深度0.5ｍまで蒸発の影響低下し､ 夏季に上昇するという同様の傾向があらわれてが強く及んでいると考えられる｡

おり､ それぞれの地点で４ｍおよび６ｍ前後の地下水位

土壌水の同位体比の値から､ 今回採取した時点では深の年変動が観測されている (田瀬, 2000)｡ 本研究でボー度約0.5ｍまで蒸発の影響を受けていることが示された

リングを実施した1998年８月25日の時点では深度約13ｍ

が､ 蒸発の影響を受ける深度は季節によって異なっていに地下水面が認められたが､ ボーリング地点においてもると予想される｡ 土壌コアを掘削した1998年８月25日で地下水位は時期により変動していると考えられる｡ 深度

は､ 掘削前の数日間は降水が無く､ また気温も高かった

９ｍ以深の土壌水の酸素・水素安定同位体比が一定化しため､ 蒸発の影響は明確に土壌中にあらわれているが､49

火山灰土層中における土壌水の同位体比プロファイルと地下水涵養量の推定 (藪崎・田瀬・嶋田)

４. ４

トリチウムの測定結果

４. ４. １

降水のトリチウム濃度

トリチウムは主に宇宙線の作用により上層大気中で生成され (0.19〜0.5atom／cm2 ／s)､ 成層圏でしばらく滞留した後､ HTO (H3HO) として対流圏に入る｡ 対流
圏内では大気の循環により HTO は H2 O と混合し､ 水の循環に加わる｡ 天然における濃度は10TU 前後とされている (山本, 1983)｡ トリチウム濃度の単位として使用されている TU は Tritium Unit の略で､ 1TU は水素
原子1018個中にトリチウム原子１個が含まれていることを示している｡ また､ トリチウムの半減期は12.33年(4500 日 ) と さ れ て い る (Lucas and Unterweger,
2000)｡
降水のトリチウム濃度の長期間の変動傾向をみるため､
Fig.7 Profile of δD values versus δ 18O values in soil
water.
●：from 0 to 0.5m○：from 0.5 to 12.0m
Solid line: Regression line of precipitation from April
to September.
(δD＝8.3δ18O＋11.6, R2＝0.96)
Broken line: Regression line of precipitation from October to March(δD＝8.0δ18O＋19.5, R2＝0.96)
Dotted line: Regression line of soil water(from 0 to 0.5m：δD＝5.7δ18O−13.0)(from 0.5 to 12.0m：δD＝6.9δ18O＋0.59)
Yabusaki et al.

1953〜2002年のデータを Fig.8a に示した｡ このうち1988〜2002年の14年間のデータを Fig.8b に拡大表示した｡ なお､ 数値データに関しては､ 藪崎ほか (2003) に報告している｡ Fig.8a, 8b のグラフは幾つかの地域の降水データを結合させたものである｡ 1953〜1960年はオ
タワの降水､ 1961〜1971年は東京､ 1972〜1978年は東京とつくばの値､ 1979〜2002年は筑波大学構内で採取した降水を分析したものである｡
Fig.8a の長期変動をみると､ 1953年までの降水のト
リチウム濃度は約10TU の天然レベルに保たれていたが､1953年以降は大気中で行われた熱核爆発実験に伴い大量

仮に多量の降水が生じた直後や降水が長時間続いたようの人工トリチウムが大気中 (特に成層圏) に放出されたな状況下で土壌コアを採取した場合には､ 地表面付近のため､ トリチウム濃度は激増している｡ 1963年にピーク

土壌水の同位体比には蒸発の影響が明確にはあらわれなに達しているが､ 熱核爆発実験終了後は指数関数的に減いものと考えられる｡ 蒸発の及んでいる深度を同位体比

少し､ 1990年以降は10TU 以下 (３〜８TU) のほぼ横から明確に示すためには､ 土壌の採取を連続的に行い､ばいの値となり､ 天然レベルに戻ったことが示されていそれらの土壌から抽出した土壌水の酸素・水素安定同位る｡ また降水のトリチウム濃度には､ 春から夏にかけて

体比の時系列データを示すことがより効果的であるが､濃度が上昇する季節変動 (スプリングマキシマム) が認

大まかな推定を行う際には今回のように１回の土壌コア

められている｡ しかし､ 降水のトリチウム濃度が年間を

サンプリングの結果も活用できるといえよう｡

通して６TU 以下となった1995年以降では､ 季節的なピー

18

地下水の同位体比 (δ O で−7.9‰､ δD で−51‰)

