陸水物理学会報－第 42 回研究発表会（2021 名古屋大会）講演要旨－
主 催：陸水物理学会
共 催：日本陸水学会東海支部会
期 日：2021 年 11 月 20 日（土）～ 11 月 21 日（日）11 月 20 日（土）研究発表会・総会
11 月 21 日（日）研究発表会

会 場 : 南山大学
〒466-8673 愛知県名古屋市昭和区山里町 18
Tel: 052-832-3111（代表）

11 月 20 日（土）9:55 開会の挨拶

大八木 英夫（南山大学）＊発表時間は， 10 分は発表 8 分・質疑 2 分（⑩），15 分は発表 12 分・質疑 3 分（⑮），20 分は発表 17分・質疑 3 分（⑳）です。
＊発表時間は，新型コロナウィルス感染症対策により，発表の交代時間などで時間が前後する可能性があります（休憩・準備の時間で調整されます）。

＜Session 1：対面形式＞ 10:00-10:35
10:00
10:10
10:20

1) 阿武隈川流域の河川水質と流域特性＊
山形えり奈(法政大・院)，小寺浩二(法政大)⑩2) 多摩川水系浅川の水質と流域特性＊
小田理人（法政大・学），小寺浩二(法政大)⑩3) 濃尾平野西縁の近代以降の堆積環境＊
田代喬（名古屋大），陀安一郎（総合地球環境学研究所）⑮＝＝＝休憩と準備（20 分）＝＝＝＜Session 2：オンライン形式＞ 10:55-11:45
10:55
11:10
11:25

4) 密度成層場における気泡噴流に関するの長さスケール＊
古里栄一（鹿児島大）⑮
5) 地質条件が異なる積雪寒冷地の小流域における流出・水温の再現＊
鈴木啓明（室蘭工業大），中津川誠（室蘭工業大），石山信雄（道総研）⑮6) 青森県・青池の呈色に関する研究：輝度に基づく定式化と画像解析＊
花石竜治（青森県環境保健センター），知北和久（北海道大）⑳＝＝＝ 11:45-13:30 昼休み (105 分) ＝＝＝＜Session 3：対面形式＞ 13:30-15:55
13:30

7)

13:50

8)

活火山火口湖における水・化学物質・熱収支評価による地下熱水系の推定：
蔵王・御釜について＊
知北和久（北海道大），後藤章夫（東北大），岡田純（気象研），三浦哲（東北大），
山本希美（東北大），山口高志（道総研）⑳
扇状地における長期地中温度変化の分析＊
阪田義隆（金沢大），小泉高志（日本工営），明山雄真（北海道大）⑮i

14:059)北海道・然別湖における水温・水質の特徴について＊
大八木英夫（南山大），澤田結基（福山市立大），金森晶作（とかち鹿追ジオパーク）⑮
14:20 10) 陸水物理の何が伝わらないか ―琵琶湖博物館での実践から―＊
戸田孝（滋賀県立琵琶湖博物館）⑳＝＝＝休憩と準備（20 分）＝＝＝
15:00 11) センシングと窒素動態モデルを基盤としたハイブリッド型土壌診断の可能性＊
濱 侃（千葉大），松橋寛太（千葉大），松本祐太郎（千葉大），松岡延浩（千葉大）⑮－
15:15 12) 多摩丘陵におけるスギ林内雨中の NO3 沈着量の季節変動＊
苗村晶彦（戸板女子短大）⑩
15:25 13) 狭山丘陵周辺河川上流域の水質の変化とその要因について＊
乙幡正喜（法政大・院），小寺浩二(法政大)⑩
15:35 14) 日本全国の河川水質とその変動に関する研究－「身近な水環境の全国一斉調査」2020 年・2021 年の結果を中心に－＊
小寺浩二（法政大），猪狩彬寛(法政大・院)，齋藤圭（京都大）⑳＜総会＞ 16:15-17:00

11 月 21 日（日）＜Session 4：対面形式＞ 10:00-11:00－日本陸水学会東海支部会 特別セッション－
10:00 15) 御嶽山南麓河川の水質分布と季節変化について＊
松本嘉孝（豊田高専），宇佐見亜希子（名古屋大），野崎健太郎（椙山女学園大），田代喬（名古屋大），江端一徳（豊田高専），谷口智雅（三重大）⑮
10:15 16) 火山山麓地域における発電用ダムの河川取水と河川流量＊
谷口智雅（三重大），宇佐見亜希子（名古屋大），松本嘉孝（豊田高専），
江端一徳（豊田高専）⑮
10:30 17) 火山山麓のダム減水区間における湧水と付随ガスによる水環境の特性＊
宇佐見亜希子（名古屋大）, 田代喬（名古屋大），松本嘉孝（豊田高専）,
江端一徳（豊田高専），谷口智雅（三重大）,坪井秀樹（東海技術センター），
青山晃太（愛工大），八木明彦（愛工大），岩月栄治（愛工大）⑮
10:45 18) 火山性無機酸性湧水における糸状緑藻 Klebsormidium flaccidum の繁茂と溶存無機態炭素濃度との関係＊
野崎健太郎（椙山女学園大），松本嘉孝（豊田高専），谷口智雅（三重大）,
宇佐見亜希子（名古屋大），田代喬（名古屋大）⑮＜研究交流会＞

注）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）
。

ii

01

阿武隈川流域の河川水質と流域特性＊

山形えり奈(法政大・院)，小寺浩二(法政大・地理)
岸の多くの支流は，標高 800 m 程度の阿武隈高地に水源を有する．地形，地質，土地利用など，水質に強い影響を与えると思われる複数の要因が，右岸の水質と左岸の水質に差異を生じさせると考えられる．

１．はじめに
阿武隈川は，福島県，宮城県を流下する，幹川
流路長約 239 km（全国第 6 位），流域面積約 5,400
km2（同 11 位）の一級河川である．当流域について，河川水質と流域特性を明らかにする目的で，調査結果の解析と考察を行った結果を報告する．

４．おわりに
今回，阿武隈川流域の河川水質について，汚濁の認められる河川（東根川，逢瀬川），EC の低い
河川（摺上川，内川），火山性の河川（荒川，松川）の存在を明らかにし，流域特性との関連を明らかにした（図 2）．今後各イオン成分や他の項目間の関係性を究明し，流域の水質形成要因を明らかにしていく必要がある．

２．対象地域の概要と方法
2019 年 10 月から 2020 年 9 月に，支流は月 1 回，
本流は数か月おきに現地調査を行った．調査地点
は本流支流を合わせ計 61 地点（一部欠測含む）であり，現地では気温，水温，比色 pH，比色 RpH，
電気伝導度（EC）を測定し，採水を行った．また，2019 年 10 月に採水した河川水については，主要溶
存成分の分析を行った．

800

右岸

左岸
700

３．結果と考察
調査結果より，阿武隈川流域全体の水質の傾向が分かった．本流の EC は，103～230 μS/cm の間で推移したが，特に，上流部の田町大橋上流 400 mの地点から滑津橋にかけて，大きく増加している．
これは，その地点間に散在する農業集落排水処理施設からの処理水が本流に流れ込んだ影響と白河
市内を流れる支流谷津田川からの負荷が原因と考えられる．
一方，支流において，EC の値が高い主な河川は，
逢瀬川（中央値 375 µS/cm，変動係数 40.3%），東根川（同 259 µS/cm，50.9%）であった（図 1）．
両河川とも，変動係数が大きく，最大値が四分位範囲から大きく外れていることや，シュティフダ
イアグラムが Na-Cl型を呈したことから，工場等の排水による人為的な点源汚染の存在が推察され，水質汚濁が認められた．EC の値が低い主な支流は，
摺上川（中央値 100 µS/cm，変動係数 10.1%），内川（同 99 µS/cm，13.8%）であった．国土交通省の平成 26 年度土地利用細分メッシュおよび流域界・非集水域データを基に，各支流の流域における土地利用割合を求めたところ，摺上川流域では，森林の割合が 90.6%，内川流域のそれでは 79.7%であった．これにより，森林の割合が大きい流域は，河川水の EC の値が低いことが示唆され，土地利用と水質との関連が示された．
また，支流の水質は，左岸と右岸で大きく異なり，左岸の支流では，右岸の支流に比べ，含有するイオン成分が多様であった．左岸には火山があり，火山地域を水源に持つ荒川，松川で硫酸イオ
ン濃度が高かった．一方，右岸には火山はなく，右岸の支流の多くは Ca-HCO3 型で，大きな違いは見られなかった．左岸は，標高 1,975 m の東吾妻山など奥羽山脈に水源を有する河川がある一方，右EC（μS/cm）

600
500
400
300
200
100
小

～

変動係数

～

大

小

～

変動係数

～

大

0
釈
迦
堂
川

鯉
川

摺
上
川

笹
原
川

六
角
川

八
反
田
川

白
石
川

荒
川

松
川

須
賀
川

図1

EC 低い

下
の
川

五
百
川

濁
川

亀
田
川

逢
瀬
川

大
滝
根
川

移
川

今
出
川

牧
野
川

社
川

広
瀬
川

内
川

女
神
川

雉
子
尾
川

小
国
川

藤
野
川

谷
田
川

東
根
川

支流の EC の変動

火山性

火山性
EC 低い
汚濁あり

汚濁あり

図2

阿武隈川流域の河川水質まとめ

参考文献
中山 祐介ほか（2008）:阿武隈川上流域および釈迦堂川流域の水環境保全・再生に関する地理学的研究（4）, 日本地理学会発表要旨集, 2008s, 145．

1

02

多摩川水系浅川の水質と流域特性＊

小田理人 (法政大・学)，小寺浩二 (法政大・地理)

１．はじめに多摩川水系の浅川では、生活排水による水質悪化が問題視され、様々な研究が行われてきた。しかし、研究の多くは最大の支流である南浅川についての研究であり、浅川水系全体を包括的に研究した例はほとんどない。本研究では現地調査とその結果を多変量解析の手法を用いて分析し浅川水系全体の水質特性を明らかにすることを目的とする。
２．対象地域の概要と方法
浅川は本流延長 30.1km、流域面積 156.1 ㎢の多摩川水系の一級河川である。水源は東京都八王子市の山中にあり、八王子市内を流下したのち日野市で多摩川と合流する。南浅川、川口川、湯殿川、城山川、山田川などの支流を持つ。今までの研究成果を検討したうえで 2020 年 5 月 3 日より現地調査を開始し、34 地点において月一回の継続観測を行っている。現地における測定項目は気温、水温、電気伝
導度、pH、RpH、COD、流量である。サンプリングした河川水は研究室へ持ち込み、TOC 及びイオンクロ
マトグラフィを用いた主要溶存成分の分析を行った。
得られた水質データをもとに、Python により多変量解析(クラスター分析,主成分分析)を行い、各地点の水質について考察した。
３．結果と討論
浅川本流の EC は、上流部では平均 80～90μS/cm 程度である。各支流の合流に伴い値は上昇し、最下流部の新井橋の平均は 195μS/cm である。変動係数は上流では小さく、下流域や支流で大きい。
pH は本流上流では 7.4 程度で下流に行くにしたがい値が上昇する傾向にある。
クラスター分析では本流の下流部の地点と南浅川の上流部の地点が同一のクラスターに分類されている例などが見られ、EC 値が大きくことなっていても、亜硝酸塩や硝酸塩の濃度が似通っている地点が多く存在することが明らかとなった。主成分分析では、第一主成分が 48.9%の寄与率を示した。南浅川の支流の地点ではカルシウムイオン濃度の高さから第一主成分と共に第二主成分の影響も大きい。
４．考察
浅川流域では都市域と山間部では違った水質を示しており、EC や TOC 値の分布状況にも違いが見られ、水源地の状況や、周辺環境、地質等が関係しているとみられる。季節ごとの水質変化は降水量や地下水の有無等が地点ごとの変動に影響を与えている。
今後は今までのデータをさらに解析し、各地点の水質指標の変動特性等を明らかにする必要がある。

2

図 1. EC の空間分布(2020 年 6 月～2021 年 9 月)

