1)辰巳用水と辰巳ダム計画
奧西一夫（国土問題研究会）

１．はじめに

３．辰巳用水の概略と辰巳ダムの影響

金沢市の市街地を流れる犀川の中流部にダム（辰巳ダ

農水省指定の疎水百選には石川県から辰巳用水の他にム）を建設するという計画は古くからあり，1974 年に予

５つ，金沢市内に，犀川水系から取水する大野庄用水，鞍備調査がおこなわれているが，ようやく本年（2008 年）

月用水，長坂用水と，市外に手取川疏水群（手取川七ヶ用

10 月に着工されている。しかし，計画発表以来，現在で水，宮竹用水）が選定されている。筆者はこれらの疎水群

もなお，地元では反対意見が渦巻いている。当初，金沢市の水文誌的な特徴に暗いが，これらの疎水の用水路は現在の環境保全に関心のある市民は，辰巳ダムによって辰巳用に至るまで改修を繰り返しながらも保全され，地域環境の水が悪い影響を受け，それによって金沢市の水辺環境が悪重要な要素のひとつとして市民から親しまれている。

化することをおそれてダム計画に反対していたが，その後，最も懸念される辰巳ダムほかの用水に対する辰巳ダム

それに加えて数々の問題点が浮上し，論点が多岐にわたるの影響は汚濁水の流入である。ダム湖に流入する土砂は粒ようになっている。しかし本発表では，辰巳ダムの概要と径によって堆積場所が異なるというのがダム設計の基礎

基本設計の問題点，および辰巳用水の水質悪化の危険性にになっているが，そのような理論が該当するのは大湖に限触れた後，湛水予定地の地すべり危険域の中で最大規模のられ，辰巳ダムの湛水域に該当するはずもない。辰巳ダム

鴛原地すべり地の問題について，国土問題調査団による調に流入する洪水流に含まれる土砂の一定部分は粒径淘汰

査結果の概要を述べる。

を受けずに堆積するので，洪水後も残積し，細粒土が徐々２．辰巳ダムの概要に流出して水質汚濁の原因となる。穴あきダムは河川水質

金沢市の旧市街の南西部をかすめるように流れる犀川
は，上中流部では丘陵地を下刻して流れているので，水害を悪化させないという事前評価は誤りである。
４．地すべりの危険度のハザードは小さいが，金沢市のダウンタウン地区では堤辰巳ダム計画の中で地すべりに関する調査が行われ，概内地の地盤高が犀川の高水敷と同程度の高さであり，過去査段階で湛水域内の６箇所に地すべり危険斜面があるとに激甚な水害が発生している。それを防止するために計画されたが，精査の結果，ダム湛水とその後の水位変化によされた辰巳ダムは当初は多目的ダムであったが，後に治水って安全率が 0.05 以上変化（低下）する３つの小さい地専用のいわゆる穴あきダムに変更されている。

すべりブロックでは対策がおこなわれることになった。し

辰巳ダムは，現況の下流河道の能力が 3 年確率洪水までかし，最大規模の鴛原地区の L3 地すべり地について重大にしか対応していないのを 100 年確率洪水に対応できるな問題がある。ここでは安全率の低下は 0.04 程度と評価

ようにピークカットをおこなうとして基本設計がなされされているが，明瞭な地すべり地形呈する斜面であり，現ている。しかし，ダムの設計のために採用されている確率

在の安全率は 1.00 程度と判断すべきものである。そうす

洪水の推定方法は水文学の理論と乖離している。詳細を省るとダム運用によって安全率が 0.96 に低下すると想定さくが，何例かの既往降雨のデータを確率雨量に合わせて引れ，地すべり対策が必要である。地すべりが起きた場合のき伸ばし，それに基づいて流出計算をおこなった結果から

必要抑止力（ΔS）はピーク流量が最大となるものを選定して「確率洪水」とし

ΔS.F＝ΔS／Mgsinθ

ているので，「確率洪水」の確率は確率雨量の確率とは一で与えられる（ΔS.F は安全率変化量，M は地すべり土塊

致し得ない。当然ながら推定結果は犀川の洪水履歴データの質量，θは傾斜角）。安全率を 1.00 または通常の最低設とも合致しない。

計基準である 1.10 にするための必要抑止力は幅 1m あたり

地元から，過去の洪水の水理学検討に基づいて河川改修をおこなえばダムは不要であるとの意見が出ている。

96 トン重または 336 トン重と概算され，地すべり層厚が約 60m であることから，対策不可能と言わねばならない。

2)

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*友澤 裕介 (岡山理大・院・理) 山田 誠 (京大・地球熱学研究施設)
山口 一裕,北岡 豪一 (岡山理大・理)

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。
しかし,鳥取県大山火山において,流動系に関する研究はあまりされておらず,トリチウム（以下 3H）濃度に関してはほとんどない。
そこで本研究では成層火山の地下水流動系を知るために,大山火山周辺における湧水・河川水・井戸水・温泉水の水質特性を調べるとともに,水質特性と地下水流動系の関連性を明らかにするために 3H 濃度の測定を行った。
3
H は水素の放射性安定同位体で半減期 12.33 年,地層との相互作用がなく,水循環を研究する上で有効な天然のトレーサーである。
天然では,大気上層で生成され,降水とともにフォールアウトする。1950 年代から行われていた水爆実験により著しく高められたが,現在ではほとん
ど天然レベルの 4TU 前後まで回復している。
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
大山周辺の湧水 21 地点,河川 3 地点,井戸 4 地点,温泉 5地点,計 33 地点の観測を 2007 年 7 月 1～2 日, 2007 年 10
月 28～29 日に行った。調査項目は現地にて気温,水温,pH,
電気伝導度(EC),酸化還元電位（ORP）,GPS で観測地点を測位し,採水をおこなった。持ち帰った試料は主要イオン
成分,Si,3H について化学分析した。
3
H 濃度の測定は,前処理として試料水を完全蒸留した後,電解濃縮し,液体シンチレータ(AQUASOL-Ⅱ： New
England Nuclear)を混合し 30℃で加温攪拌した。そして,
液体シンチレーションカウンタ(LB-5:ALOKA)内で安定させ 1 試料につき測定時間 200 分を 20 回計測した。
なお,
計測に時間がかかるため,抜粋した試料を測定している。
4.結果と考察
湧水の EC は標高に対してほぼ負の相関が見られる。
ほとんどの湧水の化学組成は Na-HCO3 型であった。しかし,Ca+2,Mg+の含有量がやや大きい湧水も確認され,地質の影響が考えられる。

図 1 調査地点,およびイオン成分のヘキサダイヤグラム

図 2 調査地点,およびトリチウム濃度の分布

標高 400m 付近の 2 地点の深井戸(図 1 A)は約 600m と約 1200m 地下から採取した水である。湧水とは明らかに異なるパターンを示し,この地域では地下深部に濃度の高い水が存在していることが確認できた。
また,海岸付近の2 地点の井戸(図1 B)は約200m 地下の水で湧水とも A の井戸水とも,組成も濃度ともに異なった水であった。
最も濃い水は皆生温泉で,Na+,Ca2+と Cl-を含有量の非常に大きな多く含む水である。 (EC 1840mS/m)
3
H 濃度からこの地域の水は大きく 3 つに分類される。
低濃度（0.5TU 以下）温泉水,水温 30～80℃
中濃度（1～1.5TU）標高 400m 以下の湧水・井戸水,水温 15～25℃
高濃度（3TU 以上）全域の湧水･河川水,水温 5～25℃

高濃度の水のグループにおいて標高と 3H 濃度の相関は見られず,全域に分布していた。
低濃度の水は温泉水,井戸水であり,測定限界より低い
ものもあり,古い水であることが明らかになった。
湧水で中濃度の地点が 2 地点※あり,他の湧水と比べると深層からの地下水と考えられる。Ca2+,Mg+の含有量がやや多く,湧出地点が溶岩円頂丘の周りに分布しており,古期噴出物の影響が考えられる。[※稲吉地区湧水(1.50±0.09
TU),※妻木地区湧水(1.34±0.09 TU),天の真名井(3.95±0.15 TU)]

以上の結果,大山周辺には流動系の異なる何種類かの水が存在しているものと推定される。
今後の課題として,3H 濃度の測定地点数を増やし,大山での水の滞留時間と流動系についてさらに明らかにしていきたい。また,水素と酸素の安定同位体を測定することにより水の由来を明らかにする必要がある。

3)

北海道白老町虎杖浜・竹浦地域の温泉湧出機構
内山 善仁○・池田 隆司（北海道大学理学研究院）

１．はじめに

３．温泉特性北海道白老町虎杖浜・竹浦地域は、海岸付

この地域の温泉水質は一般的に Na-Cl 型で近でありながら 45℃以上の源泉が 50 本程集

あるが、局所的に見た場合わずかに差があり、中している。さらに 1960 年頃までは 200～

湧出温度と Cl 濃度で比較すると竹浦より虎3600 ℓ/min もの自噴量が観測される特殊な地

杖浜地域の方がともに高い値を観測した。こ域であったが、温泉開発が進み揚湯量が増大

れらの地域ごとの特徴は、ヘキサダイアグラしたため、急激な地下水位低下・自噴停止がム(図 1)からも読み取れ、虎杖浜南西部では起こった。そのため、温泉の枯渇問題が懸念

