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７０．“水文地質”のフレームワーク（その６）はじめに：前号に掲載した表 1 は本課題の骨子ともいえるものなので、一部修正したものを併せて再録する。

表 1 水文地質のフレームワーク
地下水流動場のスケール

局

ディメンジョン

自然
的要
因

所

的局

1012 2～ 10 m

地的

地
410域

的

6 2～ 10 m

地質的要因

キーワード：堆積盆地
キーワード：堆積相
キーワード：帯水層単元・層序
比較的小単元の堆積古環境、たとえば蛇行河川の寄 堆積相解析やシーケンス層序に基づいた帯水層単元 堆積盆地の成因には鉛直方向の構造運動に起因するも州堆積物や海岸の沖浜堆積物などにみるポーラス という概念が水文地質構造の把握に必要。また地表 のやプレートの水平方向の圧縮に伴う構造運動に起因するものが考えられている。近年はプレートの引っ張
メディアの異方性は汚染物質の局所的な動態に関 地質と地下地質の対比が重要。
わる。
その際、電気検層記録などの各種検層資料が活用さ り、圧縮に起因した半地溝構造（ハーフグラーベン）も提案されている（次号）。重力探査、弾性波探査などれる。の各種物理探査は堆積盆地の構造解明に活用される。

地形的要因

キーワード：地形単元
キーワード：微地形
地表の起伏は堆積物の性状を反映していることが多 地形単元とは山地、丘陵地、台地、低地といった明確なく、扇状地のように河川が頻繁に氾濫して堆積層の 地形境界に限られた地域を指す。但しそれぞれの地形形成過程に地域差が存在し、それが水循環系の在り様を強多重性がみられるようなところでは浅層地下水はく規制しているような場合にはそれに対応した“水文地其々これに規定されて存在している。このような場形単元”が必要となる。なお現在目にする地形はそれよ
合小メッシュ DEM による微地形解析は有効。
り前のステージの地形を引き継いでいる場合が多いことに注目。

キーワード：地下水流域
未固結堆積層からなる台地、丘陵地などにみる高次の谷は参照）。
地下地質を反映していることが多いので、地下水流域の第一近似として水系網図、接峰面図は有効（前号参照）。また最近は立体衛星画像による地形解析が可能となり、その活用機会が増加（前号参照）。
なお地盤沈下地帯の変遷や沈下パターンは地下水盆像を反映していることが多いので参考になる（次号）。

層準を異にする帯水層の水頭差によって生じる漏出 地下水流動系の範囲や性格は堆積盆と重なることが地層の不均質性を反映した選択流の存在は重要。
地 下 水 の 動 態 その通路となる間隙部分は降雨浸透→流出の過程で 現象。これには過度の地下水揚水や地下工事などの人 多く、また多くの場合、地形がその大枠を規定する。に み る 注 意 す 成長し、Preferred pass way を構成する。なお不飽 為的な要因が関わって発生するケースが多い。なおこ その際、切峰面図や水系図（前号参照）は有効な情報
和帯‐飽和帯で発生するゼロフラックス面は土壌汚 れらの解析の際には深度別の水頭記録が不可欠。ここ となる。
べき現象
では建設工事に伴う地下水障害事例を中心に据えて 地下水盆の性格は涵養域、流動域、流出域あるいは滞染の長期化に関わる。
留域といった地下水流動系によって特定される。
話を展開した。
詳細な露頭観察により、堆積サイクルを基準とした堆積時間面の枠組みのもとに堆積相や堆積システムなどの成因論的な観点から地層を解析する「堆積相解析」、「シーケンス層序」が重視されている。また深部地下水に関する最近の情報は重要(AAPG：Petroleum Geology of Deepwater Settings など)

