陸水物理学会報－第 41 回研究発表会（2019 信濃大町大会）講演要旨－
主 催：陸水物理学会
期 日：2019 年 11 月 9 日（土）～ 11 月 10 日（日）11 月 9 日（土）研究発表会・公開講演会
11 月 10 日（日）巡検「立山黒部アルペンルート」

会 場 : 大町市立山岳博物館〒398-0002 大町市大町 8056-1
Tel: 0261-22-0211
E-mail: sanpaku@city.omachi.nagano.jp
研究交流会：養老の滝・大町駅前店

11 月 9 日（土）8:55 開会の挨拶

鈴木啓助氏（大町市立山岳博物館）＊座長は前の発表者がおこなってください。
＊発表時間 15 分は発表 12 分，質疑 3 分です。

＜Session 1＞ 9:00-10:45
9:00

9:15
9:30

9:45
10:00
10:15
10:30

1)リモートセンシングを用いた熱帯季節乾燥林における灌漑農地周辺の樹木フェノロジー観測＊濱侃 (横浜国立大・JSPS 特別研究員 PD), 吉田圭一郎（横浜国立大・教育）
2) ペンマン式の構造と表面ボーエン比法((SBR 法）について
浦野愼一 (NPO 法人 北海道自然エネルギー研究会)
3) 青森県・青池の呈色に関する研究：モデルの精緻化と応用＊
花石竜治 (青森県環境保健セ), 大坂直人(青森県原子力セ),
知北和久 (北大・北極域セ）4) 大阪湾沿岸域の栄養と二枚貝の成長速度との関係＊
藤井智康, 前田隼佑(奈良教育大・理科), 藤原建紀(京大), 樋口和宏(JF 兵庫漁連)
5) 密度成層場における鉛直方向の渦動粘性係数と乱流拡散係数
古里栄一 (鹿児島大)6) 日本の河川水質の変化に関する一考察 －全国規模の観測記録を中心にー＊
小寺浩二 (法政大・地理), 浅見和希, 猪狩彬寛, 矢巻 剛 (法政大・院)
7) 長崎県島嶼の河川水質特性(3)＊矢巻剛（法政大・院) , 小寺浩二（法政大・地理）, 浅見和希, 猪狩彬寛,
堀内雅生(法政大・院)

10:45-10:55 ポスター発表準備（休憩）＜Session 2＞ 10:55-11:55
10:55-11:15 ポスター口頭紹介（各 2 分）
8) 草津白根山周辺水環境の水質特性と酸性排水による影響
猪狩彬寛(法政大・院), *小寺浩二(法政大・地理), 浅見和希（法政大・院）

9) 中部山岳地域における降水安定同位体比の変動要因＊
桂川 司 (信州大・院), 山中 勤 (筑波大), 佐々木明彦(国士館大),黒雲勇希, 西村基志, 清水啓紀(信州大・院), 鈴木啓助 (信州大)10) 雪面熱収支解析による積雪融解および積雪底面流出解析＊
西村基志(信州大・院), 鈴木啓助(信州大学)
11) 上高地の冷気湖形成に及ぼす新雪の影響＊
黒雲勇希(信州大・院), 佐々木明彦(国士舘大学), 鈴木啓助(信州大学)
12) 上高地における冷気湖形成とその気象条件＊
小山紗莉, 西村基志, 黒雲勇希 (信州大・院), 鈴木啓助（信州大学）
13) 山岳地域における降水の局地性＊
上原元樹 (信州大・院), 佐々木明彦 (国士舘大), 鈴木啓助(信州大)14) 2016 年熊本地震における地下水位の潮汐応答の変化＊
福島宏司, 柴田智郎 (京都大・理), 細野高啓 (熊本大・先端科学研究部), 井手 淨
（芝浦工大・理工学研究科）
15) 田沢湖における水・物質収支に関する検討＊
大八木英夫（南山大），知北和久(北大・北極域セ), 網田和宏(秋田大・理工),藤井智康(奈良教育大)16) 御嶽山南麓 王滝川水系の濁川における河川環境＊
谷口智雅(東大 CSIS), 田代 喬(名大・減災連携セ)，野崎健太郎(椙山女学園大),
松本嘉孝(豊田工専), 小野田幸生(土木研・自然共生セ），宇佐見亜希子（愛知工業大）ポスター発表コアタイム 11:15-11:55＜総会＞ 11:55-12:15＝＝＝ 12:15-13:00 昼休み (45 分) ＝＝＝＜Session 3＞ 13:00-14:30
13:00 17) 母子里における 2012 年 4 月の速い融雪
石井吉之 (北大・低温研)
13:15 18) 立山黒部とその周辺の斜面災害リスク
諏訪 浩 (東大・空間情報科学セ，立命館大・歴史都市防災研)
13:30 19) 大規模降雨イベントが沿岸地下水の挙動に及ぼす影響の検討：2018 年西日本豪雨前後の比較*齋藤光代（岡山大・環境生命）, 小野寺真一, 友澤裕介（広島大・総合）,
小村修三（岡山大・環境理工）
13:45 20) 北海道における気候変動による大雨・洪水リスクの推定
中津川誠 (室工大・社会基盤ユニット)
14:00 21) 琵琶湖における地下水-地表水流入の役割＊
小野寺真一 (広島大)，齋藤光代 (岡山大) , 王昆陽（広島大）, 友澤裕介（広島大），
伴 修平（滋賀県立大），奥田 昇（地球研）
14:15 22) 気候変動に伴う河川水温と冷水性魚類の生息環境の変化について＊
工藤啓介 (株式会社ドーコン)，中津川誠 (室工大)＝＝＝休憩と準備(30 分)＝＝＝ii

＜公開講演会：大町の恵＝山と水＞（主催：陸水物理学会 共催：大町市立山岳博物館・信州山の環境研究センター）
15:00 23) 豊富な水をもたらす北アルプスの雪鈴木啓助（大町市立山岳博物館）
15:25 24) 山岳湖沼と気候変動：雪氷の視点から
知北和久（北大・北極域センター）
15:50 25) 仁科三湖の水環境の問題－水生生物の過去・現在・未来－
朴 虎東（信州大・理）
16:15 26) 信濃大町水物語－高瀬川上流地域における自然的・地理的特性と水利の発達－
荒井今朝一(大町市教育長)
16:40-17:00 ＜総合討論＞＜表彰式＞ 17:00-17:10＜巡検説明＞ 17:10-17:15＜研究交流会＞ 18:00-20:00

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）。

・研究交流会会場：養老の滝・大町駅前店〒398-0002 長野県大町市大町仁科町 3173 (TEL: 0261-22-4848)

11 月 10 日（日）： 巡検「立山黒部アルペンルート」
巡検案内者：鈴木啓助（大町市立山岳博物館）
集合場所： 8:00 JR 信濃大町駅
巡検ルート： JR 信濃大町駅～電鉄富山駅（16:00 頃 解散）iii

1. リモートセンシングを用いた熱帯季節乾燥林における灌漑農地周辺の樹木フェノロジー観測＊濱侃 (横浜国立大・日本学術振興会特別研究員 PD)，吉田圭一郎（横浜国立大・教育）

1．はじめにリモートセンシングを用いた陸域モニタリングで性状態を評価するため，Sentinel-2 の画像から
NDVI（正規化植生指数）を求めた。

は，陸域生態系の変動や炭素循環プロセスの評価を目的とした，葉面積指数（LAI），バイオマス，植生のフェノロジー（季節の移り変わりに伴う植物の状態の変化：発芽，開芽，開花，紅葉，落葉）などの観測・推定が試みられている。中でも，植生のフェノロジーは，気象条件をはじめとした地理的条件を反映するため，環境変化と密接に関係しており，
リモートセンシングはその空間的な広がりや時間的変動を知ることのできる有効な観測技術である。
また近年は，光学衛星の観測データが無料で公開されたことに加えて，空間分解能・観測頻度も向上
しており，この観測データを用いることで，より詳
細なリモートセンシングに基づく植生のフェノロジ

図 1. DAN 農場の位置と 2019 年 7 月 3 日の衛星画像．
灌漑農場周辺の熱帯季節乾燥林の植生構造が変化していることがわかる．

ー観測が可能になった。
本研究の対象地域であるブラジル北東部の大規模３．結果と考察

灌漑農地周辺にみられる乾燥林は，水資源が限られDAN 農場の熱帯季節乾燥林における NDVI は，た地域であり，植生構造や種組成は，土壌水分量に

雨季の始まりとともに上昇し，その後乾季にかけて対応して変化していることが明らかになっている

減少する時系列変化を示した。2017～2019 年の（吉田ほか，2019）。そのため，樹木フェノロジ

内，2019 年のみ一度上昇した NDVI が一度減少し，ーは，水文環境に密接に関わっている可能性が高い。

その後，再び上昇した（図 2）。また，NDVI の値

灌漑農地周辺での植生変化は，農地との境界から

は，90 日前からの先行降雨量と高い相関があった

数百 m 以上離れた地域にも及んでいるが，当該地（図 3）。NDVI は，植生指数の中でも LAI などの域では点滴灌漑などの節水灌漑が主流である。これ

形態情報を反映するため，熱帯季節乾燥林の展葉，

は，植生の変化は灌漑水による直接的な影響ではな

落葉に応答していると考えられる。これらのことは，い可能性を示しており，灌漑による自然植生への影

NDVI の季節変化が，水文環境に応答した熱帯季節

響とそのプロセスは明らかになっていない。

乾燥林のフェノロジーと対応することを示している。

そこで，本研究では，衛星画像および現地での気象観測データを解析し，樹木フェノロジーと水文環

1.0

境との関連性を検討した。次に，樹木フェノロジー

0.9の時空間変化を明らかにし，農場周辺の熱帯季節乾0.8燥林の変化と灌漑の影響について考察を行った。

0.7

0m
100m
250m
500m

0.6
NDVI

２．対象地の概要と方法
対象地は，ブラジル北東部に位置するペルナンブ

0.5
0.4

コ州のペトロリーナのマンゴー農場（DAN 農場）

0.3周辺である（図 1）。なお，対象地の農場では点滴0.2

灌漑を行っている。

0.1

熱帯季節乾燥林の樹木フェノロジーの時間・空間
変化を明らかにするため，空間分解能 10m の0.0
2016/1

2016/72017/1

2017/7

2018/1

2018/7

2019/1

2019/7

図 2. 灌漑農場周辺の熱帯季節乾燥林における NDVI のSentinel-2 衛星画像および Google Earth にアー

時系列変化．灌漑農地の境界からの距離ごとの
NDVI の時系列を示す．

カイブされている画像を使用した。また，植生の活1

増大が灌漑農地周辺の水文環境に与える影響につい

0.7ての検証は不十分である。加えて，土地利用変化

0.6
R² = 0.806（農地の拡大）による地下水位への影響についても0.5

考える必要がある。

NDVI

0.4
0.3
0.2
0.1
0
0

50
100
150
200
250
90日前からの先行降雨量 (mm)