クは顕著にはみられなくなっている｡

や土壌水の同位体比 (Fig.4の○で囲った値)､ 小川町の降水が地表面に達し地中へ浸透するとトリチウムの供

降水の同位体比を比較すると､ 土壌水の同位体比の変動給が絶たれるため､ 地中水 (土壌水) のトリチウム濃度

幅は降水の変動幅に対して小さく､ また降水の加重平均は12.3年の半減期に従って一方的に減少する｡ 従って､

18

値 (δ O で−7.5‰､ δD で−48‰､ いずれも1994年１

土壌水として涵養された時点の降水のトリチウム濃度

月〜12月および1998年４月〜2001年４月の降水データを(初期値) と､ ある深度の土壌水の現時点のトリチウム用いた計算結果) の付近に分布している｡ また､ 地下水

濃度がわかれば､ 計算により滞留時間を推定することがの同位体比は相対的に４〜９月の暖候期の降水の回帰直できる｡ また､ 降水のトリチウム濃度の経年変化や季節

線付近に分布していることも､ 傾向として認められた

変動､ 土壌中に保持されている土壌水のトリチウム濃度(Fig.4)｡の鉛直プロファイルを比較することによって､ 土壌水の50

地球環境研究,Vol.13(2011)

Fig.8 Temporal variation of tritium concentration in precipitation (a) at Ottawa(from 1953 to 1960), Tokyo (from 1961 to 1971), Tokyo and Tsukuba (from1972 to 1978) and Tsukuba (from 1979 to 2002) and (b) from 1988 to 2002.
Yabusaki et al.

涵養時期や浸透速度等を求めることが可能となる｡

４. ４. ２

土壌水のトリチウム濃度

関東ローム層の浸透性を考慮すると､ 土壌中には比較的最近の降水によって涵養された水が存在していると考えられ､ 今日の時点ではこうした土壌水のトリチウム濃度は天然レベルに近い低い値であることが予想される｡
従って､ 精度の良い分析を行うためには土壌水の濃縮率を高めることが必要である｡ その一方で､ 土壌水の浸透特性を考察するためにはできるだけ密な土壌深度間隔のデータを得ることが望ましい｡ 本研究では､ 土壌を鉛直方向で厚さ30cm に相当する量をひとまとめにして､ 土壌コアから土壌水を抽出し､ トリチウム測定を実施した｡
この結果を用いて土壌水のトリチウム濃度の鉛直プロファ
イルを作成した (Fig.9)｡
表層から12ｍ深度におけるトリチウム濃度は２〜６
TU の範囲内で変動しており､ 深度が増すにつれてトリチウム濃度は減少する傾向がみられる (Fig.9)｡ このプ

Fig.9 Vertical profile of tritium concentration in soil
water on 28 August 1998.
Yabusaki et al.

ロファイルにはトリチウムの高濃度のピークが存在していないため､ 高濃度のトリチウムを含んでいた1963年前

チウムの供給が断たれた後放射壊変によって値が減少し後の降水によって涵養された水は､ 研究対象地域の土壌ていることが想定される｡ また､ 土壌水のトリチウム濃中には既に存在していないことが明らかである｡ また､

度鉛直プロファイルは多少の変動を持ちながらも深部に深度を増すにつれてトリチウム濃度が減少していること

ゆくにつれて徐々に値が減少していることから､ 土壌水から､ この地点での土壌水はトリチウム濃度が一定化しの浸透は選択的な流れ (preferential flow) による浸透

た天然レベルに近い最近の降水によって涵養され､ トリ

よりも､ ピストン流 (piston flow) 的な浸透が卓越し51

火山灰土層中における土壌水の同位体比プロファイルと地下水涵養量の推定 (藪崎・田瀬・嶋田)ており､ 滞留時間の長い (古い) 水は滞留時間の短いいるため､ 本研究対象地では1963年の涵養に相当するピー(新しい) 水に徐々に押し出されながら浸透しているとクがあらわれている土壌深度と経過時間を用いて浸透速考えらえる｡ 土壌水の酸素・水素安定同位体比の鉛直プ度を考察するピーク法や総トリチウム法 (Sukhija andロファイルにもサイクリックな変動が保存されており､