・同一層準の地層でも方向によって透水性が著しく ・漏出現象は浅層地下水、深層地下水を問わず、解説・巨視的にみて地下水面は地形と対応しているこ異なることがある。
水頭勾配が自然のそれを大きく上回る場合 とが多い。したがって地下水盆の性格把握の第・最初ランダムに発生したフィンガリング現象は降に発生することが多い。
一歩として地形情報は不可欠。
雨滲透の繰り返しとともに固定化する。これは汚・不圧地下水の動態に関与する地形要因は大き・地下水流動系の詳細は基本的に堆積盆の水文地染物質の浸透機構の上で注目すべき現象。
い。この場合、その影響が被圧地下水に及ぶ 質構造を踏まえたものでなければならない。
・降雨浸透の繰り返しとともに成長した浸透経路のこともある。
拡張はソイルパイプの成長を促し、地下侵食が進往々にして地下水の水理水頭（全水頭）や水温行。
・漏出現象を直接追うことは容易ではなく、こ などの情報だけで地下水流動系を特定している・汚染物質に起因する地層の変質が以後の地中水のの現象に関しては涵養域における地下水涵 例がみられるがそれだけでは不充分。
移動に影響することがある。
養機構、汚染物質の深部侵入のメカニズムな ・地下水盆の地質を知る手掛かりは限られている。
・地下水循環の基本ともいえる地下水流動研究にはど追究すべき課題も多く残されている。
その際、各種の検層記録は有効（前号参照）。
まだ多くの課題が残されている。

（着色部は本号に関係する事項、赤色の字は前号及び次号の鍵図）

地盤環境エンジニアリング（株）ホームページ 新藤静夫の地下水四方山話 www.jkeng.co.jpd)関東地下水盆と当該地域
これまでに筆者が得ている地下水流動、あるいは存在状況に関する知見に基づいて関東地下水盆を区分すると、大略図 11 のようになる。この図からも読み取れるように、本文で取り上げた関東平野北西部一帯はこの地下水盆の涵養域として鬼怒川地域、武蔵野地域と共に、重要な一角を占めていることがよく分かる。
またこの図とあわせて図 12 を見ていただきたい。これは昭和 45 年前後の関東地方における深部地下水の水頭図脚注）で、その形状は上記の見解を支持する。このことに関連して地下水の水質の面から追究し、その動態を明らかにした後述の木野義人(1970)や落合敏郎(1967)の仕事は特記される。

宇都宮

足 尾 山 地鬼前橋

栃木八溝山地怒

鬼怒川地域
川

関東平野北西部地域
利根熊谷根

関 東 山 地川川越

大宮武蔵野地域30 ㎞涵養域
流動域

東 京 湾

滞留域
水位低下の著しい地域

図 11 関東平野における地下水区（出典：新藤静夫(1978)：水文地質学の動向，日本の水収支 古今書院, 市川正巳 榧根 勇 編著）

脚注：昭和 40 年代はそれまでの東京都心部及びその隣接地域の地下水利用が累積して、原初的な地下水頭分布は大きく変化している。

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鹿沼台地
宝木台地

大間々扇状地

宝積寺台地

由良台地

神流川扇状地
櫛引台地

猿島台地
筑波稲敷台地
坂戸台地

大宮台地

入間台地

下総台地

武蔵野台地

図 12 昭和 45 年前後の関東地方における地下水頭図（出典：新藤静夫(1972)：南関東の地下水，土質工学会 土と基礎 Vol.20 No.5）

まず図 13 は木野が示した関東平野中央部における成田層群相当層の深度分布図である。この図で注目されるのは平野中央部を NW-SE 方向に延びる地溝状の盆地で、その上流域の形状は前号で述べた電気検層図から推定された地下地質の様態と整合する。
木野はまた地下水の Cℓ-濃度に注目し、その経年変化を追跡した。図14 はその一部で、濃度の高い地下水域を“古利根地下水塊”と称した。
これは年を追うごとに縮小する傾向にあり、新しい水による希釈がお20 ㎞
こなわれていることを示唆している。
図 13 関東平野中央部における成田層群相当層限界深度分布図
出典：木野義人(1970):関東平野中央部における被圧地下水の水理地質学的研究、地調報告(no.238)