Na・Cl が 15 meq/L 以上の高濃度で、かつされ 1980 年に保護地域に指定、開発は規制さ

SO4 が微量に観測されるのに対し、竹浦ではれた。規制後から現在まで、この地域での温虎杖浜に比べ Na・Cl 濃度が低く、さらに北泉特性の変化に関する調査はほとんどされて東部へ向かい低下する傾向が見られた。

いなかった。ここでは浦上(1978)と今回観測

４．時間的変化した 2008 年の地下水温・水質結果から、虎杖

虎杖浜・竹浦地域では温泉開発が規制され浜・竹浦地域での温泉特性を調べるとともに、る前の 1971 年から 1975 年にかけて、虎杖浜

温泉湧出機構について考察した。

K-9 井の表層で約 20℃の地温低下が観測され２．観測・分析方法ている。しかし 2008 年の観測では、地温の鉛

虎杖浜・竹浦地域に分布する 16 箇所の利用

直プロファイルはほぼ 1975 年と同じ傾向を

源泉(深度 300～600m)で井戸から直接、もしとり、顕著な変化は見られなかった。また

くは近隣民家にて採水し、湧出温度・pH・EC

1970 年と 2008 年で Cl 濃度を比較すると(図を測定した。また地下水温の鉛直分布の測定2)、地域的傾向に変化はないが、虎杖浜・竹に関しては、2 箇所の未利用源泉にて分解能

浦地域の利用源泉付近で約 100mg/L の Cl 濃

0.01℃のデジタルサーミスタ温度計を用いて度の低下が見られた。このことから、現在も地下水面から坑底まで 2m 間隔で行った。採利用している揚湯により、浅部帯水層の地下水したサンプルは、HPLC(高速液体クロマト

水が流入するなどで泉源にわずかな影響を及グラフィ)で分析を行った。

ぼしていることが分かった。

図 1：虎杖浜・竹浦地域の温泉水質分布 (2008 年)

図 2：Cl 濃度の変化 (1970 年・2008 年)

4)

高梁川河口干潟における表層地下水の電気伝導度の分布と変動(1)*森山雄介･篠崎俊典･竹内徹(岡山理大･院)･北岡豪一(岡山理大)

遊水地

50

3.観測方法75mm
表層の地中水の観測を行う
ため,干潟に内径 40mm,外径48mm の塩化ビニルパイプを0.5m 打ち込んだ。その後,内径48m
75mm の塩化ビニルパイプを
ケーシングとして深さ約0.45m
0.45m まで打ち込んだ。そして,内側のパイプを抜き,底の地中
水の電気伝導度を YSI 社製の電気伝導度計(Model 63)を用いて 1 分毎に観測を行った。
観測は干潮時に行い,各地点の0.50m
周辺の地表水も観測した。
電気伝導度計
今回使用した電気伝導度計
は,測定部の長さが 20cm,直径 図 2 測定方法の模式図
2.5cm であり,E.C.はその先端から約 10cm～15.7cm の間の水を測定する構造となっている。

35

25

34

20

33

15

32

P2

P3

E.C.(ｍS/cm )図 1 観測地点

30

P1

40

10
5

31
30

干潮時刻

0

29

15:00

15:30

16:00

16:30

17:00

時間(8 月 26 日)

17:30

18:00

50

18:30

35

39
E.C.(表層)
E.C.(海水)38
水温(表層)
37
水温(海水)
36

30

35

25

34

20

33

15

32

P4

45

E.C.(ｍS/cm )水島工業地帯1km

35

39
E.C.(表層)
E.C.(海水)38
水温(表層)
37
水温(海水)
36

45

P5

P6

40

10
5

水温(℃)

潮止め堰堤

干拓地

2.観測場所岡山県西部にある高梁
川河口周辺には,塩水の遡上を防ぐ堰堤や水島工業地帯,都市排水が貯まる遊水池,干拓地がある。
観測は,図 1 の P1～6 の 6地点で行った。また,P5 地
点では表層が泥で覆われており,その他の観測地点の表層はシルトを含む砂質土である。観測日は 2007
年 8 月 26 日に P１～3 を行
い,翌日の 27 日に P4～6 で行った。観測時における干潮時刻はそれぞれ,15 時 25
分と 16 時 13 分であった。

4.結果
各地点における E.C.と水温の観測結果を図 3 に示す。
図 3 より,E.C.の変化が 3 つのパターンに分られる。最下流に位置する P1 と P2 地点では,E.C.の値が高い状態で維持されており,上流側に位置する P4 と P6 地点では,E.C.の値が低い状態が維持されている。また,その間に位置する P3 と P5 地点では,はじめ E.C.の高い値が維持されていたが,観測中に E.C.の値に急激な低下が見られた。
P4 地点では,測定を開始してから約 10 分後に E.C.の値がほぼゼロに急低下した。それは,観測孔が砂で埋もれたため,水位が低下し E.C.計のセンサー部分の一部が水面から出たためと考えられる。また,表層が泥質である P5 地点に関しては,最初 E.C.の高い値を示していたが,一度引き上げ約 5 分後にもう一度測定を行ったとこ
ろ低い値となった。これは,E.C.計のセンサー部分が泥質により,地中水との交換がされなかった為と考えられるが,この間に E.C.の低下があったものと考えられる。
このことから, P3 と P5 地点付近を境界に海側で E.C.の値が高く,内陸側で E.C.の値が低いような分布が考えられる。その E.C.の値が急激に低下した P3 と P5 地点
では,観測中に淡水と塩水の境界が通過したものと考えられる。また,干潮時における各観測点の E.C.の変化から,この淡塩水境界は干潮時に陸側から海側に移動していることを示しており,満潮時には陸側に移動しているものと考えられる。内陸からの地下水は,この境界よりも内陸側で地表に流出しているものと考えられる。ただし,ここでいう淡水には,海水の塩分が 1/3～1/2程度含まれており,塩分の混入過程については不明で
ある。

31
干潮時刻

30

0
16:00

29
16:30

17:00

17:30

18:00

時間(8 月 27 日)
図 3 各観測地点の E.C.と水温の変化

18:30

水温(℃)

1.はじめに干潟は,潮の干満に伴う海水の流れによって表層の堆積砂泥が平坦化されることにより形成され,そこには,水鳥や魚を含め多様な生物が生息する豊かな生態系が存在する。
河口干潟は流域全体の中で標高の最も低い場所に当たるため,河川水やその伏流水だけでなく,流域地下水が流出していると考えられる。それにより,酸素を含まない地下水が地表に流出するため,干潟表層は無酸素水が存在していると考えられるが,実際は干潟に豊かな生態系が形成されている。これは潮汐によって,地表が干出と水没を繰り返す過程の中に表層地層中に生物の生息に必要な酸素が供給される機構があることを示している。
本研究では,干潟における淡水と塩水の交流状態を明らかにするために,干出時に表層の地下水について
電気伝導度の分布とその時間変動の観測を行った。

5)

高梁川河口干潟における表層地下水の電気伝導度の分布と変動(2)*篠崎俊典・森山雄介・竹内徹(岡山理大院)・北岡豪一（岡山理大）

1.はじめに干潟は潮汐によって，その表面が海水で覆われたり，露出したりするサイクルを繰り返している場所である。そこには，独特で豊かな生態系が形成されており，それは潮汐に伴う陸水と海水の相互作用よるものと考えられる。
干潟表層で，陸水と海水の動きを明らかにするため，岡山県の高梁川河口の干潟で，2007 年 8 月に水位の鉛直勾配と表層 0.4m 深の地下水の EC の分布とその変動を観測したところ，水位は潮汐に関わらず常に地下 1.0m のほうが約 10cm 潮位よりも高く，水は上向きに流れている条件にあった。干潮時における干潟表層地下水の EC は，海側で海水と同程度で，内陸側で海水の半分程度と低い。その間で観測中に EC が高い値から低い値へ急激に変化したものがあった。これ
1kmは EC の高い水と低い水の境界が干潟内に存在することを示唆している。内陸側の水に塩分が含まれている。その塩分がどのような過程で供給されているのかの手がかりを得るため， 2008 年 11
月に表層地下水について EC の鉛
直分布とその時間変動を観測した。

2.観測場所
観測場所の位置を図 1 に示す。
図 1 高梁川河口の干潟
河床部の実線は，干潮時に干潟となる範囲を示し，点線は澪筋を示す。2007 年 8 月の観測は
図 1 に示した P1 から P6 で，2008 年 11 月の観測は P1，
P3，P3’，P6 で行った。
また 2008 年 4 月に干潟から約 1km 内陸の P7 点でボーリング調査が行われ，掘削中の井戸水とコア中の間隙水のEC を測定する機会があった。

3.観測方法EC の鉛直分布を観測するため，図 1 の各点に全長にわたりストレーナを切った 2m の塩ビパイプをパイプ上端が地表から約 3cm になるまで打ち込み，水面から 10cm おきに EC を測定した。時間変動を観測するため，干潮時に約1 時間ごとに数回の観測を行った。
また時間による干潟表層地下水の EC の連続変化を観測するため，EC のデータロガを P3 から 10m ほど東の P3’の地下 50cm に約 24 時間設置した。