図 2. EC の変動(2020 年 6 月～2021 年 9 月)

図 3．NO2 の空間分布(2021 年 9 月)

図 4．クラスター分析結果(ward 法,2021 年 9 月)

参考文献
小田理人,小寺浩二(2021)：多摩川水系浅川の水質に関する水文地理学的研究(3), 日本地理学会発表要旨集 2021a(0), 79, 2021

03

濃尾平野西縁の近代以降の堆積環境＊

田代 喬 (名古屋大・減災セ)，陀安一郎 (総合地球環境学研究所)

１．はじめに
濃尾平野の基盤には濃尾傾動地塊運動に伴って生じた東高西低の沈降盆地があり，西縁の養老―伊勢湾断層によって養老山地を分化させている。木曽・
長良・揖斐の木曽三川が運搬・堆積する土砂が広く氾濫平野を形成してきた一方で，西縁地域には急峻な養老山地東麓に小規模な土石流扇状地が多数分布し，豊富な地下水を伴う特異的な堆積環境を呈する。
当該地域における長期的な堆積過程は，地震に伴う崩壊や土石流などの大規模地盤変状について，ボーリング試料を用いて分析されてきた（須貝，地理学会，2012；堀ほか，地理学会，2020）。本研究では，近代以降の濃尾平野西縁地域における堆積環境に着目し，存続する水域の水底堆積物を分析することにより，洪水氾濫や河川／砂防整備，土地改変な
どの人為的影響を明らかにすることを目的とする。
２．対象地域の概要と方法
揖斐川の右支川である津屋川は，濃尾平野の西縁に位置し，「養老の滝」（岐阜県養老郡養老町）を水源に養老山地東麓の小規模扇状地群の末端を縫うように流れる。現在の幹線流路は，左岸（東）の連続堤防とともに 1656 年に人為的に整備された（養老町教育委員会：郷土の治水，1991）。
津屋川周辺地域では，養老山地からの山水や揖斐川からの逆流による水害が常襲的であったため，治水・用水・排水や砂防を目的とする整備・改修が行われてきた（岐阜県：津屋川圏域河川整備計画，
2001； 木 村 ・ 安 江 ： 岐 阜 大 農 研 報 43：65-73，
1980；養老町教育委員会：郷土の治水，1991）。そこで本研究では，上記を含む文献（養老町，養老町の大水害，1962；岐阜県，昭和 34・35・36 年連年
災害復興誌，1965；南濃町，南濃町通史編，1982：
建設省中部地方整備局，木曽三川治水百年のあゆみ，
1995）から，近代以降の津屋川における水害／改修履歴を抽出・整理した。
堆積環境の推定には，「湖沼近過去調査法」（占部編，2014）の年代決定法を採用した。はじめに，年代の異なる旧版地図（国土地理院，1891～2015
年測量）を参照し，津屋川水系で存続する水域から，中流部で本川と繋がった池（1 カ所）を調査地として抽出した。本川からの距離が異なる 2 地点にて，
柱状採泥器（佐竹式コアーサンプラー，離合社）により 50cm 長の底泥コアを採取し，それぞれ 14 mm
層厚に切り分けた。各層の試料は，湿潤密度，乾燥
かさ密度を計測し，密閉容器に 1 ヶ月封入した後，
γ 線スペクトロメーター（SEIKO EG&G MCA7700）
により分析した。近過去堆積物の年代推定には底泥に含まれる放射性核種の含有量とその壊変特性を用

3いるが，ここではセシウム（Cs）-137 と鉛（Pb）210（半減期 22.3 年）による年代測定法を採用した（占部：湖沼近過去調査法，2014）。Cs-137 は，大規模核実験（1963 年），チェルノブイリ原発事故（1986 年），（主に日本海沿岸域への）黄砂を通じた大気経由輸送（2002 年）などを反映して比放射能がピークを示すため，底泥中の分布により各時点の深度を特定できる（例えば，Fujiwara: Bull. Natl.
Inst. Agro-Environ. Sci., 85-115, 2011）。一方，大気中や底泥中で常に供給される Pb-210 については，水底に取り込まれた（大気と隔絶された）後で壊変される大気由来の過剰 Pb-210 の鉛直分布から堆積過程を推定できる。
３．結果と考察
採取した底泥内の過剰 Pb-210 の鉛直分布に，堆積 速 度 を 一 定 と す る CIC（constant initialconcentration）モデルとこの仮定を要しない CRS（constant rate of supply）モデルを適用したところ，
CRS モデルの結果は Cs-137 比放射能が示すタイム
マーカーを再現した。
堆積速度は本川に近いほど大きく（重量堆積速度の平均値は，St. 1 / St. 2：0.49 / 0.29 g cm-2 yr-1），年
代による変異は大きいが，湖沼で最大級の諏訪湖（金井ほか：地質調査所月報 46：225-238，1995）と同程度であった。なお，重量堆積速度で見られる
各年代のピークは，過去の水害履歴に対応しておりを反映したが，相対的に大きな 1980～90 年代の極大値に対応する大水害は特定できなかった（図 1）。
現地河川での継続的調査によると（森：プロ・ナトゥーラ・ファンド成果報告，1992），生息環境の変質が顕在化した年代と整合していることから，各種の整備・改修による影響が示唆される。
以上より，これまで閉鎖性水域における近過去の堆積環境を対象に適用されてきた古典的な Pb-210
法（CRS モデル）であるが，河川の堆積環境も説明できる可能性が示された。

図1

CRS モデルにより推定された堆積速度の経年変化

04

密度成層場における気泡噴流に関する長さスケールについて
古里栄一 (鹿児島大学)

4

H
hP
hT

Q B (=H A/H T Q a)
図1

水温成層条件で生じる気泡噴流の形態（記号は本文参照）
1.E+04
1.E+03
1.E+02
1.E+01

長さスケール [m]

２．気泡噴流を含む乱流に関する長さスケール表-1 および図-2 に気泡噴流を含めた乱流に関する長さスケールを示す(Imboden and Wuest 1995)．
気泡噴流の長さスケール LBP は、いくつかの先行研
究ではオズミドフ長さ(LO)として用いられていたが、表-1 からわかるとおり LO ではない。LBP は気泡噴流
に関して噴流上昇高さ(図-1 における hP)として扱われている(Socolofsky and Adams 2005)。これらの長さスケールは、大別すると水へのエネルギー供給要素と、エネルギー消散逸散のカスケードの結果としての消失要素に分けられる。Li や LO、LBP は最大で数 m を超える。供給されたエネルギーは LK やLB を最小サイズとして乱流運動エネルギーから熱エネルギーへとなり消失する。長さスケールの多くは粘性消失率εの値に依存する。自然界で最も大きい
εレベルでは LK や LB は 1mm 以下のオーダーとなる(図 3)。
近年著者は、密度成層場における気泡噴流の水面半径（図 1，R）に関して、LBP の整数倍は気泡吐出
水深(H)と R との和に相当することを明らかにした。
これは気泡浮力は気泡噴流のドーム高さ(hP)としてまずは発現し、もし水面までドーム高さが達する場
合、向きを水平方向に変えたのち、 LBP に相当する
距離までは、たとえこの流れの密度が周囲表層水よりも大きくても進行し、その後ある条件で沈下すると解釈できる。こうした概念に基づき多くのデータ
から LBP と H+R の関係について整理した結果を図 4示す。なお用いたデータは小規模な室内実験から現地における大規模な実験結果を含んでいる。図より明らかなように、H＋R の値は LBP の 4 倍とみなして

R

QA

1.E+00
1.E-01
1.E-02
1.E-03
1.E-04
1.E-05
Li

LBP

LO

LK

LB-W LB-S

LM

長さスケールパラメーター

図 2 複数の乱流長さスケールのオーダーの比較（■：最大値，□：最小値）

1.0E+01
1.0E+00

LI
LBP

LO

1.0E-01L [m]１．はじめに貯水池や湖沼における水質問題の解決方法の一つとして、気泡噴流を活用した湖水循環、すなわち気泡循環（いわゆる「曝気循環」）対策がある。気泡
噴流に関しては、古くから均質場だけでなく密度成層条件における様々な研究が存在する。本対策は、複数の圧縮空気吐出装置を水中に配置した方が循環効率が向上する性質がある。一方で、それぞれが近すぎると相互干渉が発生して効率的が低下することから、水面における気泡噴流のサイズの評価が重要である。このことから、水面における高い密度が原因で生じる沈下までの距離(R ：図-1)の評価が重要となる。
本研究は、気泡噴流の水面サイズの評価に資することを念頭に置き、乱流に関する長さスケールの一つとして、自由噴流の一つである気泡噴流に関して、
密度成層場で生じた場合の長さスケールについて検討するものである。

LK
LB-WT

1.0E-02

LB-S

1.0E-03
1.0E-04
1.0E-05
1.E-10

1.E-08

1.E-062

1.E-043

ε [m /s ]図 3 複数の乱流長さスケールの乱流逸散率（εt）との関係よい。このことにより従前研究では存在しなかった、
hP と R を統一的に扱う事が可能となった。なお、この知見は気泡浮力が周囲成層に対して弱いことから、
気泡噴流が水面に到達しない条件である、hp が H

表 1 乱流に関する長さスケール(Imboden and Wuest 1995 を改変)
長さスケール

定義

一般値

Energy-containingLi

1 ～ 103m

Ozmidov

LO = ( N 3 )Bubble PlumeLBP = ( QB g N 3 )10-1 ～ 102m

Thorpe変位

T

-

12

10-2 ～ 1m
14( )LT = T 2

Kolmogorov

LK = ( 3  )Batchelor

LB = ( D 2  )―14

粘性力と慣性力の等しい条件：乱流エネルギーと消散Eスペクトルの最小値（例：流速勾配による渦消散時の渦の最少スケール）
正のスカラー値における粘性詳細スペクトルの最小値（水温、塩分等）、スカラーのばらつき (勾配)は最小値で消失する

10-3 ～ 10-2m～10-4(salt)～10-3 (temperature)14

LM = −

水中におけるΔTのRMS(2乗平方根)(Overturning渦の鉛直サイズの統計値)

12

ThorpeMonin-Obukhov

備考
システムに供給されるエネルギーの長さスケール
例：セイシュに関する水域の長さスケール，および表層混合に関する
混合水深
浮力と慣性力の等しくなる長さであり，渦の最大鉛直スケールに相当する。更に大きい渦は浮力により制限される
気泡浮力と水温成層との比の長さスケールであり、高密度水の上昇高さに相当する。なおLBPが十分大きい場合は、水面における気泡噴流の
水平放射流の長さにも影響する。
水温鉛直微細分布における，スムースかつ安定な密度的な平衡位置か
らの水塊の絶対鉛直変位の絶対値

u*3
kJ b o剪断と浮力フラックスによる乱流エネルギー生産が等しい深さ（高さ）

1～102mν：動粘性係数，1～2・10-6m2s-1；ε，TKE の粘性散逸率，10-10 ～ 10-4m2s-3 (W kg-1) (Barton et al. 2014)； N，浮力周波数,10-3 to 10-1 s-1, (深層では 10-4 まで減少), D,スカラー量(水温，塩分等)の 分子拡散係数（塩分：10-10～10-9 m2s-1、水温は1.4・10-7m2s-1；u＊,摩擦速度 (m/s) , k; カルマン定数(=0.4), J b:水面の浮力フラックス(=αgHnet/(cPρ)，α：水の膨張係
数， g：重力加速度，Hnet：熱フラックス(W/m2)，cP，水の比熱(4180J/(kg K))，ρ：水の比重 (kg/m3)