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また同様の傾向は落合敏郎(1968)が 1954 年の水爆実験によって降水のトリチウム濃度がそれまでの天然濃度から一挙に数 10～1,000TU 以上も急上昇し太田た現象を利用して、関東平野の放大泉
射能汚染された地下水のフロントを追跡し、地下水涵養の状況を明らかにすることを試みた。
Cℓ-:100ppm＜
半ば概念的な図であるが非常に貴重な指摘なので図 15 に掲載させていただいた。因みに関東平野の地下水涵養にかかわる利根川水系、鬼怒川水系におけるトリチウム濃度は 20～369TU、中流部で 30～50TU、さらにその下流部で 10～15 TU と、下流に向かって TU 値の減少が認められた。
なお利根川水系についてみると、
仮に涵養域を前橋・高崎地域とすると流動速度は 9m/日となり、深部地下水としては極めて早いということになるが、この値は地下水位の低下による“誘発涵養”の現象
図 14 第２帯水層被圧地下水中の Cℓ-量の分布を示唆している。
（出典：図 13 に同じ）
みずがめe)水瓶としての榛名・赤城火山
ところで当該地域の特徴は後背地に赤城・榛名の火山体が存在していることで、それはそれで独立した巨大な水瓶といえるが、両者は下流域の表流水や、浅い地下水との関係が深く、また深部地下水との関係も無視することはできない。
この点に関しては、なお未知の点も多いが、尾崎次男・菅野敏夫(1968)脚注 1)、蔵田延男等(1968)脚注 2）の研究から示唆を受けるところが多い。そこで、まずこれらを中心に筆者の知見を加えて、レビューしておく。
30～50 万年の地史を有する両火山の活動によって、その裾野にはスコリア、軽石、火山砂礫などの火山性堆積物による広大な扇状地が形成された。

古河

比企丘陵

筑波山

荒竜ケ崎

川
浦
和

狭山丘陵

根草加利
市川

多 摩
八王子川

小見川

成田

目黒千葉
川崎

相模川

川

五井

薄墨部は
1954 年以前の古い地下水区域を示す

凡例
1954 年以前と以降との地下水境界

図 15 1967 年における 1954 年以前・以後の地下水体境界線図
出典：落合敏郎(1968)：人工地下水涵養法の実験的研究，
水利科学 Vol.16, No.3）

脚注 1：尾崎次男、菅野敏夫(1968)：赤城山および榛名山における地下水の補給量推定に関する研究、
地質調査所月報，Vol.19,No.6.
脚注 2：蔵田延男等(1968):河川流域における水収支機構に関する総合研究報告書，科学技術庁 研究調
整局