4.結果
P1，P3，P6 の EC の鉛直分布と時間変動を図 2 に示す。
2007 年 8 月に 40cm 深で EC が海水の半分程度の値が観測された P6 では，今回 EC が海水とほぼ同じ値を示し，前回の観測時と明らかに違っていた。また前回急激な変化をした P3 は，今回 EC の値は 40cm 深で高い状態を維持していた。今回観測した各点で，深さ 1m 付近より下層で ECがいくらか低くなっており，塩分の高い水は表層の 1m の範囲に存在しさらに深部には EC の低い水があると推定される。
EC の高い P3 から 10m 離れた P3’では，図 3 にあるよう

P1

P3

P6

図 2 各点の EC の鉛直分布と時間変動に，EC はほぼ海水の半分の値であり，時間的な変化はみられなかった。これは，川岸側に EC の高い水があり，澪
筋側に低い水があってその間に境界が存在することを示している。
図 4 は 2007 年 8 月と 2008年 11 月の EC の分布を比較し
図 3 P3’ の潮位と EC の時間変動たものである。図中の●は表
層地下水の EC が海水程度の値，○は EC が海水の半分程度を表す。△は海水程度のEC が急激に低下した点を表す。この二つの時期で，ECの分布の状態に違いがみられる。これは川の伏流水の流れの季節変動による影響が考えられる。
2008 年 4 月に内陸の海抜約 2m の P7 で，深さ 22m のボーリング調査が行われ，そのコアの間
隙水を遠心分離器で抽出し，その ECを測定した。
その結果は図 5 にEC(mS /m)
4 2500EC3000の分布
0500 1000 1500図
2000
3500 4000
示すように粘土中
0砂1の間隙水は EC が高21.5m
3い。地表でも EC の4
高い水がみられ，地56
粘土下から EC の高い水
78の湧昇が認められ9る。粘土中に含まれる )ｳ(m101111.9m
塩分は，縄文期の海進 [ 12
13
間 隙水
14
時の海水である可能性
15
打 ち 込み パイプ
砂16があると思われる。
17
付 近の 用 水路
このような古い海水 18
の水
18.7m
19
表 面の 水が陸地の表層粘土中に 20
砂礫21
あって川岸で，河川の 2222.1m
伏流水との間に境界が 23 図 5 P7 の間隙水の EC の鉛直分布
作られ，その位置が季節的に変動しているものと考えられる。従って 2007 年に推定した境界は現海水との境界を表すものではない可能性が生じ，今後の観測によって明らかにしてゆきたい。

6)

潮汐に伴う河口干潟表層における鉛直動水勾配の変動
北岡豪一・篠崎俊典*・森山雄介*・竹内徹*・山口一裕（岡山理大，*：院生）∂ (n ρ )∂ (ρ q )=−∂t∂z(1) で表される．ここに， n ：間隙率， ρ ：水の密度， q ：フラックス．ダルシーの法則より(1)は，土単位体積あたりの水収支は，∂ 2φ∂ (n ρ )= ρ k 2 (2)． φ ：ピエゾ水頭， k ：透水係∂z∂t
数．ある微小空間における地層の全応力 σ （上載荷重）は有効応力（地層のマトリックスの受け持つ応力）σ e と間隙水圧 p が受け持つ（ σ = σ e + p ）とす∂ (n ρ )∂p
る考え方によれば，= ρ [α (1 − n ) + β n]
(3)
∂t
∂t
となる．ここに， β は水の圧縮率， α は土マトリッ
クスの圧縮率である．ピエゾ水頭で表すと，∂φ∂ (n ρ )∂φ= ρ 2 g [α (1 − n ) + β n] = ρ S0(4) となる．
∂t∂t∂t
S 0 は，単位の水頭低下に伴って単位体積の土から排出される水の体積を表し，比貯留係数とよばれる．
S 0 = ρ g [α (1 − n ) + β n] ．結局，地下水の保存式は，∂φ∂ 2φ= κ 2 (5) で表される． κ ≡ k S0 である．
∂t∂z３． 潮汐の海底地層中への鉛直伝搬変動部分 φ ′ ： z = 0 で φ ′ = A ⋅ cos(ω t − ε ) の境界条件で(5)の解は，φ ′ = A ⋅ e − k z cos (ω t − k z − ε ) ．ここに，４． 計算結果
水位勾配の振幅は 2 Ak ⋅ e − k z である。これが実

測値 0.005 を満たす k の値は 2 つある（0.00238 m-1，
8.16 m-1）。変動の位相を計算値と実測値とで比べると，後者の値が実際に対応している。比貯留係数の値として，文献で多く採用されている S 0 =1.0
×10-3 m-1 に合わせると，透水係数 K として 1.26
cm/s が推定される。これは，砂層の値として矛盾しない。こうして，鉛直水位勾配が 0.1 では動的な水位勾配が負になることはなく，微小振動をともなうことが理解される。
これをもとに動的な水位勾配が負になって海水が浸入できる条件を推定することができる。図
1 は K が 3.3
×10-3 cm/s 以
下であれば海
水が浸入することを表す。
図 2 は，一例として， Kが 1.0 × 10-3
K (cm/s)
cm/s の場合について計算し図 1 透水係数と海水浸入深度の関係たものである。
この場合，海水が深さ 7m くらいまで浸入でき，浸入は上げ潮時に起こり，それ以深では水位勾配は負になることはなく，常に上向きに流れている
ことを示している。海水は表層部分だけで出入り
し，１サイクル全体として，地下水が流出している。このような現象は地層の弾性的な特性によるものである。
10

Ao = 1.5 m
γ = 0.10

So (1/m)

1.0E-018

1.0E-02
1.0E-03
1.0E-046

1.0E-05

4

2

0

-2

1.E-07

1.E-06

1.E-05

1.E-04

ωS 0
ωρ g [α (1 − n ) + β n]⋅ ω
=
である．
=
2κ
2k
2k
定常部分 φ ： z = 0 で φ = h0 ，水頭勾配 γ の解は，

∂φ ∂ z = γ + 2 Ak ⋅ ecos (ω t − k z − 3π 4 − ε ) で
∂
φ
∂
z
≤
0
表される．
が海水浸入範囲 (0 ≤ z ≤ z c )とすれば z c = (1 k )ln θ , θ = (ω S 0 A) (− q ( A γ )) で
−k z

1.E-02

1.E-010.30

1.E+00

2.0

n = 0.4
S0 = 1.0 E-3 (1/m)
K = 1.0 E-3 cm/s
γ = 0.1

dφ / dzk=

φ = γ z + h0 で あ る ． φ = φ ′ + φ よ り ， z = 0 で
φ0 = h0 + A ⋅ cos (ω t − ε ) の と き , 水 頭 勾 配 は ，

1.E-03

0.20

1.0

0.10

0.0

z=1m
5m
10 m
30 m
z= 0m
φo (2nd)

0.00

-1.0

-0.10

-2.0
0

3

6

9

12

15

18

Time (h)図2

動水勾配の深さによる違い

21

24

φo (m)

２． 干潟の地下水の式表される。 θ は，地層単位体積あたり，潮位の上昇に伴い地層の弾性特性によって取り込まれる
海水量と地下水の上向きの供給量との比である。
θ > 1 のとき海水浸入，θ <1 なら z c < 0 となって海水の浸入は起こらない。

z* (m)

１． はじめに河口干潟で，地下水と海水の交流を調べるため，
海水面の水位と地表面（海底）から 1 m 下の地下水の水頭を観測し，両者の差を調べたところ，常に地下水の水頭が海水面よりも約 10 cm 高い状態（水位差の振幅は約 1.0 cm）が観測され，地下水が上向きに流れる条件にあることが知られた．これは，上向
きのフラックスが潮汐変動の影響を受けずほぼ一定で，海水面の昇降に伴う上載荷重の変動がほとんど
間隙水圧の変動で受け持たれていることを示していると思われ，これについて検討を試みた．

7)

北海道における農業用地下水調査について
深見浩司（北海道立地質研究所）

北海道では，1972（昭和 47）年から農林水産省

一般的には地下水が得にくいとされる場所でも調査の補助を得て，畑作地域の水源として地下水を開発が実施されているなど，逆の意味で貴重な資料をもする調査（正式名称：畑作振興深層地下水調査）をたらした場合もあった．

実施してきた．調査は，2004（平成 16）年に国の全 141 地区を図-1 にプロットした．図から明らか

補助事業の見直しで終了となったが，この間 141 地

なように，調査地区は多少偏在するが，北海道各地

区での地下水調査が実施された．調査の実施主体は，に分布していることがわかる．

北海道の農業基盤整備の計画を担う行政部局である

これらの調査地区で,作成された調査井の地下水が，地質研究所は，調査開始当初から，技術的な側

取水対象層を地質系統別にとりまとめ，図-2 に示し面で調査にかかわり，報告書の最終的なとりまとめた．調査対象地層は第四紀更新世の地層が半数以上を担当してきた．

（79 井）を占め，新第三紀の鮮新世と中新世の地層調査は，既存資料や水理地質調査をふまえた上でを対象としたものが，それぞれ 19 井，32 井となっ電気探査を実施し，その結果をもとに試掘地点を決ている．中新世の地層を対象とする調査井は調査の定し，揚水井の試掘調査を実施する．それを用いて後半になってから増加している．これはそれまで取揚水試験を行って水理常数や地下水の水質などの資水対象とはなりえないと考えられた地層でも，地下料を求め，年度内に報告書をまとめる．年間２~5 地