図 3. 90 日前からの先行降雨量と NDVI の関係．

2019 年 7 月 3 日の衛星画像の判読から，植生構造が異なる熱帯季節乾燥林は，灌漑農地との境界から約 100～500m の範囲にみられた（図 1）。

図 4. NDVI の低下率の空間分布．低下率 60%以下のみ

熱帯季節乾燥林の NDVI は，灌漑農地からの距離を示す．

に関わらず雨季に上昇したが，乾季における NDVIの低下率は場所によって異なり，灌漑農地から距離が近いほど低下率が低かった（図 2）。すなわち，灌漑農地に近いほど落葉時期が遅くなり，樹木の活動期間が長いことを示している。樹木の活動期間が長くなることで，灌漑農地との境界付近の熱帯季節
乾燥林は，その他の熱帯季節乾燥林に比べて年間の生長量が大きくなる。その生長量の差が積み重なった結果，灌漑農地周辺では，図 1 のような景観を形成していると考えられる。
一方で，2018 年の NDVI の最大値と最小値を比較し，NDVI の低下率を見たところ，NDVI の低下
図 5. 2009 年 8 月の Google Earth 画像と地形断面図．
地下水位は筆者の仮説を示す．

率が低く，灌漑の影響を強く受けていると思われる
範囲は，衛星画像の判読で植生構造が異なる範囲よ
りも小さかった（図 4）。そこで，Google Earth300のアーカイブ画像で確認したところ，2009 年 8月の画像では，乾季にも関わらず，圃場周辺の広域

250

植生構造が異なる範囲と概ね一致した（図 5）。な
お，2009 年 9 月以前の 2005 年 9 月の画像では，
植生構造の変化が確認できず，2005 年 9 月から降水量 (mm)に緑が保持されており，その範囲は，衛星画像上で

200

150

100

2009 年 9 月の間に，灌漑農地周辺の広域の植生50

構造が変化したことが明らかになった。
当該地域の 2004 年から 2019 年の 15 年間の0

雨季の平均雨量は 346mm に対して，2008 年は639mm，2009 年は 629mm と雨季の雨量が多か

図 6. 2014～2019 年の 15 年間の月降水量．

った（図 6）。2008 年，2009 年は，降水量が増加したことで，農地周辺の地下水位が平年よりも高引用文献

くなり，より広域の植生の生長量が大きくなったと

吉田圭一郎，濱侃，宮岡邦任: 熱帯季節乾燥林における考えられる。しかし，灌漑農地の地下水位と周辺の樹木フェノロジーの灌漑による変化, 植生学会第 24 回

地下水位の関係を示す観測データはなく，降水量の大会講演要旨集, pp.56, 2019.

2

2.

ペンマン式の構造と表面ボーエン比法（SBR 法）について＊

浦野愼一 (NPO 法人北海道自然エネルギー研究会)

１．はじめに
ペンマン式（PE 式）は、地表面が飽和していることを条件に、高度 z の気温 Ta、湿度（水蒸気圧ea）、風速 U、および正味放射量 Rn 等の観測値から蒸発量 E を求める式である。著者（2012）は、PE式の構造とその前提条件を考察し、風速 U を使わずに E を推定する表面ボーエン比法(Surface Bowen
Ratio Method、SBR 法)を提案した。昨年は、釧路
湿原赤沼の観測データを使って SBR 法で E を推定し、その有効性等を検討したが、今回は検証事例を増やすため、洞爺湖の観測データを使って SBR 法による推定値の検証を行ったので、結果を報告する。

ゼロになり、(1)式は第１項だけになる。この時のボーエン比βは式の形から、β＝γ/Δs(Ts)となる（Δs(Ts)は地表面の温度 Ts における飽和水蒸気圧の勾配）。CF が成立している条件下では βはどの高さでも一定であるため、この βは図１の直線 ASの傾きと同じである。つまり、図 1 のβは飽和地表面の温度 Ts がわかれば、Δs(Ts)から求められる。
図１において直線 AS の傾きとΔs(Ts)が等しくなる
Ts は一義的に決まるから、Ts は計算で求められる。
これが SBR 法である。SBR 法は Ts を推定することにより、PE 式で必要な風速データが不要になるのが利点である。

２．SBR 法の概要
PE 式は、地表面が飽和していること、またボーエン比法（BO 法）と同じく、地表面付近（接地境界層）で E が z 方向で変化しないコンスタントフラックス(CF)が成立していること(ボーエン比βが一定)が前提条件になっている。PE 式が想定している
温湿度分布は、図１のようになる。

３．洞爺湖の観測データによる検証
蒸発量の解析は、洞爺湖にブイを浮かべて観測した 1995 年 11 月から 2 年間の気温、湿度、風速、水温分布、正味放射量等のデータ（日平均値）を使用した。ただし水温分布は内部静振による変動が含まれているため、貯熱変化量 G の計算は水温の 15 日
間移動平均値を使用した。
8

y = 0.9312x
R² = 0.9534

E(PE) mmday-1m-2

6
4
2
0

-6

-4

-2

-2

0

2

4

6

8

-4
-6
E(SBR) mmday-1m-2

図２．蒸発量計算値,SBR 法 E(SBR)と PE 法 E(PE)の比較
図１．PE 式が想定している地表面の温湿度分布

図２は、SBR 法で推定した蒸発量 E(SBR)とペンマン法（PE 式）で計算した蒸発量 E(PE)の比較である。
両者はよく一致しており、これにより PE 法による蒸発量 E(PE)は、風速観測をすることなく SBR 法で求められることがわかる。なお図２では、E(PE)がE(SBR)より若干過小評価されているが、これは、気温・湿度(1.5m)と風速(2.0m)の観測高度が異っていたが、計算では Penman(1948)が提示した 2m の高さの f(u)をそのまま使って計算したため、(1)式の第２項が過小評価されたためと思われる。ただし、f(u)は不安定でばらつきが大きいため、この程度の誤差はやむを得ないと思われる。
なお、ボーエン比法（BO 法）で計算した蒸発量
E(BO)は値が安定しなかった。これはβが-1 付近の時に値が発散するという BO 法固有の欠点のほか、表面水温の誤差の影響が現れたものと思われる。

PE 式は、図のボーエン比βと風速関数 f(u)を組
み合わせて導いた式で、以下で示される。

---------------(1)
但し、 Ea = f (U )  (eas − ea )ここで、 E ：蒸発量(mm/h)、 QT ：有効エネルギー( ＝ Rn-G 、 Rn ： 正 味 放 射 量 、 G ： 水 中 熱 伝 導量)(MJ/m2h)、Δ：観測高度 z の気温 Ta における飽和 水 蒸 気 圧 の 勾 配 (hPa/ ℃ ) 、 ｌ ： 水 の 蒸 発 潜 熱(MJ/kg)、 γ ：乾湿計定数(hPa/℃)、 f(U) ：観測高度 z における風速関数、(eas-ea)：高度 z の気温 Taにおける飽差(hPa)、である。
(1)式は、z における f(U)が正しく与えられれば任意のｚで成立する。したがって、仮に図 1 で観測点Ａ（高さ z）を飽和地表面Ｓまで下げると飽差が3

3.