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それらの中には大規模な岩砕流として運搬され、いわゆる“流山”を残したものや軽石流、そしてこれらと同時異相的に堆積した河成堆積物も挟在する。
赤城山
図 16 は赤城・榛名火山
渋川 ①体とその周辺の地質概要
足尾山地③で、これに代表的な深井戸榛名山②柱状図（図 17）と地下水質①桐生（図 19）の位置を示してあ②前橋る。まず図 17 に見るよう③に層相は多様である。また
高崎
伊 勢
記載中“玉石”とあるもの
太田崎には長径 50 ㎝以上もある
藤岡④,⑤,⑥
巨礫を混えるものがある
深谷
一方、細粒砂の分布もみら関東山地
れ、それらが一見、横につ熊谷
ながらず、複雑な堆積相を示す。
筆者はこれと同様の堆積構造を那須火山の活動との関係が深い那須扇状地で観察している。ここでは図 18 に示したように鍋掛砂礫層と黒磯火山泥流は同時異相の関係にある① ～③：深井戸柱状図（図 14）①～⑥：地下水質（図 15）
ことが明らかにされ、鍋掛砂礫層が堆積する部分は
図 16 赤城・榛名火山体とその周辺一種の地下谷として機能 出典：尾崎次男、菅野敏夫(1968):赤城山および榛名山における地下水し、地下水の動態の上で重の補給量推定に関する研究、地調月報 Vol.19 No.6
要な役割を演じていることが示された脚注 1),2）。
那珂川は黒磯付近で大きく蛇行して扇状地面を削り、40m を超す懸崖をつくっているが、そのかたちから“鳥ノ目”と呼ばれてきた。この懸崖によって切られた上記の地下谷の出口ともいうべきところに大湧水がみられ、かつてはそれを利用した水車や県の水産試験場もあった。
那須扇状地にみるこのような地下谷が榛名火山や赤城火山の山麓斜面にも存在し、下流部の深部地下水の涵養に貢献していることは充分考えられる。それは蔵田等の報告でも注目されていて、地下水質の面からこれを追試している（図 19）。これに関して赤城火山の場合から一部を抜粋したものを図 19 の左側に示す（位置は図 16 参照）。なお、この水系上にあるその末端部の地下水は、同図の右側にあるように明らかに化石海水との混合を示唆する水質パターンを示し、さらに下流側では、前出の図 14 にあるように木野が注目した準化石水（古利根地下水塊）につながることが予想される。脚注 3）
脚注 1：渡部景隆、提橋 昇、新藤静夫(1959)那須野が原の地質構造 特に那珂川の旧河道の変遷について、地質学雑誌、Vol.166、No.773.（原著は新藤静夫卒論）
脚注 2：地下谷にはこのほかに鳥ノ目砂礫層を堆積させている新規のものも併存する。
脚注 3：前出の尾崎次男等によると『勢多郡粕川村東田面（現前橋市粕川町東田面、標高 163m）にある某酒造会社が良質で大量の水を得るために深度 200m の井戸を掘さくしたが、塩分濃度の高い地下水が得られ、結果的にはいずれも失敗に帰している。このような悲観的な事情も加わって、本地域では開発に値するような深部地下水の存在は否定されている。』とある。これは化石海水を胚胎する上総層群相当層と思われる地層が火山体の下に伏在している可能性のあることを示唆している。

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①

②

③

名称ロイヤルオークゴルフ C

名称工技院地質調査所観測井堀久保地区調査井

玉石

集塊岩△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△△

集塊岩集塊岩

現在周辺資料の蓄積を得て当地域全域の水文地質構造の解析を進めているところであり、まだ課題を残しているが、現在のところ左図の230m 以深の着色部分が上総層群に相当するものと考えている。

図 17 榛名・赤城火山体の地下水を対象とする深井戸の例

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260250標
高鳥野目Fg

240

A1
Tr

Nb230

Ot

那
珂
川

A2

Ns
220
(m)

A2

A3

Ns

▽

200m
Ot

Nb

NsTrFg大田原浮石流

鍋掛砂礫層

黒磯火山泥流鳥ノ目砂礫層

那須扇状地砂礫層

A1A2A3河岸段丘砂礫層

図 18 火山性堆積物に見る同時異相の例（鍋掛砂礫層と黒磯火山泥流）
原図のタイトルは「鳥ノ目南方を通り、那珂川に直交する地質断面図」となっている。
なお断面は東北自動車道に平行する方向
epm

2010epm

10SO42-20(Fe2+,Mn2+,Al2+…)