水が採水可能と判断されるようになったことが大き区の調査が実施されてきた．

な要因で，本調査から得られた貴重なデータの一つ

ここでは，長年にわたり実施された 141 地区の調である．

査結果について，地質系統との関係を中心に取りま地質系統別の調査井数に相違があるため，正確なとめることにした．調査対象地区が畑作地域である

分析ではないが，古い地層ほど透水性が悪くなるな

ため,平野の近辺や丘陵地などが調査地区となってどの特徴が得られた．また，地下水の水質分析ではおり，地下水の大量利用地域である平野中心部の資

主要成分分析を実施しているので，それらの結果に料は少ない．しかし，北海道の地下水の賦存状況についても述べる予定である．

ついて，ある程度の知見が得られるであろう．また，

90

調査井数

80
70
44°

60
50
40
30
20
10
42°
140°

0
142°

144°

完新統

更新統

鮮新統

中新統

先中新統

取水対象の地質系統

図-1 地下水調査地点位置図（黒丸）

図-2 地質系統別の地下水調査井数

8)

札幌扇状地における地下水温・水質分布と地下水流動＊北村 隆行 1)、内山 善仁 1)、池田 隆司 1)
深見 浩司 2)、佐倉 保夫 3)、長谷川 雄太 3)1) 北海道大学理学院

2) 北海道立地質研究所

１．はじめに

3) 千葉大学理学部の水頭値が局所的に低下していた。また、深

札幌市では、地下水利用が盛んであり、都

さ 90m 前後の透水係数が他地域よりも大きい

市化に伴い地盤沈下などの問題も抱えている。

札幌市東部では、深部帯水層の水頭値が局所

さらに、河川改修などにより地下水への涵的に上昇していた。

養・流出状況も変化していることが考えられ４．考察る。そこで、札幌市周辺において 2007 年及び平面温度分布及び水質分析より、札幌市の2008 年 8 月 2～6 日に行った地下水温度測定

地下水流動は、南西部で涵養され、北東部でと水質分析の結果と 1999～2001 年の結果流出するという広域的流動が推定される。ま(Dim(2002)) と の 比 較 、 水 頭 分 布 ( 札 幌 市

た、発寒扇状地から平野北西部への局所的流(1995))などから地下水流動系の推定及び経年動や、札幌市中央部で流出、東部で涵養とい変化について考察した。

う局地的流動も見受けられる。鉛直温度プロ

２．測定・分析方法

ファイル及び水質分析の比較から、市街地で温度測定は、札幌扇状地～海岸地域に分布変化が見られ、海岸地域で変化が見られなかする 25 箇所の井戸(深度 30～200m)にて、分ったことから、都市化による影響が推察され解能 0.01℃のデジタルサーミスタ温度計を用る。水頭分布より、鉄工団地での大規模揚水

いて地下水面から坑底まで 2m 間隔で測定しによる局地的な深部帯水層の水頭低下が発寒た。その結果を基に各井戸の鉛直プロファイ

扇状地から平野北西部への局所的流動を生み

ル、平面温度分布図を作成した。水質分析は、出していると考えられる。札幌市東部では、

温度測定後に各井戸のストレーナ深度から採他地域よりも透水性がよく地表水の涵養が活水した地下水を、高速液体クロマトグラフィ

発であり、温度が低いと考えられる。

により行った。
３．結果
2007 年度の平面温度分布(図 1)より、全体
では南西部から北東部にかけて温度が高くなる傾向が見られ、札幌市中央部や東部では局所的に低くなる地域があった。また、鉛直温
度プロファイルの結果と Dim(2002)の比較では、浅部の温度が 1℃前後上昇している地域が多いが、石狩海岸地域では変化がなく、豊平川沿いにある中島公園では下降する傾向にあった。水質分析の結果から、南西部(豊平川扇状地)で(Ca+Mg)-HCO3 型が見られ、平野北東部では(Na+K)-HCO3 型であった。水頭分布
は、鉄工団地のある平野北東部で深部帯水層

図 1：札幌市における標高－50m の
地下水温分布(2007 年)

9)新河岸川流域の河川水質と水環境認識
森木良太○（法政大・学）・小寺浩二（法政大・地理）

Ⅰ はじめに東京から 30 ㎞圏内に位置する新河岸川流域は、昭和 30 年以降に著しく都市化した典型的な都市河川である。急速な都市化に伴い、流域の水環境は大きく変化した。近年の流域下水道整備や親水事業など
により水質は改善しつつあるが、支流の上流部においては水質が改善していない地域も存在する。
本研究では、新河岸川流域の都市化と水環境の関係について研究するため、流域全域の河川水質調査と共に、流域住民の水環境意識調査などを行った。

Ⅱ 対象流域
新河岸川流域は、埼玉県から東京都北区まで流れる荒川水系の一級河川である。隅田川に合流するまで、荒川本流の南側に沿って、支流の多くは武蔵野
台地、本流は沖積層の低地を流れる。台地では標高50m 地域で地下水が湧水し、河川水を涵養している。
流域は都市化が著しく、昭和 36 年頃まで 13％程度だった市街化率が平成 14 年では 49％まで市街化している。本川沿いには田が広がり、支流沿いでは畑地が多い。下水道普及率は、東京都や埼玉県南部
は 100％近いが、川越市や入間市では 80％台であり、上流と下流で廃水処理環境が大きく異なっている。

図 1 トリリニアダイアグラム（2008 年 5 月）

Ⅲ 研究方法新河岸川流域の水質面と流域における河川とのつながりを考える親水面の両面から研究を行った。
河川水質は、全流域の水質環境を把握するため、本流・支流の 80 カ所で、2008 年の 5 月、6 月、8 月に行い、季節別に比較した。主な調査項目は、EC 、
WT、DO、pH 、NO3、アルカリ度で、5 月の地点中 40
地点については、主要溶存成分の分析も行った。
また、流域住民の水環境意識を分析するため、ア
ンケート調査を行い、流域の小学校校歌に表現されている「流域環境」と地域性についても調べた。

Ⅳ 結果・考察
新河岸川流域を支流単位で水質分析すると、支流の上流部（特に空堀川や不老川）で NO32-の値が特に高く、黒目川や志木市以南の下流部では低い値が出た。上流部は下水道普及が進んでおらず、農地も多いため、汚濁物質が河川に流入していると考えられる。流域下水道整備の進んだ新河岸川本川や黒目川
では、水質は良好であったが、湧水の影響が強い地
域では高濃度の NO32-も検出された。

図 2 シュティフダイアグラム（2008 年 5 月）

Ⅴ おわりに
今回の調査で、下水道整備が遅れている支流上流部での水質汚濁が明らかになった。また、小学校校
歌の景観歌詞表現の調査から、地域や設立時代別の違いが明確になった。流域住民の水環境意識については、さらなるアンケートの分析が必要である。
参 考 文 献長田泰宜ら(2002)：不老川における下水処理水還流事業による水質変化と水圏生物相への影響,埼玉県環境科学国際センター報,3,142-149.

１０）

洞爺湖における水温の長期変化○

浦野慎一・岡田啓嗣（北大大学院農学研究院）

上田 宏・傳法 隆・春名寛幸（北大北方生物圏 FSC）
1. はじめに

3. 結果と考察

地球規模の気候変化が進行する中で、その原因と考え＜水温変化の特徴＞洞爺湖は年２回の循環期をもつ温帯

られている CO2 ガス発生の抑制などの対策が話題になっ湖である。深層は１年を通じて４℃で、水温変化は深さている。しかし、地球温暖化に伴う湿原や湖など陸地水50ｍまでの表層で生じる。夏期には 10ｍから 15ｍの深体の熱的環境変化についてはデータが乏しく、まだ正確さに温度躍層が生じる。冬期には水面付近の温度が４℃に把握されていない。例えば、北海道の洞爺湖周辺のア
メダスデータを見ると、1980 年以降ほとんどの観測点で以下になるが、結氷するのは極めて稀である。

気温が上昇しているが、その気温上昇が洞爺湖の水温に＜水温の長期変化＞図 2 は、1981 年から 2004 年までのどのように影響しているかについては、まだ詳しく検討

年平均水温（365 日間移動平均値）の変化である。図かされていない。

ら、洞爺湖の平均水温は年変動をしながら 1981 年以降

北大大学院農学研究院生物環境物理学研究室では、徐々に上昇しているのがわかる。平均的にはこの 24 年

1994 年から湖にブイを浮かべて水温の垂直分布を１時間で水面温度と 55ｍ深までの年平均水温はともに約間間隔で観測している。また北大北方圏フィールド科学

0.77℃上昇し、また 100ｍ深までの年平均水温は約センター（FSC）の洞爺湖臨湖実験所では、1981 年か

0.43℃上昇した。しかしよく見ると、水温上昇は 1981

ら湖岸の表面水温を毎日観測している。本研究ではこれ

年から 1994-95 年のピークまでが顕著で、それ以降はやらのデータを使って、1981 年から 2004 年までの洞爺湖や沈静化しているように見える。水温上昇は、大気の温表層の年平均水温を推定し、水温の長期変化を検討した

