陸水物理研究会報－第 37 回研究発表会（2015 秋田大会）講演要旨－
主 催：陸水物理研究会
期 日：2015 年 11 月 14 日（土）～ 11 月 15 日（日）11 月 14 日（土） 研究発表会
11 月 15 日（日） 巡検（鳥海山山麓の地下水と文化財をみるツアー）
会 場：秋田大学・手形キャンパス 国際資源学部棟（理工学部 2 号館）
講演会場：3F，B312 教室（製図室）
ポスター会場：2F，B204 教室（第 3 ゼミ室）
〒010-8502 秋田市手形学園町 1 番 1 号
TEL・FAX: 018-889-2664 (林研究室直通)
TEL(代): 018-889-2207 (総合案内)
懇親会：秋田長屋酒場〒010-0001 秋田県秋田市中通 4 丁目 16−17
TEL: 018-837-0505

11 月 14 日（土）9:25 開会の挨拶

林 武司氏（秋田大学教育文化学部）＊座長は前の発表者がおこなってください。

＜Session 1＞ 9:30～11:30
9:30 1) 小型 UAV，SfM-MVS を用いた近接空撮画像に基づく水稲生育モニタリング
濱 侃(千葉大・院)，近藤昭彦(千葉大・CEReS)， 田中圭(日本地図センター)

9:45

2) 半乾燥地域における塩湖及びその集水域の水文化学特性

10:00

3)

10:15

4)

10:30

5)

10:45

6)

11:00

7)

－キルギス・イシククル湖を事例に－
齋藤 圭(法政大・院)，小寺浩二，前杢英明(法政大・地理学教室)，濱 侃(千葉大・院）
気候変動に伴う火山性深湖の熱的性質の変化
牧野 晶，知北和久(北大・理),大八木英夫(日大・文理),支笏湖・水とチップの会
堆積コアから読み取る十勝海岸潟湖の変遷史と津波堆積物層の役割
前田紳吾，知北和久，ホサイン・Md・モタレブ（北大・理），阪田義隆（北大・工）Sediment-loading processes in a forested catchment accompanied by slope failure
Md. Motaleb Hossain, Kazuhisa A. Chikita, Yoshitaka Sakata and Shingo Mayeda(Hokkaido University)
秋田県六郷扇状地における自然電位観測田中宏尚，網田和宏 (秋田大学)
秋田県六郷扇状地における地下水位・水温の連続測定
溝口宏和，網田和宏 (秋田大学)

1

11:158) 北海道の渇水比流量のマッピング：現在及び過去との比較
上原弘之(北大・理)，阪田義隆(北大・工)，知北和久(北大・理)，山田朋人(北大・工)，中津川誠(室蘭工大)，工藤啓介(ドーコン)，濱原能成(福田水文センター)，
木村峰樹(北開水工コンサルタント)，定塚 徹(環境コンサルタント)，臼谷友秀(日本気象協会)

11:30 -11:40 ポスターの内容紹介(口頭各 3 分)
P-1 浅見和希, P-2 池上文香, P-3 山口一裕
11:40 -12:20 ポスター発表（コアタイム）
P-1 高山湖沼の水環境とその変化－御嶽山を中心として－
P-2

P-3

浅見和希(法政大・学), 小寺浩二(法政大・地理学教室), 齋藤 圭(法政大・院)
長崎県五島列島における流域環境と水質特性の関係
池上文香・浅見和希・阿部日向子(法政大・学)・齋藤 圭(法政大・院)・小寺浩二(法政大・地理学教室)
土壌 CO2 ガス濃度の鉛直分布測定と環境教育へ応用
山口一裕，北岡豪一，齋藤亜沙実(岡山理科大学・理)＝＝＝ 昼休み (70 分) ＝＝＝<運営委員会>12:20～13:20＜Session 2＞ 13:30～15:30
13:30 9) 多次元水分移動モデルによる模擬降雨散水実験の検証
石井吉之(北大低温研)，平島寛行，山口悟(防災科研雪氷防災研究センター)
13:45 10) 地中レーダによる浅層地下の水分分布調査
尾西恭亮，網田和宏 (秋田大学)
14:00 11) 掘削坑井内の温泉水中に溶存しているヘリウム測定の試み
柴田智郎(京大・理・地球熱学)，高畑直人(東大・大気海洋研)，佐野有司(東大・
大気海洋研)
14:15 12) 山陰地方東部地域の温泉から
北岡豪一(岡山理科大)14:30 13) 御嶽山噴火(140927)後の周辺諸河川の水質変化
小寺浩二(法政大・地理学教室), 浅見和希(法政大・学), 齋藤 圭(法政大・院),
濱 侃(千葉大・院), 池上文香(法政大・学)14:45 14) 秋田県全域の渓流水におけるリン濃度の空間分布－八郎湖におけるリンのホットスポットの要因を探る－
早川敦，白岩康成，渡邊慎太郎，石川祐一，日高 伸(秋田県大・生物資)
15:00 15) 鳥取県大山における湧水の安定同位体特性及び溶存ガス濃度
友澤 裕介(広島大)，小野寺真一(広島大)，山口一裕(岡山理科大), 金広哲(広島大),
北岡豪一(岡山理科大)15:15 16) 大阪大都市圏における下水道からの栄養塩流出が沿岸に及ぼす影響
小野寺真一(広島大), 齋藤光代(岡山大), 清水裕太(学振 PD), 谷口正伸(和歌山大),金 広哲・丸山 豊(広島大学)＝＝＝休憩(15 分)＝＝＝＜Session 3＞ 15:45～17:00
15:45 17) 上高地梓川における近年の流出高変動
鈴木啓助(信州大学理学部)2

16:00 18) 東北地方およびその流域圏におけるヒト・自然系

16:15
16:30
16:45

－流域圏と環境容量からみた日本の未来可能性－
大西 文秀（ヒト自然系 GIS ラボ）19) 「エネルギーを持つシステム」としての琵琶湖環流
戸田 孝 (滋賀県立琵琶湖博物館)
20) ラムサール条約登録湿地・仏沼の水循環に関する研究
網田和宏，林 武司 (秋田大学)，肥田 登(秋田大学名誉教授)
21) Hydrological modeling for water balance in an agricultural island
Guangzhe Jin (Hiroshima Univ.), Yuta Shimizu (WARC, NARO), Shin-ichi Onodera(Hiroshima Univ.), Mitsuyo Saito (Okayama Univ.), Kenji Matsumori (WARC, NARO)＜巡検説明＞

17:00～17:10＜総 会＞

17:10～17:40＜懇親会＞

18:30～

注 1）発表時間は質疑応答（2～3 分程度）を含みます。
注 2）進行を円滑にするため，発表者は予め備付け PC に ppt ファイルをインストールしてください（ファイルは，研究会終了後に責任をもって削除します）。

3

11 月 15 日（日）： 巡検（鳥海山山麓の地下水と文化財をみるツアー）
巡検案内者：
集合：
移動手段：

林武司・網田和宏（秋田大）
秋田駅東口 NHK 秋田放送局前 07 時 50 分（08 時 00 分出発）
各自の乗用車・レンタカーに乗り合いルート：

秋田駅 → 「釜磯海岸湧水」見学 → 「神泉の水」見学 →昼食（道の駅象潟「ねむの丘」） → 蚶満寺（松尾芭蕉が立ち寄った寺）→ 九十九島（国指定天然記念物）（※天候等，当日の状況により適宜，変更する可能性があります）

解散：

象潟にて 15:00 頃の予定
解散後，各自／乗り合いで秋田空港もしくは秋田駅へ移動

巡検コース

4

１）

小型 UAV，SfM-MVS を用いた近接空撮画像に基づく水稲生育モニタリング
濱侃 (千葉大・院)，近藤昭彦(千葉大・CEReS)， 田中圭(日本地図センター)＊

１．はじめにラジコン電動マルチコプターは，カメラやセンサーを搭載し，UAV（Unmanned Aerial Vehicle）として近接リモートセンシングが可能で，複数枚の空撮画像から自動でオルソモザイク写真，DSM（Digital Surface Model）を作成可能な SfM-MVS（Structure from Motion and Multi-view Stereo）
を併用することで，環境研究や実利用に関するさま
ざまな応用が考えられるようになった．
近接リモートセンシングの課題の中で，農作物の生産管理は産業セクターだけでなく，農業の環境への影響評価（例えば、窒素汚染や地表面フラックス）など環境セクターにおいても重要な課題の 1
つである．これまで，水稲においては広域リモートセンシング（衛星，航空機）を活用し，生育量，収量，食味などの推定，予測が行われているが，これらの研究では圃場ごとの生育管理方法の差が推定精度を大きく下げる問題がある．また，日本では全国的に農家の減少，耕作放棄地の増加が問題で，農地の集約化とその管理方法が課題である．
UAV を使用した観測は，圃場単位で対応可能な
オンデマンド型リモートセンシングとして，これらの課題に対応できる可能性があり，精密農業により，施肥量の調整による環境負荷の軽減も期待される．
また，生育状態を計測する際に得られるデータは環境研究にも応用することができる．
そこで，本研究では UAV で撮影した多時期の高解像度空撮画像，SfM-MVS を使用した観測結果をもとに，水稲の生育量（草丈，茎数，LAI）と，可視・近赤外光を用いた様々な植生指標および DSMで求めた群落高（CSM：Crop Surface Model）との関係性，また，植生指標，CSM の時系列変化か
ら生育段階・生育特性の違いを品種ごとに明らかにする．さらに，水稲の倒伏現象と，生育状態との関係性を明らかにすることを目的とする．
２．手法
１）使用機器UAV としてラジコンマルチコプター(EEHOBBY
社：JABO H601G ， DJI 社 Phantom2， enRoute
社：ZionQC630 クワッドコプター)を使用し，空撮
はデジタルカメラ(可視画像：RICOH 社 GR. 近赤
外画像：BIZWORKS 社 Yubaflex)を用いた．
２）解析手法
空撮画像のオルソモザイク，CSM の作成は，
SfM-MVS：Agisoft 社 PhotoScan Professional を用い，撮影した鉛直写真を使用した．近赤外光を観測可能な Yubaflex の撮影画像は，専用解析ソフト
ウェア（Yubaflex2.0）で輝度画像に変換した後，
SfM-MVS でオルソモザイク画像を作成した．そして ， 作成 され た オル ソモ ザ イク 画像 を もと に，

NDVI（Normalized Difference VegetationIndex），
SAVI（Soil Adjust Vegetation Index）をはじめとした植生指標を計算した．
水稲の生育状況の実測データは，千葉県農林総合研究セン ターが観測 した播種・移植時期（全 4期），施肥量（基肥，追肥），試験区の一部の水稲の刈り取りにより計測した草丈，茎数，LAI を使用
し，UAV 観測結果との比較を行った．
３．結果
観測の結果，栽培条件を変えた区画ごとの生育状
況の差が生育量と植生指数に表れ，施肥量が多い区
画ほど生育量，植生指数ともに高い値を示した．
また，植生指数，CSM を用いた生育量推定では，
近赤外光を用いた指標が，可視光だけを用いた指標よりも高い推定精度を示した．
NDVI，CSM の時系列変化では，水稲の出穂期をピークが表れ，田植時期，品種が異なる区画でそれぞれピーク位置のずれが確認された．
水稲の倒伏では，コシヒカリでは幼穂形成期と出穂期の約 15 日前（いずれも追肥の適期）の生育量が一定を越えた場合に重度の倒伏が見られた．
４．考察
植生指数を用いた観測では，施肥量の違いによる
区画ごとの生育状態の差が明瞭に観測された．この結果から本手法を用いた施肥量調整が可能であると考えられる．
植生指数，CSM を用いた生育量推定では，既存研究と同じく植生の葉緑素に強く反応する近赤外光を用いた指標が最も良い結果となったが，可視光だけの指標でも緑の波長帯の情報を評価することで，一定の精度では推定できていると思われる．
時系列変化で見られたピークのずれは，田植時期の差，品種の違いであると考えられ，田植時期が遅いほどピークが遅れ，同時期に植えたものであっても早期収穫のために品種改良された品種ほどピークが早くなった．
水稲の倒伏では，追肥適期の生育量，植生指数とその後の倒伏との関係から，倒伏予測を行うことができる．この予測手法をもとに，追肥量を調整することで，施肥による環境負荷の軽減，生産コストの削減，収穫作業の軽減が可能であると考えられる．

図 1. CSM を用いた群落高計測

２）

半乾燥地域における塩湖及びその集水域の水文化学特性－キルギス・イシククル湖を事例に－＊

齋藤圭1) ・小寺浩二2) ・前杢英明2) ・濱侃3)1)法政大・院、2)法政大・地理学教室、3)千葉大・院
Ⅰ はじめにNa-Cl-SO₄(Mg)型であり、比較的主要溶存成分のバ

大陸の内陸部は雨陰効果や大気循環系の影響によ

ランスが良い。融雪水が蒸発濃縮した結果なのか、り、乾燥地域が占める割合は大きい。限られた水資が今後の課題となる。また、Ca2+と HCO₃-に関して源の利用と保全を巡っての紛争や無理な水利用によ

は、CaCO₃と CaSO₄として析出していることが示

る塩類集積や湖の縮小といった環境問題が起きてい唆された。これらの溶解度積を調べてみると、過飽る(富田,2009)。そのため、現代において大陸内陸部

和状態で、天然水中であることを考慮すれば妥当でに多く分布する乾燥地域及び半乾燥地域の水循環系あると考えられるが、より一層の検証が必要である。

の把握は非常に重要である（A.Lerman 1984）
。し

湧水

T-2

かし、閉鎖水域かつ生物活動が少ない塩湖において、

RE-1
RN-9

2012
2013
2014

水文学または陸水学の視点による研究は数少ない。

RE-4

RN-6

RN-3

11: RE-2
RE-3
RN-4

RN-1

そこで本研究では、イシククル湖と山地の雪氷を起

SN-1

LI-2

水道水

RN-5

RN-7
RN-8

LI-E1

LI-E2

RE-5

RN-2

源とする集水域の水文化学特性を明らかにし、乾燥

RE-6
LI-1
SE-1

地域の水循環機構に関する一考察を行った。

LI-CS

LI-5
T-1

RE-9

RE-10

Ⅱ 対象地域

RE-13
RE-12

RE-14

T-3
RE-11

RS-7

イシククル湖は、中央アジア・キルギス共和国に

RS-10

RE-8

RS-5

RS-8

RS-9

21: RS-2RS-6ある構造湖で、2 つの山脈に挟まれている。塩分濃100

度は 0.6%と低濃度である。流出河川の無い閉塞湖で50と湖南では、流路長が短く、溶存物質のイオン濃度が低い。一方、湖東と湖西ではイオン濃度が高く、イオン含有量(meq/l)70

全般的に河川は Ca-HCO₃型で、その中でも湖北

me/l
6

4

2

0

凡

例

2

4

試料名

T-4

LI-4

例

Cl

Na+K

Ca

HCO3

Ca

HCO3

Mg

SO4 (+NO 3 )Mg

SO4 (+NO3 )EC (μS/cm)

LI-3

me/l
6

Cl

0

60km

600
500
400
300
200

湖心

河口

サンプルから主要溶存成分の分析を行い、考察を行Ⅳ 結果・考察

me/l
150

90
80

調査は 2012 年～2015 年毎夏季に 3 回行っている。

100

図 1 湖及び集水域の水質空間分布(2012～2014)