青森県・青池の呈色に関する研究：モデルの精緻化と応用＊

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

１．はじめに演者らは，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）」の青色呈色について，
水そのものによる長波長光吸収が次の二つの光学現象と組み合わさって青色を呈すると考えてきた[1]。
二つの現象とは，①白色的湖底乱反射，②可視領域において短波長（青色）の光を強く散乱する，水その も の に よ る 密 度 変 動 散 乱 （Density Fluctuation
Scattering，分子散乱）である。
このモデルに基づき画像解析手法を用いて，理論のモデル・パラメータを決定し，呈色を試算した。
花石ほか[1]では，「湖底乱反射」＋「密度変動散乱」の寄与のフィッティングを行ったが，今回，その見積もりを精緻化し，理論的に試算して得た青色がデジタルカメラ感度で観測されることを示す。
さらに，この呈色計算法により，懸濁物質が希薄であり，かつ着色物質が水以外に極めて低濃度と考えられる湖岸域の呈色系および懸濁物質による散乱であるミー散乱が存在すると考えられる呈色系の青色呈色の試算を行ったので報告する。
２．密度変動散乱による散乱光強度の絶対値の試算と画像解析による湖底乱反射の反射率決定
散乱光強度係数を光強度式に与えると密度変動散乱に由来する強度が一意的に求められる。よって散乱光の寄与からデジタルカメラ感度などのスケーリ
ングファクタを決めることができ，そのことから湖底乱反射の寄与もフィッティングを考慮しながら，湖底反射率を決定できると考えた。
2017 年 5 月 2 日 10:07 および 11:35 の青池画像を解析した結果，湖底反射率は 1.4 %と見積もられた。
ここで，密度変動散乱係数は Morel ほか[2]の文献
値を用いた。また湖内散乱光の放射光強度の計算に必要な立体角は Mathar の方法[3]により求めた。

度変動散乱および湖底乱反射により得た照度は，デジタルカメラの感度で撮影できる十分に明るいものであると判断された。
４．青池における「木漏れ日」観測2018 年の観測では，7 月 24 日午後に，青池湖内に射し込む一筋の光の画像を撮影し，解析を行った[1]。その後，2019 年 7 月 7 日午後に「木漏れ日」の画像を撮影した。図 1 に同日 13:53 の画像を示す。
このときの天候は晴れであった。
図 1 において，光束の通過した箇所から出ているのが散乱光で，その先の明るい末端が湖底乱反射光と考えている。
湖底乱反射光および散乱光と推定された画像上の軌跡の線形 RGB 値のうち GB 値の比を表 1 に示した。二つで BG 比が異なっており，このことはこれ
らの光軌跡の由来が異なることの傍証と考えられる。

図 1 青池における木漏れ日の画像。2019 年 7 月 7
日 13:53 撮影。
表 1 図 1 の木漏れ日による画像上の軌跡から抽出した線形 GB 値の比推定される光放射源
BG 比（B/G）
標準偏差
0.77
湖底乱反射
±0.10
1.69
密度変動散乱±0.08

３．理論から得られる青色呈色がデジタルカメラによる撮影で観測できることの検証
前項の画像解析で得たパラメータを用いて，晴天
時の照度 E=1×105 lx の設定で，5 月 2 日 11:35 の展
望台定点から見た青池における湖面上の線形 RGB
値と，この線形 RGB 値に対応する輝度相当値を求め，それが最大となる線形 RGB 値を求めた。前項で改良した物理モデルにおいて，湖面からの光強度の項に r 2 （r は湖面の半径）の乗算因子を加えて改良し，湖面上の座標格子ごとの線形 RGB 値の最大値として，(R, G, B)=(25, 160, 295) lx を得た。
室内照明の照度が数百 lx であり，上記の照度は十分に明度を持っていると考えられた。仮定した密５．水辺の呈色のモデル計算
青池の呈色モデルは，青池の湖盆形態を回転放物面と近似した以外は，一般論的に，湖底における反射と湖内の散乱を仮定して，これらの前後の光吸収を記述したものであり，その扱いは青池以外の水系の呈色試算にも応用できると考える。
そこで，まず浅い湖岸線の段階的水底における青色呈色の試算例を図 2 に示す。ここでは，光散乱と4

して青池と同じく，透明度が高い場合を想定し，湖底乱反射と密度変動散乱を考慮した。
最大水深が 8.8 m の青池の場合[1]において，湖底
乱反射の寄与と湖内密度変動散乱の寄与が，例えば
5 月 2 日 11:35 では同じ程度（既報[1]では 43:51）
であり，また仮想的に最大水深を浅く，あるいは深く仮定すると，前者で湖底乱反射が，後者で密度変動散乱が大きな寄与を与える結果が得られていた。
今回の湖岸線の場合は単純な湖底を仮定したが，得られた結果は，青池の場合の計算結果と矛盾しないものであった。
また，湖底乱反射光は緑色を帯びた青色であるが，密度変動散乱光は青色であり，両者の色調の違いが計算された。このことは，青池の場合[1]において報告されており，また今回，前項で BG 比を求めた
青池における「木漏れ日」画像からも示唆されることであった。
次に，ミー散乱の寄与を含む湖沼の青色呈色の試算例を図 3 に示す。ここでは青白色を呈する，北海
道美瑛町の「青い池」の呈色試算を目標とした。この「青い池」の呈色は，福島大学の研究者により火山性由来のケイ酸アルミニウム粒子によるミー散乱が原因と考えられている[4]。図 3 では，ミー散乱
強度が散乱角に依存せず等方的であると仮定した。
ミー散乱の強度係数が高いと，青白色が明るい色になることがわかり，定性的ではあるが，ミー散乱の場合の青白色が再現できた。
水深(m)
BD

1

2

5

10

20

B
D
図 2 「湖底乱反射」＋「密度変動散乱」モデルによる湖岸線の色調のシミュレーション。段階的な湖底を各水深で仮定。横軸：湖心への方向(y; 0< y <10m)，縦軸：湖岸線(x; -5 m< x <5 m)，観測位置：x=0, y =0, z =1.5 m。湖底反射率  =1 %，散乱による減衰定数 k =0.15 m-1，スケーリングファクタ 0=5×10-3 lx-1，設定照度 E =1×105 lx，北緯 40 度，東経 135 度で 6 月 21 日 11:35 の設定。BD:「湖底乱反射」＋「密度変動散乱」，B:「湖底乱反射」，D:「密度変動散乱」。
ミー散乱
強度係数
(m-1)
画像

0

0.002

0.005

0.01

0.02

図 3 「湖底乱反射」＋「密度変動散乱」＋「ミー散乱」モデルによる湖岸線の色調のシミュレーション。
段階的な湖底（水深 5 m）を仮定。縦軸横軸および

5

観測点，設定照度，観測点北緯東経，日時は図 2 と同じ。湖底反射率  =1 %，散乱による減衰定数 k=0.15 m-1，スケーリングファクタ 0 =5×10-3 lx-1。
６．結語
青森県・青池の青色呈色機構の研究に適用した物
理モデルを改良した。その結果を用いて，パラメー
タ推定を追加して行い，理論的な青色色彩がデジタ
ルカメラ感度で観測可能であることを示した。
さらに，既報で解析を行った「木漏れ日」について，湖底乱反射と密度変動散乱に由来すると推定される鮮明な画像を得た。
上記の物理モデルを，透明度の高い湖岸線の水面呈色および懸濁物質によるミー散乱がある場合の呈色の試算に応用した。前者においては，水深とともに湖底乱反射および密度変動散乱の寄与が変化した。
また，後者については，定性的に呈色を再現できた。
これらの青色呈色現象は，本研究で取り上げた物
理モデルによって理解できることが示された。上記の計算と既報の青池の青色呈色計算から，双方矛盾しない結果が得られ，論点を単純化した計算結果により，青池の呈色現象の物理学的理解を補助することができた。
文献[1] 花石竜治・大坂直人・知北和久 (2019): 青森県・青池の呈色に関する研究: 画像解析とモデリング．
陸水物理学会誌，1:1-21.
[2] Morel A, Prieur L (1977): Analysis of variations inocean color. Journal of Limnology andOceanography, 22: 709-713.
[3] Mathar RJ (2015): Solid Angle of a Rectangular
Plate. Technical Note, Max-Planck Institute of
Astronomy, Heidelberg, Germany.
[4] 高貝慶隆・阿部遼太 (2014): 湖面の青色色彩に関する五色沼と北海道美瑛町青い池の化学的類似性と相違性．共生のシステム：磐梯朝日遷移プ
ロジェクト，14: 80-87.

4.

大阪湾沿岸域の栄養と二枚貝の成長速度との関係＊

藤井智康 (奈良教育大・理科)，前田隼佑 (奈良教育大・教育)，
藤原建紀(京都大名誉教授), 樋口和宏 (JF 兵庫漁連)

１．はじめに海域の富栄養化による水環境問題や漁業被害は、
赤潮や青潮の発生など、海域の水面における水色変化など目に見えるものが多い。瀬戸内海においては、
近年、貧栄養化が進んでいると言われており、海域の貧栄養化の影響は，生物の成長速度の低下，小型化，漁獲量の経年的減少など，徐々に進行している
ため分かりにくく、一般には知られることが少ない。
一方、閉鎖性の強い大阪湾では富栄養な海域も多く存在する。海域における生物生産にとって栄養とエサが必要なことは周知の事実である。しかしながら、海域の栄養と二枚貝（アサリ）の成長との関係はほとんど知られていない。そこで本研究では、大阪湾沿岸域の栄養の違いとアサリの成長速度との関係を明らかにすることを目的とする。

図 2 垂下実験状況図

2.3 解析方法
アサリの栄養状態の指標には、肥満度（身入り）が用いられる。本研究では肥満度により考察した。
肥満度の算出は次式⑴で示される。
𝑆𝑇𝑊
肥満度 ＝
× 1000(1)
𝑆𝐿×𝑆𝐻×𝑆𝑊

２．対象地域の概要と方法
2.1 鉛直分布及び連続観測
各地点では、直読式総合水質計 AAQ-177（JEF ｱﾄﾞﾊﾞﾝﾃｯｸ）を用いて、水温、塩分、DO、濁度、ク
ロロフィル蛍光の鉛直分布を水深 0.1 m 間隔で測定した。また、St.2 の水面下 1.0 m に多項目水質計
WQC-24（東亜 DKK）を設置し、水温、塩分、DO、pH を 30 分間隔で連続測定した（図 1）。

ここで、STW：軟体部重量(g)、SL：殻長(cm)、
SH：殻高(cm)、SW：殻幅(cm)３．結果と考察
本研究の結果の一例を図 3 に示す。
肥満度は、9 月 21 日～10 月 19 日までの１ヶ月間
では、St.3 の西宮で最も高く平均 22.7 であった。また、須磨では、18.8、垂水で、15.1 であった。
3 地点を比較すると明石海峡付近で水の交換が大
きい貧栄養海域である垂水では、肥満度が低く、淀川からの有機物流入により富栄養な海域である西宮では肥満度が高かった。
以上のことから、栄養豊富で植物プランクトンが多い大阪湾北東部では、アサリの身が大きく、よく育っていた。

2.2 垂下実験
水深 1.0 m に垂下したプランターに砂礫（粒径 2mm 以上）を入れ、この中にアサリ 50 個体を移植し、垂下実験を行った。また、貧栄養とされる St.1 では
肥料を添加した比較実験を行った（図 2）。

図 1 調査地点
St.1：神戸ﾌｨｯｼｬﾘｰﾅ（垂水）、St.2：須磨ﾖｯﾄﾊｰﾊﾞｰ（須磨）、St.3：新西宮ﾖｯﾄﾊｰﾊﾞｰ（西宮）図 3 地点別の平均肥満度 (垂下実験)（2019 年 9 月 21 日～10 月 19 日）

6

5.