Shah, 1976) を適用することは不可能である｡ このよピストン流が卓越していることが示唆される｡

うな場合､ 降水量から蒸発量を差し引いた値を涵養量とし､ モデルに従ってトリチウム濃度の鉛直プロファイル

５. 考

察

５. １

同位体比鉛直プロファイルから推定した土壌水の涵養時期を作成して､ 実測した土壌水のトリチウム濃度と比較することにより涵養量の整合性を評価する方法が有効であるとされている (榧根ほか, 1980；Shimada, 1988)｡
土壌水の源である降水のトリチウム濃度の経年変化と土

土壌水の酸素・水素安定同位体比鉛直プロファイルに壌水のトリチウム濃度鉛直プロファイルを比較するためはサイクリックな変動があらわれており､ 涵養されたとには､ 降水のトリチウム濃度の時間変化を深度変化に換きの情報を保持していると考えられる｡ この鉛直プロファ算する必要がある｡ この換算法として､ Displacement

イルを利用して土壌水の涵養された時期の推定を試みた｡

Flow Model (置き換え流モデル｡ 以下 DFM とする)

土壌水の d-excess 値の鉛直プロファイルを Fig.6c にという概念が提唱されている (Andersen and Sevel,示した｡  −１でも述べたように､ 降水の d-excess 値

1974)｡ この DFM を用いて､ 金子台の土壌水の滞留時は夏季に低く冬季に高い値を示している (Fig.3)｡ 土壌間の推定を試みた｡ 以下に､ DFM の手順を示す｡

水の d-excess はほぼ５〜15の範囲内にあり､ 降水の金子台のボーリング地点では降水時に表面流は発生せd-excess の変動幅 (約５〜25) に対して小さいことがず､ 降水量から蒸発量を差し引いた量が土壌水として地うかがえる｡ また､ 土壌水の d-excess 値鉛直プロファ

中を降下浸透することになる｡ よって､ 浸透量を求める

イルには周期性が認められることから､ 土壌水には涵養

ためには､ まず蒸発量を推定しなければならない｡ 本研源である降水の d-excess 値の特徴が保存されていると究では Thornthwaite の式に降水量と蒸発量が最大水蒸考えられる｡ Fig.6a の酸素安定同位体比と Fig.6c の気圧に比例するという仮定を入れ､ より広い範囲で適用

d-excess 値を比較すると､ 夏季に涵養されたと考えらできるとされている高橋の式 (高橋, 1979) を用いて蒸れる (蒸発の影響を強く受けた) 同位体比の高い深度発量を求めた｡ 次に実際に土壌中に存在している水分量(約0.5ｍ, 1.5ｍ, 3.0ｍ, 4.0ｍ) の d-excess 値は５前後を把握する｡ これは Fig.5に示した体積含水率の値を用となっており､ これは相対的に低い値である｡ 水素安定

い ､ 30cm 深 度 相 当 の 土 壌 中 に 含 ま れ て い る 水 分 量

同位体比についても同様のことが確認された｡ こうした(ml) を水柱高 (mm) に換算することで求めることがことから､ 土壌水の同位体比と d-excess 値を比較するできる｡ このようにして求められた土壌水分量の値を表ことにより､ 各深度に存在する土壌水の涵養時期を推定

層から深部に向かい順に積算してゆくと､ 深度12ｍまですることができると考えられる｡ しかし､ ４ｍ以深ではに含まれている土壌水分量の水柱高は約8,720mm となっ同位体比鉛直プロファイルには周期的な変動が顕著にはた｡ 涵養量 (降水量−蒸発量) の積算値が8,720mm を認められないため､ 同位体比と d-excess の結果のみで超えるのは1988年である (Table 1a)｡ さらに細かく月は土壌水の涵養時期を推定することは難しい｡ そこで､単位でみてみると､ 1988年の９月前後に相当している

時間情報を備えた土壌水のトリチウム濃度を測定し､ そ(Table 1b)｡ 従って､ 土壌採取を行った1998年８月を土の結果から各深度の涵養時期を求め､ 酸素・水素安定同壌地表面に相当させ､ 過去に遡るようにして浸透量を積位体比による結果と比較しながら､ 土壌水の浸透速度おみ重ねてゆくと､ 深度12ｍ付近には1988年９月に涵養さよび涵養量の推定を試みた｡