気温、水温、EC、pH を現地観測し、持ち帰った11 地点、地下水を 17 地点でそれぞれ行った。現地

50

試料名

Na+K

Ⅲ 研究方法った。調査地点は 74 地点で、河川を 46 地点、湖を0

凡あり、融雪水・融氷水を起源とする河川と被圧地下水が流入する。

RS-3
RS-1

me/l
150

60
50
40
30
20
10
0
0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

距離（km）
Na

K

Ca

Mg

Cl

HCO₃

SO₄

流域特性の違いによる差異が認められた。SO42-の溶

図 2 流入河川の湖に対する影響(2013)

存量は、河川では Na+と Cl-より卓越していたが、イシククル湖では、この二つのイオンより下回っておⅤ おわりに
今後は年間流入量を加味して、物質負荷量の定量

り、湖の蒸発濃縮の影響がはっきりと表れていた。

化を行う予定である。

河川水の起源は、融雪水と氷河の融氷水であり、イシククル湖へ流入する際は、希釈するような形でイオン濃度に影響を与えていた。世界各地の塩湖の水質組成と比較すると、イシククル湖の水質組成は

参 考 文 献富田 寿代 , 水谷令子 (2010)：キルギスの生活用水.
鈴鹿国際大学紀要,16,pp. 59-69．
A.Lerma 編(1984)：湖沼の化学,古今書院,pp331-406

３）気候変動に伴う火山性深湖の熱的性質の変化＊

牧野 晶・知北和久（北大・理）, 大八木英夫（日大・文理），支笏湖・水とチップの会

１．はじめに本研究は，カルデラ湖である北海道・倶多楽湖において 2012 年 9 月から 2015 年 5 月にわたり水温の鉛直分布を観測し，熱収支式から貯熱量の変化を求め，熱環境の変動を調べた。
２．対象流域の概要と方法
倶多楽湖の最深点(148 m)には 2012 年 9 月から
TidbiT 水温ロガー（精度±0.2 ℃）30 台を係留設置した。設置水深は 0-10 m で 1 m 間隔，10 m-130 m
で 10 m 間隔で，残りは 135 m，140 m，141 m，142
m，143 m，144 m，145 m である。測定間隔は 1 時間である。
湖畔には気象ステーションを設け，気温，湿度，
気圧，全天日射量，風向，風速を 10 分インターバ
ルで測定した。

QP 値の月平均変動を図 1 に示す。貯熱量の変化 Gに注目すると，2013 年，2014 年ともに 4 月～9 月の期間で受熱を示し，10 月～3 月で放熱を示した。
2013 年より 2014 年の貯熱量が増加しており，2013
年は 170 W/m2 に対して，2014 年は 232 W/m2 と増加している。
室蘭，登別両地点ともに年平均気温が線形に変わっていくとすれば，1977 年～2014 年の上昇率は室蘭で 0.023 ℃/yr，登別で 0.025 ℃/yr となる。気温の上 昇 は顕 熱， 潜 熱， 長波 放 射に 影響 す る。 仮に
0.25 ℃気温が上がったとし同じ期間の G の積算熱量(MJ/ m2)を計算した結果を図 2 に示す。積算熱量は最大で 350 MJ/ m2 の差が生じた。しかし，気温の変化は表層水温や結氷にも大きく影響するため，実際の熱収支はより複雑な変化を示すと考えられる。

３．結果と討論
倶多楽湖は冬に結氷する２回循環湖であるが，2014 年度の冬期には結氷が確認されなかった。倶多楽湖の水温の上昇を考察するため，湖全体の熱収支について検討した。倶多楽湖は流出河川のない閉塞湖で，流入河川の流量はごく少なく，この熱輸送量，地下水による熱移流は無視できるとした。このとき，次の熱収支式が成り立つ。
1
ここで :湖面での正味放射量(W/m2)， :湖面での顕熱輸送量(W/m2),:湖面での潜熱輸
送量(W/m2)，QP :湖面への直接
降 水 に よ る 熱 輸 送 量(W/m2)，：湖の貯熱量変化(W/m2)，である。 は収支期間∆ での貯熱量の変化 ∆ として
∆

C ρ

図 1.

計算された倶多楽湖の各熱収支項の月平均値変化

気温が上昇した場合

2と表すことが出来る。ここで：一年を通じて水温変化のな
い水深(m)，C ：水の定圧比熱(J/kg/K)， ρ ： 水 の 密 度(kg/m3)，:水温(K)，である。
倶多楽湖における 2012 年 10月～2015 年 5 月の Rn, H, lE, G，今回の計算結果

図 2.

貯熱量変化項の積算量(2012/9-2015/5)

４）堆積コアから読み取る十勝海岸潟湖の変遷史と津波堆積物層の役割＊

前田紳吾，知北和久，ホセイン・エムディ・モタレブ（北大・理），阪田義隆（北大・工）1. はじめに北海道東部の十勝地方沿岸には、年に数回、外海と隔てる砂州の一部が決壊して湖水が流出する海跡
湖群が存在する。この沿岸の南東約 150 km には、海岸線にほぼ平行に千島海溝が存在し、これまで同海溝を発生源とする津波が襲来している。結果として、
今回対象の生花苗沼周辺（図 1）には、多くの津波堆積物が確認されている。Chikita et al. (2012)によると、砂州内にある津波堆積物（レキ層）を通して、沼水は外海へ被圧地下水流出すると考えられている（図 2）。この研究では、生花苗沼の砂州上掘削調査
で得た堆積コアの解析に基づいて、津波堆積物が沼

図1

生花苗沼と砂州上の掘削地点の位置の水循環に与える役割および沼の環境変遷について
考える。
2. 方法
本研究では、生花苗沼の南東部に位置する砂州上の 2 点(図 1 の SB-1, SB-2 地点)にて、2015 年 6 月に掘削調査を行った。また、掘削の途中に SB-1 地点

図 2

砂州の構造と外海への地下水流出（模式図）の 5.5~6.5 m 深と SB-2 地点の 5~6 m 深でスラッグ棒を用いた現場透水試験(JGS 1314)を行った。
採取された堆積コアに対し層相解析を実施し、粒度
組成・透水係数を調べた。粒度分析はふるいを用いた粒度分析(JIS A 1204)、室内透水試験は変水位透水試験(JGS 0311)を行った。変水位法は、透水係数が大きい媒体には適用が難しい。このため、透水係数の大きなレキ層については、クレーガーの表から近似式を作成し、その近似式に基づいて透水係数を推定した。作成された式は、

ここで、k：透水係数推定値(cm/sec), D：試料の 20%粒径である。

図 3

SB-1 地点コアの層相４）3. 結果・考察
結果として、SB-1 地点では 10 m、SB-2 地点では14 m 長のコアが得られた（図 3 および図 4）。現場透
水試験によって、砂混じりレキ層（図 3 および図 4
網掛け部分）の透水係数は 10-1~10-2 cm/s と求められた。七山ほか(2002)によると、津波堆積物は海から遠ざかるほど細粒化し、海から 100 m 地点で中レキとして発見されている。また、その堆積構造は逆級化構造であった。今回のコアでも、直径 20 mm 以
上の中レキを含む逆級化構造で堆積した層を SB-2地点の 7.25 ~7.4 m 深で発見し(図 5)、この堆積物は津波堆積物だと考えられる。また、この層のレベルは、ほぼ現在の沼の底付近の深度にあたる。この津
波堆積物層の透水係数は 0~10 cm/sec と推定され、上下の砂層、砂混じりレキ層より 2~4 桁大きく(表1)、被圧地下水の流出経路と考えられる。一方、SB-1
図 4地点のコアでは、津波堆積物層は発見されなかった。

SB-2 地点コアの層相

津波堆積物の分布をより詳しく知るため、2016 年度には追加の掘削を実施する予定である。
4．沼の変遷史について
SB-2 地点の 10.3~10.7 m 深にはシルト混じり砂層

上部
上分布していた。このシルト混じり砂は海砂と湖底堆積物の混合物であると考えられる。そのため、この層が堆積した当時の SB-2 地点は、現在よりも海水位が低く、沼と太平洋の境界部であったと推測される。つまり、当時の SB-2 地点に砂州は存在せず、砂州が形成されたのは少なくとも 10.3 m 深の部分が堆積した後ということになる。七山ほか(2002)では13 世紀および 17 世紀の津波堆積物が発見されている。今回発見された津波堆積物も、そのどちらかである可能性が高く、砂州は 17 世紀以前から徐々に発達形成され現在に至っていると考えられる。今後は、各層から採取した有機物サン
プルの放射性炭素同位体年代測定から各層が堆積した年代を調べ、より詳細に沼の変遷史を知ることを目標とする。

表 1 各層の透水係数

図 5 津波堆積物を示す逆級化構造

５）
Sediment-loading processes in a forested catchment accompanied by slope failure*Md Motaleb Hossain1, Kazuhisa A. Chikita2 and Yoshitaka Sakata2
1. Grad. Sci., Hokkaido Univ. 2. Fac. Sci., Hokkaido Univ.
1. Introduction
Exploring fluvial sedimentary processes oncatchment scale is useful for studies on the forest
management, material cycle and ecosystem of shorttime scale and topographic evolution of long time scale.
The fluvial transportation of sediment is also related tosedimentation, material cycle and ecosystem in coastal
regions. The “slope failure” means bank collapse andlandslide on the catchment slope, which occur underrainfall and snowmelt. The objective of this study is toinvestigate sediment loading processes in the
Oikamanai River catchment (Fig. 1) under slope failure
by field observations and modeling. We have focusedon extra sediment supply to the river channel bylandslide or bank collapse from rainfall, and applied asemi-distributed model, Soil Water Assessment Tool
(SWAT) and a lumped model, the tank model to riverdischarge and sediment load time series.

monitoring of turbidity and river stage at two sites, R1
and R3 (Fig. 1) along the river channel allowed us to
identify the seasonal sediment source in the upper
catchment, since there occurred more sediment runoff
events with higher sediment yield. The monitoring also
revealed the net sediment deposition between the twosites. A semi-distributed model, ArcSWAT2012, and alumped model, the tank model, coupled with powerfunction, were applied to simulate discharge andsediment load time series, obtained in 2011 to 2014. In
ArcSWAT2012, the total basin area 62.47 km2
upstream of site R1 was divided into three sub-basins(Fig. 2) (sub-basin 1, sub-basin 2, sub-basin 3), basedon elevation, soil type, land use and slope classes thatallow a high level of spatial detail simulation to identify
the sediment sources of this catchment and sedimenttransportation process.

Fig. 2 Three different subbasins of Oikamani River catchment
Fig. 1 Location of the Oikamanai River catchment in eastern
Hokkaido and observation sites in the catchment, shown by
the digital elevation model (DEM). The land use map is also
shown (right).

2. Study area and methods
The Oikamanai River catchment is forested (ca. 90%area), but accompanied by permeable tephra layers of“Tarumae Ta-b” and “Shikotsu Spfa-1” in soils, easily
producing surface failure, and by the Neogene
sedimentary rocks, inducing landslide. The slope failuresuch as bank collapse and landslides could easily occur
in the catchment under heavy rainfall or snowmelt. In
order to understand and predict such disastrous
phenomena and subsequent fluvial sedimentation in thecatchment, we have tried to identify the sedimentsource (or slope failure location) for rainfall runoff
events by field observations and modelling. The

In this study we have used the data of discharge, Q(m3/s), suspended sediment concentration (SSC; C,
mg/L) and sediment load, L (kg/s) for non-frozen periodof April 2011 to November 2014, weather data of 2008
to 2014 from site P, F M and other tow metrologicalstation MaMeDAS Bisei, AMeDAS Taiki ca.10 km, 19
km from site R1 and soil data.
3. Results and Discussion
The observed water temperature of the Oikamani
River shows (Fig. 3a) that the river is frozen at 0 ℃ in
December to early April. Then, the h-Q rating curve tocalculate discharge is not applicable. Hence, in our
simulation we did not consider the frozen and snowmelt
periods. From the snow depth in Fig. 3c, we see that thesnow depth amount are different year by year, showingthat the snow depth in 2012 is two times larger than in５）2011, and that the snow depth in 2015 is highest in
2011-2015. Thus, initial soil water content and groundwater storage affected by snowmelt could be different
in different year. For this reason we have simulated ourmodels in year wise.

Fig. 3 Observational data: (a) water temperature, (b) discharge
and SSC, (c) air temperature, snow depth and precipitation

Discharge and suspended sediment concentration(SSC) time series (Fig. 3b) show that, at some time
periods with low discharge, high SSC occurs. Here,using all runoff events in 2011-2014 at site R1 and July
2013 -2014 at site R3, we have investigated how such
extra sediment supply occurred.

Fig. 4 Relations between total runoff rate (mm) and total
sediment yield (g/m2). (a) with slope failure at site R1, (b)without slope failure at site R1, (c) with slope failure at site
R3, (d) without slope failure at site R3.

The runoff events when high SSC occurs after peakdischarge and continues some hours were defined as
runoff events accompanied by slope failure. At site R1,
slope failure events were recorded 15 times and nonslope failure events 32 times. Sediment yield in slope
failure events were then 2.8 times as large as thatwithout slope failure. In 2013-2014, at site R3, the slope
failure events and non-slope failure events wererecorded 12 and 6 times, respectively, whereas at site
R1, they were recorded 4 and 12 times, respectively(Fig. 4). Also, the magnitude of total sediment yield atsite R3 in slope failure events and non-slope failure
events are 1.4 and 1.5 times larger than at site R1 (Fig.
4).
Figure 5 shows the sediment yield calculated at sites
R1 and R3. The sediment yield is always greater than atsite R1, and sediment yield in between R1 and R3 isalmost negative over the whole period.

Fig. 5 Sediment yield at sites R1 and R3 (upper) and sedimentyield between the two sites (lower) calculated from sedimentload at site R1 and R3.

The SWAT model simulation (Fig. 6) shows that the
sediment load and sediment yield in subbasin 2 isalways greater than that of subbasin 1, and that
sediment yield in subbasin 3 is negative all over thetime.

Fig. 6 Sediment load and sediment yield in different subbasinscalculated by the SWAT model.

The observed sediment runoff events at sites R1 andR3 revealed that most of sediment erosion occurred at
upstream of site R3, where the catchment slope is very
steep. The same scenario was also seen in the SWAT
model simulation; sediment load and sediment yield in
subbasin 2 is greater than other subbasins. So both ofthe observed and modeled results indicate that the
upstream regions of site R3 is the main sediment sourcearea in the Oikamani River catchment and that sedimentdeposition occurs between site R1 and site R3.