密度成層場における鉛直方向の渦動粘性係数と乱流拡散係数
古里栄一 (鹿児島大学)

１．はじめに
陸水物理に関連する湖沼や貯水池等の停滞性水域
における数値解析は，現象理解や水質管理等において極めて有用な手法である．数値解析においては，乱れに関連する鉛直方向の渦動拡散（あるいは粘性）係数は，密度成層場における流体および物質輸送に大きな影響を与える．古くから乱れを高い精度で表現しようとする様々なモデル（LES, K-ε等）が提案されているが，計算負荷等を考えると乱れを近似的に取り扱う手法として局所リチャードソン数(Ri)の関数とする方法も有用であり，わが国の多くの数値解析モデルで用いられている．こうしたモデ
ルは学術研究だけでなく，ダム事業における水質管理においても極めて有用な手法である．一方で，実務におけるコンサルタントによる数値解析の実施においては，場合によっては成層流や化学および生物学，生態学に関する知見が不十分な技術者によるプ
ログラム言語に関するスキルのみをベースに非現実的なパラメーターを使用した解析により，公共事業として不適切な解析結果が生じる可能性は否定できない．これは，学術研究における水環境に関する数
値解析モデルの複雑化が留まることなく進展してしまい，結果として通常のエンジニアではカバーしきれない広い学術領域の専門知識に基づく高度かつ複雑なサブモデルの存在と，そのパラメーター数が100 を超えるようなモデルになってしまっているためである．微生物生理学的なパラメーター値の解析
結果に与える影響は極めて大きいが，流れや物質輸送を支配する鉛直方向渦動粘性係数および拡散係数について，本発表では述べることとする．なお本論
文では運動方程式に含まれる渦動粘性係数も便宜的に拡散係数と表記することとする（表 1）．

表 1 鉛直拡散係数（cm2/s）の事例
対象
範囲
条件*1
海域
10～100
海洋上層の混合層 5)1～10海底の境界層，感潮河川 5)
0.1～10
深海（1000m以深）5)
密度躍層等
0.01～1（成層が強い箇所）5)
1.33
太平洋トレーサー鉛直分布 7)0.3
海洋大循環モデリング 1)
琵琶湖の表層から底層
湖沼0.01～100（温度拡散係数）4)
十和田湖・野尻湖等
0.0014*1～100（温度拡散係数）3)1
琵琶湖3次元解析使用値 2)
湯の湖における
0.0028～0.0167
DO鉛直分布解析 16)
一般モデル
0.7
Oダムでの暫定使用値
最大値
1.2～5.8
複数ダムでの使用値*1 特に水深を示していない場合は，全層一定値の解析例*2 分子拡散係数(0.0014)より大きい値とした．

れより 1 オーダー小さい最大拡散係数値が用いられ場合があり，今後見直しが必要であろう．
３．拡散係数の推定方法
鉛直方向の拡散係数は，近年は乱流量の時空間分
布を直接解く k-εモデルがダムの実務でも標準的に用いられている．こうした 2 方程式モデル 13)に対して，0 方程式モデルとして成層場における鉛直方向渦動粘性係数(νtV)および鉛直方向の乱流拡散係数(εtV)を局所リチャードソン数(Ri)の減衰関数として評価する方法も存在し 8),13) ，多くの貯水池
水質解析モデルでも用いられている．

２．拡散係数の一般的な値言うまでもなく，モデルで推定される鉛直方向の渦動粘性係数および乱流拡散係数の値は，現地の値と同様である必要がある．このため，改めて様々な水域における鉛直拡散係数の値を整理した（表-1）．
表より明らかなとおり，対象とする水域だけでなく，密度成層場においては表層と底層とでは大きな違いが認められる．貯水池における数値解析のパラメー
ター値採用においては，これらの値の幅を十分に認識すべきである．表より明らかな通り，湖沼においても表層の最大値は海洋表層と同じく 100cm2/s に達する値が報告されている．これはフェッチが長く風波が発達する大型湖沼である琵琶湖での値である
ことを考慮しても，海洋の底層や密度躍層で得られている 10cm2/s 程度は貯水池でも存在すると考えられる．なお，一般的な貯水池水質解析モデルではこ7n tV = n tV 0 (1 + a Ri )
æ g dr ö
Ri = ç÷è r dz øe tV = e tV 0 (1 + b Ri )-a2

æ du ö
2 æ du öç ÷ =N ç ÷è dz ø
è dz ø

-b2

４．複数定数値の比較
4.1.Ri 数の範囲
拡散係数推定式の違いを検討する前に，局所リチャードソン数の一般値を整理する．水域としてはダム貯水池を想定し，かつ平水時を想定することとす
れば，N2=O(10-5)～O(10-2)[s-2]，du/dz～0～10-1 [s1]とみなすこととする．これらの仮定より，Ri の範囲としては(du/dz の最小値として，ここでは 10-5とした)，10-4～104 の幅が得られる．なお，一般的な貯水池水質解析モデルでは 10-5～109 の値が内部で計算されている．

表 2 減衰関数のモデル定数値
渦動粘性係数(νtV)

文献
Munk and Anderson 7)
Webb 12)
Ueda et al. 11)
Rossby and Montgomery 9)
一般モデル

a

β

B

10
5.5
2.5
10

0.5
1
1
0.5
0.5

3.3
5.5
10

1.5
1
0.5

4.2.拡散係数の相違
図 1 に表 2 の定数値を用いて評価される拡散係数値を比較して示す．図よりわかるとおり，Ri に乗じる係数(α，β)に比べてべき乗数である a と b の影
響が大きい．また，現在の一般的な貯水池水質解析
モデルで用いられている値は，ほぼ中立状態である
低 Ri 条件では 1/10，乱流が発達する高 Ri 条件では
1/10,000 に達するほど鉛直拡散を過少評価している可能性がある．表１に示すように湖沼でも100cm2/s の値があることを考慮すると，鉛直混合を促進する目的で実施される気泡循環対策の効果評
価においては今後検討すべき課題である．

酸素層の形成―琵琶湖南湖浚渫窪みの例―，
Jpn. J. Limnol., 47, 1, 7-35, 1986.
5) 松梨順三郎，環境流体汚染，森北出版，407pp，
1993.
6) 松尾直規，湖沼環境の水理に関する諸問題，第25 回水工学に関する夏期研修会講義集 ，A，
pp.A-7-1-20，1989.
7) Munk, W. H. and Anderson, E. R. Notes on atheory of the thermocline, J. Marine Res.,7, 276-295, 1948.
8) 中辻啓二・許再寧・室田明：三次元表層密度流の 数 値 実 験 , 土 木 学 会 論 文 集 , No.434, Ⅱ 16,pp.19-28, 1991.
9) Rossby, C.G. and Montgomery, R.B., The
layer of frictional influence in wind andocean currents, Pap. Phys. Oceanogr.
Meterol., 3, pp.1-101, 1935.
10) 高津治・中村由行・早川典生：湖沼の水温構造の 予 測 モ デ ル , 水 工 学 論 文 集 , 第 35巻,pp.179-184, 1991.
11) Ueda, H. mitsumoto, S. and Komori, S.,
Buoyancy effects on the turblent transport
processes
in
the
lower
atmsphere,

/

3 9

/

/

)

/

+

/

3

3

3 9

/
/

/

)

/

+

-/ /
/

/

/

/

/

/ /

17 17
9 5689 568.(
0 . ( 0A A
4+4 + 

E E

乱流拡散係数(εtV)

α

0 . (0. (26
2 6 

Quarterly J. of the Royal MeteorologicalSociety, l07, pp.561-578, 1981

図 1 Ri とνtV およびεtV との関係の複数定数値での比較(定数値は表 2 の値を用いた．)中立状態値は表 1の値から 10cm2/s を用いた．ただし一般モデルのみ
表 1 の値から，1cm2/s とした．

12) Webb, E. K., Profile relationship: thelog-linear range, and extension to strong
stability, Quarterly J. of the Royal
Meteorological Society, 96, .67-90, 1970.
13) 矢野真一郎，エスチャリー流れのモデリング，
第 43 回水工学に関する夏期研修会講義集，B，
pp.B-5-1-22, 2007.
14) 羽角博康：海洋大循環モデルにおける鉛直混合
パラメタリゼーションと太平洋深層循環に関する研究， 海の研究（Oceanography in Japan） ，26（5），203－208，201715) 村上和男・森川雅行：潮流場における水平・鉛
直拡散係数の算定法，第 30 回海岸工学講演会
論文集，515-519,1983
16) 高崎みつる・佐藤敦久・須藤隆一・岡田光正，
湖の溶存酸素収支に関する研究，土木学会論文
報告集，第 340 号，1983.

謝辞：本研究の一部は，独立行政法人水資源機構総合技術センターの受託研究，公益財団法人 河川財団の河川基金助成事業，ダム技術センターの共同研
究により行われた．ここに記して謝意を示す．
参考文献
1) Bryan, K., and L. J. Lewis ： Water massmodel of the World Ocean, J. Geophys. Res.,84, pp. 2503－2517, 1979.
2) 岩佐義朗・井上和也・劉樹坤・阿部徹，琵琶湖の湖流の三次元的な解析，京都大学防災研究所
年報，第 26 号，B-2，pp.531-542, 1983.
3) 近藤純正・渡部勲，深い湖の水温鉛直分布と蒸発の季節変化，国立防災科学技術センター研究
報告，2, pp.75-88, 1969.
4) 熊谷道夫・前田広人・大西行雄，鉛直循環と無86.