HCO3-

Ca2++Mg2+

Clepm 1.0

Na++K+
0.5

0.5

1.0

1.5 epm

2010102030 epm①宮城村赤城高原④大泉町第一水源

深度：30m

深度：200m②粕川村稲里水源⑤太田市新田蚕糸

深度：120m

深度：158m③伊勢崎市第 2 水源
深度：180m⑥太田市試掘井深度：200m

図 19 赤城火山南麓地下水のヘキサダイアグラム（出典：図 16 に同じ）

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赤城、榛名両火山体の地下水涵養への量的評価については、尾崎次男・菅野敏夫(1968)による研究脚注 1）が詳しい。ここではその要点だけを抜粋させていただく。
① 両山体の一周道路を横切る水流について、流速計による流量測定が可能な箇所を選び、測定を行なった。なお両山体とも図 20 のように 7 つの地区に区分された。
② これらのうち赤城山南斜面の 7 地区および榛名山の南東斜面にあたる 7 地区における比流量の値が他地区にくらべて少ない傾向が認められる。
③ また全域の平均水深脚注 2）と地区別の平均水深との差を比較した結果、平均値を上廻わる地区は、その大部分が先第三系の地層が分布している地区に該当する。
④ 地下深部への浸透困難な岩石地帯における平均水深の値を基準値とし、これと他地区における平均水深の差が地下に浸透した伏没量とみなすと，斜面における伏没量は両火山体とも山腹付近が著しく大図 20 赤城・榛名山周辺における流量測定区域
きい。
⑤ その伏没量は赤城火山でいずれの時期においても，基準値の約 60％に相当している。
一方榛名山では、岩石地帯における基準値の 60～90％を示していて，赤城山の場合よりも大きい。
⑥ 比流量と高度の関係について、平均水深の値と地区ごとに流出量を測定した付近の概略標高を求め、これらの点を通るスムーズな曲線を想定すると、共に下の図 21のような曲線が描かれる。これによると平均水深で示した値は共に標高 600m 付近が最も大きく、標高 200～300m が最も小さくなっている。そして末端の標高 100m 付近に至ってふたたび増大する傾向が認められる。

平
均
水深平
均
水
深

伏没量(mm/d)

伏没量(mm/d)

赤城山

榛名山

標高(m)

標高(m)

図 21 赤城・榛名火山南斜面における平均水深と標高の関係（出典：図 20 に同じ）
脚注 1：尾崎次男・菅野敏夫(1968):赤城山および榛名山における地下水の補給量推定に関する研究
地質調査所月報，Vol.19，N0.6)
脚注 2：平均水深は以下によって求める。
平均水深 mm/日＝

Qm3/sec×86400×1000（流域面積(km2)×1000×1000）

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前出の蔵田延男等(1968)によると、当該地域の地下水は水質、地形、地質に基づいて図 22 のように 9 地域に分類される。報告書の内容は以下のように要約される脚注 1）。
① 赤城山系の地下水火山岩帯の地下水の特徴の例にもれず、SiO2 が 48～58ppm と非常に高い値を示す。
水系の上流（北部）では地表水の水質と良く似ており、溶存成分も少ないが、下流部にかけて次第に増加し、特に HCO3-、Ca2+、Mg2+が顕著である。末端部の尾島町では自噴し、鉄イオンも増加して水質は悪化する。
② 榛名山系の地下水
赤城山系との違いは SO42-の含有量に見られ、全体的に榛名山系の方が高い。伊香保
温泉及びその廃水が河川を経由して地下に浸透している可能性がある。
③ 利根川水系の地下水
SO42-がアニオンの主成分を示す特異な水質組成を示す。これは吾妻川の合流による表流水の影響と考えられ、それは利根川沿いに分布する。
④ 烏川水系の地下水
高崎市から玉村にかけての烏川沿いの深い地下水は帯水層が還元状態にあり、HCO3が多く、また Mg2+、Fe2+がいずれも 1ppm 以上という地下水としては最も悪い水質を示す。烏川、碓氷川、鏑川が合流する地域で地表水が有機物とともに浸透し、その分解が水質悪化の要因と考えられる。
⑤ 鏑川水系・神流川水系の地下水
流域の地質が古生層からなるため、第四紀火山である榛名・赤城山系の地下水とはかなり異なった水質を示し、両水系ともに河川の影響を強く受ける。
（このことは後に触れるように筆者による河川測量の結果と整合する。
）⑥ 渡良瀬川・鉱泉系の地下水
この地域は渡良瀬川によって形成された扇状地で、赤城山系の地下水とは異なる水系になる。水質は渡良瀬川のものとよく似ている。
⑦ 海成堆積系の地下水
太田、大泉一帯の深い地下水は NaCℓ-を主成分とする水質組成を示す。この水系はさらに東側の羽生市方面に伸びて、一続きの地下水域を形成している。この地域の周囲の Cℓ-濃度が 20ppm 以下であるのに対して、50～140ppm と非常に高い。この高い Cℓ-濃度は海成堆積物から淡水によって希釈溶出してくるためと考えられる。
⑧ 利根川水脈
玉村町－伊勢崎市－境町－本庄市の利根川沿いの地域は“亜地下水盆”を形成し、かつ各水系が集まる地域のため水量が豊富である。下流の伊勢崎、境町では自噴す
る脚注 2)。また水質も良好である。
なお神流川に関しては渡部景隆、引田章臣(1967)が詳細な調査を行っているので一部加筆して以下に引用させていただく。
当地域は図 23 のように完新世と更新世の東西 2 段の扇状地からなり、両者を限る段丘崖の比高は数メートルである。いずれの扇状地面も利根川の低地に向かって開いているが、新しい扇状地の勾配の方がやや大きいといった特徴がある。どちらの扇状地にも地下の透水帯が認められ、ここに地下水の活発な流れのあることがトレーサー試験から確認されている。
神流川の特徴は、流域面積のわりに流量が少ないことで、渇水期には大部分が伏没し、下流に至ると通常は流水が見られない。扇状地面には浅見山、諏訪山などの残丘状の山阜が見られる。前者をつくっている地層は浅見山礫層と称し、その地下への延長は利根川低地下のトラフ状の凹地を埋める上総層群に続く可能性がある。
脚注 1：原文を損なわない範囲で一部筆者が加筆・修正した。
脚注 2：現在は殆どが停止している。