4) Kolmogorov AN, 1941, The local structureofturbulenceinanimcompressible
visicous fluid for very large Reynolds
numbers, Dokl Alad Nauk USSR 3-: 299-303
5) R. V. Ozmidov (1965) On the turbulent
exchange in a stably stratified ocean,Izv., Acad. Sci., USSR, Atmos. Oceanic
Phys. 1,853-860.
6) Batchelor, G. K. (1950)The application of
the similarity theory of turbulence toatmospheric diffusion, QJR Meteorol Soc,
76, 133-146.
7) Batchelor GK, (1959) Small-scale variationof convected quantities like temperaturein turbulen Turbulent fluid, JFM, 5: 113139.
8) S. A. Thorpe (1977) Turbulence and mixing
in a scottish loch, Philos. Trans. R. Soc.
London, Ser. A 286, 125–181.
9) A.S. Monin and A.M. Obukhov (1954) Basiclaws of turbulent mixing in the surface
layer of the atmosphere, Originallypublished in Tr. Akad. Nauk SSSR Geophiz.
Inst. 24(151):163-187,

100

H+R(m)

10

1
Yamagusuku
HardingLaboratory
Kranenburg
Asaeda&Imberger
Haneji

0.1

0.01
0.01

0.1

図4

Wungong
ArgyleTophamMatsunashi&Miyanaga
kamafusa
8月山城

1
lBP(m)

10100

LBP と H＋R の関係

より小さい条件でも適用である。そうした状況ではR は存在しないために hp=４LBP となる。これはそうし た 条 件 に お け る 先 行 研 究 と (Socolofsky andAdams 2005)一致する。
参考文献
1) Imboden, D. M., and A. Wuest (1995),
Mixing mechanisms in lakes, in Physics andChemistry of Lakes, edited by A. Lerman, D.
Imboden, and J. Gat, pp. 83– 138,
Springer-Verlag, New York.
2) S. A. Socolofsky and E. Eric Adams (2005)
Role of slip velocity in the behavior ofstratified multiphase plumes, Journal of
Hydraulic Engineering, Vol. 131,
3) A. D. Barton, B. A. Ward, R. G. Williams
and M. J. Follows (2014) Limnology andOceanography: Fluids and Environments, 4
34–49

5

05

地質条件が異なる積雪寒冷地の小流域における流出・水温の再現＊

鈴木 啓明(室工大・工，道総研)，中津川 誠(室工大・工)，石山信雄(道総研)

１．はじめに積雪寒冷地の河川では気候変動に伴い，河川流量や水温が変化し，水域生態系への影響が懸念される。
影響の程度は地域特性に応じて異なり，地質の違いは重要な要素の一つと考えられる。そこで本研究では，気候変動影響評価を見据え，水文モデルを用いて，地質の違いに応じた流出・水温再現を行った。
２．対象地域
北海道の石狩川水系空知川上流域にある 4 つの小流域である。2 つの流域には第四紀更新世の火砕流堆積物が分布する一方，他の 2 流域
は中生代の日高層群及び変成岩類が分布する（図 1）。

±

20 km

金山ダム

河川水温は，タンクモデルの各タンクからの流出
成分について，1 段目の水温 t1 は当日の気温，4 段
目の水温 t4 は（年平均気温+1.5）（℃）を与えた。
2 段目・3 段目の水温 t2, t3 は，観測値再現が良好になるよう 1 段目と 4 段目の水温を以下のとおり按分して与えた。
𝑡2 = 0.60𝑡1 + 0.40𝑡4
𝑡3 = 0.50𝑡1 + 0.50𝑡4
これらの斜面からの流出水の水温フラックスと，
水面熱収支式に基づく大気・水面間の水温フラック
ス（水温フラックスは流量と水温の積，m3/s・K）の和を流量と同様に kinematic wave 式で河道追跡し，
水温フラックスの和を流量（m3/s）で除すことで各メッシュにおける河川水温を推算した。

St.1

４．結果
4 つの小流域で 2018 年 3 月から 2019 年 9 月までの流量及び水温を計算した結果，観測値を概ね良好に再現していた。相対的に新しい第四紀火砕流堆積物からなる小流域の河川では，相対的に古い中生層からなる小流域の河川に比べ，水温の変動幅が小さいことが確認された（図 2）。

St.4

金山ダム

St.103

St.101
1

第三紀火山岩類

6

中生層（ホルンフエルス，
輝緑凝灰岩，片麻岩等）

第四紀火山岩類

3

花崗岩類

5

中生層（その他）

図 1. 対象小流域（St.1,4,101,103）

水温（℃）
24

３．解析方法2018 年 3 月から 2019 年 9 月に，4 つの小流域で水位と水温を水位・水温ロガーにより測定した。現地での流量観測・測量から求めた Manning の粗度係数
を Manning の平均流速公式に適用して日平均水位を流量に変換した。これらの河川流量及び水温を，後述するモデルで計算した値の再現性検証に用いた。
植生地における熱収支をモデル化した 2 層モデル
（近藤，1994）に積雪・融雪過程を加味した大気陸面過程モデル LoHAS（臼谷ら，2005）により，気象データから 1km メッシュ単位で日別の降雨量，融雪量及び蒸発散量を計算した。気象データは，1km
メッシュ毎に構成された降水量，気温等の情報を使用した。計算に必要な LAI，バルク輸送係数，蒸発効率，受光係数比，降雪密度，積雪密度は臼谷ら（2005）他の既存研究に基づき設定した。
計算した降雨量と融雪量の和から蒸発散量を引いた値を有効降水量とし，菅原（1972）の直列 4 段タンクモデルを用いて 1km メッシュ単位で各段からの流出量を計算して合計し，kinematic wave 式によって河道追跡し，河川流量を計算した。タンクモデルのパラメータは，小流域ごとに最適化手法である
SCE-UA 法で探索後，試行錯誤により調整して決定した。なお，タンク 4 段目の流出のうち，割合 a は
そのメッシュで流出し，残る割合（1-a）は地下に涵養され，空知川本流到達時に再流出すると仮定し，流域水収支を考慮して a を小流域ごとに設定した。

6

熊の沢川（St.4: 第四紀火砕流分布域）

小流域4

日降水量 （mm）
0

20

30

16

60

12
8
4
0

水温（℃）
24

90
日降水量（流域平均）
水温観測値
水温計算値

ペイユルシエペ川（St.103:
小流域103 中生層分布域）

120
150
180

日降水量 （mm）
0

20

30

16

60

12

90

8

120
日降水量（流域平均）
水温観測値
150
水温計算値
180

4
0

図 2. 第四紀火砕流分布域と中生層分布域の水温再現

５．おわりに地質条件が異なる小流域の河川流量・水温を，水文モデルにより再現した。今後は将来気候データを
入力データとして，本モデルにより将来の河川流量・水温を計算し，河川環境への気候変動影響について検証する。
参考文献
近藤純正（1994）水環境の気象学―地表面の水収支・熱収支―，朝倉書店．
臼谷友秀他（2005）水工学論文集, 49, 229-234.
菅原正巳（1972）流出解析法，共立出版．
謝辞 室蘭工業大学 武田 篤弥氏には解析・現地観測に多大なご協力・ご助言を頂いた。本研究は国土交通省砂防技術開発公募（河川生態）の助成を受けて実施した。記してお礼申し上げます。

06

青森県・青池の呈色に関する研究：輝度に基づく定式化と画像解析＊

花石竜治（青森県環境保健センター），知北和久（北海道大学北極域研究センター）

１．はじめに
現代の湖沼・海域の呈色に関する分野では，衛星画像解析による水質や植物プランクトンの生態系の推定などが行われている。
それらの呈色，すなわち分光反射率を求める計算ソフトは，放射伝達理論に基づいて，HydroLight[1]と PlanarRad [2]の 2 つがある。これらは，ともに多重散乱，空の色，水面の波を考慮して計算できる。
演者らは，水域の外部からそれを見た場合，散乱が一次近似でき，観測されない光を計算しない光線
逆方向追跡法(Reverse ray tracing method)が適用可能なことに着目した。これにより，計算速度を高速化でき，また，水底を三次元的に考慮できる。
演者らは，これまで，青色湖沼の呈色のモデル式の研究を行ってきた[3, 4]が，今回は，輝度に基づく定式化と適用例[5]を報告する。
２．研究対象
青森県西津軽郡深浦町の「十二湖青池（じゅうにこ・あおいけ）」の青色呈色を対象とした。
青池は，津軽国定公園にあり，世界自然遺産白神山地の山麓に位置する山間小湖である。流出入河川
はなく，このため濁度は極めて低く閉鎖的で，湧出する地下水により湖水が供給されているとされ十二湖の越口ノ池（こしぐちのいけ）湖群の源泉である。
青池は水温が夏季でも全層で 10 ℃程度，透明度
は全透（最大水深 8.8 m）とされている。
３．輝度を用いた定式化(1) 定式化方法とデジタルカメラ感度係数[5]カメラなどの画像での観測の理論は，SzirmayKalos (2008) [6]により説明されている。それによれ
ば，RGB 値は無次元観測量であり，（輝度）×（スケーリングファクタ）で表される。このスケー
リングファクタは，アルベド = 0.18 の灰色標準紙を撮影して決定した[5]。この場合，灰色標準紙
は，完全拡散面(Lambertian)と仮定した。
(2) 湖底点および湖内点からの反射，散乱光[5]
湖底乱反射点あるいは湖内散乱点を走査して，湖底あるいは湖内全体からの輝度の寄与を，それら由来の光束の湖面射出点に対して求めた。これらの湖
底乱反射点あるいは湖内散乱点は，x, y 軸に平行な面積区間，あるいは x, y, z 軸に平行な体積区間に属すると仮定した。
(3) 光線逆方向追跡法における四次方程式[3]花石ほかは，三次元的スネルの法則から，観測点，および乱反射点あるいは散乱点が与えられたときに，それらの点から発せられる光束の単位方向ベクトル
B1=(b1x, b1y, b1z) の z 成分 b1z の二乗に従う四次方程式を導いた。この方程式を DKA 法で数値的に解き，

7

反射あるいは散乱以後の光路を決定した。
これらの乱反射点あるいは散乱点が与えられれば，
太陽高度および方位角から，湖面入射点を求めることができ，光線逆方向追跡法が適用可能である。
(4) 二次元正規分布密度関数による補外[5]
演者らの方法では，光束が湖面射出点を中心に二次元正規分布をして，重ね合わせられると仮定した。
数値的な処理は，[長さ]-2 の次元を持つ二次元正規分布密度関数の乗算である。離散的な面積区間ある
いは体積区間に対応する光強度式に対して，この密度関数とともに，それらの区間の水平面内への射影（次元：[長さ]2）を乗ずることで，離散和と補外の両方の効果を取り入れた。
４．青池への日射入射の 2 パターン[5]青池は周囲を急峻な崖に囲まれ，その崖には落葉広葉樹が自生している。春にはその樹木は葉を持たないが，初夏以降，葉が生い茂り，青池への日射を遮蔽する。この概念を図 1 に示す。木の葉による遮蔽の隙間から日光が入射すると，青池湖内に入射し，その軌跡が湖内で線状に観測される。以下，これを木漏れ日と呼ぶ。

(a)(b)

図 1. 青池における日光入射の 2 パターン．(a) 湖面上空に遮蔽物がない場合，(b) 遮蔽物がある場合

５．上空に遮蔽物がない場合の青池の画像解析[5]2021 年 4 月 24 日は，薄く雲がかかった安定した晴 れ で あ っ た 。 4 つ の 時 刻 (1056h, 1110h, 1145h,
1228h)における青池画像のピクセル座標から，花石ほかの方法[4]により座標点(n = 245)を求め，それに対応する線形 RGB 値を画像から抽出し，パラメー
タ推定解析に供した。GB 値の理論的再現の結果を
図 2 に，3 つの呈色機構の寄与も含めて図 3 に示す。
画像再現で得られたパラメータのうち，理論的な光強度に対する実測値の光強度の比[4]は 2 = 0.786
であり，1 に近いことから，モデルが概ね良好に再現したと判断された。
図 2 から，GB 値の再現が確認でき，また図 3 から，青池青色に寄与するのは，主に水の密度変動散乱および懸濁物質のミー散乱であることが分かった。
なお，これらの機構には，散乱の前後の湖内光路での効果が画像上で重ね合わせになるが，木漏れ日画
像では，その光軌跡において，これらの効果が分離されて見える。よって，この画像解析から，より正確度の高いパラメータ推定が可能と考える。
なお，水域の上空が部分的に遮蔽されているとき，
その隙間から湖内に入射する光束を光物理の立場で理論的に再現したのは，本研究が最初と考えられる。