日本の河川水質の変化に関する一考察－全国規模の観測記録を中心に－＊

小寺浩二 (法政大・地理), 浅見和希, 猪狩彬寛, 矢巻 剛(法政大・院)Ⅰ 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、法整備や社会全体の環境意識の高揚などもあり、急速に水質は改善されてきた。しかし、かつての点
源汚染は面源汚染となり広がって、大河川流域では下流部より上流部に汚染地域が目立つ状況となっている。
行政によって 1971 年から継続されている｢公共用水域の水環境調査｣に加え、市民団体を中心に 2004 年から継続されている｢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から読み取れる日本の河川の水質変化について考察する。

2．身近な水環境の全国一斉調査
調査が始まった 2014 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
前後で推移するものの、2018 年には約 7,000 地点となった。COD４以上が約半数であまり変化がない。

Ⅱ 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（特に BOD）
について整理し、｢身近な水環境の全国一斉調査｣については、｢実行委員会｣から入手した 2004 年～2018 年の COD の調査結果を整理して長期的な変化について考察した。また、一斉調査に関しては全国・地域毎の分布図を作成し、水質の空間分布についても検討した。

3．東京都の COD 分布
広く COD６以上が分布し、８以上の地点も多い。

Ⅲ 結果と考察
1．公共用水域の水質調査結果
1971 年には約 1,000 点だった観測地点が、15 年後の 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いる。COD には欠測が多いた
め BOD の値で経年変化を見ると、当初 3 以上が半数を占めていた(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 割を占める（2018 年）。
４以上が減少し、１以下は約半数に増えている。

図３ 東京都の COD 分布（2018 年）

図２ COD 値の階級区分の変化（｢身近な水環境の全国一斉調査結果｣より作成）（｢身近な水環境の全国一斉調査結果｣より作成）

Ⅳ おわりに全国規模の長期的な観測結果から日本の河川水質の変化を明らかにすることを試みた。各観測値の特性が明確となり、全国的な傾向が明らかになった。引き続
き、一般水質の変化についても検討したい。
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・浅見和希・齋藤 圭(2019)：東京の水環境の変遷と課題-河川環境を中心に-.法政地理,51,61-70.

図１ BOD 日平均 75%値の階級区分の変化（国立環境研究所 DB より作成）

9長崎県島嶼の河川水質特性(３)7.
＊

矢巻剛，浅見和希，猪狩彬寛，堀内雅生（法政大・院), 小寺浩二（法政大・地理）

１．はじめに島嶼の陸水は、一般に地形や地質、人間活動や風や降水で運ばれた汚染物質の影響を受けると考えられている。日本の島嶼における水環境研究は各地で行われているものの地理的な偏りがあり、対馬や壱岐、五島列島、平戸など長崎県の島嶼に関する詳細な研究はほとんどなく、継続的に調査・水質分析を行ってきた。数年間の水質データ解析と GIS を用いた流域解析から、長崎県の島嶼における水質形成と、地質や起伏といった流域特性との関係性が明らかになったので報告する。

分析の結果、①降水の影響と、②地質・地下水の影響と考えられる 2 つの因子に分けられた。この 2 つの影響が水質形成の大きな要因であると言え、②の因子得点は傾斜および農用地の割合と負の相関があった。ギブズ・ブーメラン図（図 1）からも、対馬
では降水の影響が強い河川が多いことがわかる。
５．おわりに小流域単位での地形や土地利用条件の違いが、水質形成に大きく寄与していることが示唆された。今後は、各流域の水環境とその形成要因を分析・考察
し、類型化を行う。

２．対象地域の概要
壱 岐 は 、 九 州北 部の 玄界 灘に 位 置 す る面 積 約
137km²の島で、最高標高 213m ながら起伏に富み、農業が盛んで島の各地に溜池が数多くある。対馬は、九州北部の玄界灘に位置する面積約 708 km²の島で、急峻な地形であり、島土の約 90％を森林で農用地はほとんどない。平戸諸島は、面積 163 ㎢の平戸島と、生月島、度島、的山大島からなり、平戸島の約50%が森林、約 30%が田畑の土地利用で、生月島・的山大島にも水田が広く分布する。五島列島は、福江島、中通島をはじめとした大小 140 の島嶼からなり、島によって多様な土地利用がなされている。
３．研究方法
まず既存研究の整理および考察を行った上で、現地調査は五島列島で 2014 年から 5 回、壱岐で 2015年から 9 回、対馬は 2016 年から 10 回、平戸島で2017 年から 8 回実施した。現地にて、水温、気温、
電気伝導度(EC)、比色 pH および RpH を計測し、採水した試料を用いて、全有機炭素(TOC)と主要溶存成分を分析した。地形解析は基盤地図の 10mDEM を用いて QGIS にて行ない、これらのデータを、統計ソフト R にて統計解析を行なった。
図 1.

４．結果・考察
壱岐とそれ以外の 3 島では、河床勾配が異なり、壱岐では、対馬や平戸の河川と比べて上流部から溶
存成分濃度が高く、滞留時間が比較的長いことや、地下水の農業用水利用による影響と考えられる。対馬では特に変化が大きいが、中流部で伏流、または流量が極端に減ることとの関係も考えられる。
クラスター分析の結果、水質がある程度地域によって分けられ、クラスターごとの平均水質との比較から、標準的な河川、地下水の寄与が大きいと考えられる河川、濃度の低い渓流河川の 3 つのグループに分けることができた。主成分分析を行なった結果、EC と強い相関を示す主成分が大きくなった。因子10

ギブズ・ブーメラン図による水質組成

参考文献
矢巻剛・小寺浩二 (2019)：長崎県島嶼における水環境の特性と形成要因―対馬・壱岐・平戸を中心に―．法政地理, 51, 45-56．
Jiang, L., Yao, Z., Liu, Z., Wang, R. & Wu, S.
(2015) Hydrochemistry and its controlling
factors of rivers in the source region of
the Yangtze River on the Tibetan Plateau.
Journal of Geochemical Exploration 155, 76–
83.

8.

草津白根山周辺水環境の水質特性と酸性排水による影響
猪狩彬寛(法政大・院), *小寺浩二(法政大・地理),浅見和希（法政大・院）本邦に多く存在する火山体は、その貯水能から水循環・

Ⅲ 研究方法2017年5月から2019年10 月にかけて24回の現地調査を行

水利用を考える上で重要であり（山本 1970）、上流域からった。調査地点は山体の東側と南側を流れる河川を中心に、約沿岸域に至るスケールでの議論には欠かすことのできな

45地点ほどである。降水、積雪、湖沼水、温泉水などの環境水

い要素である（向井 2012）。

の現地観測と採水も行っている。河川水については、現地にて

Ⅰ はじめに

国内外においては火山体周辺の環境水の水質を中心に、気温、水温、pH、RpH、EC（電気伝導度）、流量の測定を実施。

火山活動・熱水との関連（松尾ほか 1977, Varekamp et al.

実験室にて濾過後、TOC・イオンクロマトグラフィーを用いて、2009）、農業をはじめとする土地利用や鉱山排水などの人

主要溶存成分（Na+、K+、Ca2+、Mg2+、Cl-、NO3-、SO42-、HCO3-）

為的影響（都築ほか 2011, Sarmiento et al. 2009）、重金属・の分析を行った。2018年2月には草津町の協力の下、今回噴火

希少元素を用いた解析手法（若狭ほか 2015, Varekamp et al.

が発生した本白根山東麓の火山灰の分布域・降灰量の調査、サ2009）など、火山体と水環境に関する研究が、現在に至る

ンプリングを行い、溶出実験による水溶性物質の分析を実施しまで数多く発表されてきた。

た。

草津白根山周辺では、温泉排水・鉱山排水の影響を受け、強酸性・高EC 値の水質を示す河川が見られる。2019 年1月噴火によって山体周辺に堆積した火山灰からは、今現在も、一定の濃度の水溶性成分が溶出していることが示唆されている（猪狩ほか 2019）。地質学的・地球物理学的ならびに地球化学的関心の高い対象が多く存在している草津
白根山において、20 回を超える現地調査と成分分析結果から、周辺水環境の水質特性・形成要因を明らかにすることを試みた。
Ⅱ 対象地域
群馬・長野の県境に位置する国内有数の活動的火山である。白根山（2,138m）の南方に逢ノ峰（2,110m）及び本白根山（2,176m）があり、この三つの火砕丘群から構成され、

図 1 pH 平均値の空間分布（2017.05-2019.10）

活動は約60 万年前から始まり、現在もみられる山容は約1万年頃前までに形成されたものである（坂本 1990）。本火
山は1882 年以降19 回の水蒸気噴火が発生しているが、いずれも北側の白根火砕丘群で発生している（気象庁 2005）。
本白根山では約 3,000 年前に溶岩流を伴う噴火があったが、鏡池北火砕丘では約 1,500 年前まで噴火が起きていたと推定される（濁川ほか 2016）。
強酸性硫黄泉の排水とともに、山体周辺の旧硫黄鉱山からの排水も多く、河川水中の Pb 濃度が基準値を超える河川が存在することが報告されている（都築ほか 2011）。
2018 年1 月23 日10 時2 分、本白根山鏡池の北側火口列から水蒸気噴火が発生。噴石による死者 1 名、負傷者 11名を出した。以来、火口湖の湯釜を含む山頂域周辺では、立ち入り規制が現在に至るまで続いている。