暖化で正味放射量が増加したためと考えられるが、そのので結果を報告する。

プロセスを正確に把握するためには、湖の熱収支の長期

2. 観測方法と平均値の計算方法

変化についての詳しい解析が必要である。

使用したデータは、北大生物環境物理学研究室が湖岸から約 300ｍ沖にブイを浮かべて 1994 年から１時間間
水温観測点

層区分

隔で観測している、深さ 0ｍ（水面）、5ｍ、10ｍ、15ｍ、25ｍ、45ｍの水温データである。平均水温は、図 1 に示
すように、観測した深さの水温をその層の厚さで重み付
けし、水面（0ｍ）から 55ｍ深までと 100ｍ深までの平均水温を計算した。なお、100ｍまでの平均水温につい水深約70ｍては、100ｍ深の水温を４℃と仮定し、55ｍから 100ｍ

図 1.ブイによる洞爺湖の水温観測の概要

深までの層の水温を 45ｍ深と 100ｍ深（４℃）の平均値として計算した。上記の観測データは、2005 年 5 月以

14.0

水面温度

12.0

降、何度かトラブルによりデータが途切れたため、ここの関係を統計解析し、その関係を使って 1981 年から1994 年までの水温垂直分布（平均値）を推定した。

2.0

2004年7月

2003年7月

2002年7月

2001年7月

2000年7月

1999年7月

1998年7月

1997年7月

1996年7月

1995年7月

1994年7月

1993年7月

1992年7月

1991年7月

1990年7月

1989年7月

1988年7月

1987年7月

1986年7月

1985年7月

0.0
1984年7月

この水面温度とブイで観測した水温の垂直分布（平均値）

0m-100m平均水温4.0

1983年7月

岸で観測している水面温度のデータがある。
本研究では、

0m-55m平均水温6.0

1982年7月

ータはない。しかし、北大臨湖実験所が毎朝 10 時に湖

8.0

1981年7月

1994 年以前については、
水温の垂直分布の連続観測デ

10.0
水温 ℃

では 2005 年までのデータを整理した。

西暦(年）

図２．洞爺湖の年平均水温の変化（365 日移動平均値）

11)

中部山岳地域の雪は今後どうなるのか？
鈴木啓助（信州大学山岳科学総合研究所）

１．はじめに山岳地域の生態系は環境変動に対して極めて敏感であると言われている。高山の生態系は、温度条件

ここで用いるデータは、気象庁 HP > 気象統計情
報 > 過去の気象データ検索からダウンロードしたものである。

や水文条件などの厳しい極限環境下で成立していることや、気温が高度とともに減少するため、温暖化

３．結果などの影響がより狭い空間で発現することを意味し長野県内 6 地点における年最深積雪深の変動を図ている。これは、わが国の気象官署のデータから、2 に示す。6 地点のグラフとも縦軸は同一である。ま

年平均気温が 1 ℃変化するためには、南北に 118 km

た、地点名の脇にはその標高も示す。野沢温泉と白移動しなければならない（図 1 参照）が、気温逓減

馬では 1981 年からのデータが得られているが、菅平

率 0.65 ℃/100 m から、154 m の標高差があれば気温では 1982 年から、飯山と小谷では 1984 年から、開は 1 ℃異なることからもわかる。また、わが国の山

田高原では 1992 年からのデータとなっている。それ

岳地域の生態系は積雪の影響を強く受けている。温

ぞれのグラフには 2008 年までの変動の傾向線も示

暖化によって山岳地域の積雪の多寡が、いかなる影す。長野県の北東部に位置する野沢温泉と飯山では、響をうけるのかも重要な問題である。

2006 年の多雪と 2007 年の少雪が顕著である。2007

積雪量の多寡は、生態系への影響のみならず水資

年の少雪は他の地点でも観測されているが、ふたつ源や冷熱源としての問題やスキーなどのレクリエーの地点における 2006 年の多雪は新潟県内の豪雪とションにも関わってくる。ここでは、中部山岳地域

関係している。図 2 の上段の 3 地点では、年最深積の中核をなす長野県内における気象庁のデータから、雪深の減少傾向が見て取れるが、逆に下段の 3 地点

近年の積雪深の変動について検討を行う。

では、年最深積雪深はわずかではあるが増加傾向にある。上段の 3 地点は標高が 600 m 以下であり、下２．方法

図 1．わが国の気象官署における
年平均気温の平年値と緯度の関係

段の 3 地点は標高が 700 m 以上である。

図 2．各地点における年最深積雪深の変動

12)

水路網と地震活動の自己相似性およびそれらの物理的基礎
徳永英二（中央大学）・高波鐵夫(北海道大)

昨年，Gutenberg-Richter スケーリング則や改良型 Omori 公式等，地震活動とりわけ余震
発生の基本法則を説明するモデルとされている ETAS(Epidemic Type Aftershock Sequence)
モデルに代わるべきものとして，BASS(Branching Aftershock Sequence)モデルが提案された(Turcotte et al., 2007)．このモデルは自己相似な水路網の構造(Tokunaga, 2003)にその考えの基礎をおくものである．図１は自己相似な流域と BASS モデルの構造を示したもの
である．

a
図１

b

(a) 自己相似な流域（水路網）と, (b) 自己相似な余震の発生構造((Holliday et al.,2008)の図の一部分を取り出して描きなおしたものである)．

流域では，ある次数の水路の先端にはそれより１次低次水路が 2 本流入し，そこにはそれらの水路を涵養する流域(図 1‐a では水路が描かれていない)が存在する．自己相似な流域のパターンは，このような部分を除いた区域での側方からの水路の合流の仕方によって決まる．余震の発生構造を表す図ではこのような部分は不要である．図１‐b と図１‐a の水路網とは位相同型である．BASS モデルでは，本震が様々なレベルの余震を発生し，それらの余震がまた同じ構造で様々なレベルの余震を発生するという状況が考えられている．
図１‐b はこのことを分岐図で示したものである．
流域(水路網)の自己相似性の物理的根拠は，Yang(1971)の水路の等落差則(次数付けされた水路の最上端と最下端の高度差が水路の次数によらず一定であるという法則)に依拠して，古典量子統計にみられるエネルギーレベルの等間隔性を漸近的に満足するような系を考え，その系で水路を流れる単位量の水が失うポテンシャル・エネルギー(平均値)の最も確からしい状態を想定することによって説明することができる(Tokunaga, 2003)．
地震波の場合，マグニチュードが等差(等間隔)的に増加すれば，エネルギーは等比的に増加する．したがって，水路網や古典的量子統計での説明方法を採用することはできない．
そこで発表者らは，エネルギーと頻度の関係で最も確からしい状態を求めるため，以下の

ような工夫を行った．地震のマグニチュードは通常小数第 2 位を四捨五入して得られた２桁の数値で表される．このことに注目し，一連の本震・余震が発生した時空間を N 個の 4次元細胞に分割し，一つ細胞の中では地震が一つだけ発生するか発生しないとする． N お
よびその中で地震が発生した細胞の数の割合をそれぞれ一定とし，マグニチュードがある
値より小さい余震の総エネルギーが一定値に漸近する系を想定した．
マグニチュードが i (2 桁の数値)の余震の数を ni とする．それらの中で最小のものと最大のもの（四捨五入前の値，以下同様）をそれぞれ一つずつ減らし，代わりにマグニチュー
ド が (i − 1) なるもの中で最大のものとマグニチュードが (i + 1) なるもの中で最小ものをそれぞれ一つだけ増やす．結果，累計値 (ni −1 + ni + ni +1 ) は変わらないが，これらのマグニチ

ュードに対応する地震波の総エネルギーは増加する． (i − 1) を 1.9， i を 2.0， (i + 1) を 2.1とした場合，それぞれのそれぞれのマグニチュードに小数第 2 位(数値としては 3 桁)までとって，上記の操作をすることにより増加した総エネルギーの値を表１の第 2 列に示す．
第 3，４列は，それぞれ第 3 位(4 桁)，第 4 位(５桁)までとって同じ操作を行なった計算値である．マグニチュードからエネルギーへの計算は Utsu(2002)の式によった．
表１ マグニチュード 1.9 を増加，2.0 を減少,2.1 を増加させたときにとる桁数とエネルギー増減の関係