の水の光吸収も含む。

(a)(b)
図 2. モデルによる湖面画像の GB 値の再現．(a) G 値，(b)
B値
(a)

(a)

(b)

(b)

(c)

(c)
図 4. 木漏れ日画像(2021/6/5 1435h)，これから抽出した
RGB 積分値およびそのシミュレーション．(a) 撮影画像，(b) 木漏れ日の一部分のシミュレーション，(c) 木漏れ日の光軌跡軸における RGB 積分値とそのシミュレーション
で，横軸は相対座標系表示(d)(e)
図 3. 上 空 に 遮 蔽 物 が な い 場 合 の 青 池 画 像 (2021/4/24
1228h)，およびそのシミュレーション．(a) 撮影画像について明暗を標準化したもの，(b) シミュレーション，(c)(b) における湖底乱反射の寄与，(d) 水による密度変動散乱の寄与，(e) 懸濁物質によるミー散乱の寄与

６．青池における「木漏れ日」画像解析[5](1) 画像から RGB 積分値の採取
花石ほかの方法[4]で木漏れ日の光軌跡ピクセルから湖面上座標を求め，その光軌跡に直交する方向
で，RGB 値を積分した。なお，湖面に浮かぶ木の葉の影響を回避するため，範囲[0, 255]の線形 RGB
値が R>10 のとき，その座標の RGB 値の代わりに，
スプライン補間で得られた RGB 値を用いた。
なお，ベースライン補正は，木漏れ日軌跡範囲のすぐ外の RGB 値を一次直線で結び，これを積分前の RGB 値から差し引くことで行った。
(2) 理論式を用いた RGB 積分値の再現によるパラメータ推定
前項で得られた RGB 積分値を，その理論値と比較した。理論値は，湖底乱反射点あるいは湖内散乱点に対応するモデル式から求め，光軌跡の軸と直交する方向の積分値とした。これらの間で，残差平方和が最小となる条件から，モデル式のパラメータを推定した。図 4 に，木漏れ日を含む撮影画像(2021/6/5 1435h)，その一部分の木漏れ日のシミュレ
ーション，その木漏れ日について撮影画像から抽出した RGB 積分値とそのシミュレーションを示した。
木漏れ日画像は 2021 年 5 月 9 日，6 月 5 日の 4 つの日時で撮影できた。そのシミュレーションにより推定されたモデル式パラメータは，湖面上空に遮蔽物がない場合に得られたものと概ね同じ桁になった。
上空に木の葉がない場合，湖底乱反射と湖内散乱

8７．結論
本研究では，呈色の物理モデルを，輝度を用いて定式化した。このモデル式により，湖面上空の木の葉の遮蔽がない場合の青池画像，および木の葉で遮蔽されたときの木漏れ日画像の 2 タイプの再現を行い，モデル式中のパラメータを推定した。これらのパラメータは，2 タイプの画像で，概ね桁が一致し，両方の画像の解析法が正しいことが示唆された。
以上から，青池の青色呈色の主要な要因は，1)水の密度変動散乱，2) 懸濁物質のミー散乱であり，これらの機構において，3) 湖内光路を通過する際の水の光吸収を含むことと推定された。
参考文献[1] https://www.sequoiasci.com/product/hydrolight/(accessed on 27 Sep, 2021).
[2] http://www.planarrad.com/index.php?title=PlanarRad(accessed on 27 Sep, 2021).
[3] 花石竜治・大坂直人・知北和久(2019): 陸水物理
学会誌, 1: 3-23.
[4] 花石竜治・大坂直人・知北和久(2020): 陸水物理
学会誌, 2: 25-45.
[5] Hanaishi, R., Chikita, K. A.(2021): Appl. Sci., 11:9231.
[6] Szirmay-Kalos, L.(2008): Monte Carlo Methods in
Global Illumination Photo-realistic Rendering with
Randomization.;
VDM
VerlagDr.
MüllerAktiengesellschaft & Co. KG, Saarbrücken, Germany.

07

活火山火口湖における水・化学物質・熱収支評価による
地下熱水系の推定：蔵王・御釜について＊

知北和久(北大・北極域セ)，後藤章夫(東北大・北東アジア研セ)，岡田 純(気象研)，
三浦 哲・山本 希(東北大・地震噴火予知セ)・山口高志((独)道総研)

１．はじめに研究対象の火口湖・御釜は，宮城～山形の県境をまたぐ活火山・蔵王の宮城県側に位置する。蔵王の近年の顕著な火山活動として，1894～1897 年の御釜からのマグマ水蒸気噴火があり，この時、湖水・地下熱水を伴う高温の火砕サージが御釜西方の”馬の背カルデラ”を超えて発生した(図 1)。2019 年 6 月に開始した御釜の地下熱水系の調査について，本報
告では，1)御釜の水・化学物質収支の評価に基づく地下水流入・流出量の定量化，2)湖底熱流量の算定，
および 3)湖水・川水の溶存成分と堆積物の鉱物組成との関係，について議論する。
２．対象地域の概要と方法
御釜 (湖水 pH 3.2～3.7)は，約 300 m 径の円形に近い湖岸形状を示し，最深点は図 1 の MD 地点(水深約 25 m)である。この点に計 8 台の水温ロガーと
1 台の電導度ロガーの係留系を設置し，年に 3～4回，船上でのプロファイラー観測と採水・採泥を行った。L 地点では，圧力ロガーによる水位測定，湖畔 M 地点では 6 月～10 月に気象観測を行った。御釜には，M 地点がある北西岸の 3 か所で小川(北から，五色川，西の川，南の川)が流入しているが，恒常河川は五色川のみである。また，御釜クレータ
ーの南は“濁川”の源頭部になっている。調査時には，これらの川の流量を求め，水質(水温・pH・25℃電導度)を調べた。

図 1. 蔵王・御釜と観測点の位置(右図の点線は分水界)

３．結果と討論
図 2 に，2019～2020 年に採取された湖水・川水に対するイオンクロマトグラフィ―によるスティ
フ・ダイアグラムを示す。陽イオンでは Ca2+ ，負イオンでは SO42-が支配的である。ただし，どの試
水もイオンバランスはとれておらず，その理由は，他に Fe3+が多く存在するためである。なお，湖水・
川水の 25℃電導度 (EC25)は SO42-濃度，pH,との間で高い相関(それぞれ R2=0.996, 0.887)があり（EC25～SO42-濃度間について図 3 参照），この回帰式を用い，EC ロガーやプロファイラーの EC25 値を pH,
SO42-濃度に変換した。
図 4 は，2020 年 8～10 月における日雨量と日平均湖水位の変化を示す。無降雨時には比較的大きな
水位低下が見られ，地下水漏出が大きいことを示唆する。図 5 は，結氷期間での時間水温の変化を示す。
湖底(b-0m)～15m 高 (b-15m)の層で，ほぼ一貫した
水温上昇が見られた。これは，湖底から熱流量があることを意味する。この上昇は，風による攪乱がな

9

図 2．試水のスティフ・ダイアグラム (a) 御釜表層水，(b)御釜 20m 深，(c) 五色川，(d) 西の川，(e) 濁川

図 3. 地表水に対する EC25～SO42-濃度間の関係

い結氷期間にのみ認められた。特に，完全結氷となった 2020 年 12 月 15 日～2021 年 3 月 29 日
では，平均熱流量 3.1 W/m2 と求められた。
図 6 は，御釜最深点の底質に対する XRD（X
線回折分析）による鉱物組成を示す。特徴的な鉱物として，半水石膏(Semi-hydrated Gypsum)と水酸化鉄(Oxy-αFe(OH)3)が認められる。前者は，御釜周辺の堆積層にみられ，降雨時に川が白濁化する要因となっている。石膏は，CaSO4 化合物であり，ある程度の水溶性がある。このため，
この溶解で図 2 のような Ca2+, SO42-リッチの組
成となることが考えられる。

図 4. 湖畔日雨量と日平均湖水位の変化

４．考察
4.1. 水収支評価
閉塞湖である御釜に対する水収支式は次式で与えられる：(1)
 V /  t  A0 ( P  E )  R in  G in  G out
ここで，左辺は貯留量 V の時間変化率(m3/s)，Ao：
湖 水 面積 (m2) ， P： 降水量 (m/s) ， E： 湖 面蒸 発量(m/s)，Rin: 河川流入量(m3/s)，Gin, Gout：それぞれ地下水流入量，流出量(m3/s)である。ここで，図 4 に示す雨量と水位のほか，M 地点での風速・気温・
湿度，MD 地点での湖面水温の値を用いると，Rin,
Gin, Gout が未知量となる。ここで，図 4 の無降
雨期間を考え，この時に観測した河川流入量を与えると Gin, Gout が未知量となる。

図 5. 結氷期における御釜の水温変化

4.2. 化学物質収支評価(1)式に対応した化学物質収支式は，以下のようである：Δ(CLV)/Δt = CRinRin + CGinGin + CPPA0(2)– CLGout – S
ここで，C: 湖水(L)，降水(P)，川水(Rin)，地下水(Gin, Gout)の溶存イオン濃度(mg/L), CL: 代表的な湖のイオン濃度，S: 正味の沈殿率(g/s)，である。ここで，代表的な溶存イオンとして SO42を考え，各水の SO42-濃度を与える。このとき，
SO42-に関する正味の沈殿はないものとして
S=0 とすると，(1)式との連立で未知量 Gin, Goutが求められる。なお，流入地下水の SO42-濃度
CGin として，底質の間隙水の平均値 823 mg/Lを与えた。
無降雨期間での計算結果を表 1 に示す。赤字が無降雨期間が長く，比較的信頼性の高い場合を示す。これより，正味の地下水流入量
Gin – Gout は全て負で，Gin=0.007～0.016m3/s,
Gout= 0.035～0.047m3/s と地下水流出量が多い
結果となった。これにより，無降雨時には 2.2 cm/dの割合で湖水位が低下することがわかった(図 4)。
特に，雨水の影響がない完全結氷期間は一貫して水位低下が起こることを示し，毎年融雪期後に確認されている御釜の著しい水位低下は，地下水流出量が

図 6. XRD による底質の鉱物組成
表 1. (1)(2)式に基づく 2020 年計算結果

大きいことが要因であることがわかった。
参考文献
1) Chikita et al. (2004): J. Hydrol., 291, 91-114.
2) Chikita et al. (2019): Hydrology, 6, 4.