図 2 EC 平均値の空間分布（2017.05-2019.10）

11中部山岳地域における降水安定同位体比の変動要因

9.
＊桂川 司 (信州大・院)，山中 勤 (筑波大)，佐々木明彦(国士館大)，黒雲勇希(信州大・院)
西村基志(信州大・院)，清水啓紀(信州大・院)，鈴木啓助(信州大)
３．結果と考察3-1δ18O について
δ18O はほとんどの地点で春と秋にピークを示す
2 山型の季節変化を示した．冬季に低い値を示し夏季に高い値を示したのは降水の δ18O は主として水
蒸気の凝結温度によって決まる（Dansgaad，1964）
からだと考えられる．また 6 月に δ18O が低い値を示すのは雨量効果が原因であると考えられる．また，
空間的な変化について δ18O と標高との間には 4 月
から 10 月にかけて高い決定係数を示し，寒候期には低い値であった．また緯度，経度の決定係数は年間を通して低い値であることから，暖候期のみ標高差による δ18O の変化が起きていると考えられる．
3-2 d-excess について
Dansgaard（1964）は降水の d-excess は降水の起源となる海洋での蒸発が起きた時の状況の影響を強く受けると指摘しており，また早稲田・中井（1983）は主に夏には湿潤な海洋性気団（小笠原気団）が太平洋からゆっくりと海水を蒸発させ dexcess の低い水蒸気団をもたらし，冬には乾燥した大陸性寒気団（シベリア気団）が暖かい日本海から急速な蒸発を引き起こし d-excess の高い気団となり日本に降水をもたらすと述べている．このことから本研究においても d-excess が冬に高く夏に低い値を示したのは夏と冬の降水の起源の違いによるものであると考えられる． d-excess の空間変化については 18O と同じく暖候期のみ高度効果が見られた．

１．はじめに水の安定同位体比は水循環を解明するための有効なツールである（Dansgaard.,et al.,1964）．とくに降水の安定同位体比は，大気中での輸送過程や凝結・蒸発といった相変化によって変化することが知られており，水循環に関連した研究で幅広く用いられてきた．多くの既往研究において降水の安定同位体比の時空間的な変化について議論されてきたが，日本国内における降水の安定同位体比の研究の多く
は観測期間が 1～2 年と短く，長期間のデータを用いて行われた研究は少ない．そこで，本研究は中部山岳域において 2011 年 1 月から 2018 年 12 月にかけて 8 年間にわたる降水試料のデータを用いて対象地域における降水の安定同位体比の時空間的な変動とその要因を明らかにすることを目的とした．
２．研究方法
降水の採取は中部山岳地域内の 9 地点（長野，松本，諏訪，大町，菅平，乗鞍，上高地，志賀高原，
西穂高）において行った(図 1)．
各採取地点には，10 L のタンク上部にロートを取り付けた降水サンプラーを設置し，2011 年 1 月
から 2018 年 12 月まで，ほぼ 1 ヶ月ごとに降水試料の回収を行った．

4．結論
18
O は気温と降水量の変化により春季と夏季にピークを示す 2 山型の変動を示し，また 4 月から 10月にかけて標高と明瞭な相関を示した．高度効果はレーリーの凝縮過程及び地点毎の高度差により生じたと考えられる．d-excess は冬に高く夏に低くなるというような季節変動を示し，これは冬季に冬型の西高東低の気圧配置によって日本海起源の高い
d-excess の降水が多くなることによってこのような変動が生じたと考えられる．また空間的な変動として，夏季は標高との相関が高くなり冬季は経度との相関が高くなる．夏季の標高との関係は 18O と同
じくレーリーの凝縮過程によるものだと考察される．
冬季の経度との関係に関しては，冬季に回収を行っている 8 地点の中で比較的東部にある大町，長野，菅平，志賀高原に冬型の西高東低の気圧配置による
d-excess の高い日本海起源の降水が多くもたらされたことによって経度との相関を示したのだと考えられる．

図 1．採取地点及び各地点の標高

12

OH01

OZ03
OZ03

OZ02
OZ02

AK02

OZ01
OZ01

AK01

IH01

IM02
IM02

IM01
IM01

TK02

SZ01

TakinoImai Riv.(IM) Aka Riv. Osozawa Riv.(OZ)
Riv.

TK01

CB01

CA01

MS01

KF01

West-South

Down

SU01

上流域における温泉排水や火山活動の影響を受けた地下

Up

Manza Riv.(MZ)

MZ02

測されたが、いくつかの流入河川では酸性を示しており、

Max.
75%
Med.
25%
Min.

MZ01

白砂川下流域では pH7.0 を超すアルカリ性の水質が観

8.0
7.0
6.0
5.0
4.0
3.0
2.0
1.0

MH01

pH

Ⅳ 結果・考察1．東側（白砂川・湯川流域）

East
9.0
8.0
7.0
6.0
5.0
4.0
3.0
2.0
1.0

白根山北東部から流下する谷沢川・大沢川では強酸性・

pH

高 EC 値が観測された。これらの 3 河川は石灰水投入に

YK01
YK01
YK02
YK02
TS01
TS02
OS01
YK03
YK03
YK04
YK04
GM01
KY01
NS01
SS01
SS01
KS01
SS02
SS02
KG01
ZZ01
MT01
SS03
SS03
SS04
SS04
AT01
AT02
AT03
AT04
AT05
AT06
KM01

Survey Points

水の流入が示唆される。温泉街中心を流れる湯川や、本より中和処理される。中和後に貯水される品木ダムでは、
pH5.0、EC1,000μS/cm 前後となり石灰水投入による水質の変化が確認された。EC 値は白砂川本流において大きく

Up

Down

Yukawa Riv.(YK)

Shirasuna Riv.(SS)

Agatsuma, Kuma Riv.

図 3 流域毎の pH 変動

変動しており、大量の酸性排水を貯水している品木ダム

7.00

0.10

OZ03
OZ03

OH01

OZ02
OZ02

OZ01
OZ01

AK02

AK01

(OZ)
Aka Riv. Osozawa Riv.

IM02
IM02

IH01

IM01
IM01

Takino (IM)Imai Riv.
Riv.

TK02

SZ01

CB01

CA01

MS01

SU01

West-Southる。白砂川上流においては、Na も多くなり、花敷温泉・

KF01

泉排水のような熱水起因による影響が大きいと考えられ

Down

Manza Riv.(MZ)

TK01

Up

0.01

MZ02
MZ02

しては、Ca とSO4、Cl の卓越が際立ち、湯川上流域の温

1.00

MH01

いった人為的な影響が大きく寄与している。溶存成分と

MZ01
MZ01

EC (mS/m)の放流の有無や、発電利用の為の堰き止め・導水などと

East
6.00

EC (mS/m)

排水の流入の影響が示唆される。
白砂川本流の pH は下流に向かうにしたがって、上昇傾向にあるが、最下流の地点で再び値が下がっている。

1.00

Max.
75%
Med.
25%
Min.

0.10
Up

0.01

これは最下流地点の直上で、品木ダムより直接導水され

YK01
YK01
YK02
YK02
TS01
TS02
OS01
YK03
YK03
YK04
YK04
GM01
KY01
NS01
SS01
SS01
KS01
SS02
SS02
KG01
ZZ01
MT01
SS03
SS03
SS04
SS04
AT01
AT02
AT03
AT04
AT05
AT06
KM01

Survey Points

尻焼温泉といった、草津温泉とは異なる泉質を持つ温泉

Yukawa Riv.(YK)

Down

Shirasuna Riv.(SS)

Agatsuma,Kuma Riv.

図 4 流域毎の EC 変動ていることによって pH が引き下げられていると考えられる。

Ⅴ おわりに長期間・高頻度の現地調査結果を統計的に解析するこ２．西側・南側（万座川・遅沢川・吾妻川流域）
万座温泉の硫黄含有量は日本で最も多い 300mg/ℓ 以上とによって、温泉や硫黄鉱山を源とする強酸性・高 ECである（市瀬 2009）。その万座温泉の排水が流入する万排水が周辺河川に与える影響と、ダムや発電利用による座川流域では温泉排水・鉱山排水の影響と思われる強酸

強酸性水の放水・導水が、河川の上流から下流までの一性・高EC の河川と、酸性は弱く、EC 値も100μS/cm を連の流れの中で、どのような変動を見せるのかを明らか下回る河川とが混在している。本白根山南側に位置するにした。熱水系の発達が著しい草津白根山での、流域毎

滝ノ沢川、赤川、遅沢川では pH4.0-7.0、EC200-600μS/cmの水質特性・水質形成要因の検討のほか、2018 年1 月噴を示し、上流域での鉱山・温泉排水とともに、周囲に広火が周辺水環境の水質に影響を与えた可能性についてもがる畑地からの影響も考えられる。
遅沢川上流ではpH2.0、

今後の分析・解析の中でより明らかになるであろう。

6,000μS/cm 前後で、上流域に位置している旧硫黄鉱山廃参 考 文 献水の影響を強く受けていると示唆される（猪狩ほか

猪狩 彬寛, 小寺 浩二, 浅見 和希(2019)：草津白根山周辺

2019）。遅沢川の下ではNa-Cl-SO4 型の水質を示す河川も地域の水環境に関する研究（５）, 2019 年度日本地理学あり、水質形成要因に処理水が関係していることも考え

会秋季学術大会発表要旨集, 2019.

られる。

大井 隆夫, 小坂 知子, 平塚 庸治, 山崎 智廣, 垣花 秀武,

山体周辺の2018 年1 月 23 日（噴火後）の電気伝導度

小坂 丈予(1991)：白根硫黄鉱山からの酸性坑排水が遅沢

は全体的に、1 月 18、19 日（噴火前）の値よりも高く、川水系河川に与える影響,日本化学会誌,1991(5),478-483.