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図 22 利根川流域における地下水系（前橋、高崎、玉村付近）（出典：科学学技術庁研究調整局(11968)河川流域における水収支機構に関する総合研究報告書）

図 23 神流川扇状地の地形・地質略図
出典：渡部景隆、引田章臣(1967):埼玉県神流川扇状地の水理地質学的研究
秩父自然科学博物館 第 14 号

地盤環境エンジニアリング（株）ホームページ 新藤静夫の地下水四方山話 www.jkeng.co.jpf) 低地と台地の浅層地下水沖積低地の地下水は多くの場合、河川などの排水機能を有している地表水と直に接していて、地下水位と河川水位の変化は連動していることが多く、その変動にはタイムラグはほとんど見られない。一方洪積台地では浅い地下水から周辺低地や深い地下水へのほぼ一方的な流れが主体で、特に後者にあっては水位変動にタイムラグが見られることが多い。また深い地下水に見る特徴は、個々の降雨より長期にわたる降水の季節変動、または深部地下水の揚水に呼応することが多いことである。
図 24 は調査規模が異なるのでスケールを変えてあるが、利根川に沿う豊里低地と、これに面した櫛引台地の浅層地下水面図を並置したものである。台地側の地下水面は低地に向かってその勾配を増加させている点や、深谷断層の影響による“地下水瀑布”の存在が注目され、いずれも台地地下水の深部への涵養の影響を示唆している。図 25 の低地と台地の水位変動記録をあわせてご覧いただきたい。

◎B

豊里低地

◎A

岡部1,000m

深谷山崎山

櫛引台地

山崎山
深谷

◎C

仙元山2,000m

比 企 丘 陵図 24 低地と台地の地下水(◎印は図 25 と対応)

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36160

1966 年
35120

豊里中学校 B（深度不明）

水位
標
高3480

豊里東小学校 A（深度 30m）

(ｍ)

（ｍｍ）

3340

32
5604

降 50
水量
100

5150

8789101112１

熊谷測候所

6(mm)