10

08

扇状地における長期地中温度変化の分析＊

阪田義隆 (金沢大・理工)，小泉謙夫 (日本工営)，明山雄真(北大院・工)時相当）を示す。地下水位は標高-50～50 m に分布する礫層（帯水層 II）にて左から右へ並行なコンター分布を示し，同層の高い透水性を反映する。また河川から冬季の冷水塊が浸透し，約 1 km 先まで
地中温度の低下の影響を与えており，熱輸送は移流が卓越することを再現する。

１．はじめに進行する気候変動に伴う地下温度変化がもたらす地下熱利用への影響について，国内外において数多く議論されてきた。地下温度変化は，地表面の熱収支と地下の水理地質構造，地下水環境，更には揚水や地下鉄などの人為影響も含めた結果である。こうした複合的な地下水流れ場を考慮した地下温度の長期変遷を都市全体で再現する熱輸送・地下水シミュ
レーションに取り組んだ事例は限られる。
本研究では，人口 200 万人を抱える札幌市が広がる豊平川扇状地を対象に，気象（気温・降水量），
土地被覆，河川の水位・水温，井戸揚水について，
1961～2020 年に至る過去 60 年間での変化を考慮した熱輸送・地下水シミュレーションを試み，地下温度の長期変遷についての分析を試みた。

図 2. 扇状地の数値モデル(色は物性の違いに対応)

図 3 に，例として，札幌市街地中心にある北大植物園観測所の深度 Z= 10, 50, 150 m における地中温度の 1965 年および 2020 年の計算結果を示す。本観
測所は，扇状地の流出域の市街地内に位置する。同地点の地温勾配はゼロもしくは負の傾向が観測されており，本計算ではこの傾向が深度 150m まで続く結果となった。これは，流域スケールでの上流からの地下水流れ（特に河川涵養）の影響を反映する。
また 1965 年と 2020 年を 3～4℃全体に上昇しており，特に深度が浅いほど，上昇幅が大きい。

２．研究手法の概要
本研究では，札幌市が発展する一級河川豊平川による扇状地において，既往研究の地下水流動シミュ
レーションモデルを温度輸送モデルへと修正させ（図 1），地下温度の変遷の再現を試みた。解析エンジンは，流れが MODFLOW2005，熱輸送が MT3DMSである。解析領域である扇状地境界を図-1 に示すように 12 ブロックに分類する。それぞれのブロッ
クでの地表面水収支（地下水涵養量）および井戸による揚水量は，既往研究による推定を同様に 2020年まで拡張した。なお MODFLOW は飽和流計算のみのた め ， 各 ブ ロ ッ ク の 地 下 水 面 温 度 を 1D Hydrus（PC-Progress）により推定し境界条件として与えた。本モデルの物性値は帯水層毎に与え，それらの妥当性は計算水位および観測水温の再現性により確
認した。

18
17

Z=10 m in 2020 yr

Temperature [oC]1615Z=50 m in 2020 yr

14
13

Z=10 m in 1965 yr

Z=150 m in 2020 yr

12Z=50 m in 1965 yr

1110Z=150 m in 1965 yr

98
Jan Feb Mar Apr May Jun

Jul

Aug Sep Oct Nov Dec

図 3. 計算した地中温度の過去（1965 年）および現在（2020 年）の比較の例（植物園観測所）

４．まとめ
本研究では，豊平川扇状地において，気候変動を勘案した長期における地中温度の変遷の再現を試みている。最終的には，流域全体における地中熱エネ
ルギーの賦存ポテンシャルについても評価する計画である。なお，本研究は，本研究は JSPS 科研費 JP
19132228 の助成を受けたものです。

図 1. 扇状地の数値モデル(色は物性の違いに対応)

３．結果と討論
図 2 に，扇状地縦断断面に対し，計算した地下水
位および地下水温のコンター図（2020 年 4 月 1 日

11

09

北海道・然別湖における水温・水質について＊

大八木 英夫 (南山大)，澤田 結基 (福山市立大)，金森 晶作(とかち鹿追ジオパーク)
観測は，地点 Center，A-01～09，B-01・02，C01 ・ 02 お よ び 流 入 （ St.A ～ H ） ・ 流 出 河 川（St.Rout）において実施し，各地点において水温，
電気伝導度（EC），溶存酸素（DO），濁度，クロロ
フィルの鉛直観測（JFE アドバンテック社 RINKOProfiler）を実施した。また，地点 Center，A-03
および流入・流出河川では採水し，イオンクロマト
グラフおよびアルカリ度法にて分析した。

１．はじめにジオパークは，ユネスコの正式プログラムで，地球科学的価値の高い自然環境を保護・保全し，教育やツーリズムに活用しながら，地域の持続可能な開発を進める地域認定プログラムである。2021 年 10月現在，44 地域が日本ジオパークネットワークに加盟しており，その内 9 地域がユネスコ世界ジオパークである。「とかち鹿追ジオパーク」は，北海道東部に広がる十勝平野の北西部に位置する鹿追町全域をエリアとし，2013 年 12 月に日本ジオパークネ
ットワークに加盟している。この地域のテーマは，｢火山と凍れ（しばれ）が育む命の物語｣であり，風穴の地帯の永久凍土の存在や，然別湖およびその周辺の自然環境で構成されている。然別湖では，冬季に湖上に雪と氷を使った構造物が作られ，湖の結氷
状況を観光資産にしている地域でもある。気候変動の影響を最も強く受ける水環境は，水温と凍結であり，然別湖においても水温環境の解明は急務であるといえる。本発表では，2021 年 8 月の観測結果より，湖水の水温環境・水質特性について議論する。
２．対象地域の概要と方法
然別湖は，大雪山国立公園唯一の自然湖であり，
標高 810m と北海道内では最も高い場所に位置する。
最大深度は 98.5m（図 1 中の地点 Center），流入河
川（主にヤンベツ川，St.A）と流出河川（然別川，
St.Rout）のある開放湖である。
St.B

St.A
A-01

St.D

河川水・温泉水

St.C

A-02

湖沼調査地点

A-03
0

500m

A-04
A-05

St.E

A-06

A-07
B-02

St.G
St.H

謝辞
本研究における水質分析は，北海道立
総合研究機構にて行った。当機構における山口高志氏，長谷川祥樹氏には，心よりお礼申し上げます。

B-01

Center
St.F
A-08

C-02

A-09
St.Rout

３．結果および考察
調査地点は，主に St.A から流入し，St.Rout で流出するまでの間の湖底地形の谷に沿って観測した。
観測日の透明度は 17.4 m であり，いずれの地点でも水温躍層は約 8～15 m にかけて形成されていた。
したがって， 表層から中層にかけて，水温のパターンには大きな差異は生じていない。しかしながら，深水層では水温分布のパターンにばらつきがみられる。図 2 は，2021 年 8 月に観測された，地点 A02・04・06・Center の水深 40m 以深の水温鉛直分
布の結果を示す。水深 40 m の水温は，4.0～4.3 ℃の範囲にあるが，深くなるにつれて，水温が上昇傾向にある。特に，地点 A-02 や Center は顕著である。
地点 Center については，湖底部の EC は 100 mS
cm-1 以上となり，表水層（10 mS cm-1）より一桁高い高濃度の水塊となっており，地点
Center の 西 方 に は ，湖畔温泉があることから，この地点との関係性で，湖底からの高濃度の溶存成分の湧出が考えられる。
また，水温構造は，地点によって異なり，
特に A-02 や A-06 では，深層部において急激な温度低下の層が存在しており，深層部での強い流れがあると考えられる。

C-01

図 1. 然別湖の観測地点

12

図 2. 水温の鉛直分布

10

陸水物理の何が伝わらないか ―琵琶湖博物館での実践から―
戸田 孝 (滋賀県立琵琶湖博物館)
か」という問題があると考えられる。
何らかの現象について理解するうえで、その現象
が「どのように発生するのか」という「成因論」は重要である。琵琶湖環流の研究史を追うと、成因に関する議論が極めて重要であったことが判る（戸田,2014）。そして、その成因論を改めて検討してみると、実は「環流」をどういう主体と考えるかに依存していた。初期の成因論では環流を季節風に直接反応する応答と考えたが、実際には環流には「エネル
ギーを蓄積する構造」があり、季節風や日射による加熱も含めた種々のエネルギーを蓄積して生成されることが明らかになっている。そして、環流を「単なる流れ」と捉えて運動エネルギーだけで評価するのか「流れと成層構造が支えあって形成されるシス
テム」と捉えて有効位置エネルギーとの合計で評価するのかで、エネルギー収支に関する結論が逆転してしまう（図１）（戸田, 2013）。
この環流像の違いは、アウトリーチ活動に際しても重要と考えられる。季節風への直接応答とする初期の成因論は 1960 年代に否定された後も長く流布し続けた。これは、季節風という「入力」と環流という「出力」の幾何学的対応関係が単純なため「納得」してしまいやすいことも原因になっていると考えられる。この一見素朴に見える描像から脱却し、「単なる流れ」ではない「エネルギータンクとして機能するシステム」というイメージを効果的に伝えることが重要である。それによって、環流という「実体の無い存在」を「エネルギーを蓄積できる主体」として捉えることができ、環流に対する「エネルギー収支」という抽象度の高い概念自体を伝えることにもつながると考えられるからである（戸田,2015）。

１．はじめにアウトリーチ活動を効果的に進めるには、対象者の興味関心を惹くことが重要であることは言うまでもない。陸水物理学の対象となる現象は流体地球物
理学の他の分野よりも日常生活に近いところで起こる傾向があるから、身近で起こっている現象を手がかりにすることができる。
しかしながら、流体地球物理学的現象は生物学や地質学など「自然史」の範疇に属する現象と違って・現象の存在自体を認識することが難しい
・現象と背後の科学原理との対応が解りにくいという問題が起こりやすい。
演者は「地域博物館」の性格を有する博物館で、自然史や人文社会の分野に属する内容と並ぶ形で地球物理学の分野を担当してきたが、終始一貫して上記の問題に悩まされ続けてきた。定年退職を迎えるに際して、30 年間の活動を総括する小規模展示の機会を与えられるに至ったのを機に、陸水物理学（特に湖沼物理学）の現象に関するアウトリーチの問題点について改めて論じる。
２．過去の実践結果
琵琶湖博物館が直面した陸水物理現象に関する課
題は「湖流」特に「琵琶湖環流」に関するものである（戸田, 2016）。琵琶湖全体を巡る規模の流れになると地球自転効果（Coriolis 効果）が重要になってくる。そこで、地球自転効果自体を体感的に理解できることを目指した「回転実験室」を 1996 年
から 2015 年まで運営した。これは「科学館」の典型的な手法をそのまま適用したものである。
回転実験室は「科学館」としては成功していたが「地域博物館」としては失敗であったといえる。科学館は通常「科学原理」そのものの理解を目標として展示等の活動を展開する。回転実験室も地球自転効果という「原理」を効果的に伝えるという、科学館としての目標には到達していた。
しかし、科学館では通常、目標とする原理が明瞭に浮かび上がるように実験条件等を制御するから、その条件が現実離れしてしまうことも少なくない。
回転実験室での実験についても、実際に琵琶湖で起こっている「現象」と単純に対応するものにすることはできなかった。そのため、地域で実際に起こっている現象の理解という地域博物館の目標は達成されたと言える状況では無かった。
３．「環流」という主体の問題
回転実験室で「原理」と「現象」との対応関係を伝えきれなかった要因は種々考えられるが、その中でも重要な要因の 1 つとして「環流とはそもそも何図 1. 琵琶湖環流の生成に関わるエネルギーの流れ（戸田, 2013, 2015）13

４．実践しようとしている内容
環流を「主体」と捉えることの重要性は以上のように明らかになっていたが、それを実地に実践する
機会は、資金調達の失敗などもあってなかなか実現しなかった。それを小規模ながら実践しようというのが今回の展示企画である。
展示企画では環流以外の内容も含めて、科学館的手法を地域博物館に持ち込む際の課題である「原理」と「現象」の間の距離感を縮める手法を実践してみることを考えている。
環流については、それを「擬人化」して「感情移入できる主体」とすることによって実現する手法を戸田(2016)の段階から提唱しているが、それ以外の内容についても、個々の問題ごとにちょっとした「考え方のコツ」を伝えることで、広く応用できる
発想法の修得に結びつくのではないかと考えている。
その具体的な内容は戸田(2021a, 2021b)で提示しているが、その一部をここでも紹介する。
(a)「琵琶湖の深呼吸」の成立条件
琵琶湖は水深 60m 以上の領域が広く分布する深い湖でありながら、毎年の鉛直運動によって酸素を多く含む表層水が深層まで到達する。これを「琵琶湖の深呼吸」と呼び慣わしている。最近、この「深呼吸」が不完全になる年があることが観測で判明しており、地球温暖化の影響ではないかと考えられている。一見すると合理的なようだが、少しおかしい。
温暖化が進まなくても、前年より少しでも冷却が弱ければ「深呼吸」は最深層まで及ばず、不完全になるのではないだろうか。
実際には、低層の水温は前年の冬の水温をそのまま保っているわけではなく、伝導や弱い混合によって夏の間に少し（1℃程度）上昇する。また、冬季の冷却には日ごとの強弱が当然あるから、冷却が少し強い日があれば、それによって「深呼吸」が完成する可能性がある。結局、冷却の強さが少しくらい
前年より弱くても完全な「深呼吸」が起こるのである。重要なのは温暖化の「進行」によって「少しくらい前年より弱くても」という条件を超越する可能性（確率）が高まることである。温暖化した結果が安定すれば、季節変化そのものが不明瞭にならない限り「深呼吸」は成立する。
多くの人は「温暖化が進めば冬季に向けての冷却が弱くなり混合が起こりにくくなる」というところまでで考えが止まるのではないだろうか。そこで止まらずに論理を進める要領をどうやって伝えるかということが課題である。
(b)琵琶湖での地震津波
琵琶湖では「地震津波」は起きないとされている。
動く可能性のある断層が、湖の周辺のみで湖の中に無いというのが理由である。断層が動くかどうかの評価はさておくとして、この評価が正しい限り津波は起きない，周辺の断層が動いても湖という「容器」全体が揺れるだけで津波にはならない、という理路が案外理解されない。