６）
秋田県六郷扇状地における自然電位観測＊田中宏尚，網田和宏 (秋田大学)

１．はじめに自然電位（Self-Potential；SP）観測は，1 組の電が生じる可能性も考慮し，一地点あたり 3～5 点ほ

極と電線，デジタルテスターがあれば行うことが可の平均値を測定点における SP 値として記録した．

能な比較的簡便な物理探査法である．古くは金属鉱

観測は継続中であるが，現在までに，扇状地の扇床の探査法として普及してきたが，近年では火山の頂部から扇端部を結ぶ直線にほぼ平行に伸びる幹線

熱水流動系の検出に効果的であることなどが明らか

道路沿いの約 1.4km 側線と，同じく扇状地の中心部にされたこともあり（例えば Hashimoto et al.,

付近の側線（約 0.5km）においてデータが得られて1995），多くの火山や地熱地帯において SP 観測がいる状態である．

ど，電極設置点を変えながら電位を測定し，それら行われるようになった．
SP の分布を明らかにすることで，地下水流動に

３．結果関する情報が得られることについては，定性的には，結果の一例として，図１に扇状地の扇頂－扇端方

多孔質媒質中の流体流動に伴う界面動電現象が原因

向に平行に縦断する幹線道路沿いにおいて得られたであると解釈されている．界面動電現象とは固－液SP 分布について示す．図の上段には測定地点の標界面に働く電場や流動に伴って発生する一連の現象

高を，下段に SP 値を示した．観測を開始した基準のことを指し，液体の流動に伴って発生する電位の点を「0」地点とし，基準点からの距離を横軸に表ことを流動電位と呼んでいる．

した．

このように，自然電位の分布と地下水の流動との得られた SP 分布は局所的な電場の乱れ（変化の間には密接な関係が存在していることが知られてい大小）が見られるものの，全体的には標高が低くなるが，これまで浅層地下水のフィールドにおいて自っていく程 SP 値が上昇していく傾向が認められた．

然電位観測が行われた研究事例はあまり多くはない．

これらデータにみられた関係を，自然電位の「地形そこで本研究では秋田県六郷扇状地において自然電効果」であると仮定した場合，本測線上における地位観測を行い，浅層地下水が分布している地域にお形効果の値は「3mV/100m」となった．

いてどのような SP の分布が得られるものであるのか調査を行うことにした．研究対象地域として六郷扇状地を選んだのは，本地域内に，地下水位観測用の井戸が複数設置されており，SP の分布と地下水
位との関連性について議論・考察を行うことができる地域であると判断したためである．
２．調査の概要と手法
今回，観測に用いる電極として，非分極電極である銅－硫酸銅（Cu－CuSO4）電極を選択し，塩ビパ
イプ，吸収板（Al2O3 ，SiO2 ），銅線などから自作した．最終的に 4 つの自作電極の中から，等電位チェックを行いマッチングの良かったペアを観測に用いることにした．観測の際には電極の底をベントナイトで覆い，接地性の向上に努めた．電極間をつなぐ電線には太さ 0.12mm のビニル電線を使用した．
現地における測定では，街中における観測ということで人工的なノイズの影響や，局所的な電位異常

図１．六郷扇状地における自然電位分布（上段は地表標高，下段は SP 値を表す）

７）
秋田県六郷扇状地における地下水位・水温の連続測定＊

溝口宏和，網田和宏 (秋田大学)

１．はじめに
六郷扇状地は，秋田県横手盆地のほぼ中央部に位置する第四紀更新世末～完新世（1 万年前まで）に形成された，沖積・合成扇状地である（秋田県，1976）．古期扇状地の上に新期扇状地が重なり合ってできたこの扇状地は，扇頂から平地に向かって開く半円錐状の典型的な扇形の形状をとるが，その内の新期扇状地にあたる部分がいわゆる「六郷扇状地」と呼ばれている．この意味における六郷扇状地
は，東西約 4km，南北約 5km の楕円形をなしており，面積は約 14km2 である．また，六郷扇状地には大小併せて，約 70 ヵ所の湧泉が存在しており，清水の町として県内外に広く知られている．
本地域に生活する住民の多くは各家庭に私的な井戸，揚水機，給水施設などを所有し，現在も地下水を利用した生活を営んでいる（美郷町の水道普及率
55.2％；秋田県，2006）．したがって本地域の水資源の中で，地下水が占めている割合は大きく，地下水の保全と管理は地域の重要課題として認識されている．
地下水の保全・管理を考える場合に必要性の高い
基礎情報は幾つかあるが，その中の一つに地下水位
および水温のモニタリングがある．本地域における
水 位 ・水 温の デ ータ につ い ては ，例 え ば， 肥田（2007）によってピエゾメーターを用いた水位・水温の連続測定データが報告されているし，また，利部（2005）は扇状地内に点在する 13 か所の観測井の水位の変動をおよそ１年間にわたって測定しており，その結果などが示されている．しかし，肥田が観測を行ったピエゾメーターは地点数が少なく，
元々，扇状地の全体的な地下水位の変動を捉えることを想定して測定されたものではない．一方，利部は扇頂部から扇端部に分布する井戸で測定データを得ることができているが，こちらは月に一度の頻度で測定されたデータであることもあり，連続的な記録を得るまでには至っていない．加えて水温のデー
タは得られていなかった．そこで，本研究では六郷
扇状地において，地下水の水位・水温の連続的な変動記録を取得することを主な目的とした観測を行った．
２．調査の概要と手法
連続測定データを取得する井戸は，扇頂部（図１左端部）・扇央部・扇端部のそれぞれの区域に分布させることを考慮しながら 6 地点を選定し，扇状地
全域における水位変動の様相を捉えることができるようにした．観測井の位置を図１に示す．図 1 に示されている井戸は利部（2005）が測定を行った井戸と同じものである．測定には大起理化工業株式会社

図１．六郷扇状地内における観測井の位置

製，ミニダイバー水位計を用い，サンプリング間隔
は 1 時間に設定した．連続データの取得は 2012 年
8 月から開始しており，現在も継続中である．また
図 1 に示した全ての観測井（図１に白丸で表示）では，2～3 ヶ月に一度の頻度で，手測りの水位計による直接観測も行っており，水位の連続測定データとの比較，あるいは補正用のデータとして使用している．
３．結果
結果の一例として，No.9 の井戸で 2013 年に測定された水位変動のデータを図 2 に示す．また図 2 には同期間における日降水量のデータも示した．水位変動のグラフには融雪や灌漑の開始などに対応して地下水位の上昇がみられることや，数 10mm を超える降水が生じた場合には，それに呼応して短周期での水位上昇が生じていることなど，地表で生じたイ
ベントに地下水位が影響を受けていることが示されていた．本講演では最近のデータを示しながら本地域の水位・水温変動にみられる特徴について述べる．

図２．地下水位の変動（上）と日降水量（下）の関係

８）

北海道の渇水比流量のマッピング：現在及び過去との比較＊

上原 弘之(北大・理)，阪田 義隆(北大・工)，知北 和久(北大・理)，山田 朋人(北大・工)，中津川 誠(室蘭工大)，工藤 啓介(ドーコン)，
濱原 能成(福田水文センター)，木村 峰樹(北開水工コンサルタント)，定塚 徹(環境コンサルタント)，臼谷 友秀(日本気象協会)

渇水比流量とは，渇水流量(1 年を通じて 365 日はこれを下回らない日流量）を流域面積で除した値で，水資源・水環境の重要な評価指標である．とくに近年，気候変動に伴う渇水リスクや流域保全の観点から，その分布や将来予測が重要な水文情報となる．しかし，渇水比流量は気候・地形・地質などの多様な条件に依存するため，定量的な議論が難しい．
本研究では，渇水比流量に寄与する諸条件が多様な
北海道を対象に，渇水比流量の現在(2001-2010 年中央値）のマッピングを行うとともに，過去の値との比較を行う．

２．３ 地質要因
流域面積の 50%以上を占める主要な地質に対する，渇水比流量の分布（ボックスプロット）を図 3 に示す．
これによると，渇水比流量の中央値が最も大きいのは
G2 火山噴出物・火山岩が主要な地質となる流域であり，G1 第四紀層や G5付加帯の分布が多い流域は小さい．しかし，全体に Ydm のバラつきが大きいのも事実であり，
このことから，渇水比
流量は，主要でない他の地質や，地質以外の

２．北海道の渇水比流量の現在分布
２．１ 解析データ

様々な因子の影響を受
図 3 主要な地質に対する Ydm のけていると考えられる．
ボックスプロット

１．はじめに

表 1 に解析データの概要を示す．①～④は 1 級・2 級河川の
水位流量データが元となっており，⑤はダム諸量データの蓄積，公開がされてい図 1 渇水流量 Qd と H26.12 のるものを用いた．ま観測流量 Q0 の関係
た⑥について，空間的に不足している部分を補間するように選定した流域で，H26.12 の観測流量を渇水流量に補正して用いた．
図 1 は北海道を 4 分割した地域ごとの，観測流量と渇水流量の関係を示しており，⑥の補正にはこれを用いた．

３．過去との比較
過去の渇水比流量マップとして，北海道開発局および日本気象興協会により作成された「10 年非超過確率の渇水比流量分布図」(1980)を元にクリギング推定，流域ごとに抽出したものを図 4，現在と過去の差分を
図 5 に示す．渇水比流量は現在マップと同様に火山地域で相対的に大きく，大局的な分布傾向は現在と合致する．また現在までの変化で見ると，全体に増加している流域が多く，過去に実施した渇水流量のトレンド解析の結果が全体に増加傾向にあったことと整合する．
要因の 1 つに冬の気温上昇（部分融雪による流量増加）が考えられ，過去 50-100 年間において，道内 21地点で，有意な冬の気温上昇が確認されている．

表 1 解析データの概要（合計 172）
データ区分
説明
①
ダムのない流域②
ダムの占める集水面積が25%以下の流域③
観測点間の差分流域 （有意なもののみ）④
冬の渇水期にダムの貯水が行われていない流域⑤
ダム流入データ （上流にダムのない流域）⑥
補間観測流域 （渇水流量を推定）

データ数
92
14
21
5
9
38

２．２ 現在分布
図 2 に北海道の渇水比流量 Ydm の分布を示す．値は0.1～3.0 m3/s per 100km2 と幅広く分布しており，全体の平均は 1.2 m3/s per 100km2 全国平均値 1 m3/s per
100km2 よりもやや大きい．とくに屈斜路，大雪，支笏，洞爺といった火山地域で大きく，火山性地質のような透水性の地質が，渇水比流量に強く影響することが示唆される．また年降水量の少ないオホーツク海側・十勝地域でやや小さい．

図 2 現在の渇水比流量 Ydm の分布(左)と Ydm のヒストグラム(右)図 4 過去の渇水比流量分布

図 5 現在と過去の差分

４．まとめと今後の方針
北海道の渇水比流量の多寡には地域的な傾向があり，透水性地質の卓越する火山地域で大きく，年降水量の少ないオホーツク海側や十勝地域で小さい．火山性地
質が主要な地質の流域は，渇水比流量が大きい傾向があるもののバラつきも大きく，渇水比流量には多数の因子があり，重相関が考えられることが示唆された．
過去との比較では，分布傾向は概ね合致し，全体に増加している変化傾向も，以前行った渇水流量のトレン
ド解析の結果と整合した．
今後はこれらのことを踏まえ，各流域の諸条件(気候・地形・地質・土壌・植生・土地利用）を因子とした渇水比流量の定量モデルを構築する．またモデルの気候成分に将来予測値を与えることで，渇水比流量の将来予測を行う予定である．

９）

多次元水分移動モデルによる模擬降雨散水実験の検証＊

石井吉之(北大低温研)，平島寛行，山口悟(防災科研雪氷防災研究センター)

１．はじめに北海道母子里において 2011～2013 年の各融雪期に，雪面上に 100mm 以上の大雨が降った時を想定した模擬降雨散水実験を実施した。その結果，全 7回の実験のうち，積雪底面からの流出が顕著に現れる場合とほとんど現れない場合とが観測された。流
出状況は散水量や積雪深とは関係がなく，その時の積雪の層構造に応じて多様，すなわち，積雪内部で鉛直下向きの浸透が顕著な場合と水平方向の流動が顕著な場合のどちらもが起こり得ることが改めて明らかになった。こうした違いは層境界での粒径コン
トラストによると考えられる。そこで，コントラス
トに応じた流出特性の違いを多次元水分移動モデル(Hirashima et al., 2014a)を用いた数値実験によって検討した。また，実際の積雪層構造と散水量を与え，
底面流出が顕著な場合とそうでない場合について模
擬降雨散水実験の再現を試みた。
２．数値実験結果
2.1 層境界の粒径コントラスと浸透水の滞留の関係
模擬降雨散水実験を再現する前に，層境界での粒径コントラストとそこに滞留する浸透水の関係を検討した。高さ 23cm 幅 20cm の 3 層構造の積雪を想定し，上部 13cm と下部 10cm には異なる粒径と密度を与える。また，最上部 3cm は上部と同じ粒径・密度の濡れ雪を与えた。計算格子は縦横 1cm
メッシュで与え，各層の粒径のばらつきは 20％，
水供給速度は 20mm/h で一定とした。上下各層に与えた粒径，密度，含水状態の設定方法や各々の場合の計算結果については Hirashima et al.(2014b)で詳細に報告済みであるが，要点は次のとおりである。
滞留状況の強弱は上下層の含水率差，滞水した層の厚さ，底面到達時間の 3 点で評価した。上層粒径が 0.6～1.2mm の場合，含水率差や滞水層厚は下層粒径が大きいほど増加した。しかし，上層粒径が1.5mm を越えると下層粒径が 3.0mm でも滞水されない。これは毛管力の効果が効きにくくなった結果と考えられる。したがって，粒径コントラスが浸透
水の滞留に効くのは，上層粒径が 1.5mm を越えな
い範囲であると見なすことができる。
2.2 模擬降雨散水実験の再現計算
2013 年に実施した 2 回（4/12，4/30）の模擬降雨
散水実験のうち，1 回目（積雪深 180cm，散水強度34mm/h，散水時間 286 分）は底面流出が少量しか見られず流出率 1％にすぎなかった。2 回目（積雪深 116cm，散水強度 35mm/h，散水時間 207 分）は顕著な底面流出が出現し流出率 71％であった。これらについて実際の層構造，密度，粒径，含水率を与えて再現計算を行った。計算は 2 次元で行い，層境界での水みち発生パターンを 5 通りの乱数で与えた。また，左右両端の境界では含水率が 30％超になったら強制的に 30％に戻し，境界から逃げていった水が戻らないように設定し。計算領域は縦は実際の積雪深，横は 40cm とし，大まかな計算結果を見るために格子サイズは縦横 2cm とした。2 回目実験の再現計算結果を図 1 に示す。いずれの結果でも層境界で浸透水が滞留し，その後，水みちを通じて水が底面へと輸送される結果となった。水みちが左右両端に逃げる場合には底面流出は現れない。図 2の流出ハイドログラフでも，Run-2 と Run-3 が実測値をよく再現する結果になっている。より細かいメッシュで再計算すれば実測値との適合度をより良くさせることができる。いずれにしても，粒径コント
ラストは層境界での浸透水の滞留を引き起こすという面で重要であるが，積雪底面流出が出現するか否かは，その後の水みちの発達の仕方に強く依存するという知見が，今回の数値実験で新しく得られた。
３．今後の課題2013 年の散水実験結果を説明できたモデルを2012 年の散水実験結果にも適用し，2013 年と同じような解釈が可能かどうかを検討する。また，左右両端の境界条件の与え方や乱数発生パターンを含めた水みち発生条件をより明瞭にすることなどに取り組む予定である。

図１．模擬降雨散水実験(2 回目)の再現計算結果

図 2．底面流出量の計算結果と実測値の比較

１０）

地中レーダによる浅層地下の水分分布調査＊

尾西恭亮，網田和宏 (秋田大学)