桁数

3

4

5

エネルギー増1.2608×108

1.2552×108

1.2546×108

エネルギー減1.2534×108

1.2544×108

1.2545×108

増減差+0.0074×108 +0.0008×108 +0.0001×108

小数第 2 位で操作を行った場合，総エネルギーの増加分はマグニチュード 2.0 の余震１個分の１パーセントを多少上回るが，i がこの値の全余震のエネルギーに対する割合はその数が多いほど小さくなる．このような操作が行われるためには，小数第２位のすべての数値を十分にカバーするだけ地震の数が必要である．マグニチュードがより小さくなれば総エネルギー増加の割合はより小さくなるはずである．すなわち，余震活動は，入れ子構造をつくり，総数が一定の条件を満たしながら，総エネルギーが一定の状態に漸近する．その場合の最も確からしい状態が，Gutenberg-Richter スケーリング則等を満足する．
文献
Holliday, J. R., Turcotte, D. L., and Rundle, J. B. (2008) A review of earthquake
statistics: fault and seismicity-based models, ETAS and BASS: Pure appl. geophys. 165,
1003-1024.
Utsu, T. (2002) Relationship between magnitude scales: in ed. Lee, W. H. K., Kanamori,
H., Jennings, P. C., and Kisslinger, C.: International handbook of earthquake andengineering seismology, Part A, Academic Press, Amsterdam, 733-746.
Tokunaga, E., (2003) Tiling properties of drainage basins and their physical bases: ined. Evans, I. S., Dikau, R., Tokunaga, E., Ohmori, H., and Hirano, M.: Concepts andmodelling in geomorphology-international perspectives-, TERRAPUB, Tokyo, 147-166.
Turcotte, D. L., Holliday, J. R., and Rundle, J. B. (2007) BASS, an alternative to ETAS:
Geophys. Res. Lett. 34, L12303.
Yang, C. T. (1971) Potential energy and stream morphology: Water Resour. Res., 7, 311-322．

13) アラスカ・ユーコン河の流出とベーリング海への影響(2)＊知北和久 1・工藤 勲 2・和田知之 1・齋藤誠一 2・岡田一樹 1
1. 北大・理 2.北大・水産
はじめに
今年 10 月の陸水学会札幌大会で発表した内容の続編である．2008 年度から 3 年計画ではじまった「アラスカ・ユーコン河とベーリング海との相互作用」に関する研究について，今年の調査で得られた知見（観測結果とモデリング）を紹介する． ユー
コン河の流域は，面積 8.55×105 km2 で日本国土の約 2.4 倍であり，北極圏をまたぐ亜寒帯に属する．
流域の南部高山域は，氷河被覆域で流域全体の約1.1 %を占め，他の多く(流域全体の 74.8 .%)は林床
下に不連続永久凍土を有する針葉樹林帯である．

図 1. アラスカ・ユーコン河流域（灰色）と観測点の位置．

6 月～9 月には，この氷河域からの盛んな土砂供給と河川土砂流出によって，ベーリング海に面するユーコン・デルタ沖には顕著な懸濁プリュムが形成さ
れる．

方法と結果
図 1 に，ユーコン河流域と観測点の位置を示す．PLS, YKB, NEN 地点で流量・水温・濁度のモニタリングをしな
がら，ALK 地点付近のデルタ沖合に発達する懸濁プリュムの内外でプロファイ
ラーによる船上観測を行った．図 2 は，

図 2. PLS 地点における 2007 年 9 月～2008 年 9 月の水温・懸濁物質
濃度・流量・土砂流出量の時間変化（日平均値）．

PLS 地点 にお ける 日平均 の水 温・懸 濁物 質濃度(SSC)・流量・土砂流出量の年間変動を示す．2008
年夏季は氷河の融解が顕著で，7 月～8 月上旬の間
氷河融解に伴う SSC と土砂流出量の大きな変動が認められる．なお，河の結氷期間は水温変化から2007 年 10 月 18 日～5 月 15 日の約 7 ヶ月間である．
図 3 は，ユーコン河デルタと沖合の 2008 年 7 月 6日 MODIS 可視像で見た懸濁プリュムの様子を示す．
この日の PLS 地点における土砂流出量は 1,960 kg/s
で，比較的低い値とった（図 2）．ユーコン河デル
タ上では，ALK 地点の流量が他の分岐川に比べか

図 3. ユーコン河デルタ沖に形成された懸濁プリュムと観測点の位置（2008 年 7 月 6 日 MODIS 画像)

なり大きい．このため，河川土砂は主に ALK 地点の密度流の強弱を決定していることが考えられる．

を通ってベーリング海流入後，一部はデルタ西岸に現在，引き続いてデルタとその沖合の実寸模型を沿った北向き沿岸流に乗って北上していたことがわ

使った懸濁プリュムに関する数値実験を実施しておかる．

り（図 5），懸濁プリュムの挙動が沿岸流，吹送流，

図 4 は，デルタ沖合の B50～B53 地点でプロファ
イラーによって得た濁度・水温・塩分の分布を示す

懸濁物質の粒度，土砂流出量などとどのように関係しているかを検討中である．

（図 3 参照）．B52 地点沖合下層に約 0℃の海水が他方，PLS 地点の流量と懸濁物質濃度の時系列デ存在し，懸濁プリュムはごく表層に浮いた状態で広ータに対しタンクモデルと sediment rating curve にがっていることがわかる．結果として，懸濁プリュ

よる流出解析を進めている．図 6 は 2008 年夏季デ

ムの北方向への拡散の様子は，PLS 地点の土砂流出ータに対する計算結果で，比較的良く再現されてい変動に依らず常に認められた．また，図 3 に見られる．

るデルタ周辺の高濁度ゾーンは，土砂流出量変動に拠らずほぼ同面積で存在した．このことから，懸濁ゾーンより沖合では濁水が下層へ貫入する「懸濁底層流」が形成され，ユーコン河の土砂流出量は，こ図 5. ユーコン河デルタと沖合の実寸模型．

図 4. ユーコン河デルタ沖 B50～B53 地点で得た濁度・

図 6. PLS 地点の 2008 年 6 月～9 月の流量と懸濁物質

水温・塩分の分布（2008 年 7 月 3 日)．

濃度の時系列に対する解析結果．

14)

定山渓ダム流域における融雪期の降雨流出
高橋雅博 1・○石井吉之 1・喜澤一史 2（ 1：北海道大学低温科学研究所、 2：北海道開発局豊平川ダム統合管理所）

はじめに 融雪期に降雨が生じると河川は著しく増水する。降雨によって融雪が進んだために洪水が起きたと考えられがちであるが、一般に中緯度地帯では融雪期の気温はそれ程高くな
く、降雨による融雪量は少ない（石川，1994）。
また、大雨時の融雪出水に積雪が果たす役割に
関 し て 、 中 津 川 ･ 星 （ 2001） は 豊 平 川 上 流 域（ 134km2 ） に お い て 融 雪 期 に 3 日 間 雨 量100mm以上の 2 つの融雪出水を比較し、積雪内部での貯留効果の大小によって流出率が大きく異なることを報告した。一方、石井（2007）は
石狩川支流雨龍川源頭部の母子里において、融雪初期（積雪深 1.8m）の約 20mmの降雨が、ほとんどハイエトグラフの形を変えずに 3 時間の遅れで積雪底面から流出し、積雪内部での貯留効果が見られない例を報告している。同様の
相反する結果は海外でも報告されている。このように降雨と融雪が重なった時の出水現象については、まだ十分に理解が進んでいない。そこ
で、札幌市郊外の定山渓ダム流域（104km2；図）における融雪期の降雨流出を解析し、著しい河川増水が起きる要因を検討した。
方法 対象流域では北海道開発局によって降
雨量･積雪深･気温･河川流量などの基本的な水文観測が継続的に行なわれている。これらの中から 1990 年以降の 4～5 月に降雨量が多かった年を選び、降雨と融雪が重なった時の 22 出水
例を抽出した。また、流域内での面積融雪量を知るために、2008 年 3～5 月に流域内の 7 地点
で気温･積雪量･降雨量を観測し、degree-day法
によって標高帯（200m間隔）別の融雪量を推定し全流域の総融雪量を求めた。
結果 1）融雪係数： 対象流域の標高幅は 400～1000ｍと小さいため、雪面低下法で得られた
融雪量と積算気温量から求めた各地点の融雪係数（degree-day factor）には標高毎の差異が見られなかった。週 1 回全地点で得られた融雪係数を平均すると 0.52cm/℃となり、面積融雪量の算定にはこの値を用いた。
2）流出率： 当該降雨及び融雪量に対応する
河川流出量は水平分離に近い形でハイドログラ
フから切り取った。すなわち、流量の立ち上がりから、ピークおよびその後の減水を経て、次の増水が起きるまでの点を直線で結び、この直線より上の部分を流出高と考えた。この直線は多くの場合水平またはそれに近いものとなり、そうならない場合は解析例から除外した。こうして求 まっ た流出 率（ [流 出高 ]/[降雨量 +融 雪量]）は 0.07～0.34 と大きくばらついた。流出率と降雨量･強度･継続時間･初期流量･ピーク流量などの影響因子との関係を調べたが、いずれも有意な傾向は見られなかった。また、6～8 月の夏期及び 9～10 月の秋期の降雨流出時の流出率は夏期が 0.03～0.05、秋期が 0.17 程度となり、降雨と融雪が重なった場合には秋期以上に大きな流出率となる例も多いことがわかった。
こうした場合の入力量（降雨量と融雪量）の内訳を調べると、融雪量が 47～73％を占めていた。
すなわち、融雪期に 30mm の降雨があると融雪量と合わせて 60mm 以上の入力量となり、このために 30mm の降雨量に見合わない著しい河川増水が起きると考えられる。
しかし、降雨時の融雪量は晴天日の融雪量ほ
ど大きくはならないという既往の研究結果（小島ほか，1973；宍戸ほか，2005）もあり、今回求めた degree-day 法による融雪量の妥当性を
熱収支観測結果などから吟味する必要がある。