14

これは、津波が「一方的に押し寄せる波」であり，
海底や湖底の「段差」が急変することで発生するというイメージが伝わらず、容器を揺らすことで発生する波との本質的な違いが理解されていないことが原因だと考えられる。
(c) 虹の原理
琵琶湖は実は虹の名所である。大きな湖の存在により大気中への安定的な水分供給があるうえ、湖に向かう向きの眺望には人工的な建物等が少なく虹が映えやすいということもあると思われる。
虹の原理は、プリズムで白色光が分光してスクリーンに 7 色の光の帯ができるイメージで説明されることが多いが、これは「分光」が起こること自体の説明でしかなく、その分光によって「虹」という形の像が形成される説明には全くなっていない。虹の丸い形を説明するには，虹が「1 個のプリズムから分光する」ものではなく、多数の水滴が関与しており、1 個の水滴は 1 色にしか寄与しないことを説明することが必須である。
虹の形状の理解には、これをさらに立体的に展開する必要もある。立体感覚の涵養も物理を理解する
上での大きな課題であることは言うまでもない。

図 2．虹の「形状」を説明するのに必要な概念図

参考文献
戸田孝（2013）：琵琶湖環流に関する残された課題―エネルギー源の問題，日本陸水学会第 78 回大会，89．
戸田孝（2014）：琵琶湖環流の研究史，陸水学雑誌，
75，35-48．
戸田孝（2015）：「エネルギーを持つシステム」としての琵琶湖環流，陸水物理研究会第 37 回研究発表会講演要旨，19．
戸田孝（2016）：自然史系博物館における 「科学館的手法」への試み，全国科学博物館協議会第23 回研究発表大会資料，40，61-65．
戸田孝（2021a）地域博物館の素材で「科学館」を展開する具体的な方法, 全日本博物館学会第 47
回研究大会発表要旨，33-34
戸田孝（2021b）：「科学館的手法」で地域の現象を扱う「コツ」，日本科学教育学会年会論文集，
45，589-592．

11＊

センシングと窒素動態モデルを基盤としたハイブリッド型土壌診断の可能性

濱侃 (千葉大・園芸)，松橋寛太(千葉大・園芸)，松本祐太郎（千葉大・園芸），松岡延浩(千葉大・園芸)

１．はじめに硝酸態窒素による地下水汚染などの農地からの環境負荷の軽減は世界的な課題である。施肥量の削減が求められるが，施肥量の削減は収穫量とトレード
オフの関係になる可能性があり，生産者の利益と環境負荷の軽減の両立は極めて困難である。
この課題の解決には，根拠に基づいた最適な施肥の指導が必須で，センシング技術による土壌養分（特に窒素）診断は，施肥指導を省力・軽労化・精密化できる可能性がある。しかし，土壌の窒素含有量（以下，土壌窒素）は土壌自体のスペクトル特性として現れず，特に画像を用いたセンシングでは土壌窒素の「定量的」な推定は極めて困難な課題と知られている。
一方で，画像を用いたセンシングで観測可能な生
育のむらは，土壌窒素のむらと密接に関わっている。
ただし，作物が吸収する窒素量は，生育期間中の気象条件等で変動するため，センシングのみを用いた場合，土壌窒素の推定結果は「定性的」な評価に留まり，推定手法の再現性・汎用性に課題がある。
本研究は，センシングと窒素動態モデルを組み合わせた土壌窒素の推定における第 1 段階として，センシングによる生育パラメータの推定と，既存の窒素動態モデルの適合性の検証を目的とした。
２．試験圃場の概要と方法
千葉大学松戸キャンパス内の試験圃場に，高畝マ
ルチ栽培でサツマイモ 2 品種（べにはるか，ベニアズマ）を栽培し，試験区を 3 反復，計 54 区画設ける。生育期間の気象条件を変化させるため，移植を3 時期にわけ，各反復で施肥量を 3 パターン（0, 5,
10 gN/m²）施用した。サツマイモは，窒素 1kg 当りの乾物生産量が極めて多いだけでなく，過剰な施肥で収量が低下する「つるぼけ」が知られている。つまり，窒素施用量の最適化によるメリットが大きい
作物と言える。
生育期間中は，気象データの計測に加えて，週 2回 の 生 育 観 測 を行 い ， 草高 ， 葉 色 ， 葉 面積 指 数（LAI）の計測を行った。また，生育観測と同期してドローン（DJI P4 Multispectral）を用いたセン
シングを行った。
窒 素 動 態 モ デ ル は ， DeNitrificationDeComposition（DNDC）モデルを使用した。DNDC モ
デルは土壌からの温室効果ガスの排出量を評価するためにアメリカで開発されたモデルであり，本研究では高畝マルチで栽培するサツマイモにおけるシミュレーション結果の適合性を検証した。

わる重要なパラメータであり，LAI をセンシングで簡易的に推定できると，モデルの計算結果の検証に役立つ。そこで，ドローンで計測した正規化差植生指数（NDVI）で実測した LAI を推定した結果，R²で0.842，RMSE で 0.31 の精度で LAI を推定することができた（図 1）。
図 2 には，NDVI から推定した LAI と DNDC モデルで計算した LAI の時系列変化を示す。両者の変化の傾向は類似し，特に植え付けから 50 日までの両者の LAI は類似している。50 日以降は，DNDC モデル
で計算された LAI は，NDVI から推定した LAI よりも小さくなった。モデルが正しいとするならば，
LAI の最大値は初期窒素量を多くすると大きくなる
ため，試験区では想定した土壌窒素よりも多くの土壌窒素が存在したと考えられる。なお，試験区で想定した硝酸態窒素は 0.50mg/kg に対し，実際の土壌窒素量は 0.72mg/kg と想定よりも多かった。この他にも，モデル自体のパラメータ（特に最大バイオマス）が実際の生育状態と一致していない可能性もある。このように，モデルの適合性については改善の余地が多いが，その計算結果の傾向は実際の生育状態を概ね再現できた。
4.0

1:1

R² = 0.842
RMSE = 0.31

推定したLAI

3.0

2.0

1.0

0.0
0.0

1.0

2.0

3.0

4.0

実測したLAI図 1. NDVI で推定した LAI と実測した LAI の比較
4.0
3.5
3.0

LAI

2.5
2.0
1.5
センシング

1.0

シミュレーション

0.5
0.0
0

10

20

30
40
50
植え付けからの日数

60

70

80

図 2. NDVI で推定した LAI（センシング）と DNDC で計算した LAI（シミュレーション）の時系列変化

３．結果と考察
DNDC モデルにおいて LAI は窒素吸収量に直接関

15

12

多摩丘陵におけるスギ林内雨中の NO3－沈着量の季節変動
苗村 晶彦 (戸板女子短大・総合教養センター)

１．はじめに陸水の代表的な供給源は降水であるが、降水が森林の樹冠を通過する際に、溶存陽イオンの増加
や有機酸の溶出などによって、図 1 のように水質は劇的に変化する。陸水環境の動態把握に、森林
樹冠への大気エアロゾルなどの沈着や、降雨時の樹体内部からの元素の溶脱に関する研究は重要であり、多摩丘陵においては 2000 年 8 月下旬～2001
年 8 月下旬の調査において、物質収支のシミュレーションの結果、林内雨および樹幹流中の NO3-に
図 2．スギ林内雨中の NO3-沈着量の季節変動

図 1．樹木への酸性沈着（苗村・渡邉, 2016a）

ついて奥秩父では吸着、多摩丘陵では溶脱が認められた（Naemura et al., 2007）。
本研究では､大都市近郊の多摩丘陵において、林外雨および林内雨（スギ Cryptomeria japonica）を 2
年間採取し、NO3-沈着量の季節変動を探求した。
２．方法
調査地は、東京農工大学農学部附属広域都市圏フィールドサイエンス教育研究センターのフィールド
ミュージアム多摩丘陵の実験実習施設内に設置した。
調査地点において、森林裸地で林外雨、スギの林分について林内雨（n=3）を 2000 年 8 月下旬～2002
年 8 月下旬（前半は 2000 年度調査、後半は 2001 年度調査）で計 28 回採取した。採取した試料についてはメンブランフィルターで濾過した後、NO3-濃度
を DIONEX 社のイオンクロマトグラフィー（QIC
Ionchrom Analyser）を用いて測定した。
３．結果と考察
調査期間において、2000 年度調査および 2001 年
度調査の林外雨はそれぞれ 1983 mm、2029 mm となった。スギ林内雨の NO3-沈着量の季節変動を図 2に示した。季節変動については、2000 年度調査および 2001 年度調査において 5～6 月にピークがあった。またスギ林内雨は林外雨と比例していると推測されつつ、2001 年度調査においては、春季に林内雨で顕著に高くなる傾向が確かめられた。林内雨から林外雨を差し引いたのを乾性沈着とすると春季の16

乾性沈着の NO3-が急激に高くなる変動であった。
NO3-は NOx からの二次物質で生成するが、NOx からの二次物質として O3 も NO3-と連動する報告があり（佐々木ら, 1986）、首都圏にて春季に高くなる
O3 と共に注視すべきであろう。
NO3-沈着量については、2000 年度調査で 110 meq-2
m 、2001 年度調査で 142 meq m-2 と算出された。春季と夏季調査を合わせた沈着量は、2000 年度および 2001 年度調査にて、それぞれ全体の 64%、74%を占めた。都市圏では冬季に接地逆転層の影響で
NO2 は滞留されるが（Naemura et al., 1996）、夜間の高 NO2 時にポテンシャルオゾン濃度は光化学ス
モッグ注意報レベルの約 1/3 ほどの 40 ppb 前後の低濃度で推移する場合があり（苗村・渡邉, 2016b）、
冬季に NO2 から二次物質が生成し樹冠へ負荷する
影響は小さいと考えられた。わが国の重要な環境問
題においてアジア大陸からの越境汚染の影響も散見されるため（例えば、苗村ら, 2021）、NOx からの二次物質の動態をさまざまな観点から議論していくことが重要である。
参考文献
苗村晶彦・齋藤圭・奥田知明・小寺浩二 (2021) 源流と河口の環境―鳥取県加勢蛇川を事例として．流域圏学会誌, 8,2-9.
Naemura, A., A. Tsuchiya, Y. Fukuoka, K. Nakane, H. Sakugawa
and H. Takahashi (1996) Climatic inversion layer and atmospheric NOx concentration on the slope of forest decline area in
the Seto Inland Sea district, Japan. Japanese Journal of Biometeorology, 33, 131-136.
苗村晶彦・渡邉善之 (2016a) 横浜市大岡川流域における NO2
濃度の季節変動とその影響について．戸板女子短期大学研究年報, 59, 27-33.
苗村晶彦・渡邉善之 (2016b) 東京タワーにおける季節別の夜
間高 NO2 濃度とポテンシャルオゾン濃度との関係．日本
生気象学会雑誌, 53, 39-44.
Naemura, A., T. Yoshikawa, M. Yoh, N. Ogura and Y. Dokiya(2007) Acidic deposition on Japanese cedar (Cryptomeria
japonica) in mountain and on suburban hill. Natural Environmental Science Research, 20, 13-17.
佐々木一敏・栗田秀實・村野健太郎・水落元之・植田洋匡(1986) 大気汚染物質の長距離輸送時における硫酸塩硝酸塩
等の挙動．大気汚染学会誌, 21, 216-225.