１．はじめに
地中レーダは主に誘電率が異なる地下構造の分布を探査する道具として普及している。一連の物理探査手法の中で，最も高い分解能を有するが，最も可探深度が浅い。埋設管や空洞の調査，路盤厚測定，
遺跡調査などに用いられている。
比誘電率は大気中がほぼ 1 を示すのに対し，水はおよそ 80 以上の値となる。乾燥した砂や岩石は 2～10 程度の値を示すため，金属等の人工埋設物以外では，地中レーダは水分の分布を検知していると考えられる。しかし，地下構造が均質な砂質で構成されている場合には，地下水面が検知される場合が多いが，日本の一般的な土壌表層部では地下水面の特定は困難な状況が多い。
本研究では地下水位が浅部に位置し，かつ大きく変動する六郷湧水域を試験対象とし，地中レーダによる地下水分布測定の問題点と解決方法を議論する。
２．六郷湧水群
六郷湧水群は，秋田県中央部の，扇頂を東方，扇端が西方となる扇状地の扇端域に位置し，60 ヶ所
以上の湧水地点（清水）が確認されている。季節の変化に応じて湧出量が変化し，枯れてしまう時期が存在する清水も存在する。井戸や清水が存在する場
所では，およその地下水位が判明しているが，湧水の位置が線状に連なっている理由や，湧水が存在しない領域の地下水位は明らかになっていない。
六郷湧水群の先端域では，深度 1～2 m 程度の浅部に地下水面が存在する領域が広範囲に広がっており，かつ水位の季節変動幅が 1 m 以上に及ぶ地域も存在する。この特徴が，地中レーダによる基礎探査
対象として適した条件を備えている。

ントの時間方向の移動量を図化した断面である。
５．考察
通常の探査断面のみから地下水面分布を推定する
ことは，高度な解釈経験が要求されるが，時間シフ
ト断面では水分分布に起因する境界面が検出されている。3/18 から 4/8 にかけて地下水位は低下しているのに対し，浅部の反射イベントは短時間方向にシフトしている。これは，水分率が低下し電磁波の伝播速度が上昇したためであると考えられる。一方，水分率遷移境界の反射イベントは，水位低下により往復走時が増加し長時間シフトしたと考えられる。

図１．探査測線(L,C:速度解析点)および水位測定位置(h)表１．地下水位（GL-）
h1（清水）h2（井戸）

3/3
1.35 m1.63 m3/18
1.20 m1.47 m4/8
1.31 m1.88 m３．探査仕様試験探査を紙漉座清水付近の地域で行った（図1）。先端部の南部に位置し，地下水面深度が地表より 1～2 m 程度の範囲を変動する地区で，2 地点
で地下水位を測定可能な場所である。地中レーダによる探査は，3/18，4/8 の 2 時期に行った。GSSI 社
製の探査機器を使用し，中心周波数は，200，400，
900MHz を主に用いた。測点間隔は 1cm 以下とした。
４．測定記録地下水位を表 1 に示す。2015 年は例年より雪解けが早く，3 月下旬に雪解けに伴う地下水位上昇ピークを迎えた。また，L3 測線の 200MHz の 2 時期の探査断面を図 2 に，2 時期間の時間シフト断面を図3 に示す。時間シフト断面は，各断面に設定した小領域ウィンドウの相互相関解析により，各反射イベ

図 2．L3 測線の探査断面(3/18)(上段)，(4/8)(下段)

図 3．L3 測線の時間シフト断面

１１）

掘削坑井内の温泉水中に溶存しているヘリウム測定の試み＊

柴田智郎(京大・理・地球熱学)，高畑直人(東大・大気海洋研)，佐野有司(東大・大気海洋研)

１．はじめに
地下水中に溶存しているヘリウムの測定は、マントル起源とする流体の寄与や滞留時間の長い地下水の流動時間などを解明するために広く行われている。
通常、この測定方法は、出来るだけ空気に触れないように試料水を採取・保管し、実験室に持ち帰ってから、溶存しているヘリウムを抽出している。しかし、試料水を空気に触れずに採取するためには、高度な知識と技術が必要となる。そこで、水は通さずに気体だけを通す気体半透膜を使った受動拡散サン
プラー（以下、パッシブサンプラー）を用いて、比較的容易に試料水中に溶存しているヘリウムを採気する試みを行った。本講演では、大分県別府温泉にある掘削坑井を使って、温泉水中に溶存しているヘリウムの採気方法とその結果得られた坑井内のヘリ
ウム濃度の鉛直分布とを求めた。
２．対象地域の概要と方法
別府温泉は、九州中部の張力が発達する地域（松本，1979）の東端に位置する。温泉活動は、西側の鶴見火山群から東側の別府湾岸まで続き、火山群から供給される熱水流体がもたらしている。この地域
は、西側の火山群から流出してきた安山岩類の砕屑物によって埋められた扇状地であり、その南縁と北縁はそれぞれ東西方向に走る断層によって挟まれている。西側の火山群から供給された熱水流体は、これ ら ２つ の断 層 （朝 見川 断 層（ 南） と 亀川 断層（北））に沿って、東側の海岸方向に流動している。
断層に沿った流動系は、南は Beppu thermal zone
（別府温泉域）と北は Kamegawa thermal zone（亀川温泉域）と呼ばれ、異なる流動系として扱われている (Allis & Yusa, 1989)。
別府温泉域に位置する京都大学大学院理学研究科
附属地球熱学研究施設構内に、深度 300m の掘削坑
井（以下、BGRL 井）がある。2015 年 7 月 13 日〜16
日と 8 月 21 日〜24 日との異なる２期間にて、坑井内の深度 290m 付近から約 50m 間隔ごと上方に向かってパッシブサンプラーを設置し（図１）、温泉水
中のヘリウムを採気した。
採気したヘリウムは、東京大学大気海洋研究所に
あ る 希 ガ ス 同 位 体 質 量 分 析 計 （ VG5400; Waters
Corp.）を用い、その濃度と同位体比を求めた。
３．結果と考察
通常、別府温泉域のような火山地帯からは、マントル起源とするヘリウムの放出が見られる。ヘリウ
ムには、質量数３と４との２つの安定同位体が存在する。4He は主に U や Th の壊変で生じるα粒子起源であるため、U や Th が比較的多く含まれる地殻物質では、 3He/4He 比の値が低くなる。大気の値（1.4×10-6）を基準（＝１RA）にとると、上部マン
トル物質は約 8RA、下部マントル物質は 35RA 以上，
大陸地殻物質は 0.02RA 以下である。
測定の結果では、設置深度が浅い試料ほどヘリウ
ム濃度が低く、3He/4He 比が低くなっている。また、
3
He/4He 比が最も高い試料は、深度 290m 付近のもので、6.79-7.08RA を示すことから、マントル起源のヘリウムが放出されていることが明らかになった。
BGRL 井は、スクリーンが坑底付近の 278m〜300m にあり、温泉水はスクリーンを通じて流出入する。温泉水とともに坑井内に入ったヘリウムは、上方に拡散することにより、ヘリウム濃度が上方に向かって低くなるような鉛直分布していると推測される。

図１．BGRL 井内のパッシブサンプラーの設置概要

参考文献
Allis & Yusa (1989) Fluid flow processes in
the
Beppu
geothermal
system,Japan.
Geothermics, 18, 743-759.
松本徰夫（1979）九州における火山活動と陥没構造に関する諸問題．地質学論集，16，127-139．

１２）

山陰地方東部地域の温泉から
北岡豪一 (岡山理大)
１．はじめに
山陰地方東部地域には、活火山がないにもかかわらず、花崗岩から温度の高い温泉が湧出している。兵庫
県北部の湯村温泉では、地域最高の 93℃の温泉がゆ
けむりを上げながら湧出しており、鳥取県中部地域でも東郷温泉で 91℃、三朝温泉で 86℃の温泉が湧き出ている。この地域の第四紀火山で新しいものは、２万年前から１万年前に活動した神鍋火山と大山のふたつだけである（それ以外は 13 万年前よりも古い）。温
度の高い温泉はそれらから 10 km 以上離れている。マ
グマが固化してからの中心部の冷却時間を計算してみると、1 km 径で 6 千年程度、2 km 径では 2 万 5 千年程度である。この地域の第四紀火山は、現在ほとんど
冷めきっているとみなされる。山陰地方で温度の高い
温泉はマグマ活動と関係しない非火山性であるといえる。
それにしても、この地域の温泉の熱源はどのように考えたらいいのだろうか。
2．材料
考えうる材料（資料）を羅列してみると、① 山陰の温度の高い温泉は海岸線に平行するよ
うに、東北東から西南西の方向に線状に分布している。
② 地震の震源分布がそれとよく対応しているので、割れ目（断層）を介して深部から熱水が上昇し、地熱が持ち上げられているものと考えられる。
③ ただし、地震は深さ約 15 km までの範囲で発生
し、10 km で発生頻度が高い。（15 km 以深では地震は発生していない）④ 天水（主に沢水）の同位体比には高度効果が認められる（δ18O で約-0.20‰/100ｍ）。温度の高い温泉水の同位体比は、まわりの天水（川水、地下水）よりも低く、標高 400～600 m の天水に対応する。中国山地の水。
⑤ 温泉地における地温は浅部で高く、100℃に近いところもある。熱水の上昇。
⑥ 温泉地から離れると、地温は急に低くなり、深部（1000 m 以上）まで直線的で、勾配は、3℃/100m の程度である。（熱伝導支配）⑦ 温泉水には、花崗岩由来とは考えられない Cl成分などが含まれている。
⑧ 温度の高い温泉（Cl-：800 mg/L まで）では、
Cl- 濃度が高いほど同位体比の低い傾向がみられる。
⑨ 深い掘削泉からの温泉水には、山陰、山陽地域を通じて、同位体比が天水の範囲よりも低いものが存在する。これは寒冷期の天水（氷河期、1 万年前よりも古い天水）を表している
ものと思われる。
⑩ また、深い温泉（500 m 以深）には、Cl-濃度の

⑪

⑫
⑬

⑭

⑮

⑯

⑰

⑱

⑲

高いもの（8 g/L まで）が海岸域から内陸部まで広く見出される。
Cl- 濃度の高い温泉水にはあきらかに海水の混入と考えられるものがあるが、多くの高塩分
水は、その同位体比が海水と天水の混合線よりも低い。（寒冷期の天水と海水との混合線よりも低い）
これは、花崗岩深部に、Cl- 濃度がかなり高く、同位体比の高い水が存在することを示唆する。
同位体比の高い水としては、国内では、火山
噴気（薩摩硫黄島、九重硫黄山、昭和新山など）があり、Cl- 濃度も高い水としては、油田
塩水（新潟、秋田、山形）と有馬型熱水（後述）がある。世界で探すと、アメリカ大陸の油田（ウイルブール、イリノイ、ミシガン、
湾岸など）では、海水の 10 倍以上の Cl-濃度をもつ、同位体比の高い地層水（石炭紀の地層）がみられる。
火山噴気の同位体組成は、天水との関係で
δD/δ18O の勾配が約 3 であることから、噴気は蒸発濃縮した天水から発したものであると考えられている（水谷）。
また、油田塩水は、ウルトラ浸透による同位体分別と成分濃縮の過程が考えられている。
しかし、油田塩水は堆積層からのものであり、本地域のような花崗岩中の塩水とは形成過程が異なると考えられる。
兵庫県有馬温泉の沸騰泉からの熱水は、Cl- 濃
度：38.7 g/L（海水の 2 倍）、δ18O：＋6.5‰、
δO：-27.8‰である（松葉谷）。国内で分析された温泉水で Cl-濃度の最高は有馬温泉の 43.8
g/L である（池田）。その濃度はトリチウム濃度と Cl-濃度の関係（直線的）からみて整合的である（田中）。松葉谷・酒井はこれを有馬型熱水と名付けた。
中国地方東部（山陽、山陰）の花崗岩地域の深部から採取される高塩分の温泉水の同位体比は、寒冷期の天水と有馬型熱水との混合を考えると都合がよいのである。
そうなると、山陰の温度の高い温泉水中の Cl成分は有馬型熱水に由来する可能性が生じ、有馬型熱水の寄与が湧出温度を高くする一因になっている可能性がある。
なお、温度の高い温泉水には、寒冷期の水の寄与が認められない。これは、温泉水が 1 万年以内の循環系でつくられていることを示唆し、
一方、温泉地以外の地域では、花崗岩深部に寒冷期の水がみられるので、花崗岩岩盤中に１万年以上の時間をかけた遅い循環系が形成されているものと思われる。

１２）
3．水の深い循環による温泉形成
山陰は、太平洋プレートの運動によって東西の方向に圧縮されており、東北東―西南西方向の割れ目（断層）が作られていると考えられている（西田）。温度の高い温泉がそれに沿うように一列に並んで湧出しているので、断層に沿って深部から温度の高い熱水が上昇しているものと考えられる。
岩石の破壊実験によると、封圧が高くなると、メイ
ンの割れ目に斜交する共役な割れ目ができるようになる。最近の鳥取県内で起こった地震ではその主断層に斜交するように余震が起こっている。それ以外の地域
でも、この余震の方向の多くの割れ目が形成されているものと考えられる。その方向は中国山地に向くものであるから、中国山地で割れ目に入った天水が割れ目の深部を経由し、主断層で堰き止められて湧昇する状
況が頭に浮かぶ。こう考えると山陰の温泉が一列に並んでいることに整合性ができる。
中国山地から山陰海岸までの水平規模の割れ目で、室内実験で測定されている開口幅の割れ目が地表に存在し（開口幅は深さに対して指数関数的に減少するとして）、その両端に水位差 500 m を与えると、末端で100℃の温泉が湧出しうることが確認される。主なパラメータは、透水性（割れ目の開き）の深さ定数であり、1 km 程度でよい。（すなわち、水は数 km の深さまで循環している。ただし、割れ目と周囲岩体との熱伝達係数は、割れ目に水が通じてから数万年程度の地温状態から推定した。）
しかし、温泉水中の成分の由来を考えると、水の循環だけでは片手落ちである。さらに深部から、成分を含む流体の寄与を考える必要がある。Cl-濃度の高い温泉水ほど同位体比が低いということは、深部を経由す
る水に塩分が付与さることを示唆する。しかし、ふたつの流動系をひとつの流動系に結合するにはむずかし
い問題がある。ここでは、深部流体の寄与の有無についてだけ手がかりを求めてみる。
4．フィリッピン海プレートの沈み込み
上記のように、中国地域の地震は、深さが 15 km 以
浅で発生している。地震がもっとも多く発生する深さは約 10 km で、15 km 以深ではまったく起こっていない。これは、この深さ以深で柔らかくなっていることを示している。もし、その深さが脆性特性の著しく異なる相の境界であれば、その境界の変動によって脆性破壊の起こりやすい相が形成されるときに地震が発生
し、割れ目が作られると考えてもあながちおかしくはないであろう。深部流体は、深さ 10 km 前後以浅で割れ目を上昇しているであろうと考えられる。
ところで、太平洋プレートのスラブ内で発生する地震は、この中国地域では 400 km と深いが、フィリピ
ン海プレートの沈み込みに伴う地震は、それよりも浅く（紀伊半島で深さ 40 km 程度）、中国地方東部から兵庫県全域にかけては発生していない（観測されない。
九州中部地域ではフィリッピン海プレートのスラブは150 km 以深まで達しており、火山・地熱活動に関係している）。
中国地方東部と兵庫県南部では、フィリッピン海プ
レートのスラブ地震帯の延長でも沈み込んでいて、それに伴う脱水によって高塩分の深部流体、すなわち有馬型熱水が生成されているものと想像される。有馬型
熱水は地震の起こらない柔らかい相を上昇しているのであろう。その熱水上昇のメカニズムは全く不明であるが、少なくとも、10 km 以浅では、割れ目を介して上昇しているものと思われる。
5．有馬型熱水の寄与注目されるのは、上記のように、岡山、鳥取地域の花崗岩深部に存在する高塩分水の同位体比が、この有馬型熱水と寒冷期の天水との混合を考えると都合のよいことである。もし、そうであれば、岡山・鳥取地域の地下深部（約 500 m 以深）にはこの有馬型熱水が広く分布していることになる。有馬型熱水の由来（あるいは、同位体組成の形成）はまだ明らかにされていな
い。最近、沈み込むスラブにおける脱水過程と生成された深部流体の循環に関する議論が盛んに行われている（西村、風早、網田など）。
10 km 深における圧力は、岩石の重さで見積もると250 MPa に相当する。温度は、地温勾配 30℃/km を直線外挿すると 300℃程度になる。しかし、蒸気表（機械学会編）にはそのような高圧のデータは載っていな
い。蒸気表は 100 MPa、800℃までであるので、無理やり外挿すると（最小二乗法を用いて）、10 km 深における超臨界水のおよそのエンタルピーを温度ごとに推定することができる。水が液相で存在できる臨界点（374℃、22 MPa）以下の範囲では、もし、エンタル
ピーが 2800 kJ/kg よりも高いとそれに平衡する液相は存在しない（10 km 深で 700℃以上：地表まで過熱蒸気）。深さ 10 km で臨界点になるためには約 500℃である（2099 kJ/kg）。10 km 以浅で液相が存在するためには、深さ 10 km における温度として 500℃以下から
700℃までが推定される。
そういう温度の深部流体が割れ目に入るとする。それが上昇する途中の温度は、流量に依存する。山陰地方における高温の温泉水中の Cl-濃度（0.8 g/L まで）
が有馬型熱水によるものとすれば、有馬型熱水は約50 倍以上に希釈されていることになる。ひとつの温泉地の流量（350～500 L/min）を用いると、有馬型熱水の混入量はたかだか 10 L/min の程度になる。深部流体がこの流量で上昇すると、地表で 36℃になる（割れ目に入る温度には依存しなくなる）。各地に高塩分の鉱泉がみられるが、それらは数 L/min 以下の上昇量であろうと考えられる。
以上から、山陰地方に湧出する高温の温泉水には有馬型熱水が熱量的に最大 25％ほど寄与しているものと考えられる。水の割合は 1/50 以下の程度であるから、同位体比には現れない。