万座川・遅沢川流域では、特に SO4 濃度が大きく変化すFrancisco J. Alcalá, Emilio Custodio (2008)：Using the Cl/Br ratio as

る地点がある。これらの河川では、火山噴出物の流入や、

a tracer to identify the origin of salinity in aquifers in Spain and

火山活動の活発化による影響を受けた熱水・地下水が、Portugal. Journal of Hydrology, 359(1-2), 189-207.

河川に流入してきた可能性が示唆される。

13

10.

雪面熱収支解析による積雪融解および積雪底面流出解析＊

西村基志(信州大学大学院)，鈴木啓助 (信州大学)

１．はじめに
我が国の山岳地域には冬季モンスーンの影響で豊富な降雪がもたらされる．降積雪および積雪融解による融解水の流出や，降雨イベントによる降水の積
雪層内の流下などに影響される水循環系は，急峻な山岳地形の形成や河川・湖沼などの陸水を維持するために重要な要素の一つである．しかし，山岳地域
における気象観測網の不足により，同地域での積雪・融解に寄与するエネルギーバランスやその形成
要因，および融雪時期や底面流出などの融解プロセスの実態への理解はいまだ不十分な部分が多い．そこで本研究では，信州大学による中部山岳地域内の気象観測サイトにおける積雪融解過程を詳細に解析することで，積雪からの融雪水の流出過程を明らかにする．

3 月 1 日，消耗期は 3 月 2 日から 4 月 17 日となった．また，融雪に最も寄与していたのは短波放射に由来するエネルギーであり，長波放射と潜熱フラックスによる積雪層の冷却が卓越していたことが熱収支解析から明らかになった．
積雪底面流出は 3 月 5 日から観測され，消耗期の開始日における現地での積雪水量観測 (385 mm w.e.;
Water Equivalent: 水当量) と AMeDAS による積算降
水量 (336 mm) から求めた積雪水量のインプット(721 mm w.e.) に対して，アウトプット (積雪底面流出量：720.8 mm) は，ほぼ一致していた．また，同期間の熱収支解析による融解量の算定値は 596.4
mm w.e.であり，熱収支解析結果と降水量を積算したインプット量 (932 mm w.e.)としては過大評価する結果となった．

２．対象地域の概要と方法
上高地の標高 1490 m 地点において気象観測を行った．観測項目は気温，湿度，風向・風速，大気圧，
上向き・下向きの短波放射および長波放射，積雪深，
積雪層 20 cm 毎の雪温である．また，同地点において，ライシメータ法による積雪底面融雪量の観測も行った．ライシメータの集水部で集められた融雪水
はバケット式流量計（500 mL / 1 パルス）へ自然流下するように設計し，積雪底面流出量を測定した．
各要素は 10 分間隔でデータを取得した．本研究サ
イトでは降水量の観測を行っていないので，気象庁の AMeDAS による上高地の降水量の観測値を本研
究 サ イト の降 水 量と して 用 いた ．ま た ，解 析は2017/18 年の積雪期（2017 年 11 月 15 日～2018 年 4月 17 日）について行った．
熱収支解析には式 (1)に示す熱収支法を用い，大気の乱流によって輸送される顕熱・潜熱フラックスの算出には式 (2), (3) に示すバルク法を用いた．本
研究では大気から雪面へ向かう熱輸送を正と定義した．雪面温度は上向き長波放射量の観測値を用い，ステファン・ボルツマンの法則より算出した．

４．考察
本研究サイトでは，雪温観測，熱収支解析および
底面流出量の観測から，積雪融解および底面流出に関する総合的な解析を行った．雪面へのエネルギー
インプットで短波放射が最も大きな割合を示し，積
雪表面での積雪融解は短波放射に支配されていることが明らかとなった．また，雪温の観測結果から算出した積雪層の負の貯熱量が，ほぼ無くなったのと同時に底面流出が見られた．このことから，地形的要因や大気環境によって積雪層の冷却が促進された
場合，底面流出が起こるタイミングが遅延する可能性が示唆された．
また，地表面が積雪に覆われているときに降雨が起こるイベント (Rain-on-Snow イベント) によって積雪層の負の貯熱量が著しく減少し，底面流出量が増加していることから，Rain-on-Snow イベントによって融雪および底面流出を誘発・促進している可能性が考察された．これは，消耗期に気温が高いために降雨頻度が高くなる温帯雪氷圏における水循環サイ
クルを理解する上で重要な知見である．しかし，積雪層内の水の移動経路や速度を制御する因子は未だ不明な点が多く，積雪融雪プロセスおよび底面流出の包括的な理解の為にはさらなる解析が必要である．

𝑆𝑆𝑆𝑆𝑆𝑆 = 𝑅𝑅𝑛𝑛𝑛𝑛𝑛𝑛 + 𝐻𝐻 + 𝐸𝐸 + 𝑄𝑄𝑀𝑀
𝐻𝐻 = 𝜌𝜌Cp 𝐶𝐶𝐻𝐻 𝑈𝑈(𝑇𝑇𝑧𝑧 − 𝑇𝑇𝑠𝑠 )𝐸𝐸 = 𝜌𝜌ι𝐶𝐶𝐸𝐸 𝑈𝑈(𝑞𝑞𝑧𝑧 − 𝑞𝑞𝑠𝑠 )

(1)
(2)
(3)

(𝑆𝑆𝑆𝑆𝑆𝑆：融解熱 [W m−2], Rnet：正味放射 [W m−2],
H：顕熱フラックス [W m−2], E：潜熱フラックス[W m−2], 𝑄𝑄𝑀𝑀 ：降雨伝達熱 [W m−2], CH, CE：バルク
係数, ρ；空気密度 [kg m−3], Cp：定圧比熱 [kJ K−1
kg−1], U：風速 [m s−1], Tz, Ts：気温，地表面温度[℃], ι：蒸発熱 [J kg−1], qz, qs：比湿，地表面の比
湿 [g kg−1])
図 1. 熱収支解析，降水量によるインプット量と底面流出量によるアウトプット量および積雪水量の時間変化．

３．結果と討論
熱収支解析から定義した涵養期は 11 月 15 日から

14

11.

上高地の冷気湖形成に及ぼす新雪の影響＊

黒雲勇希(信州大学大学院)，佐々木明彦(国士舘大学)，鈴木啓助(信州大学)が強くなる傾向が見られた．冷気湖の最大逆転温度と発生数は反比例的な関係を示し，気温逆転の強度が増大するに伴って発生数が緩やかに減少する傾向が見られた．一方，冷気湖の持続時間の出現頻度分
布は，短い冷気湖の他に 13 時間前後に発生数のピークが見られた．この時間は冬季の夜間の長さと概ね一致しており，一昼夜で解消する冷気湖の発生数が多いことを反映していると考えられる．また，少数ながらも一昼夜を超えて持続する冷気湖も観測された．これらは Persistent Cold Air Pool (PCAP) と呼ばれる持続時間の長い冷気湖 (Whiteman et al., 2001)
であると推測される．
直前の降雪から冷気湖の形成開始までの時間と，冷気湖の持続時間は負の関係を示し，降雪からの時間が経過するほど持続時間の長い冷気湖の数が減少する傾向が見られた．また，寿命が一昼夜を超える
冷気湖はいずれも降雪から 2 日以内に発生していた．
これは降雪から時間が経過するほど地表の新雪が失われ，雪面のアルベドが減少することで地表が昇温しやすくなり，逆転が早期に解消しやすくなることを示していると考えられる．
寿命が一昼夜を超える冷気湖は，降雪後に形成された夜間の冷気湖が日中も解消せずに，次の夜間まで持続することで発生した．これらのケースでは，
晴天下であっても冷気湖の接地逆転層が解消されな
かった．これは地表に積もったアルベドの大きな新雪が保存されていることにより，地表付近の昇温が抑制されるためであると推測される．

１．はじめに大気現象は気温，風速，湿度，日射量などの様々な要素から成り立っており，これらは自然環境における諸現象の制御因子となっている．気象要素は標高の変化に伴って空間的に変動を示すため，標高が高く，複雑な地形を有する山岳地域では局地的な大気現象が発生しやすい．山岳地域は低地に住む人々
にとって貯水塔であり，冬季に山岳地域にもたらされる積雪は天然のダムとして多量の水資源を貯えている (鈴木，2008)．そのため，山岳地域の気象の理解を深めることは，水文学の観点からも重要な課題
である．
山岳地域で頻繁に見られる局地現象である冷気湖
は，鉛直方向，水平方向の気温分布に影響を与える
ため，山岳地域の気象を把握する上で重要な現象である．冷気湖は極端な最低気温を生じさせ，春季の河川や湖沼の解氷や融雪を遅らせるため，河川のピーク流量や，そのタイミングを左右する重要な因子である．中部山岳地域のような冬季に多量の降雪がある地域においては，積雪が冷気湖に影響を与える
因子となり得る．積雪は地中からの熱伝達に対し絶縁層として働くのみならず (Whiteman et al., 2004)，
アルベドの大きな新雪は雪面上の温度上昇を妨げるなど，冷気湖の発達および維持に関わる重要な要素
である．
中部山岳地域の上高地では，積雪が冬季の冷気湖の形成に影響を及ぼしている可能性があるが，実際の観測に基づく研究事例が乏しく，積雪による冷気
湖への影響は明らかになっていない．そこで，本研
究では積雪期の上高地で生じる冷気湖について，積雪と関連付け，気温逆転の特性およびその消長を明らかにすることを目的とした．
２．対象地域と方法
研究対象地域は，北アルプス南部に位置する上高地の岳沢，明神岳周辺である．明神岳南麓に位置す
る信州大学上高地ステーション (標高 1530 m) に自動気象観測装置を設置し，気温，風向，風速，降水量，日射量，降雪深を観測した．上高地ステーショ
ン近傍の岳沢には，標高 100 m 間隔でデータロガーを設置し，2011/2012 年の冬季より気温を観測した．
データはすべて 1 時間ごとに観測した．本研究では12 月から翌 3 月を積雪期と定義し，この期間について解析を実施した．
３．結果と考察
積雪期に上高地において発生した全ての冷気湖について，気温逆転の継続時間と最大逆転温度は正の相関を示し，持続時間の長い冷気湖ほど逆転の強度

冷気湖の持続時間(h)

32

26

20

14
0

50

100

150

降雪からの時間(h)図 1. 降雪からの時間と冷気湖の持続時間
直前の降雪からの時間と冷気湖の持続時間の関係．持続時間 15 時間以上の冷気湖についてのみ示した．

15

12.