13

狭山丘陵周辺河川上流域の水質の変化とその要因について＊乙幡正喜（法政大・院）・小寺浩二（法政大・地理）

１．はじめに
新河岸川流域は、かつて水質悪化が顕著な地域であったが、近年は流域下水道や親水事業で水質が改善しつつある。しかし、狭山丘陵に位置する支流の上流部においては依然水質が改善していない地域も存在し、汚染源の特定や水質改善を図っていくには源流域における調査・研究が重要である。今回は、狭山丘陵周辺において河川を調査した結果をもとに、水質を中心とした水環境の特徴を考察する。
２．対象地域
狭山丘陵は、東京都と埼玉県の 5 市 1 町にまたがる地域である。丘陵の周辺地域では高度経済成長期
から都市化が急速に進む一方、多摩湖や狭山湖の周辺には森林が分布し、里山の環境を残している。河
川のほとんどは新河岸川水系に属する支流で、狭山丘陵はそうした水流の源流部である。残堀川は南東に流れ多摩川水系となっている。
３．研究方法
既存研究の整理と検討を行った上で、現地調査は2017 年 11 月から月に 1 回行っており、2 年間で 24回行なった。現地では、水温、気温、電気伝導度（EC）、比色、pH 及び RpH、を計測し、採水して実験室に持ち帰り、全有機炭素の測定と主要溶存成分の分析を行なった。特に悪化している河川を調査対象に 2020 年 12 月より毎月 12 地点の調査を実施している追加調査地点は、柳瀬川水系の不老川上
流部、六ツ家川上流部、黒目川中流域と目黒川と空堀川中流域の 4 ヶ所である。
４．結果・考察EC は、100－300μS/cm 前後の地点が多かった（図 1）が、不老川の上流域の大橋付近では隣接する雨水調整池からの放流により 4000μS/cm 以上の高い数値を示している。一方で、南西部の一部河川・湧水では 100μS/cm を下回る良好な水質を示す地点あった。pH は 7.2 前後であり、空堀川中流域の下砂橋では 8.0 を超えている。これは滞留時間が比較的長いことが考えられる。
水質組成は、多くの地点において Ca-HCO₃型を示しているが、北西部の河川を中心に硝酸が多く検出された。北西部においては近郊農業が盛んであり、
下水道普及率が比較的低いことで硝酸多く出ていることが考えられる。東部の六ツ家川や南東部の空堀川、野火止用水の地点では極端な NaCl 型の水質組成となり、生活排水や下水の処理水が多く流れ込ん
でいることがわかる。
特に悪化している河川を調査対象に 2020 年 12 月
より毎月 12 地点の追加踏査を実施した。EC 推移図（図 2）では、柳瀬川水系の六ツ家川上流部（M2）と不老川（F1）で平均 629μS/cm と 706μS/cm 以
上の高い数値を示している。六ツ家川上流の北野一17

般廃棄物最終処分場放流口（M1）で 2021 年 8 月のEC は 1023μS/c ⅿ で あ っ た 。 黒 目 川 の 降 馬 橋（KR1）E 平均値は 231μS/cⅿと低い数値である。
ここから 100ｍ下流の清涼飲料水工場排水放流口（KR2）の 8 月の EC は 1877μS/cⅿと高い数値である。下流のよしきり橋（KR3）の同月の EC は
365μS/cⅿと希釈されている。砂川堀では、東永橋（S2）で 12 月は 1320μS/cⅿに高い数値を示していた。6 月の EC は 2354μS/cⅿと急上昇し、薄茶色の水が流れていた。空堀川の東芝中橋（K1）のEC 平均値は 1033μS/cⅿと高い数値である。
５．おわりに
六ツ家川上流では一般廃棄物最終処分場の水質がECに影響し、空堀川では中流域でEC,pHが乳製品
工場排水の影響で負荷が高まっている。また、黒目川の中流域でも清涼飲料工場の排水の影響でEC,
CODが高い数値を示している。継続調査を行い、主要溶存成分の分析結果を研究に反映させたい。

図 1 EC 空間分布（2017 年 11 月－2019 年 10 月）

図2

EC の変動（2020 年 12 月－2021 年 8 月）

参考文献
乙幡 正喜・小寺 浩二(2021)：狭山丘陵の水環境に関する水文地理学的研究—河川源流域の汚染源を中心に（3）−,日本地理学会発表要旨集, 2021a,107

14

日本全国の河川水質とその変動に関する研究-「身近な水環境の全国一斉調査」2020 年・2021 年の結果を中心に‐＊

小寺浩二(法政大・地理)・猪狩彬寛(法政大・院/日本工営)・齋藤

１．はじめに
日本では高度成長期に全国で水質汚濁が問題となったが、法整備や排水処理施設の普及などにより、急速に水質が改善されてきた。しかし、現在でも都市への人口集中が進み、 郊外などで水質汚濁が激しい地域も残っている。行政によって 1971年から継続されてきた｢公共用水域の水環境調 査｣
結果や、市民団体を中心に 2004 年に始まった｢身近な水環境の全 国一斉調査｣といった全国規模の観測記録を中心に、日本の河川水質 の長期変動について検討してきたが、本稿では、第 17 回「身近な水環境の一斉調査」（2020 年）に加え、第 18 回
（2021）の法政大学測定結果をあわせて考察する。
２．研究方法
国立環境研究所のデータベース｢公共用水域の水質調査結果｣を用 いて 1971 年以降の水質変化を整理し、｢身近な水環境の全国一斉調 査｣については、
2004 年～2018 年の COD の調査結果を整理して長期変化について考察した。1971 年以前に関しては、研究成果のデータを整理し、2018 年以降について
は、研究室の全国規模の観測記録を用いた。さらに、2020 年と 2021 年に関しては、研究室と関係者が実施した 2,000 地点前後の観測結果を対象とした。
３．結果と考察
1）公 共 用 水 域 の 水 質 調 査 結 果
1971 年に約 1,000 点だった観測地点が、1986 年には 5,000 点を超え、その後 6,000 点弱の地点で観測が継続されてき た。BOD の経年変化では、当初3 以上が半数だった(1971 年)が、1976 年には 2 以下が半数となり、最近では、2 以下が約 8 割を占めている（2018 年）。１～４の地点数は変わらず４以
上が減少し、１以下が全体の約半数に増えている。
2）身近な水環境の全国一斉調査
2004 年は約 2,500 地点だったが、2005 年には約5,000 地点となり、その後 6,000 地点前後で推移し、2018 年には約 7,000 地点となった。COD４以下が約半数で変化なし。2020 年は、新型ウイルスの影
響で、観測地点が減ったが、約 2,000 地点の法政大学の沿岸域の調査結果を解析した。さらに､2021 年
は､より内陸の約 1,400 地点と比較した
3) 1971 年 以 前 の 水 質
先駆的な小林（1961）による研究成果などはあるものの、系統的 に観測された水質データは入手しづらく、研究論文や、 報告書などから抜粋し整理したが、十分な水質復元はでき ず、過去の水質を明らかにすることの困難さが浮き彫りとなった。
4) 最 近 の 水 質2017 年～2020 年にかけて、毎年全国 2000 箇所以

18

圭(京都大)

上で調査した データを整理し、近年の河川水質の現状を明確にした。

図

1 ｢身近な水環境の全国一斉調査」地点数変化

図２ COD75％値と変動係数（2020 年）

４．おわりに全国規模の長期的な観測結果に加えて、1971 以
前のデータを収集整理して過去の水質の復元を試みた。最近の水質に関しても、独自に全国規模で約 2,000 地点の観測を行い、現況を明らかにした。特に、2020 年の沿岸域に加えて、2021 年では内陸部の調査を行ったことで、広域に検討することができた。今後も広域な調査を継続し精度を上げていきたい。
参考文献
小林 純(1961)：日本の河川の平均水質とその特徴に関する研究. 農学研究,48-2,63-106.
小寺浩二ほか（2021）: 日本における河川 水質の長期変動に 関する水文地理学的研究（３）-「身近な水環境の一斉調査」第 17 回・18 回の結果を中心に, 日本地理学会発表要旨集, 2021a,

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御嶽山南麓河川の水質分布と季節変化について＊

松本嘉孝 (豊田高専・環境都市)，宇佐見亜希子 (名大・減災セ)，野崎健太郎（椙山女学園・教育）
田代喬(名大・減災セ)，江端一徳(豊田高専・環境都市)，谷口智雅（三重大・人文）

１．はじめに木曽川は中京圏の飲料・工業用水の水資源を担う位置づけであるため，1970 年代後半から名古屋市
水道局がその上流域である御嶽山南麓の水質調査を開始すると共に，1979 年と 2014 年の噴火後には多くの研究者が河川水質調査を行った。丹羽（1954）
は 1934 年の観測で，御嶽南麓河川が酸性化していることを記述しており，日本の陸水の特徴でもある
火山による無機酸性化が現れる地域である。
2014 年の噴火を機に，日本陸水学会東海支部は仲間を募り水質や水文，水生生物相等の調査を続けている。今回の発表ではこの 7 年間の調査で得られた成果について，御嶽山南麓の河川水質分布，酸性河川の pH 変化，噴火後の pH 変遷について記す。
２．対象地域の概要と方法
調査対象は御嶽山南麓の王滝川およびその左岸支川と非山体側の王滝川右岸支川で行った。調査は御嶽山が噴火後の 2014 年 12 月から開始し，現在も継続している。2018 年 2 月から 2019 年 5 月までは，
5 箇所の主要地点にて毎月調査を行った。これまで
濁川では計 81 回の水質調査を行っている。
調査では，流量観測に加え，水温，pH，EC，ORP，濁度の計測を行った。持ち帰った試料は実験室にてアルカリ度，DOC，DTN，IC，主要陽・陰イオンの測定を行った。
３．結果と考察
３．１ 御嶽山南麓の河川水質分布
御嶽山を起源とする河川のうち，噴気孔を源頭部とする濁川は平均 pH が 5.4 で 4.0 を下回ることもあり，平均 DOC 濃度は 0.4(mg L-1)の無機酸性河川である。ただし，王滝川左岸の他の支川で濁川のよ
うに酸性を示す河川は見られなかった。王滝川は濁川の合流により pH が平均 6.9 から 5.9 へ減少することが確認されており，濁川の酸性影響が下流へ伝播していることがわかる。その後，右岸からの鯎川
や支川の合流により，御岳湖流入の松原橋地点では平均 pH6.4 に上昇する。

図 1. 濁沢川，伝上川，両河川合流後の pH 変化（上段）と濁沢川，伝上川の流量割合（下段）
青：伝上川，オレンジ：濁沢川，黒：合流後の pH が 5.1 以下になることがわかる。このことは，
濁川の pH が濁沢川の流量の影響により変化することを示している。
３．３ 王滝川の噴火後 pH 変遷
水資源機構が HP で公開している王滝川松原橋で毎週観測した pH 結果より，2015 年より 2020 年の年平均 pH は，6.0，6.1，6.4，6.7，6.4，6.6 となり，噴火後徐々に pH が上昇していることが確認できる。pH のヒストグラムを見ても，pH が 5.0 を下回る観測日は 2015 年には 6 日あったが，2018 年は0 日，2019 年は 4 日，2020 年は 1 日と減る傾向にある。噴火の際の火山噴出物が降雨などにより流出したことにより，噴火による酸性化傾向は回復していると考えることができる。
参考文献
丹羽彌 (1954)：⽊曽⾕の⽣態諸要因. ⽊曽⾕の⿂
河川⿂相⽣態學 上流篇 ⽊曾教育會：9-54.