１３）

御嶽山噴火(140927)後の周辺諸河川の水質変化＊

小寺浩二１）・浅見和希２）・齋藤圭３）・濱侃４）・池上文香 2）１）法政大・地理学教室、２）法政大・学、３）法政大・院、４）千葉大・院
Ⅰ はじめに

4）融雪期後～梅雨期

長野県と岐阜県の境に位置する御嶽山が、2014 年 9

5月末には融雪の影響がほとんどなくなったが、6月

月 27 日午前 11 時 53 分頃、
35 年ぶりに水蒸気爆発噴火

は梅雨により、改めて火山噴出物の影響でECが上がり、した。戦後最悪の被害を出した今回の噴火では、発生

pHが下がる地点が多かった。

した火山噴出物が山頂付近の湖沼や周辺河川に入り込

5）夏期～

み、周辺水環境へ大きな影響を与えている。噴火によ

7月以降は、台風による豪雨の影響で火山噴出物の流る水環境の変化を確かめるために、当研究室では御嶽出が起こり、噴出物が多く残る流域ほど激しい水質の山周辺の河川水質調査を月に 1 度の間隔で継続して行変化が見られたが、10月末には安定した。

影響などについても、正確に把握することができた。
さらに変動結果を整理し、今後の予測に役立てたい。

RpH, EC 等である。王滝川にはデータロガーを設置して 1 時間おきに水位・水温・EC を記録中で、御岳湖への河川水流入地点（大岩橋）では、CTD 計を用いて多点で鉛直方向の水質測定を行い、横断面図を作成している。数カ所では協力を得て 1,2 週間隔で採水し、雨水も山体を取り囲む 13 箇所で採取中で、実験室では

小寺浩二・浅見和希・齋藤圭(2015)：御嶽山噴火(140927)後の周辺水環境に関する研究(1), 日本地理学会2015年度春季学術大会講演要旨集
100%

1: 濁川-1
2: 濁川-2
3: 濁川-3● 4: 大岩橋■ 5: 冷川橋◆ 6: 御嶽明神橋■ 7: 湯川橋◆ 8: 赤岩巣橋

●4
3

+NO
3
Cl+
SO

4

+Mg
Ca

2

Ⅲ 結果と考察100%

1: 上黒沢橋
2: 白川左沢橋
3: 滝越橋
4: 自然湖橋
5: 濁川橋● 6: 氷ヶ瀬橋● 7: 池ノ越橋● 8: 松原橋■ 9: 鈴ヶ沢橋■ 10: 溝口川橋
■ 11: 瀬戸川橋
● 12: 大岩橋
◆ 13: 清滝
■ 14: 新大又橋
◆ 15: 樽沢上流橋■ 16: 樽沢橋
● 17: 六段橋
■
■
●
●

▲33
▲ 32
▲
23 ▲31●● 12 5
17■ ●
11
7●6

+Mg
Ca

DOC, 主要溶存成分の分析を行った。

参 考 文 献8●5

調査結果と今回の噴火 1 月後の 2014 年 10 月末の結果
3

湖水全体に濁水が広がり、その後の放水により、下流
で EC が上がり pH が下がる現象が観測された。
3）融雪期
融雪の影響は2月から現れ始め、4月末にピークに達◆■■■26 2224
20
■9
■2
■ 28■
●3
16 10■ ●27●4
15◆●■ 25 ●
1■
21

2

18

19
20

23
33 32 31

22
24

8

1
4
0

国土地理院
地理院地図(標準地図)

0%

14

1

1km
国土地理院
地理院地図(標準地図)

3 4
5
2

6

21

25
26
15
27 28
29
13
17
10 14
30
9
16
12 11
0
78

4km

図１ 水質組成の比較（左:1979年11月、右2014年10月）

火山噴出物の影響を強く受けた濁川と濁川合流後の水が貯留された御岳湖では、全循環期の影響をうけて

19

◆13

7

王滝川では、電気伝導度の値は次第に下がり、pH は上がって、1 月末には安定した値を示した。しかし、濁0%5地域がほとんど同じであったことも影響して、周辺河
2）噴火直後～冬季積雪期

0%6を比較すると、非常に似通った水質分布を示し、降灰
川にもほぼ同様の影響があったと考えられる。

●
29
■

1

7

HC
O3

0%

■

K
Na+

調査地点や数は違うものの、1979 年噴火の 1 月後の

◆6

K
Na+

1）1979 年噴火との比較

30

◆18

◆
■ 8

◆ 18: 御嶽明神橋■ 19: 冷川橋
■ 20: 鹿ノ瀬橋
● 21: 猿橋
◆ 22: 鹿ノ瀬温泉橋▲ 23: 信長橋
■ 24: 湯川橋
● 25: 西野川橋
■ 26: 白川橋
● 27: 本社橋
■ 28: 本洞川橋
● 29: 小島橋
● 30: 三尾橋
▲ 31: 行場山荘
▲ 32: 女人堂前
▲ 33: 二ノ池

3

調査は月 1 回の間隔で、現地調査項目は AT, WT, pH,

噴火直後から、降雪・融雪の影響、梅雨期、台風のHCO

Ⅱ 研究方法Ⅳ おわりに

SO4+N
O3までの調査結果とその分析結果について報告する。

Cl+っている。噴火直後の 2014 年 10 月から 2015 年 10 月

EC(10月)(μS/cm)
400
200
100
50
25

EC(平均)(μS/cm)
400
200
100
50
25
変動係数
0.8
0.6
0.4
0.2

雨
EC(10月雨)(μS/cm)20
105

した。基本的には、ECの値が下がり融雪による希釈傾向を示したが、pHでも同様の傾向を示したのは、火山噴出物というよりも融雪水の低pHが影響したものと考えられる。

0
国土地理院
地理院地図(標準地図)

図２ ECの分布（2015年10月）と変動

2km

１４）

秋田県全域の渓流水におけるリン濃度の空間分布－八郎湖におけるリンのホットスポットの要因を探る－＊

早川敦，白岩康成，渡邊慎太郎，石川祐一，日高伸(秋田県大・生物資)

１．はじめにリンは、窒素とともに生態系の一次生産を制限する元素であり、人間活動に起因する過剰なリンの流出は水域の富栄養化の悪影響をもたらす要因となる。
秋田県八郎湖は夏季のアオコ発生が定常化している
富栄養湖であり、その水質改善が急務となっている。
これまで八郎湖とその流入河川では、数多くの水質評価が実施されてきたものの、流域水質のベースラ
インとみなすことのできる河川源流域の水質の実態は明らかでない。河川源流域を構成する森林生態系のリン保持能は高いため、源流域河川水中の溶存無機リン（DIP）濃度は低く保たれるのが一般的である。しかし、八郎湖流入河川を含む秋田県西部の源流域のリン濃度が高いという実態が明らかとなったので、ここに報告する。

層堆積当時（6～5 Ma）の海岸線位置図を重ね合わせたが、旧海岸線を境に DIP 濃度の分布が明瞭に異なった。すなわち、旧海岸線の東側（陸側）よりも西側（海側）の濃度が高い。したがって、比較的高濃度の DIP が検出された八郎湖流域を含む西側の集水域では、女川層上部から船川層下部、天徳寺層にかけての海成堆積岩が、現世における渓流水中リンの起源になっている可能性がある。八郎湖へのリン供給に占める自然起源のリンの再評価が必要であろう。

２．対象流域の概要と方法
八郎湖に流入する主要 5 河川（三種川、馬場目川、井川、豊川）の源流域に、合計 35 地点の採水地点を選定した。全ての集水域は人為汚染源を含まず、上流と下流の関係にない独立した集水域である。河
川水の採取は、2009 年 12 月から 2010 年、2011 年の 5、7、9、12 月の計 9 回、可能な限り出水時を避けて基底流時に実施した。各時期の採水は、水質の時間変動を考慮して 3 日以内に実施した。また、秋田県全域の源流域河川の採水は、2010 年 7 月 17 日
から 2010 年 7 月 30 日にかけて 1 回実施した。八郎湖流域の 35 地点を含む全 147 地点で採水した。
試料は孔径 0.45 µm のメンブレンフィルターでろ過後、ろ液を分析に供した。溶存無機リン酸（DIP）濃度は、連続流れ分析装置（TRAACS2000,
BRAN+LUEBBE, Germany）によるモリブデンブルー（アスコルビン酸還元）吸光法で定量した。

DIP(μg L-1)

a)

0

< 1.0
1.1‐3.0
3.1‐5.0
5.1‐10.0
10.1‐5410km

図１．秋田県全域における源流域河川の溶存無機リン（DIP）濃度の分布. a) 女川層上部から船川層下部の堆積当時（8～7 Ma）および、b) 天徳寺層堆積当時（6～5Ma）．旧海岸線位置は、白石と的場（1992）の Fig.3 をトレースし一部改変した．
表１．源流域河川水中の溶存無機態リン（DIP）濃度の比較（早川ら（2015）を一部改変）
場所
北米

３．結果と考察秋田県の源流域の DIP 濃度（n = 147）は、中央値 4 µg L-1 （1 未満から 54 µg/L）であった（表1）。秋田県北東部十和田湖南部、秋田県南東部、出羽山地周辺で高い傾向にあり、特に八郎湖流域の源流域（n = 35）では中央値 8.7 µg L-1（2.7 から
39 µg L-1）と高かった（図 1）。八郎湖の源流域のDIP 濃度は、八郎湖流域以外の秋田県の源流域と比較して有意に高く（p<0.01）、既往の報告例と比較しても高い傾向にあった（表 1）。比較的高濃度である 10 µg L-1 以上を観測した 34 集水域のうち 21地点が新第三紀の海成堆積岩主体の集水域であった。
図 1 には、白石と的場（1992）による女川層上部から船川層下部の堆積当時（8～7 Ma）および天徳寺

b)

n
80

スウェーデン179
ニュージーランド全域
97
日本全域
1244
日本（５地域）26
日本（兵庫、滋賀、島根）14
日本（秋田県全域）
147
秋田（八郎湖流域除く） 112
八郎湖流域
35

DIP
μg L-14 (1-33)

備考
中央値 (最小値-最大値）
最大最小値は図からの読み取り値
最小値－最大値
中央値（第1および第3四分位数）
中央値（最小値－最大値）
中央値（最小値－最大値）
中央値（最小値-最大値）
中央値（最小値－最大値）
中央値（最小値－最大値）

1-32
3.0 (1.1-10.8)
6.6 (<1.5-116)
3.1 (0.5-25.0)
3.2 (1.9-21.6)
4.0 (<1-54)
2.0 (<1-54)
中央値（最小値－最大値）
8.7 (2.7-39)

引用文献
早川敦・石川祐一・日高伸（2015）河川源流域におけるリン濃度分布：研究レビューと秋田県の事例、地球環境、20（1）、17-25
白石建雄・的場保望（1992）秋田・山形地域における新第三系の層序と古地理・古環境、地質学論集、37、39-51

１５）
鳥取県大山における湧水の安定同位体特性及び溶存ガス濃度*友澤 裕介（広島大），小野寺真一（広島大），山口一裕（岡山理科大）金 広哲（広島大），北岡豪一（岡山理科大）2.現地概要大山火山は鳥取県・西部に位置し,西南西日本火山帯に属し中国地区最高峰の弥山（標高 1729 m）を中心とした複成火山である。広大な裾野をもち円錐形に近いが,いくつかの溶岩円頂丘で南北に突出した高まりを作っている。活動時期は更新生中期から 2 万年前まで続けていたとされている。その活動の中で噴出物は新・古期噴出物に分けられ,古期噴出物は日本海まで広がる裾野部を中心に露出し,新期噴出物は中腹から広く火砕流堆積物があり,溶岩円頂丘も形成している。
名水百選の「天の真名井」や平成の名水百選に選
ばれた「地蔵滝の泉」,因伯の名水の「本宮の泉」などがある。湧出量も多く,水道水など水資源として活用されている。
3.観測・実験概要
大山周辺の西側の湧水 12 地点（主に名水百選等「天の真名井」「地蔵滝の泉」「本宮の泉」「大山寺」など），
井戸 1 地点（白凰の里）の観測及び採水を 2015 年 9
月 10 日に行った。調査項目は現地にて水温,pH,電気伝導度(EC),GPS で観測地点を測位した。持ち帰った
試料は水同位体比アナライザー（Picarro 社 L2130-i）にて酸素・水素同位体の測定を行った。

図 1 酸素同位体濃度の分布
900
800
700
湧出標高 （m）

1.はじめに成層火山は,山麓に多くの湧水群を有している。いくつかの成層火山において地下水流動の研究はされている。
鳥取県大山火山において,水質や流動について，研究・調査がされており，友澤ら（2008）や九鬼ら（2010）などで報告されている。
その中では，水質や同位体をトレーサーとして，地下水流量，地下水年代，集水域及び涵養標高などの推定が行われてきた。酸素・水素同位体を用いては集水域が特定できる沢水のδ18O 値を用いて，湧水の涵養標高を求める試みがされた。
一方，地下水中の溶存ガスをトレーサーとして地下水の流動プロセスの解明も試みも進んでいる。Ar
ガスは地下水の涵養時の温度情報を保持していると言われている。
大山の湧水に関して，多くの観測が行われてきているものの，涵養時の温度を推定するまでには至っていない。
そこで，本研究では地下水の涵養温度の推定すること目的とし，手始めに，水素酸素同位体比の測定を実施したので報告をする。また，溶存ガス（Ar ガス）の測定結果等については，追って報告すること
とする。

600
500
400
300
200
100
0
‐10.0

‐9.5

‐9.0
δ18O （‰）

‐8.5

‐8.0

図 2 湧出標高と酸素同位体濃度4.結果と考察
酸素・水素同位体比の測定値は，既往研究の測定された値と類似している。湧水の酸素・水素同位体比は概ね安定していると思われる。
酸素同位体と湧水の湧出標高には概ね相関がみられた。
（図 1，図 2）
今後，涵養標高を加味し，溶存ガスを測定することで，涵養温度の推定を行う方針である。また，同時に N2 ガスの測定も実施予定であり，肥料等の人的要因についても考察できると考えている。
参考文献
友澤ら，鳥取県大山火山における地下水の水質特性とトリチウム濃度，日本陸水学会講演要旨集,73,
114-114, 2008.
九鬼貴弘,畠山恵介,森 明寛,浅井和由,大山周辺の地下水・湧水の水質と代表的な湧水の涵養域について,
鳥取県衛生環境研究所報第 51 号（平成 22 年度），2010.