図. 定山渓ダム流域と 2008 年の融雪量観測地点

15)

石垣島諸河川の河川特性と物質流出※

米山亜里沙（法政大･学）･小寺浩二（法政大）･飯泉佳子（JIRCAS）･寺園淳子（JIRCAS）

Ⅰ

はじめに

河川流域からの物質流出は、沿岸域や海域に影響を及すが、流域の地質・地形・土壌・土地利用等により物質流出に差異が生じる。沖縄県の島々の河川は、周辺海域のサンゴ礁などの生態系に影響を与えており、流域環境の特性や変化は様々である。対象とする石垣島には、主な河川流域に宮良川・名蔵川・轟川などがあり、流域単位での土砂・栄養塩流出の研究が行われてきた（大澤2004・坂西ほか 2007・仲宗根ほか 2001 等）。特に、
農作物の変化や、赤土流出の問題に関しては、轟川や名蔵川などで集中的な調査が進められているが、石垣島全体の河川の特徴や流域環境変化に関する研究はあまり行われていない。そこで、本研究では、石垣島諸河川の河川特性と流出物質の特徴について明らかにすること
を試みる。

Ⅱ

研究方法

諸河川の水文特性を把握するために、ストレーラー法に基づく水系図を 25000 の 1 地形図より作成し、27 流域の流域面積・流路総長・流路延長・水系密度・流域形
状係数等の流域特性値を算出した。また、各河川の水質特性を把握するため、2008 年 5 月に南部地域 45 地点、
8 月に全域 59 地点で調査を行い、採水後アルカリ度の測定、イオンクロトグラフィーによる陽イオン・陰イオ
ン分析、吸光度法による全窒素・全リン分析を実施した。

Ⅲ

結果および考察

1）流域特性
轟川流域

北部には、流域面積が狭く勾配

名蔵川流域

■

23: 神田 橋

2: 登武野橋24:

3: 左轟川橋

2 5: 嵩田排水路 橋

4: 左轟川上橋

2 6: トウ レ橋

5: 中田橋2 7: 白水取水場 下

6: 中轟川畑中橋

宮良川流 域
8:

100%

ブネ ラ橋

日本平均 ▽

7: 右轟川上橋

Cl+SO4 +NO
3宮良橋

38: 小谷橋

31: 畑中橋

39 : トラック橋

32: 長間橋

40:

崎枝橋

33: 真乙姥井戸

41:

源流

34: 畑橋42:

ウフンカー

35: さとうきび橋

43: オーセーヌカ ー
44: 下田原橋

Ca+Mg

45:
46:

■
■ 6
◇
■ 3■
●
●
5 ◇35
27
■
2■ ◇
●●
8
22
◇ ◇◇
19
◇
●
◇
◇
●
4●
●
1
1617 30 33 52
■ 31●
24
15
◇◇26
10 ◇
25
14
29◇7 21●▲◇42◇40
◇
◇
◇◇
●
◇
41 29
●
◇ 11
23
28
18
▽
50
●
9
23
● 45
12
▲
▲ ●
13
◇
24
◇◇
20 26 ▲◇

八重山ヒュッタ前橋

九重橋

48:

吹通橋
西浜橋
西野橋

51:

大浦橋

52:

ヒカゲヘゴ橋

1 6: 米節橋

53:

ハイビスカ ス橋

1 7: 仲水橋

54:

とんぼ橋

18: 竿根田原橋

55:

ヒルガオ橋

56:

通路橋

0%

1 5: 底原橋

1 9: ンタナーラ橋

27 32 46

100% 0%0%0% 100%

滑落橋

57:

そうじ橋

2 1: アヤマシ橋

58:

かあら橋

2 2: 振興橋

59:

牧草地橋

20:

Na+K

1997年土地利 用

日本平均

その他の用 地
その他の農用 地
ゴルフ場
幹線交通用 地
建物用地
森林
河川地及び湖 沼
海水域
海浜
田
荒地

0

5km
N
W

E
S

橋

HCO
3

Mg

0%
100%

亜硝酸態窒 素
硝酸態窒 素
アンモニア態窒 素
有機態窒 素

荒川橋

47:

50:

1 3: 真栄里取水場前橋
1 4: 宮良源流橋

参 考 文 献坂西研二・中村乾（2007）：石垣島宮良川流域における懸濁性土壌、窒素およびリンの推定流出量,水土の知,
農業農村工学会,Vol.75 No.9,821-824

15mg/L10
549:

1 2: 底原小橋

水文特性や水質により諸河川の特性を明確にすることができた。特に流域の大きい宮良川では地点により水質が異なっており、地質や土地利用の影響が示唆され、さらに詳細な流域特性に関する検討をすすめる必要がある。

37: 南風川橋

30: 小波本橋

9: 赤下橋

1 1: 山田橋

おわりに

36: 民俗館前橋

28: 磯辺小橋
29: 紙屋橋●

10: 平喜名橋

Ⅳ

その他 ◇

▲

1: 轟川

の急な河川が多く、規模の大きな川は南部に集中している。
流域形状係数で 1 を超える流域は 1 つで、0.20~0.40が多い。
2）主要溶存成分
於茂登花崗岩類を源流とする河川では、イオン含有量が少ないことが知られている（川野ら 2002）
が、本研究でも同様の傾向が見られた。
全体的にNaClが全国平均よりも多く海塩の影響と考えられるが、轟川流域では CaHCO3 型が顕著であり、石灰岩層の影響が示唆される。水質は、流域や地域による共通性が見られたが、新川川などでは排水の影響がみられ、井戸水の塩水化も観測された。
3）全窒素・全リン
全窒素量は生活排水や農業排水が流入する新川川や轟川流域、宮良川支流で多い。宮
良川支流の底原川は、全窒素量は少ないものの、地点によってはアンモニア態窒素や亜硝酸態窒素が存在し、流域内の水田が影響していることが示唆される。また全リンは0.04mg/l 以上の地点も多く、COD との相関が高い。

SO4 +NO3● ◇ 47
18
◇
51
◇
◇
◇◇ ◇
●● ◇
■●
◇
■●
19
■
◇
21
▽
▲
●
●
◇
40●◇
■
●
6●
●
▲
●
4
50
502012▲◇13
7●
27 ◇ 24
30
29
25
11
28
26
141610 ◇◇▲◇◇553 23
8 ◇45◇ 41
9 1517
◇◇
26 22
■
■
46
■ 3 130
30
◇32
2

Ca

図1

100%

100%
0%

100%
0%

化学組成

▽
●■
19 6◇
■
◇
■■●
■
43
◇
35◇
●
21
5◇
■
▲
3●
2 1◇
●◇
●
◇
●◇●◇1◇
●
◇46●◇
20
●
4●
◇◇
●
●
8 27
22
◇
●
14
◇
▲▲
26
◇
17◇
25
10
12
28
■
24
29
▲
◇
◇
1118
9◇◇
13 40 52
16
15
41 0%
723
29 25

Cl

Na+K

100%

Cl

Ca

50

me/ l
9

6

Mg
3

HCO
3
0

3

SO4 ( +NO3 ) me/ l69

図2 各地点の各形態窒素割合と化学組成

16)

大淀川支流本庄川の流域特性と流出特性＊

小寺浩二（法政大）･森本洋一（法政大・学）

林
はじめに

大淀川支流本庄川流域には、全国でも貴重な照葉樹林の自然林が多く残っており、その保全や再生に関して様々な努力が行われている。また、落葉樹・針葉樹などの林相の違いによる流出の違いなどに関する研究は古くから行われてきているが、照葉樹林地域に関する研究は限られており、本庄川流域でも研究事例は少ない。
そこで、本庄川支流の綾北川・綾南川および本庄川・大淀川下流の流量の長期変動を解析し、この流域の流出特性とその変化について考察した。あわせて、大淀川流域全体の流域特性解析の中から、本庄川の特徴を抽出し、流出特性に関係深い流域特性の影響について検討した。

研究方法

まず、50000 分の１地形図からストレーラー法に基づ
く水系網図を作成し、各４次流域の流域特性値を測定・算出し、本庄川の大部分を占める綾北川・綾南川・深年川の流域特性を明らかにした。次に、流量の長期観測結果から、大淀川各支流の流出特性を求め、本庄川の特徴を示した。特に、本庄川については、大正年代～昭和

Ⅲ

結果および考察

1）流域特性本庄川は、岩瀬川と同じく、水系密度
も水系頻度も高いが、４次流が長く、３次流・２次流が短いなど、大淀川の流域の中でも特異な流域特性がある。
しかし、深年川は、水系密度が高い割に水系頻度が低く、２次流が長い特殊な流域形状を持つ。
2）流出特性
流量要覧と流量年表から得られた流況の解析により、長期的な変動特性が明確になった。渇水
流量が少ないことは、渇水期でも植物による蒸散が盛んであることを物語り、照葉樹林帯の特徴が明らかになった。