れた水分が存在することになる｡ この水分プロファイル
図では､ 涵養量の多い月の水分量は相対的に厚い層とな

５. ２

Displacement Flow Model (置き換え流モデル)り､ 涵養量が少ない月は相対的に薄い層として表示されによる滞留時間の推定る｡ これが DFM の図となる｡

Fig.9の土壌水のトリチウム濃度鉛直プロファイルか

DFM の結果を Fig.10に示した｡ この図には土壌水のらわかるように､ 1960年代の降水のトリチウム濃度のピー

トリチウム濃度の鉛直プロファイルも併せて示している｡

クは既に土壌断面を通過して地下水面に達し排水されてなお､ いずれの値も単位は TU として示している｡ 30

52

地球環境研究,Vol.13(2011)

Table 1

Precipitation, evaporation and infiltration from 1977 to 1998 and  in 1988.
The accumulated value of infiltrationis integrated value of infiltration from AugustYearPrecipitation Evaporation
(mm)
(mm)

Infiltration Accumulated value of(mm)
infiltration (mm)

1977

1660

571

1089

18039

1978

1003

543

460

16949

1979

1596

627

969

16489

1980

1294

636

658

15520

1981

1343

595

748

14862

1982

1755

585

1170

14115

1983

1328

601

727

12945

1984

832

553

279

12217

1985

1489

530

959

11938

1986

1500

600

900

10979

1987

998

611

387

10079

1988

1556

537

1019

9692

1989

1716

648

1068

8672

1990

1667

605

1062

7604

1991

2233

597

1636

6542

1992

1717

579

1138

4906

1993

1399

589

784

3768

1994

1305

641

664

2984

1995

1157

606

551

2320

プロットした｡ この結果をみると､ 多少の違いはみられ

1996

1069

524

545

1768

るが､ DFM と実測値のプロファイルはほぼ同様の変動

1997

1107

611

496

1223

1998
(Jan-Aug)

1185

456

728

728

Fig.10 Result of the analysis using the Displacement
Flow Model.
Yabusaki et al.

傾向を示している｡ 従って､ DFM による涵養時期の推定はほぼ妥当なものであると考えられる｡ DFM の結果を用いて計算したところ､ 土壌水の浸透速度の平均値は



1.2ｍ／year､ 涵養量は857mm／year となった｡ この浸
MonthPrecipitation Evaporation
(mm)
(mm)

Infiltration Accumulated value of(mm)
infiltration (mm)

透速度および涵養量は､ 従来の値､ 例えば榧根ほか

Jan-88

15

14

1

9692

(1980) による関東ローム層が厚く堆積している武蔵野

Feb-88

13

12

1

9691

台地 (東京都清瀬市) の浸透速度 (1.28ｍ／year) や涵Mar-88

142

24

118

9690

養量 (885mm／year), Shimada (1988) による相模原

Apr-88

97

48

49

9572

May-88

113

63

50

9522

Jun-88

185

81

104

9473

Jul-88

177

83

94

9369

Aug-88

433

85

348

9275

プロファイル図に DFM により求めた土壌水の涵養年代

Sep-88

314

69

245

8928

を示したのが Fig.11a および Fig.11b である｡ −３でOct-88

55

45

10

8683

も述べたように､ 夏季に涵養された土壌水は蒸発の影響

Nov-88

12

12

0

8673

を強く受けて同位体比が高くなり､ この時期に涵養されDec-88

0

0

0

8672

Yabusaki et al.

台地 (神奈川県座間市) の涵養量 (913.6mm／year)と非常に近い値となっている｡
土壌水の酸素安定同位体比および d-excess 値の鉛直たと考えられる深度の d-excess 値は相対的に小さくなる｡ Fig.11a, 11b では､ 酸素安定同位体比が相対的に高い値を示している深度 (0.5ｍ, 1.5ｍ, 3.0ｍ, 4.0ｍ)

cm 深度ごとに測定した土壌水のトリチウム濃度 (実測は､ それぞれ1998年６月､ 1997年７月､ 1995年６月､

値) と DFM の結果を比較しやすくするため､ DFM の1994年６月に涵養されたことを示しており､ 同位体比の結果についても30cm 深度相当で平均した値を Fig.10に鉛直プロファイルから推定した涵養時期と DFM による53

火山灰土層中における土壌水の同位体比プロファイルと地下水涵養量の推定 (藪崎・田瀬・嶋田)

Fig.11 Vertical profile of (a) δ 18 O and (b) d-excess in soil water with residence
time which was estimated by the Displacement Flow Model.
Yabusaki et al.