１６）

大阪大都市圏における下水道からの栄養塩流出が沿岸に及ぼす影響＊

小野寺真一（広島大），齋藤光代（岡山大），清水裕太（学振 PD）
谷口正伸（和歌山大学），金 広哲・丸山 豊（広島大学）

１．はじめに
本研究では、大阪湾に対する下水道由来の栄養塩
負荷の影響を評価することを目的とする。そのため、申請者らが最近数年間で集中的に調査を実施してきた大和川①,③,④を主な対象とし、さらに淀川流域、および寝屋川流域を含めた数か所の下水処理排水放流点とその沿岸部において (1)洪水流出時を含めた現地観測を実施し、栄養塩濃度、クロロフィル、安定同位体およびラドン濃度等の時空間変化を明らかにし、(2)マルチトレーサー法により、下水道由来の栄養塩負荷を他の供給源（河川、地下水）と分離して評価し、以上の結果を基に(3) 流域流出モデル
及び水理生態系モデルによる解析を行い、下水道由来の栄養塩負荷による沿岸域への影響を評価した。
２．対象流域の概要と方法
大阪湾岸に立地する大阪市此花下水処理場 KH、住之江下水処理場 SU、堺市三宝下水処理場 SA を対象（図 1）に、各処理場の処理排水放流口を起点として沖側に向かう約 4～8km の側線で各種計測・採水を行った。2014 年 8 月 31 日～9 月 1 日（SU および SA）、10 月 18 日（SA および KH）および 2015 年
2 月 7 日（KH）の期間に実施した。
流域流出モデル（SWAT）により、合流式下水道による雨天時の未処理排水の栄養塩負荷量の評価を行った。また、沿岸モデル解析（ELCOM、CAEDYM）を用いた三次元水理・生態系モデル解析によって下水処
理場放流水の大阪湾への流入過程を再現した。

2)大阪湾への下水処理排水放流点とその沿岸部を対象とした現地観測の結果から、此花処理場ライン（KH）においては、冬季においてより海水の電気伝導度が低い傾向が確認された。また、この時期には
Chl.-a と DO も比較的高く、植物プランクトンの生産も活発であることが示唆された。酸素同位体分布も冬季の方が低いエリアが広く分布し、処理排水が沖合まで輸送されていることが示唆された。
3)観測領域の表層海水においては、下水処理水の放流口付近で栄養塩濃度が最も高く、その後沖側に向かって低下していく傾向を示した。DOC の分布においては、10 月に比べて 2 月の方がより沖まで輸送されている様子が確認できた（図 2）。これは、2月により排水自体が輸送されていることと 10 月により分解が進んでいることが関係していると考えられる。処理場から放流される排水と沖合の海水とを端成分（エンドメンバー）とし、観測領域における栄養塩の消失・生産過程について考察を行った結果、
特に KH ラインにおいては、冬季に植物プランクト
ンの取り込みによる栄養塩の消失が顕著になる傾向が確認された。一方で、晩夏においては栄養塩の生産傾向が示唆された。

図 2 Kh 処理場から沖 10 ㎞の海水中 NO3-N 濃度分布

4)モデル解析の結果は、洪水時に下水処理場（合流式の場合）から溶存窒素およびリンで約 10％、懸濁物質で 40％流出負荷量が増大していることが確認できた。また、夏季よりも冬季により下水が沖合に輸送される傾向を、洪水時により輸送される傾向が確認できた。
図1

調査対象下水道と湾岸調査地点

３．結果と考察1)大阪市内の 13 の下水処理区を対象に、下水道で処理される生活排水と産業排水の割合を推定した
結果、産業排水の割合がかなり高いことが明らかになった。また、下水処理場への流入負荷および放流負荷を比較した結果、有機態の窒素・リンは殆ど除去されているが、無機態として大阪湾に流出していることが確認できた。

参考文献①Onodera, S. et al. “Nutrient transport and surface water-groundwaterinteractions in the tidal zone of the Yamato River, Japan.” IAHS
Publication, 361, 204-211, 2013.
②Jin, G., et al. “Effects of dam construction on sediment phosphorus
variation in a semi-enclosed bay of the Seto Inland Sea, Japan.”Estuarine, Coastal and Shelf Science, 135, 191-200, 2013.
③Shimizu, Y. et al. “The effect of small impoundments on nutrienttransport in a suburban watershed.” IAHS Publication, 362, 172-177,
2013.
④大西晃輝ほか“巨大都市ジャカルタのチリウン川における水質汚濁特性．”日本水文科学会誌，43, 39-46, 2013.

１７）

上高地梓川における近年の流出高変動
鈴木啓助(信州大学理学部)
わが国の日本海側地域のような多雪地域では、
降雨にもまして降雪によってもたらされる多量の降水が水資源として極めて重要になる。雪は
冬のある一定の間は流域内に堆積することにより、白いダムと呼ばれるように天然のダムとしての役割も果たしている。山岳地域では低地よりも多くの降雪があることは定性的には推定されているが、量的に議論することは様々な困難を伴う。さらに、風の強い山岳地域では、降雪粒子の捕捉率が低下するため正確な降水量の測定もできない。山岳地域の降雪を含めた降水量を定量的に把握し水収支を明らかにすることは、
水資源の観点からも重要である。また、わが国における降雪量が、地球温暖化とともに減少するとの予測結果も報告されている。しかしながら、これらは標高の低い地点のデータを用いて行った研究であり、標高の高い山岳域でも同様なことが言えるかどうかは疑問である。標高の高い山岳地域では、降雪量が増加するとも考えられるのである。なぜなら、気温の上昇によって海からの蒸発量は増加するから、それに対応
して降水量も増加し、気温は氷点下のため降雪
粒子が融けて雨になることもないからである。
山岳地域における雪が水資源として重要である
ことは認識されているが、雪（冬期降水）が今後の地球規模での環境変動に対して如何なる応答をするのかについては、蓄積された観測デー
タに基づいて議論することは困難な状況にある。
さらには、今後の地球規模での気候変動に対する地域レベルとしての山岳域での気候変動を予測するための基礎データも用意できない。
このような観測データの不備のために、論理的におかしなことも起きてしまう。年間総流出量がわが国第 1 位の信濃川における年降水量分
布図を図 1 に示す。これは気象庁による 1979 年
から 2000 年までのデータに基づき国土交通省北陸地方整備局信濃川河川事務所が作成した図である。これによると、流域内で最も降水量の多いのが小千谷から入広瀬にかけての地域で、年間 2600 mm 以上となっている。地域気象観測シ
ステムの入広瀬の年降水量の平年値は 3050 mmであるから妥当であるし、また、1000 mm 以下と表示されている上田の周辺についても、上田の
年降水量の平年値は 891 mm であるから理解できる。しかしながら、信濃川流域の最西端である
北アルプス南部の槍穂高連峰や乗鞍岳を含む地域の年降水量が 2200 mm 超の表示（図 1 からは2600 mm に達していないことになる）であることは直感的にも理解しにくい。乗鞍岳の東側には
現在でも大雪渓が形成され、夏場にもスキーを楽しむことができるし、槍穂高連峰の槍沢、涸沢、岳沢にはカール状地形が認められ、現在でも 20 m を超える積雪深が観測されている。
図 1 の北アルプス南部で、年降水量が 2200 mm
超と表示されている地域内の地域気象観測シス
テムは上高地（標高：1510 m）のみである。上高地における年降水量は約 2400 mm であることから、観測値から等値線を描けば図 1 のようにならざるを得ない。ちなみに、高瀬川流域内の大町（標高：784 m）における年降水量は約 1400
mm である。そのために、図 1 のような表示にせざるを得ないのである。一方、上高地梓川と高瀬川の年流出高は、3200 mm と偶然にも一致している。このことから、どちらの流域でも年降水量は少なくとも 3200 mm を超えなければならないのである。
ここでは、上高地梓川における近年の流出高の変動について議論する。

図１．信濃川流域の降水量分布図（国土交通省, 2009）１８）

東北地方およびその流域圏におけるヒト・自然系－流域圏と環境容量からみた日本の未来可能性－
大西 文秀（ヒト自然系 GIS ラボ）
１．はじめに温暖化をはじめ地球規模での諸問題が危惧されるなか、私たちは多くの情報から、環境や資源や災害を考え、改善に努めている。しかし意外にも、環境に最も影響を与えている、私たちヒトと自然の関係については、よく知らずに暮らしており、環境悪化が止まず、改善が進まない要因ではないだろうか。
本年は、秋田県の秋田市で陸水物理研究会が開催されるため、東北地方とその流域圏におけるヒトと自然の関係を環境容量としてとらえ報告する。
ヒトと自然の関係という、目には見えにくい環境の構造域を、地理情報システム（GIS）を活用した、可視化により情報発信し、日本の未来可能性を考え高めていきたい。
２．試算方法ヒトと自然の関係を示す環境容量は、ヒトの活動の集積と、自然が持つ包容力の関係を測る指標として、分母にヒトの活動の集積、分子に自然の包容力を持つ割算としての概念を設定した。また我々の生
活や生存と密接な関連を持つ、CO2 固定容量、クーリング容量、生活容量、水資源容量、木材資源容量の 5 種類の指標を設定し、環境を総体としてとらえ

包括的な理解を進め、その相互関係を探ることを目指した。これらの 5 指標により、地球温暖化、水資
源、食糧資源、森林資源などの地球規模から、都市のヒートアイランド、人口問題、ゲリラ豪雨のような地域レベルの課題まで、低炭素・低リスク社会を推進するうえで重要視される現象に対応させた。
具体的には、CO2 固定容量は、森林資源が持つCO2 固定量と人間活動による排出量の関係で、主に地球温暖化に関する指標。クーリング容量は、本来森林により覆われた地表面が有した冷却量と現在の地表面が持つ冷却量の関係で、主にヒートアイラン
ド現象に関する指標。また生活容量は、生存に必要な都市や生産緑地面積から試算した自給可能人口と現人口の関係であり、食料自給や人口問題に関する指標。水資源容量は、降水の地中浸透量による潜在水資源量と水需要量との関係で、水資源や洪水災害問題に関係する指標。そして木材資源容量は、森林の成長量から試算した可能木材供給量と人間活動による木材需要量との関係を示すものである。図 1、2 には本試算で設定した環境容量の概念と 5 指標の試算方法の概要を示す。

図 1.環境容量の概念と 5 指標の構成

凡例

図 3.東北地方の流域と地勢

凡例：2000年値

図 4.東北地方の流域と都市

図 2.環境容量の 5 指標の試算方法

凡例

図 5.東北地方の地勢

凡例：2000年値

図 6.東北地方の CO2 固定容量

１８）３．試算結果と課題
東北地方の環境容量は、CO2 固定容量が 25.0％(9地方中 2 位)、生活容量が 113.8％(同 2 位)、水資
源容量が 699.4％(同 4 位)、また雄物川流域は CO2
固定容量が 29.5％(109 流域中 48 位)、生活容量が140.6％(同 28 位)を示した。図 3～14 にはそれらの自治体区分 3D-GIS 解析図等を示す。また図 15～22には、東北地方の流域圏と全国の地方の環境容量を抜粋してレーダーチャートに示す。東北地方およびその流域圏は総じて高い環境容量を有している。

凡例：2000年値

図 7.東北地方の生活容量

凡例

凡例：2000年値

図 8.東北地方の水資源容量

凡例：2000年値

しかし大都市圏の容量は低く、東北地方の豊かな環境容量が少なからず大都市を支えてきた。大震災
では、豊かな容量を持つ東北地方でも甚大な被害が発生し心が痛む。また環境容量が低く自立性の低い大都市圏での災害リスクを危惧せずにはおれない。
都市は単独では持続できず、大都市を支えた内外の地域や地方の余力も低下している。自立性の高い
地域社会や生活への移行が必要であり、環境性や資源性、防災性の向上への礎になると考えられる。

凡例

図 9.雄物川流域の水系

凡例：2000年値

凡例：2000年値

図 10.雄物川流域の都市

凡例：2000年値

図 11.雄物川流域の地勢 図 12.雄物川流域の CO2 固定容量 図 13.雄物川流域の生活容量 図 14.雄物川流域の水資源容量

図 15.雄物川流域の環境容量 図 16.米代川流域の環境容量 図 17.最上川流域の環境容量 図 18.北上川流域の環境容量

図 19.東北地方の環境容量

図 20.北海道地方の環境容量【参考引用文献】
1) 大西文秀(2013)『流域圏からみた日本の環境容量』,222p,大阪公立大学共同出版会.

図 21. 関東地方の環境容量

図 22. 関西地方の環境容量

2) 大西文秀(2011)『環境容量からみた日本の未来可能性』,184p,大阪公立大学共同出版会.