792004熊谷市東部水源井 C（深度 25m）

567(m)地 8
表面 9からの深さ 23

熊谷市三ヶ尻水道水源井 C（深度 150m）

2425
26
27
91011121975 年

12345671976 年

図 25 地下水位変動記録の例

降水量

89月

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浅層地下水に見る上記のような関係と、足尾山地に発して南東に流れる渡良瀬川本流及びそれに合流する足尾山系の諸河川がつくる谷底平野の地下水は、異なった様態を示す。まず図 26 の渡良瀬川本流域の浅層地下水に注目してみると、その地下水面の位置は全体として高く、夏季で 2～3m、冬季で 3～5m である。また地下水面は渡良瀬川やその支流諸河川がつくる谷底平野の形状に順応していて、舟底形の地下水面形が特徴である。
その支流群については、上流部で浸透した地下水はその末端部で地下深部に至ることなく、湧水として地表に排出されて、渡良瀬川に合流する。その典型例を足利市で渡良瀬川に合流する袋川低地の地下水にみることができる。なお同じようなパターンは東隣りの佐野市を流れる旗川や秋山川の低地でも見ることができ、図 27 に示したような地下構造を反映していることが推察される。
240
220

地形断面(m)

足 尾 山 地BA

海
抜180

渡良
瀬川

140
10060

八王子丘陵

2km

図 26 渡良瀬川右岸平野の浅層地下水（冬季）No.15

No.14 1 号井

4 号井

No.5

010
田島20菅田g)地下水涵養の把握

3040

本城町

基盤

50m
助戸
主として粘土層

沖・洪積層

足利

1,000m

チャート

古生層
砂岩

主として粘土混じり砂礫層
砂礫層

図 27 足尾山地南麓の埋没谷(足利市助戸 東洋ナイロン撚糸加工足利工場敷地)（出典：新藤静夫(1979)地下水の調査，地下水ハンドブック，建設産業調査会）

地盤環境エンジニアリング（株）ホームページ 新藤静夫の地下水四方山話 www.jkeng.co.jpg)涵養量の把握
深部地下水の主な涵養源として河川水と浅層地下水を対象として、共に年 2 回の実測
注 1）と河床材料調査脚注 2）を実施した。地下水に関しては代表地点での水位記録をとり、河川流量に関しては区間収支のマイナス量を河川からの涵養を示すものとした。図 28にその記録の一例を示し、またそれに基づいて作成した関東平野周辺部全域に亘る涵養地区を図 29 に示した。なお利根川本流と鬼怒川の一部については作業上危険を伴うため測量は行っていない。共に大変な作業であったが、当時の東洋大学の学生はよくこれに応えてくれた（写真 2）。

写真 2 厳寒の河川測量（荒川）図 28 において指摘できるよ
うに、荒川は流下とともに河川流量の減少が目立ち、中でも押切橋付近で著しい。この付近は図中の写真にみるように上総層群 の 泥 質 層 が み ら れ 、 Google
Earth から得た画像では NW-SE方向の走向が読み取れる。その近接写真は写真 3 にあるように、かなり粗鬆質で、礫質層も挟在する。なお右の写真の前方は荒川で、下流側を撮っている。それに向けて伸びる線状の窪地は走向と一致する。この付近には同様のものが無数に見られる。

写真 3 荒川押切橋付近の河床
脚注 1：この作業は筆者の東洋大学土木工学科勤務時代（1964-1977）に行ったものである。
「河川測量」
は当学科 2 年時の必須科目で、１週間にわたる合宿によって測量技術は習得済みである。
脚注 2: 代表地点を選定して表層を取り除いた河床を写真に撮り、記録する簡易法に依った。

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寄居町付近の荒川河床（古期岩石）

六堰頭首工下流の荒川河床（上総層群の泥質層）押切橋付近の河床（上総層群の走向、NW－SE）

上総層群露出地

六堰頭首工の下流河床に露出する上総層群の泥岩）

冬季測定結果秋季測定結果図 28 河川測量の一例と、河川状況（写真は現況）

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飯能

流量収支マイナ

青梅

ス区間
八王子
20 ㎞

川崎

図 29 関東平野に流入する主要河川の流量収支マイナス区（出典：図 11 に同じ）

以下次号