推定はほぼ一致している｡ 土壌表層付近に着目すると､ため (藪崎・田瀬, 2005)､ 1991年８月から10月の降水1994年からサンプリングを実施した1998年までの降水量の同位体比は相対的に低い値を示していたことが想定さは相対的に少なく､ 地中において土壌水の上下の混合がれる｡ このときの降水が多量に地中を降下・浸透したたあまり生じず､ ピストン的な浸透が卓越していたと考え

め､ 土壌水の同位体比鉛直プロファイルに極小値があらられる｡ よって､ 1994年までの涵養に相当する深度約われていると考えられる｡

4.0ｍまでの土壌水の同位体比には､ サイクリックな変動が明瞭に保存されていると推定される｡ また､ 1996年の夏季に相当する深度では､ 酸素安定同位体比のピーク

６. 結論および今後の課題は確認できない｡ 1996年の夏季の気象データをみると､本研究では土壌コアの採取を行い､ 抽出した土壌水､

９月22日に日降水量100mm を超える多量の降水があり､降水の酸素・水素安定同位体比およびトリチウムを測定

このイベント降水の酸素安定同位体比は−11.2‰と低いして､ 鉛直プロファイルを作成し考察を行った｡ その結値を示していた｡ 同位体比が低い多量の降水が生じたこ

果､ 以下のことが明らかとなった｡とにより､ 1996年の夏季のピークが打ち消されたものと

１) 降水の安定同位体比には季節的な変動が顕著にあら考えられる｡

われていないが､ 梅雨時期や台風によってもたらされ酸素安定同位体比が極小値を示している深度６ｍ付近た同位体比は相対的に低い値を示す傾向がある｡ また､の土壌水の涵養時期は1991〜1992年に相当している｡

降水の d-excess 値は冬季に高く､ 夏季に低くなる季

1991年８〜10月にかけて台風による降水が多量に生じて節変化が認められた｡

おり､ 日降水量が100mm を超える日が数日観測されて

２) 土壌水の安定同位体比鉛直プロファイルは表層付近いる｡ このように1991年は特に降水量が多かった年であで相対的に高くなっており､ δ−ダイアグラムの結果

り､ かなり多くの降水が土壌水として地中へ浸透した｡

から､ 土壌を採取した時点では表層から深度約0.5ｍ

1993年以前は降水の採取をおこなっていないため､ 1991

まで蒸発の影響が及んでいることが明らかとなった｡

年当時の同位体比は不明であるが､ 梅雨前線や台風に由３) 深度約４ｍまでは土壌水の同位体比にはサイクリッ

来する多量の降水量があったときのイベント降水の酸素・クな変動が保存されており､ １サイクル内の変動幅は

水素安定同位体比は雨量効果により低くなる傾向がある

土壌深度が増すにつれ減少している｡ また､ 深度

54

地球環境研究,Vol.13(2011)

0.5ｍ, 1.0ｍ, 3.0ｍ, 4.0ｍでは同位体比が相対的に高くなっており､ 同深度の d-excess 値は低い値を示していることから､ これらの深度に相当する土壌水は
夏季に涵養されたものであることが示唆された｡ サイ
クリックな変動が土壌深部まで保持されている現象は

temperate semi-arid region. J. Hydrol., 60, 157-173.
Allison, G. B., Barnes, C. J. and Hughes, M.W. (1983): The
distribution of deuterium and 18 O in dry soils,2 Experimental. J. Hydrol., 64, 377-397.
Allison, G. B., Stone, W. J. and Hughes, M. W. (1985): Recharge in karst and dune elements of a semi-arid landscape

海外の研究例ではほとんど認められておらず､ 金子台

as indicated by natural isotopes and chloride. J. Hydrol. 76,のように不飽和帯が厚い水文地質条件と､ 降水量や降

1-25.

水の同位体比 (d-excess 値) に季節性があるというAndersen, J. and Sevel, T. (1974): Six years environmental

特徴が関係する､ 本地域独特の現象であると考えられ

tritium profiles in the unsaturated zones. Grφnhφj, Den-

る｡

mark. Isotope Techniques in Groundwater Hydrology, 1,４) 深度６ｍ付近の土壌水の同位体比は極小値を示しているが､ これは降水量が非常に多く同位体比が相対的に低かったと想定される1991年の夏から秋の降水によ

IAEA Vienna, 3-20.
Barnes, C. and Allison, G. B. (1983): The distribution of deuterium and 18O in dry soils, 1 Theory. J. Hydrol., 60, 141156.