１９）「エネルギーを持つシステム」としての琵琶湖環流
戸田 孝 (滋賀県立琵琶湖博物館)
１．「環流のエネルギー」とは？
演者は先ごろ、琵琶湖全体をめぐる「環流」に関する研究史の総説を世に問うた（戸田, 2014）。その中で気づいた問題の１つが、「環流」をどういうものと考えて扱うかという「環流像」の問題である。
この問題を考える直接の契機となったのは、環流のエネルギー収支について Endoh (1986)と Akitomo
et al. (2009)が正反対の結論を導いていることに気づいたことである。即ち、Endoh (1986)が春から初夏には地形性加熱効果が主で晩夏から秋に風が重要 に な る と 結 論 し た の に 対 し 、 Akitomo et al.
(2009)は環流の形成に寄与しているのは専ら風のエネルギーであり、加熱の影響は二次的であるうえ、
秋の冷却期の初期に働くと結論した。
この矛盾は「環流のエネルギー」とは何かという「対象の捉え方」が共有されていなかったために生じたものと考えられる。Endoh (1986)はエネルギー
収支を「湖全体への入力」に着目して評価しており、結果として環流のエネルギーを「運動エネルギーと有効位置エネルギーの合計」で評価することになっている。それに対して、Akitomo et al. (2009b)は形成された環流のエネルギー自体に着目しており、その際専ら運動エネルギーのみで評価している。
しかし、琵琶湖環流は「地衡流」であり、「流れ」と「成層構造の傾き」が互いに支え合う構造になっている。そして「地衡流」では運動エネルギーと有効位置エネルギーが量的に拮抗するのが教科書的結論である。そうすると、有効位置エネルギーも環流のエネルギーの一部と考えて評価せねばならな
いのではないだろうか。
実際、Akitomo et al. (2009b)自身も、「加熱がエネルギー収支に寄与していない」のは、加熱効果で入力されたエネルギーが運動エネルギーとして残らずに、環流中心域での水温躍層の高まりを形成するための有効位置エネルギーへと「摺り抜け」た結果であると論述している。演者は彼らの元データには接していないので確実なことは言えないが、掲載されているグラフから算定してみた限りでは、この有効位置エネルギーを「環流のエネルギー」の一部と考えて評価し直すと、Endoh (1986)と同じ結論に帰着するように思える。
２．「環流」の本質をどう捉えるか
以上の議論において本質的なことは、「環流」を「単なる流れ」と捉えるのか、「流れと成層構造が支えあって形成されるシステム」と捉えるのかという「環流像」の問題である。そして、演者は後者の捉え方で環流を見るべきであると主張する。
このシステムは、「運動エネルギーと有効位置エ
ネルギーを併せ持つシステム」であると表現することもできる。つまり、環流は一種の「エネルギータ
ンク」なのである。
この観点は、研究者が学術的観点で環流を扱う場
合の考え方としてだけではなく、「環流」というものを学校や博物館などの広く「教育」と呼ばれる場
を通して社会全体に伝えていく上でも有効な考え方であろう。それは、環流を「エネルギータンクとして機能するシステム」という１つの「主体」として、
即ち擬人化された「環流システム」と捉えて説明することが有効であると考えられるからである。
環流を「擬人化された主体」として捉える必要がある理由は、環流が「地衡平衡」の結果であることである。つまり、エネルギー源となる現象（風による駆動や地形性加熱）の「直接の反応」ではないた
め、エネルギー源と結果としての環流との対応関係が一見して明らかではないことである。
須田ら(1926)が環流を発見したとき、湖上風に対する「直接の反応」として説明した。この説が誤りであることは 1960 年以降の研究によって明らかである。しかし、この説は環流とエネルギー源との形が直接に対応するため「解りやすい」「納得してしまう」ものであることは確かである。実際、1992
年に公開された科学館でこの説に基づく説明模型が大々的に展示されるという事態まで起こっている。
一方、琵琶湖博物館が 1996 年に開館してからつい先日まで運営していた回転実験室（戸田, 1997）
では、環流の力学的基礎である Coriolis 効果自体を体感的に納得させることには成功しているが、それを環流などの実際の琵琶湖の現象に結びつけることには成功していない。段階を追った「積み上げ」の論理によって「平衡」を納得させる必要があるからである。そのためには、中間段階の主体となるものを実感させる必要がある。環流の「擬人化」はそのために有効であろうと期待できる。
３．背景としての博物館分類
ここで、議論の背景となる博物館の理論について
簡単に説明しておきたい。自然科学系博物館は粗っぽく「自然史博物館」と「理工系博物館」に大別することができる。「自然史」は natural history の直訳であり「博物学」と訳されることも多い。「標本資料」を収集整理し比較分析することによって自然環境を明らかにしていこうとする研究分野である。
標本資料には再現性が無く、永久保存を前提とした収蔵が必要である。即ち、自然史博物館の最も重要な機能は、標本資料に適した収蔵機能である。地域博物館で自然科学を扱おうとする場合、その地域に特有の自然に着目することが多く、その結果自然史
博物館の性格が強くなることが多い。
一方の「理工系博物館」は、「再現性の無い資料

１９）を収蔵する」という機能を要さない分野を扱う博物館である。「理工系」というのは無理のある用語だが、他に適切な表現も無いので、便宜的にこのように呼んでいる。「科学館」あるいは「科学博物館」という用語の一般的な使われ方とイメージが近いが、この用語は「自然史博物館」の機能を排斥しない表
現なので、対比には不適切である。
「理工系博物館」が扱う「資料」は標本のような「実物資料」とは限らないし、「実物資料」を扱うとしても、それは「再現性があるもの」である。日
本の博物館行政の現場では、これを「現象に関する資料」と呼ぶ。
資料に再現性があるのは、実物そのものではなく、その中から引き出された「抽象化された概念」が、博物館で取り扱う対象だからである。「実物そのもので語れる」のか「抽象化された概念で語る必要がある」のかという区別は、中学校理科の第 1 分野と第 2 分野の差異に対応する。実際、理工系博物館で扱う内容は第 1 分野に属する「物理」「化学」の内容と概ね重なり、自然史博物館で扱う内容は第 2 分
野に属する「生物」「地学」の内容と概ね重なる。
「理工系博物館」においては、いわゆる「科学館的手法」によって中学校理科第 1 分野に属するような抽象度の高い内容を体感的に理解させる方法が広く活用され、そのノウハウは世界的にも数多く蓄積されている。しかし、その多くは概念自体を如何にして効果的に理解させることができるかを追究して練られた方法論であり、地域の現場で見られる現象（例えば琵琶湖環流）にその概念を適用する方法論にまで及んでいるものは少ない。即ち、地域博物館
において自然環境の理解に必要な抽象的概念を扱うための方法論としては不充分である。
琵琶湖博物館のような「地域の自然環境」を扱う博物館では、社会科学的な内容も含めた多くの部分
で自然史博物館の手法が有効である。しかし、その中で「環流」のような「科学館的手法」を要する内
容をどのように扱うかは大きな課題である。理工系
博物館と違って「原理を理解して終わり」にはできない分、これは深刻な課題となる。
４．問題解決へのアプローチ「科学館的手法」によって得られる「体感的理解」を「湖流」などのフィールドでの具体的な問題に適用しようとする際に障害となるのは、種々の境界条件や初期条件が異なるため、結果をそのまま適用することができないということである。適用するためには「体感的理解」を抽象化して「論理的理解」とし、現に対象となっている問題に適合するよ
うに選択再統合する必要がある。
このような「一旦抽象化して再統合する」という手順を中等教育や一般的な博物館活動のレベルで要求されることが、物理学など中学校理科第 1 分野に属する分野の特徴である。そして、一般的にはこのような手順を苦手とする人が多いと考えられる。

「科学館的手法」において、この「苦手意識」を回避しようとすると、抽象化が不充分な知見で留めざるを得ない。その結果、得られた知見をフィールド
での具体的な研究課題に適用することが困難になると考えられる。
即ち、この問題は「体感的理解と論理的理解のギ
ャップ」の問題であり、それを原因とする物理学などへの「苦手意識」、つまり多くの人々が物理学などに対して「難しさ」を感じることの問題である。
現在、琵琶湖博物館では、開館後 20 年を経て陳腐化してきた常設展示をリニューアルする計画が進んでいる（滋賀県, 2014）。その中で通常の常設展
示の一環としての回転実験室は廃止する一方で、利用者が各々の興味と能力に応じて、中学校理科第 1
分野に属するものなど常設展示への反映が難しい内容も含めて必要な情報を獲得し、さらに発信できる「交流機能」の充実も図ろうとしている。また、それと同時並行で毎年の企画展示として 2017 年度に「琵琶湖地域の物理学」を採り上げる予定である。
予算的制約から、リニューアルで計画している「交流機能の充実」の中で従来の回転実験室に相当する予算規模の設備を導入できる見込みは無い。そこで、この企画展示の場を利用して、琵琶湖地域をめぐる物理現象の理解に役立つと思われる体感的展
示を、可能な限り多種多様に運営し、その展示効果を系統的に計測することによって、今後の活動に有効と考えられる展示を実証的に明らかにしようと考えている。
この計画を進めるにあたってまず必要なのは、企画展示で実際に運用可能な、琵琶湖地域の物理現象の理解に何らかの意味で役立つ実験設備（しかもなるべく安価なもの）を、可能な限り数多く案出することである。多くのアイディアをいただければ幸い
である。
引用文献
Akitomo, K., K. Tanaka and M. Kumagai (2009):
Annual cycle of circulations in Lake Biwa,
part 2: mechanisms. Limnology, 10: 119-129.
Endoh, S. (1986): Diagnostic study on thevertical circulation and the maintenancemechanisms of the cyclonic gyre in Lake Biwa.
J.Geophys.Res., 91: 869-876.
戸田孝(1997): コリオリ力の体感実験―湖流力学の理解のために―: 陸水物理研究会第 19 回大会講演要旨集， 15．
戸田孝(2014): 琵琶湖環流の研究史: 陸水学雑誌.
75: 35-48.
滋賀県(2014)：新琵琶湖博物館創造基本計画,
http://www.lbm.go.jp/active/about_us/newlbm/files/h2604lbmvision.pdf．
須田晥次・關和男・石井次郎・高石靜馬・水内松一(1926): 琵琶湖調査報告（第一編）. 海洋氣象臺彙報, 8: 1-103.

２０）

ラムサール条約登録湿地・仏沼の水循環に関する研究＊

網田和宏，林武司 (秋田大学)，肥田登(秋田大学名誉教授)

１．はじめに
仏沼は青森県三沢市北部に位置する小川原湖に隣接する（北緯 40 度 49 分，東経 141 度 22 分）南北
約 2.5km，東西約 1.5km の範囲に広がる低層湿地である．本地域は，元々は農地造成を目的として干拓事業（1963 年～1971 年）が行われた場所であったが，水田減反政策の影響を受けて，ほとんど作付けされることの無いまま今日に至っている．そのため，
現在の仏沼は放牧地として利用される一部の地域を除けば，一面ヨシ原の広がる草原湿地となっている．
これら草原湿地はオオセッカ，チュウヒ，カンムリ
カイツブリなどの希少鳥類の生息繁殖地となっていることが確認されており，2005 年 11 月にはラムサール条約湿地として登録された．
本地域の水環境（水位および水質の変動）に関しては，過去に数件の調査・研究報告が行われている
ものの，いずれも局所的な観測に留まっており沼の全域を対象とした調査は行われていない状況にあった．そこで本研究は仏沼の全域を対象に，本地域の水循環の様相を明らかにすることを主な目的として行われた．

れた水が沼の中に直接侵入するのを防ぐために沼の南西境界～東部～北東境界沿いにかけては承水路が設置されている．一方，北西境界部には小川原湖と仏沼の間にある水田へ配水する事を目的とした用水路が設けられているが，これら用水路を流れる水は
最終的に 2 か所に設けられた排水路を通じて小川原
湖へと還流している．また，沼の中央部には沼の中の水を排水することを目的とする中央排水路が設置されている．排水路内に貯まった水は日に数回，稼働する排水ポンプによって小川原湖へと強制排水されており，沼内の水位が必要以上に上昇しないよう調整が行われている．
データの取得は主に 2007 年 7 月～2009 年 12 月の期間で行った．調査項目は水位・水温・電気伝導率である．観測は主に仏沼内の 51 箇所に設置した
約 1m 深の観測井（図１に○で表示）と，沼の外側
3 箇所に設置した１m 深，2.5m 深の観測井（図１に□で表示）にて行なった．
これらの測定とは別に，観測期間中に 2 回（2008
年 5 月，2009 年 9 月），井戸内の水の採水を行い，主要化学組成および水の水素・酸素同位体比の測定を行った．また採水にあたっては pH の測定も実施した．
３．結果
2008 年 5 月に得られた水試料の水素・酸素同位体比を用いて作成したデルタダイアグラムを図 2 に示す．ダイアグラムより，仏沼の一角に出来た水没区画である平成池（図 1 参照）の同位体比は，地域
天水を基に引かれた天水線から大きく逸脱しており，蒸発の影響を受けていることが示されている．その
他にも，1m 観測井と深井戸とでは同位体組成に違いが見られるなど，流動経路の違いによって同位体比に差が生じている可能性が示唆された．本講演ではこれまでに得られたデータを示しながら仏沼の水循環について考察する．

図１．仏沼に設置された観測井の位置

２．調査地域の概要と研究手法
前述したように，仏沼の内側は干拓湿地であるが，沼の周囲には水田地帯が広がっており，これらの水田で使用する農業用水として沼の南西の方角に設置されている動力ポンプによって小川原湖から水（汽水）を引き上げ使用している．これら水田で使用さ図２．仏沼周辺地域の水の水素・酸素同位体比

２１）Hydrological modeling for water balance in an agricultural island
Guangzhe Jin (Hiroshima Univ.), Yuta Shimizu (WARC, NARO), Shin-ichi Onodera (Hiroshima Univ.),
Mitsuyo Saito (Okayama Univ.), Kenji Matsumori (WARC, NARO)

3. Results and Discussion

1. Introduction
Estimationofgroundwater

recharge,

1) The middle and downstream areas in thequantity, and water balance is important forisland are considered to be the main groundwater

efficiently managing groundwater resources. It is

recharge areas, whereas the upstream area isparticularly important in regions with little rain,considered to be the main discharge area (Fig.2).

which face the risk of water shortage. However,This large difference in groundwater may be

the rate of aquifer recharge is one of the mostrelated to the topographic characteristics in the

difficult factors to evaluate. The objective of thismountainous area. Groundwater recharge in

research is to estimate water balance and clarify

mountain–plain transitional areas can contributethe groundwater recharge parameter on an islandby both direct recharge of local precipitation andin the Seto Inland Sea using the SWAT and

mountain-front recharge

Hydrus Model,

2. Method
Ikuchi Island is located in the central Seto
Inland Sea (Fig. 1). The regional climate is mild
with little precipitation (approx. 1000mm/y).
Groundwater resources are important watersupply resources for irrigation. As input to SWAT,
topographic data (10 m grid), soil map (1/25000),
land use map of 2006 (100m grid) and weather
information were used to build and calculate the
SWAT Model.

Fig.2 Spatial variation of average daily
groundwater recharge rate in Ikuchi Island.
2) The annual average groundwater recharge
comprised

approximately

33%

of

total

precipitation, however, larger variation was foundfor groundwater recharge and surface runoff
compared to evapotranspiration, which fluctuatedwith annual precipitation variations. Validationby the Hydrus Model shows that the estimatedand simulated groundwater levels are consistentFig.1, The research area in Japan (a), thein our research area. The groundwater level

Central Seto Inland Sea (b), slope of Ikuchishows a quick response to the groundwater

Island(c).

recharge rate. The rainfall intensity had a great
impact on the changes of the groundwater level.