Ⅳ

おわりに

流域内にも人工林である針葉樹や落葉樹は分布し、場所によって林相は異なっている。今後は、地質の違いなども踏まえて、源流域単位の流出・水質特性について研究していくことが必要である。

参 考 文 献西崎貴子･小寺浩二(2002):大淀川の流域特性－主な支流の水系と流出について, 水文地理学研究報告 6, 2-21.
0.45
D＝総流長（∑L）/面積（A）
F＝総流数（∑N）/A

水系頻度（F）

0.40

0.35

0.30

B2-石氷

A2-綾北
B1-岩瀬

A：北部支流：本庄川
B：西部支流：岩瀬川
C：南部本流：大淀川■＝四万十帯▲＝火山岩帯●＝シラス帯

C5-東岳

C3-横市

A3-綾南

C4-大淀

0.25

A1-深年
0.20

C1-高崎
0.15
0.50

C2-庄内
0.60

0.70

0.80

0.90

1.00

1.10

水系密度（D）

図２ 各支流の水系密度と水系頻度
1000
6000

2500

4000
乙房

2000

樋渡

1000

柏田

0

嵐田

1

91

181

1993

10

271

1000

3

比流量m3/sec/100km2

100

1500

岳下

3000

2000

m /sec/100km

2

2

5000

3

Ⅱ

30 年代の流量要覧の値も用いて、長期的な変動特性について明確にした。

m /sec/100km

Ⅰ

裕子（てるはの森の会）・西崎貴子（地域環境科学研究会）

500
0
1

361

日数

91

181

271

1994

361
日数

大淀川の特徴的な流量観測地点の累加流況曲線

樋渡

岩瀬橋
北俣
南俣

1

柏田

1992

0

最高

図１ 大淀川の水系網と主な支流

図３

35日

豊水

平水

低水

渇水

最低

大淀川主要観測地点での流況

17)

自然氷を利用した農水産物低温貯蔵庫の開発○

佐伯寅彦、木村賢人（北大農学院）

浦野慎一、岡田啓嗣（北大農学研究院）
小川善一（㈱大林組）、菊池工（山本建設㈱）1. はじめに 自然氷を利用した省エネ型農水産物貯蔵庫

床を通じた熱流入量(MJ day-1)、Qv は換気（すきま風，

は、寒冷地における自然エネルギー利用の低温貯蔵庫と人の出入り）による熱交換量(MJ day-1)、QFAN は内部にしてその普及が期待されている。しかし、この貯蔵庫は設置したファンの発熱量(MJ day-1)、L は氷 1ton 当たり冷熱損失を最小限にするため施設を断熱構造にする必要の融解潜熱(MJ ton-1)である。Qw、Qf、QFAN は施設の設があり、初期コストが高くなる。そのため、この貯蔵庫

計値と内外の温度差を用いて求めた。また、換気量は以を実用化し普及させるためには、適切な断熱構造の把握

下の式を用いて計算した。

を基礎にした、初期コストを安く抑えるための熱的設計

Qv = V ⋅ ρ ⋅ C pa ⋅ ΔTair(2)た実験施設で 2007 年の夏期に熱収支を観測し、施設の密度(kgm-3)、Cpa は空気の比熱(kJkg-1℃-1)、ΔTair は内熱的問題を検討した。また、2008 年は換気による熱損失

外気温差(℃)である。この貯蔵庫では自然換気が生じてを抑えるために風除室を設置したので、継続して観測をおり、その換気量は不明である。そこで、2007 年は 8行い風除室の熱的効果を検討した。

月 31 日に全ての氷が融解したため、8 月 31 日時点での2. 方法 観測した施設は、稚内市声問に建設された実験

Qw、Qf、QFAN による融解量の計算値 56.3 ton と実際に貯蔵庫である。貯蔵庫の形状はかまぼこ形で、大きさは融解した氷量 80 ton との差を換気による融解量として

幅 10m、奥行き 12m、高さ 5mである。2008 年度から換気量を推定した。その結果、2007 年の平均換気回数ははシャッター前に 2.5mの風除室を設置した。外壁には0.34 回 h-1 となった。それぞれの要素による融解量は、断熱材としてウレタンフォームを内外に合計 150mm使全体の約 1/2 を床からの熱流入が占め、壁からの熱流入

用し、熱貫流抵抗は 1.72 m2h℃kj-1 である。この貯蔵庫と換気による熱交換がそれぞれ約 1/4 であることが分か

では農産物だけでなく水産物の貯蔵も行うため、目標庫った。このうち床からの熱流入は面積が相対的に小さい

内温度は 4〜5 月は-1℃、6〜10 月は 3℃としている。そにもかかわらず最も大きな値となっており、また、換気のため、製氷用の水として通常の水 28 tonの他に融点がによる熱交換も大きいためこれらについて対策が必要で-3℃の 5%プロピレングリコール溶液 12.5 tonと海水 25ある事が分かった。2008 年は観測期間内に融解が完了しtonを使用した。床にはホタテ貝殻を敷き詰め、その間隙なかったため、10 月 31 日時点での Qw、Qf、QFAN によに 27 ton製氷した。2008 年度はそれに加えて、床の上る融解量の計算値 77.6 ton と貯氷量 87 ton との差を換に約 13 tonの雪を投入した。2 月に氷結厚を求めて測定気による融解量として推定した。その結果、2008 年の平した結果、実際の貯氷量は、2007 年度は約 80 ton、2008

均換気回数は 0.09 回 h-1 となり、換気による熱交換の影

年度は約 87 tonだった。

響を大幅に抑えることができた。

3. 結果と考察 両年の外気温・庫内気温の推移を図に示30した。2007 年・2008 年の両年とも、外気温はほぼ同様

25に推移した。2007 年は 8 月 31 日に庫内の氷が全て融解

20

し庫内気温の上昇がやや急になったのに対し、2008 年度
は観測期間内に融解が完了せず、低温維持期間が長かっ温度(℃)

基準が必要である。そこで本研究では、稚内に建設されここで，V は 1 日あたりの換気量(m3day-1)、ρは空気の2007年度外気温
2008年度外気温
2007年度庫内気温
2008年度庫内気温

15
10
5

た。

0

解析期間の庫内の氷の融解量を、以下の式で推定した。

W = (Qw + Qf + Qv + QFAN ) L(1)

ここで、W は融解量(ton day-1)、Qw、Qf はそれぞれ壁・

-5
4月1日

5月1日

6月1日

7月1日

8月1日 8月31日 10月1日 10月31日

図. 外気温と庫内気温の推移

18)

バイカル地域における湖沼掘削の現況

柏谷健二（金沢大学・環日本海域環境研究センタ－）
20 年前の 1988 年 11 月，旧ソ連邦・科学アカデミー最高幹部会議はバイカル湖の国際共同研究を目的として，その国際的な開放を決定した。ソ連の科学アカデミー・シベリヤ支部
は，共同研究を行うための組織としてバイカル国際生態学センター（BICER）の設立を呼びかけるワークショップを 1990 年 4 月にイルクーツクで開催した。わが国では，1991 年 3 月に日本 BICER 協議会を設立し，バイカル湖に関する国際共同研究の組織化が行われてきた。
その一つとしてバイカル掘削プロジェクト（BDP）が進められてきた。国立環境研究所を中心として開始されたプロジェクトであるが、現在はバイカル湖の流域にあるモンゴル・フブ
スグル湖の掘削プロジェクト（HDP）に引き継がれている。今回は、これまでの経緯とバイ
カル湖とフブスグル湖の比較研究のいくつかを報告する。
Baikal
名称

掘削場所

長さ

年

1．BDP-93

Buguldeika Saddle

100m

1993

2．BDP-96

Academician Ridge

200m

1996

3．BDP-97

Southern Basin

42m

1997

4．BDP-98

Academician Ridge

600m

1998

5．BDP-99

Posolskaya Bank

300m

1999

Hovsgol
1. 2002

KDP-1

55m

1.0 Myr

Russia （Limnological Institute, RAS）、Mongolia(Institute of Geology & Mineral Resources）
2. 2004

HDP04

81m

1.0 Myr

Japan （Nagoya Univ., Kanazawa Univ.)、Mongolia(Institute of Geology & Mineral Resources）、 Russia （Geochemical Institute, RAS）、
Korea （Korea Institute of Geoscience & Mineral Resources）
3. 2006 HDP06 28m

0.4-0.5 ? Myr Japan （Nagoya Univ., Kanazawa Univ. )、Mongolia(Institute of Geology & Mineral Resources）、Russia（Geochemical Institute, RAS）、
Korea （Korea Institute of Geoscience & Mineral Resources）
4. 2008 HDP-0812m

0.2? Myr

Japan （Kanazawa Univ., Nagoya Univ.)、Mongolia(Institute of Geology & Mineral Resources）、 Russia （Geochemical Institute, RAS） 、
Korea （Korea Institute of Geoscience & Mineral Resources）
5. 2009 HDP09

250m?

3.0? Myr Japan （Kanazawa Univ., Nagoya Univ.)、Mongolia(Institute of Geology & Mineral Resources）、 Russia （Geochemical Institute, RAS）、
Korea （Korea Institute of Geoscience & Mineral Resources）