３．２ 酸性河川の流量，pH 変化
無機酸性河川の濁川は王滝川合流点から上流
1.0km 地点にて，濁沢川と伝上川に分岐する。両河
川の pH と流量割合，合流後の pH を図 1 に示す。濁沢川，伝上川は，年間を通してほぼ一定の pH である。しかし，両河川の合流後の pH は大きく変動していることが読み取れる。両河川の流量割合を見ると，濁沢川の割合が 50%を越える時に合流後

本研究は JSPS 科研費・基盤研究(B)『自然災害/資源開発を 受
容する火山山麓地域の自然共生に向けた水文水質・生態機構 の解明、研究代表者;田代喬(課題番号 19H04318)』の一部と して実
施した。

19

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火山山麓地域における発電用ダムの河川取水と河川流量＊

谷口智雅 (三重大・人文)，宇佐見亜希子 (名古屋大・減災セ)
松本嘉孝・江端一徳（豊田高専 ・環境都市)

１．はじめに新しい火山は透水性が良く、地下に水が浸透する
ため、河川は枯渇しにくく、水利用に都合の良い流域と言われる。木曽川上流の御嶽山南麓を流下する
王滝川流域でも、発電用のダムが分布し、王滝川の支流の各所で河川水が取水されている。その支流の一つである濁川は酸性河川として特徴づけられており、この強酸性河川は本流の河川水質にも大きな影響を与えている。酸性水の影響がどの程度下流まで伝播するのかを把握することは、流域の河川環境を知るうえでも重要である。また、酸性河川の影響の伝播に加えて、酸性を示さない支流からの流入による酸性水緩和の効果も重要な視点となってくる。それぞれの支流の水質と合わせて、取水地点や取水量も含めた河川流量の把握が不可欠であることから、
王滝川上流域における発電用ダムの河川取水と河川流量について報告する。

本的には 0.05～0.2m 間隔で測定したが、川幅もあり・流速が早い地点では安全性等も考慮して 0.5～
1m 間隔で行った。得られた流量から各支流の特徴と取水による減水を理解するため、比流量による比較を行なった。流域面積は、地形図による流域界（集水域）を判読し、1mm 方眼紙による方眼法によって流域面積を算出した。

２．研究方法濁川の酸性水の影響と御岳発電所への導水を考慮して（図 1）、三浦貯水池・滝越発電所より下流に位置する滝越集落の支流域から御岳湖の西側の王滝
村中心集落を流下する支流域までの区間を基本とし、発電用取水がされている王滝川支流を中心に調査を行った。流量観測は 2019 年 9 月～2021 年 11 月で、基本無降水期間が継続した日に行い、降雨の影響がないよう配慮した。
流量について、アドバンテック社製の電磁流速計
AEM1-D による 60%水深で測流する 1 点法の流速観測の断面流速法によった。各地点の水深観測数は、基３．結果
発電用として取水されていない河川と取水口より上流地点で調査した観測結果を見ると、濁川支流の
伝上川と濁沢川の流量は比較的維持しているが、伝上川の方が流量は多く、比流量は濁沢川の方が多い
傾向がある。上黒沢と千沢は同じ王滝川左岸側支流
であるが、比流量に大きな差が見られる。上黒沢の水源域は御嶽山火口部より離れており、植生被覆も含めて地域差が見られる。一方、御嶽山非山体側の王滝川右岸側の崩沢の比流量は左岸支流と比較すると小さく、渇水期には水枯れの様子も観測された。
発電用として取水されている河川の取水後下流地
点でも、部分取水や取水後の支流の流入によって、流水があり流量観測を実施した。しかし、大又川や鯎川の発電用の河川取水は全川幅の河床がスリット式になって取水されるため、河川水が全量取水されて水が流れない様子も観察された。
その一方で、許可取水量の上限もあり、許可取水
量 2.7 m3/秒の鯎川の取水口前後の 2021 年 8 月の観測では、取水前 4.346606m3/秒の流量が取水後1.57311 m3/秒となり、計算上 2.773496 m3/秒の取水となり、これは許可取水量とほぼ一致している。
許可取水量を超える流量の場合は、全て取水されることなく流下するが、発電用に河川取水された支流の比流量は非取水河川と比較すると取水された分値は小さくなり、取水の影響が顕著に示されている。
４．おわりに王滝川の支流では人工的な水移動や植生被覆等によって、河川環境の顕著な地域差が見られる。特に発電用のための取水は、河川水質や生態系などの陸水環境に大きな影響をもたらす場合もあるが、必ずしも取水地点や取水量の数値的データの把握は十分ではない。このため、さらなる現地調査と各支流間の比較検討などによって、流域全体や各支流の特徴を把握する予定である。

図１

本研究は JSPS 科研費・基盤研究(B)『自然災害／資源開発を受容する火山山麓地域の自然共生に向けた水文水質・生態機構の解明、研究代表者；田代喬（課題番号 19H04318）』の一部として実施した。

王滝川水系の水力発電施設分布（田代、2016）

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火山山麓のダム減水区間における湧水と付随ガスによる水環境の特性＊

宇佐見亜希子・田代喬（名古屋大・減災セ），松本嘉孝・江端一徳（豊田高専・環境都市），谷口智雅（三重大・人文），坪井秀樹（東海技術センター），青山晃大・八木明彦・岩月栄治（愛知工業大・工学）
１．はじめに
御嶽山南麓にある牧尾ダムの堰堤から 400m 下流までの区間（以降，牧尾ダム直下と呼ぶ）に、湧水と付随してガスが噴出している地点が存在している。
このような水域は日本の温泉地で確認され、成分分
析 や 形 成 過 程 の 研 究 は 進 ん で い る （ Ohsawa ら2002）。しかし、こうした環境下での生態系の仕組
みや水質動態を調査した研究は少ない。当地は木曽川水系王滝川の集水域であることから、用水の受益地域を含む下流域への影響も懸念される。そこで本研究では、湧水と付随ガスが顕著な牧尾ダム下流の減水区間に着目し、水質とガスの成分を調査することにより、水環境の特性を明らかにすることを目的とする。
２．対象地域の概要と方法
御嶽山南麓を流れる王滝川下流部に愛知用水の水瓶となる牧尾ダムが設置されている。ダム堰堤より下流への水の流れは通常時はなく、貯水池の水は導水管を通り 9km 下流の王滝川へ放水される。また、
牧尾ダム上流の水域では御嶽発電用に取水がされており、その放水口が牧尾ダム堰堤から約 3km 下流にあるため、牧尾ダム直下からその放水口までが減水区間となる（図 1）。この減水区間内の河川水は湧水あるいはその両岸から流入する支川により王滝川が形成される。牧尾ダム貯水池からダム直下への水の流れは、大雨等による洪水吐ゲートからの放流がある。2018 年、2019 年、2020 年でそれぞれ 1,296
時間（54 日分）、576 時間（24 日分）、1,392 時間（58 日分）であり、年間を通して牧尾ダム直下へ放流される頻度は少なく、減水区間の水環境は安定している。
2019 年 9 月～12 月、2020 年 8 月、10 月、12 月に牧尾ダム直下にて調査を実施した。現地で、pH
測定、流量観測をした。実験室で RpH（採水した試
料水をビーカーに入れ 15 分間曝気）、アルカリ度、硝酸態窒素塩化物イオンの測定、主要成分（Na,K,Ca,Mg,Mn,Fe,Al,S,Si）分析（ICP 発光分光
分析装置：SHIMADSU：ICPE9000（平成 24 年度文科省私大研究設備整備費等補助金））、ガス成分分析を実施した。
３．結果と考察牧尾ダム直下の湧水を源水とする表流水（王滝川）は弱酸性（pH4.8～5.5）であった（図 2）。湧出ガス成分の 96～98％が CO2 であり、この溶解による酸性化と考えられた。これは、表流水の硫酸イオ
ンや硝酸イオンは低濃度、塩化物イオンでは同程度の Na の存在があったことからも推察される。牧尾ダム直下で弱酸性を示した地点の RpH は 8.0 と弱ア
ルカリ性であった（図 2）。酸性水により鉱物からNa や Ca 等の成分が溶解しアルカリ性の水質が形成されたと考えられる。この水環境下では、CO2 脱気により pH5.5 から 8.0 へ大幅に変化する水質であり、また、高濃度の金属イオンが溶解しているため、水生生物の生息が困難であることが示唆される。

図 1. 御嶽山南麓の牧尾ダム減水区間の位置

図 2. ダム直下付近の pH、RpH
参考文献
Ohsawa, Kazahaya, Yasuhara, Kono, Kitaoka, Yusa,
Yamaguchi (2002): Escape of volcanic gas into
shallow groundwater systems at Unzen Volcano(Japan): Evidence from chemical and stable carbon
isotope compositions of dissolved inorganic carbon.
Limnology, 3, 169–173.
謝辞(独)水資源機構牧尾管理所には調査の便宜を図っていた
だいた。JSPS 科研費 19H04318（代表：田代喬、20192022 年度）と WEC 応用生態研究助成(代表：宇佐見亜希
子、2020-2021 年度)の助成を受けて実施された。ここに記して謝意を表す。

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火山性無機酸性湧水における糸状緑藻
Klebsormidium flaccidum の繁茂と溶存無機態炭素濃度との関係*野崎健太郎（椙山女学園大学），松本嘉孝（豊田高専），谷口智雅（三重大学），宇佐見亜希子（名古屋大学）
田代
1. 背景と目的

喬（名古屋大学）

た．K. flaccidum の群体を 11 月 15 日に採取し実験室

火山性の無機酸性陸水は，日本の興味深い研究対に持ち帰り，明暗びん法によって，光合成と呼吸を象の 1 つである（Ueno，1958）．Nozaki（2016）は，測定した．溶存無機態炭素濃度（DIC）は，TOC/TN

pH 4～6 を示す御嶽山南麓の無機酸性河川では，付計（Analytik-jena Co.）で定量した．

着藻群落が発達しないことを報告している．酸性水
3. 結果と考察

域では，溶存無機態炭素が二酸化炭素分子として大気中に放出され，理論的には，0.31 mgC L-1 を超え

本調査地で繁茂していた K. flaccidum の細胞の幅ることはない（Satake and Saijo，1974）．Nozaki et al.

は 6～8 µm，長さは 8～27 µm であった．K. flaccidum（2020）は，無機酸性河川では付着藻は炭素律速のは陸生藻として知られているが，英国では流水から状態にあることを推察している．ところが，私たちも報告されており（Rindi, F. 2011, The Freshwater

は，2020 年 11 月 13 日に御嶽山南麓の pH 3 を示す

algal flora of the British Isle p.554-557），細胞の大きさ，

河川敷の湧水において，糸状緑藻 Klebsormidium

細胞壁と細胞質の形態から K. flaccidum と同定した．

flaccidum の大繁茂を観察した（図 1）．そこで，この

図 2 は，調査地におけるクロロフィル a 量（A）
，強

繁茂と溶存無機態炭素濃度との関係を考察した．

熱減量（B），溶存無機態炭素濃度（C）の分布である．クロロフィル a 量，フェオフィチンと強熱減量
は，湧出部から 10 m 下流から増加し，溶存無機態
炭素濃度は，下流に向かって明瞭な減少を示した．
K. flaccidum の光合成－光曲線は陽生型であり，湧出部は堤防の縁で遮光されているため増殖が抑えられていたと考えられる．溶存無機態炭素の減少は K.
flaccidum の吸収によるものと推察された．
A

図 1. 御嶽山南麓の pH 3 を示す無機酸性湧水における糸状緑藻 Klebsormidium flaccidum の繁茂（2020 年

B

11 月 13 日）
．
2. 方

法

野外調査は 2020 年 11 月 13 日から 14 日に行った．

C

調査地は，御嶽山の噴気孔が位置する地獄谷から流出する濁沢川の河川敷である．一般水質項目として，
水温，pH，電気伝導度を測定した．付着藻は，20 cm
×20 cm のコドラートを用いて採取した．付着藻のFig. 5. Changes in chlorophyll-a (A), AFDM: Ash free dry mass (B) and DIC:
図 2. 調査地におけるクロロフィル
量（A），強熱
dissolved
inorganic carbon (C) at study site on 13aNovember
2020.

活性は，酸素ロガー（HOBO U26，CO-UA 002，Onset

減量（B），溶存無機態炭素濃度（C）の分布（2020Co.）を用いた溶存酸素濃度の日変化測定から評価し

年 11 月 13 日）

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