P-1

高山湖沼の水環境とその変化－御嶽山を中心として－＊浅見和希1) ・小寺浩二2) ・齋藤圭3)

1)法政大・学、2)法政大・地理学教室、3)法政大・院
Ⅰ はじめに御嶽山の南側の一ノ池、二ノ池で硫酸イオンの濃

日本には数多くの湖沼が存在しているが、その中度が高いことから、南北での湖沼のpH、EC の差は、には標高 2,500m 以上の森林限界を越えた場所に存火山ガスの影響によるものと考えられる。また、御在する、いわゆる高山湖沼がある。この高山湖沼は

嶽山噴火後に行った調査の結果、水質の悪化が見ら

地球環境変化の影響をより受けやすいとされ、川上れ、二ノ池では水質組成は噴火前と大きく変わらな(1993)の調査では、乗鞍岳山頂付近の高山湖沼で酸いが、溶存成分の濃度が大きく上昇していた。

性雨の影響とみられる pH の低下が報告されている。

pH(9月)

高山湖沼が高山における生態系を形成する場である

6
5
4
3

とともに、貴重な研究フィールドでもあり、さらに

RpH-pH

EC(9月)

酸性雨をはじめとした地球環境の変化を捉える意味

800(μS/cm)
400
200
100
50

0.7
0.5
0.3
0.1

で、高山湖沼の研究を行うことは重要である。

EC(9月)(μS/cm)
800
400
200
100
50

そこで、法政大学では、改めて、2013 年から高山
湖沼の水環境の研究に取り組み始めている。ここでは 2013 年から 2015 年に実施した高山湖沼、特に御嶽山頂の湖沼群の調査結果を中心に報告する。

Ⅱ 対象地域

0

Ⅲ 研究方法山、木曽駒ケ岳は 2014 年の 8 月に調査を実施。現地では測器を用いて観測を行い、調査項目は AT、WT、EC、pH、RpH である。また、採水してサンプルを持ち帰り、研究室にて TOC の分析とイオン
クロマトグラフィーを用いた主要溶存成分の分析を行っている。また、一部の湖沼では水温の鉛直プロ
ファイルを得た。

Ⅳ 結果・考察
水温は湖沼ごとにばらつきがあり、気温の上昇に伴い水温も上昇する。しかし、雪渓が残存、あるいは融雪水が流れ込む湖沼では水温が低い。
pH の値はほとんどの高山湖沼で 5.0 前後の酸性の値である。御嶽山山頂域では南側の一ノ池、二ノ池で 4.0 前後の値で、山頂域北側にある湖沼群、あるいは他の高山の湖沼群と比べ値が低い。
EC は、ほとんどの湖沼で 10μS/cm よりも小さい
値であるが、御嶽山山頂域の南側の湖沼は 20μS/cm
以上と値が若干大きく、南北で差が見られた。

0.2km

b) EC

図 1 御嶽山の水質の空間分布（2015 年 9 月）

標高 2500m を超える場所に存在している。
御嶽山は 2013 年～2015 年の夏季に、乗鞍岳、白0
背景画像はカシミール3Dより作成

a) pH

中部地方の御嶽山、乗鞍岳、白山、木曽駒ケ岳にある高山湖沼群を対象にしており、いずれの湖沼も0.2km

背景画像はカシミール3Dより作成

一ノ池

二ノ池

三ノ池

四ノ池

五ノ池

覚明堂雨水

行場山荘雨水女人堂

二ノ池新館雨水行場山荘横沢

石室山荘

女人堂雨天水

水道水pH基準水道水EC基準

7
噴火前

6.5

噴火後

6

150924‐25

5.5
5
4.5
4
3.5
3
2.5
2
1

10

100

1000

図 2 御嶽山山頂域の水質変化

Ⅴ おわりに
調査結果の解析を今後もさらに進めていくとともに、北アルプスや南アルプスにある高山湖沼についても調査を実施したい。

参 考 文 献川上智規（1993）：乗鞍岳湖沼群の水質に対する降雨の影響, 環境工学研究論文集, 30, 73-80．
酒井寿夫, 森澤猛, 仙石鐵也（2003）：御岳山における 7 年間の降雨・降雪の pH、EC と溶存成分の特性, 森林立地, 45(1), 21-27．

P-2

長崎県五島列島における流域環境と水質特性の関係＊

池上文香 1)・浅見和希 1)・阿部日向子 1)・齋藤 圭 2)・小寺浩二 3)1)法政大・学、2)法政大・院、3)法政大・地理学教室

１．はじめに

３．結果と考察

陸水域の水質組成は地質や周辺の環境との関係を持つことが予想され、さらに島嶼の場合はその地理的な理由から海塩の影響を受けることも大いに考えられる(後藤ほか 1989)。また、島嶼の場合はその空間的な広がりに限りがあるために開発などの人間活動に対し大きく影響を受けることが懸念され、南西諸島をはじめとする島嶼地域では農業による硝酸態窒素汚染などの報告がされている(高嶋ほか2007)。島嶼の水環境を把握することは島民の水利用の観点に置いても重要だといえる。そこで、本研
究では長崎県の五島列島を研究対象とし、それぞれの島の水質の特性を比較しながら水環境の現状を明らかにすることを目的とする。

いずれの島においても河川の水質組成は全体的にNa-Cl の割合が大きく、キーダイヤグラムでは右側にプロットされており、島嶼という環境からみて海や降水による風送塩の影響を強く受けているものと考えられる。流域に玄武岩地質をもつ河川では CaHCO₃型を示し、河川水は地質や地下水の影響を受けていることが示唆された。また、宇久島や小値賀島、福江島において、流域の土地利用で田畑が大きい割合を占める河川では EC の値が 300μS/cm を越え、その他の流域の地点より値が比較的高いという結果が得られた。それらの地域では TOC や硝酸態窒素の値もその他の土地利用の流域より比較的高く、人為的な影響を受けていることが考えられる。福江島においては農地と市街地の地点で硝酸態窒素濃度が高く、汚水処理人口が 32%と低いことから生活雑排水や農業排水の影響を受けていることが示唆された。

２．対象地域の概要と方法
五島列島は九州の最西端に位置し、北東側から南
西側に 80km に渡って構成され、総人口は約 7 万人、総面積は約 635km²である。地質については主に五島層群と呼ばれる新第三紀中新世に堆積した砂岩、泥岩及び安山岩質凝灰岩などで構成され、一部玄武岩質の地層も見られる。産業は漁業・農業・酪農がさかんであり、野菜、葉タバコ、五島牛の飼育がされている。
現地水文水文観測を宇久島、小値賀島、中通島、
若 松 島、 奈留 島 、久 賀島 、 福江 島を 対 象に して2014 年 5 月、2014 年 8 月、2015 年 3 月、2015 年 8
月の 4 回にわたって実施した。井戸水、湧水、沢水、
河川水、貯水池、雨水を採水し、現地では気温、水温、電気伝導度(EC)、pH、R-pH を計測した。また持ち帰った試料により全有機炭素(TOC)の測定とイオンクロマトグラフィーを使用して主要溶存成分の分析を行った。土地利用や表層地質については GISを用いて解析を行った。

４．おわりに現在の解析と分析結果をもとに五島列島における水環境の総合的な把握を目指す。

参考文献
後藤隼次，野間泰二(1989)：徳之島の河川水質組成と海塩の影響について, 地質調査月報, 40(11),625-633.
高嶋温子, 吉村和久, 栗崎弘輔, 井倉洋二, 高相徳
志郎(2007)：亜熱帯島嶼西表島における河川水の水質形成と酸性降下物による影響．水環境学会誌，
30(6)，pp. 325-328.
一ノ河堰
里上流南川

ドンドン渕

神崎橋

夫婦溜池

観音平橋

元越大橋

奥浦湧水

竹山橋

小豆橋

六方農道
昭和橋
居川橋
大円寺橋

土地利用
森林
河川地及び湖沼荒地
海浜
海水域
田
その他の農用地
建物用地
その他の用地
ゴルフ場

丹奈橋上堰
片岸橋

扇頭橋

増田橋

又二郎橋

中須川堰
山河の井戸

踊瀬橋
大宝川中橋
山手川堰
me/l
3

NO3-N

2

1

0

1

2

7(mg/L)

0

6km

3
1

図１．土地利用と硝酸態窒素濃度(福江島)

凡
Na+K

例

試料名

Cl

Ca

HCO3

Mg

SO4 (+NO 3 )

me/l
3

繁敷橋

0
表層地質
分類
EC
礫・砂・粘土湧水(μS/cm)
砂岩・泥岩の互層
井戸
花崗岩質岩石300
河川
石英斑岩・斜長斑岩・閃緑
岩
250
貯水池
玄武岩
200
玄武岩質砕屑物および集塊
岩
150
水道水
角閃石安山岩
100
温泉
溶結凝灰岩

図２．シュティフダイヤグラム(福江島)

6km

P-3

土壌 CO2 ガス濃度の鉛直分布測定と環境教育への応用＊

山口一裕，北岡豪一，齋藤亜沙実(岡山理科大学・理)１．はじめに
森林には地球温暖化の原因とされる大気中の CO2
ガスを光合成により吸収する働きがある一方，土壌中の CO2 ガス濃度は大気中と比較すると非常に高く，土壌から大量の CO2 ガスが放出されている．これは土壌呼吸と呼ばれ，その CO2 ガス放出量は化石燃料の燃焼により排出される CO2 ガス量の約 14 倍であり，土壌は CO2 ガスの巨大な放出源である．地球温暖化により土壌中の微生物の活動が活発になり，土壌から放出される CO2 ガス量が増えているという指摘もある 1)．大気中の CO2 ガス濃度は，検知管を利用した学習が小学校理科の授業において盛んに行われている．さらに中学校では「自然と人間」では炭素循環や土壌呼吸について学ぶが，土壌中の CO2 濃度測定の実験はほとんどない． 岡山理科大学では，教職希望の学生が多く，将来理科の教員になる学生
対象の野外実習として植生調査，土壌昆虫調査とともに土壌 CO2 ガス濃度測定の実験を行っている．土
壌は身近な教材であるが，そこに膨大な量の CO2 ガスが貯蔵されていること，土壌中のいろいろな微生物や動物，植物の活動により CO2 濃度が高くなっていることを知らない学生がほとんどである．そこで，
土壌 CO2 濃度測定方法と土壌中の CO2 濃度の鉛直分布を測定した実践例について報告する．
２．実験方法2.1 土壌 CO2 測定
測定は，デジタル気体測定器(GOCD-1)を使用した．検知管は，1 地点１深度の測定に 2～3 本の検知管を使用し，多地点の測定には費用が掛かる．
デジタル気体測定器は，やや高額ではあるが，何回も測定できるので経済的であり，測定方法も簡単である．土壌 CO2 ガス採取用プローブはアルミニウム製パイプの中にシリコンチューブをパイプの上部の壁面に穴をあけて内部に入れて，先逆端まで伸ばして入れ，先端から 5cm ほど内部にシリコンで固定した．この先端は土壌に突き刺さるの図1

デジタル気体測定器

でペンチで平面につぶし、吸気孔として小さな穴を 10 か所ほどあけた．逆のパイプの端はシリコンで完全に塞いで製作した．測定方法は非分散型
外線吸収法 NDIR 方式を採用しており，測定範囲
は 0.04％～5.00％である．測定精度は読取値の±30％である．検知管の値と比較した結果を図 1 に示す．低濃度から 3％程度までは検知管と同様な

図2

デジタル気体測定器と検知管の比較結果が得られることがわかった．デジタル気体測定器はデジタル表示なので検知管より扱いが簡単
である．
2.2 測定方法
ガス採取用プローブを種々の深度まで打ち込み，
シリコンチューブに検知管用の気体採取器を差し込んで，チューブ内の空気を完全に抜き取った．
コックを利用して空気の逆流を防ぎながら，最低200ml の空気を抜き取った．気体採取器の代わりにデジタル気体測定器を取り付け，CO2 の濃度を測定した．
３．結果と考察
図 2 に岡山県北のブナ林・杉林・ヒノキ林とクロボク土壌(放牧地)の土壌 CO2 ガスの鉛直分布を示す．
深度とともに CO2 ガス濃度が高くなっている．ブナ林，杉林とヒノキ林の鉛直分布は，森林の種類は違ってもほぼ同じプロファイルで，深度 70cm では約1％程度であることが分かる．これらの森林は同じ地域に分布しており，地質も同じであることから，
土壌 CO2 ガスの鉛直分布は森林の種類の影響をあまり受けないと思われる．クロボク土壌では，CO2 ガ
ス濃度が深度 30cm 付近から以深で 3％程度と高い．
次に，土壌 CO2 ガス濃度の鉛直分布から土壌から放出される CO2 ガス量や生物活動層を把握できるかを検討した．
土壌中で CO2 ガスの移動は，拡散によってのみ起こるとすると土壌中の生物活動層で生成された CO2
ガスは地表に向かって拡散して大気中へ放出される．
CO2 ガスの移動量は CO2 ガスの濃度勾配に比例する．
土壌中 CO2 ガス濃度を C [mol/m3]，土壌中の拡散係
数を D [m2/s]，土壌単位体積，単位時間あたりのCO2 ガス発生量を A[mol/m3s]とし，深さ方向にｚ座標をとると，d 2C
D 2  A0dz

直分布を計算することができる．図 4 には，F0=0.2
mol/m2d， L =0.2m～1.0m としたときの鉛直分布である．A の鉛直分布から生物活動層を推定すること
もできる．

(1)

と表される．

図 4 計算により求めた鉛直分布(F0=0.2 mol/m2d のとき)土壌の拡散係数 D = 1.0×10-6 m2/s

図 3 土壌 CO2 ガス濃度の鉛直分布
生物活動による CO2 ガス発生量は，地表付近が活発で深さとともに指数関数的に減少しているものと仮定するとA  A0 e  z L(2)と表される． A0 は地表（ z  0 ）における CO2 発生
量、 L は発生量 A が地表の 1/e = 1/2.7 になる深さを表し、生物の活動範囲(生物活動層)の目安になるものである．
(1)と(2)より

C

A0 L2
 1  e  z L   C0
D(3)

地表の濃度 C0 はゼロとみなして差し支えない．
単位面積，単位時間あたりに大気に放出される CO2
量を F0 [mol/m2s]を考えると，

C

F0 L
 1  e  z L 
D(4)となる．F0 と L を適当に決めると CO2 ガス濃度の鉛

図 2 には岡山県北のブナ林・杉林・ヒノキ林とク
ロボク土壌(放牧地)の土壌 CO2 ガスの鉛直分布から求めた結果を合わせて示している．森林では，生物活動層を 40cm とすると，土壌の大気への CO2 ガスの放出量は，0.10～0.15 mol/m2d となる．
地球全体で考えると，土壌からの CO2 ガスの放出量は，年間約 3600 億トンと推定されている 1)ので，
陸地面積 1.47× 1014 m2 から土壌呼吸速度は，0.15 mol/m2d となり，今回求めた値は土壌呼吸速度の平均的な値を示しているものと考えることもできる．スギやヒノキの人工林における土壌呼吸速度とほぼ同じ結果が得られた 2)．ただし，土壌呼吸速度と土壌表面温度の間には有為な相関関係が認められる 2)ことから，年間を通した観測が必要であると
考 え ら れ る ． クロ ボ ク 土壌 で は ， 生 物 活動 層 が11cm と浅部にあるが， CO2 ガスの放出量は 0.95
mol/m2d と高い．土壌呼吸は微生物呼吸と根呼吸を合わせたものであり，クロボク土壌には放牧地で芝の草原であり，根が浅部に集中していることが影響しているか，あるいは施肥などの人為的な影響もあるものと考えられる．
以上のように土壌 CO2 ガスの測定は，簡単に実施できる実験であり，現地で土壌 CO2 濃度を測定することで，土壌から CO2 ガスが大気中に放出されていること，土壌が CO2 ガスの巨大な貯蔵庫であること，土壌が地球環境に大きな影響を与えていることを学生に考えさせることができるよい環
境教育の教材であると考える．
4.参考文献1)寺本宗正：土壌呼吸に及ぼす温暖化の影響，
テクノロジーSAT２０１５
http://www.sciencecademy.jp/showcase/14/pdf/P2
6_showcase2015.pdf
2)下野他：スギとヒノキ人工林における土壌呼吸の季節変化，京都大学農学部演習林報告，61，46-59，
1989.

陸水物理研究会報Ⓒ陸水物理研究会

第 37 回研究発表会（2015 秋田大会）
期

日： 2015 年 11 月 14 日（土）～ 11 月 15 日（日）会

場： 秋田大学・手形キャンパス 国際資源学部棟（理工学部 2 号館）

見学旅行： 鳥海山山麓の地下水と文化財をみる
実行委員会：委員長 林 武司
発 行： 2015 年 11 月 12 日
発行者： 陸水物理研究会＜会

長＞ 北岡豪一＜運営委員長＞ 知北和久
＜運営 委員＞ 池田隆司，石井吉之，井内国光， 浦野慎一，遠藤修一，大八木英夫，
小野寺真一，倉茂好匡，小寺浩二，鈴木啓助，諏訪浩，谷口智雅，
戸田孝，藤井智康＜事 務 局＞ 〒060-0810

札幌市北区北 10 条西 8 丁目
北海道大学大学院理学研究院 地球惑星科学部門
地球惑星ダイナミクス分野 陸水循環学研究室
Phone: 011-706-2764,
Mail: chikita@mail.sci.hokudai.ac.jp

URL: http://rikusui.sci.hokudai.ac.jp/rikuken/