り涵養された水であると考えられる｡ また９ｍ以深のBarnes, C. J. and Walker, G. R. (1989): The distribution of

土壌水の同位体比は一定化する傾向があり､ 地下水位

deuterium and oxygen-18 during unsteady evaporationが昇降することにより地下水の同位体比の影響を受けfrom a dry soil. J. Hydrol., 112, 55-67.

ていると考えられる｡
５) Displacement Flow Model の結果より､ 本研究地
における土壌水の浸透速度の平均値は1.2ｍ／year､

Barnes, C. J., Allison, G. B. and Hughes, M. W. (1989): Temperature groundwater effects on stable isotope and chloride profiles in dry soils. J. Hydrol., 112, 69-87.
Bengtsson, L. Saxena, R. K. and Dressie, Z. (1987): Soil

平均涵養量は857mm／year となった｡ この値は関東

water movement estimated from isotope tracers. Hydro-

ローム層が堆積している他の地域で求められた値に近logical Sci., 32, 497-520.

い値となっている｡
今回の研究結果より､ ローム層が堆積する日本国内においても､ 土壌水の酸素・水素安定同位体比のデータか
ら土壌水の浸透速度・涵養量を推定することが可能であると示された｡ こうした手法が他の地域にも適用可能かどうかを明確に示すためには､ 土壌中での同位体比鉛直

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プロファイルの形成過程を明らかにすることが重要であDe Vries, J. J., Selaolo, E. T. and Beekman, H. E. (2000):る｡ 今後の課題としては､ 同一の地域で連続して土壌採Groundwater recharge in the Kalahari, with reference to

取や降水の採取を行い､ 蒸発過程に伴う同位体比の変動

paleo-hydrologic conditions. J. Hydrol., 238, 110-123.

や浸透過程について考察することが必要であると考えられる｡

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謝辞Froehlich, K., Sanjdorj, S. and Schotterer, U. (1997): Isotope

本研究を実施するにあたり､ ボーリング用の土地をお貸しく

investigation of a high mountain glacier of Mongolia. Iso-

ださいました町田 弘氏には大変お世話になりました｡ また､

tope techniques in the study of environmental change, Pro-

査読者の方には懇切丁寧なご指摘をいただきました｡ この場

ceeding of a symposium, Vienna, 14-18.

をお借りして､ 心より御礼申し上げます｡

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地球環境研究,Vol.13(2011)

Vertical Profile of Stable Isotopes in Soil Water Throughthe Volcanic Ash Soil Layer in Japan
YABUSAKI Shiho＊, TASE Norio＊＊, SHIMADA Jun＊＊＊＊Faculty of Geo-environmental Science, Rissho University
Graduate School of Life and Environmental Science, University of Tsukuba＊＊＊
Graduate School of Science and Technology, University of Kumamoto＊＊

Abstract:
To estimate the soil water movement in unsaturated zone, we carried out the soil coring at the
Kaneko-upland which is covered with the thick volcanic ash layer. Precipitation and groundwater
were also sampled near the boring point. Stable isotopes of oxygen (δ18O) and hydrogen (δD) wereanalyzed for all samples in soil water, precipitation and groundwater. Tritium concentration in soil
water and precipitation was also determined. Soil water may be affected by evaporation above thedepth of about 0.5m because the vertical profile of δ18O and δD in soil water is relatively higher
near the soil surface. There are some cyclic variations of vertical profile of δ18O and δD from soil
surface to the depth of 4m. Since the isotope ratios are relatively higher and d-excess are relatively
lower in the depths of 0.6-0.8, 1.5-1.7, 3.0 and 3.8-3.9m, it is assumed that the soil water in these
depths is recharged in summer period. From the result of analysis using the Displacement Flow
Model (DFM), average recharge rate is 857mm/year (2.35mm/day). This value is almost corresponds to previous study where was underlined by the volcanic ash soil layer (Kanto loam formation). The residence time of soil water which is determined by the DFM indicates close agreementwith the experimental result of vertical profile of δ18O and δD in soil water. The sable isotopes ofoxygen and hydrogen are useful to estimate the soil water movement on the volcanic ash soil layer
in Japan.

keywords: soil water, oxygen isotope, hydrogen isotope, recharge rate, tritium

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