上高地における冷気湖形成とその気象条件＊

小山紗莉 (信州大学・院)，西村基志 (信州大学・院)，黒雲勇希 (信州大学・院)，鈴木啓助 （信州大学）

１．はじめに山岳地域は標高が高く，地形が複雑であるなどの特有の条件により，様々な大気現象が生じる．また，山岳地域においては，短波放射や長波放射が複雑な地形の地表面に入射することで，特異な大気現象が発生する．この大気現象の 1 つである冷気湖に焦点を当てて検討する．冷気湖はよく晴れた静穏な夜間に閉鎖的な地形である盆地内において形成されやす
い．また，冷気湖は一般的に夕方に形成され，翌日の日の出以降に解消されることが多い．
これまで，冷気湖形成機構について様々な観点から研究が進められており，主に冷気湖解消の原因となるプロセスに焦点を当てている．しかし，冷気湖
構造の変化について調査した研究は少ない．
Dornigner et al. (2011) によると，冷気湖構造の変化の例として，日の出前の冷気湖解消，形成時間
が 30 分以内の冷気湖，などがある．そこで本研究では，上高地において形成された冷気湖について，
冷気湖構造をパターン化し，それぞれ気象条件が気温鉛直構造の発達をどのように妨げるのかを検討す
る．
２．方法
本研究では，上高地（1490 m），岳沢（1600 m，
1700 m，1800 m），西穂高岳（2355 m）を観測対象地点とする．
観測項目は，上高地と西穂高岳では気温（℃），
相対湿度（％），気圧（hPa），風向（degree），
風速（m s－1），下向き・上向きの短波放射（W m－2），下向き・上向きの長波放射（W m－2）であり，岳沢では気温（℃）のみである．各観測項目
は，60 分間隔のデータを使用した．
解析対象期間は，2016 年 10 月から 2018 年 7 月までである．また，積雪期は 2016 年 12 月 6 日から2017 年 5 月 3 日，2017 年 11 月 15 日から 2018 年 4月 15 日である．
本研究において，底部標高 1490 m 地点の気温が標高 1700 m 地点の気温より低くなった時，冷気湖が形成されたと定義する．
３．結果と考察本研究では解析期間に形成される冷気湖を 8 種類の冷気湖形成パターンに分類する．8 種類の冷気湖の発生日数を，2016 年 10 月から 2018 年 7 月までの月ごとにまとめ，図 1 に示す．全種類の冷気湖の月別発生日数が，冬に最も少なく，春に増加し，夏から秋に最も多い．中でも一般的な冷気湖である「静穏な発達」の発生数が冷気湖発生日数の変動の要因となっている．一般的な冷気湖の形成条件である晴れた静穏な夜間の日が，季節によって異なるためと考えられる．
「静穏な発達」が形成された，積雪期と無積雪期
それぞれの代表事例を比較する．どちらも夕方に冷気湖が形成され，日の出以降に解消される．冷気湖が形成されている間は，すべての標高地点の気温は低下し続け，底部標高である 1490 m の気温が最も大きく低下する．形成された冷気湖の標高 1490 mと岳沢の 1600 m での最大気温差が，無積雪期より積雪期の方が大きい．地面より雪面の方が温度が下がりやすいことから，気温と雪面温度の差がより大きくなり，大気が安定状態となって安定成層化が進みやすいためと考えられる．
冷気湖形成中に気温が上昇し，冷気湖が解消されたパターンと解消されなかったパターンが見られる
ため，冷気湖が一度解消して再度形成される「再形成」と，標高 1600 m 以上において気温が上昇する「上層の気温上昇」の代表事例を比較する．どちらも夕方に形成され，日の出以降に解消されるが，冷気湖形成中において各標高の気温に特徴がみられる．
「再形成」は冷気湖が形成された後，全標高地点において気温が上昇し，標高 1490 m の気温が標高
1700 m の気温より高くなり，冷気湖が解消される．
その後再び冷気湖が形成される．一方「上層の気温上昇」は標高 1600 m 以上の地点の気温が上昇し，その後気温は低下する．この時標高 1490 m の気温は上昇せず，冷気湖は解消されない．それぞれ要因
は風による大気の混合である．しかし，「再形成」
は大気の混合が 1490 m 地点までおよぶが，「上層の気温上昇」はおよばない．さらに雪面と大気の間の顕熱・潜熱輸送が，「再形成」では発生するが，「上層の気温上昇」では発生しない．風による大気の混合で冷気湖を解消させるには，大気の混合が盆地底部まで達する必要がある．

図 1．2016 年 10 月から 2018 年 7 月の月別の冷気湖形成
パターン発生日数

引用文献
Dorninger et al. (2011) J. Appl. Meteorol.
Climatol, 50, 2223-2234.

16

山岳地域における降水の局地性

13.

＊

上原元樹 (信州大大学院)，佐々木明彦 (国士舘大)，鈴木啓助(信州大)図 1.

全降水イベントに対する

２．対象地域の概要と方法
次の地点で気象観測を行い，これらのデータを山
岳地域の降水とした．槍ヶ岳 (3070 m)，富士見岳(2798 m)，西穂高 (2355 m)，夫婦松 (1940 m)，上高地 st. (1530 m)，乗鞍 st. (1450 m)．解析対象
期間は 2009 年 1 月から 2018 年 12 月とした (期間途中から観測開始した地点もある)．これらの地点の降水量データから，「前後 6 時間以内の降水の記録がある」場合を 1 つの“降水イベント”として定義した．さらに，「対象地域の周辺，標高 1000 m
未満のアメダス 13 地点全てで前後 6 時間以内の降水がない」場合を“山岳性局地降水イベント”として定義した．

３．結果と討論
乗鞍 st.や上高地 st.おける降水頻度は夏季を中心に明瞭な日変化を示し，冬季は夏季ほどの明瞭な日変化は示さない．夏季の降水頻度のピークは，夕方から夜の初め頃，未明から明け方にかけての 2 つの時間帯に出現する二山型の日変化である．こうした日変化は，乗鞍 st.や上高地 st.以外の他の地点の夏季でも共通した特徴である．山岳地域における
局地降水イベントは標高が高い地点ほど発生している割合が多い傾向がある(図 1)．例えば，乗鞍岳周
辺 に おい ても ， 山岳 性局 地 降水 の割 合 は， 標高1450 m の乗鞍 st.では約 4 %，標高 2798 m の富士
見岳では約 34 %となっており，水平距離ではわず
か 6 km ほどであるにも関わらず，山岳性局地降水の発生頻度は標高によって大きな差があると言える．
山岳性局地降水がもたらされる時間やその直前の気象条件を解析した結果，非降水時や非山岳性降水イベント時よりも，風速が弱い，相対湿度が低い，
気圧が高い，日射量が大きい傾向があった．これは，山岳性降水イベントが，高気圧下のような晴天日や
弱風日に発生しやすいことを示している．山岳地域
特有の熱的駆動風による湿潤空気の局地輸送などが，山岳地域の局地降水の形成に重要である可能性が示
唆された．
山岳性局地降水イベントの割合

１．はじめに大気中のほとんどの降水は 3 種類の擾乱 (対流，前線，熱帯低気圧) に起因している (Houze, 2012)．
これらの擾乱は基本的に地形には関係なく存在する．
しかし，これらの擾乱が山岳地形にぶつかった場合，
擾乱の改変や再構築が起こり，特有の降水がもたらされる (Houze, 2012)．しかしながら，山岳地域での降水プロセスを理解することは容易ではない．それは，現実の山岳地形，山岳上の湿潤空気の起源や運動が非常に複雑なためである (Houze, 2012)．さらに，降水をもたらす擾乱は様々なスケールのものを含むため，降水が何に起因しているのかを明確にすることは容易ではない (脇水，2004)．
本研究では，北アルプス南部に位置する乗鞍，上高地の山岳地域の降水，特に，本地域でのみ発生した局地的な降水に着目する．これにより，山岳地域
外も含む広い範囲で降水をもたらした擾乱の影響を切り離し，山岳地形が降水にもたらす効果を明らかにすることを目的とした．さらに，日本の山岳地域
では気象観測や調査研究が長らく不足してきた背景があり (鈴木・佐々木，2019)，本研究結果は，これまで日本で欠落していた標高帯での降水の情報を補う上でも重要なものである．

0.5
0.4
0.3
0.2
0.1
0.0
1000 1500 2000 2500 3000 3500
標高 (m)

図 2．山岳性局地降水イベントの標高依存性

４．考察
山岳地域で気象観測を行い，降水の発生状況を調査した．その結果，低標高地点で展開されているア
メダスでは把握できない降水イベントが多く発生しており，特に標高が高くなるほど，それが顕著であることが明らかとなった．こうした山岳地域特有の降水には，山岳地形がもたらす局地風や湿潤空気の局地輸送が重要な寄与をしている可能性が示唆された．
引用文献
Houze (2011): Rev. Geophys. 50, RG1001
鈴木・佐々木(2019): 地学雑誌, 1, 9-19
脇水(2004): 森北出版, 123-128

降水観測地点(電子国土 web より)

17

14.

2016 年熊本地震における地下水位の潮汐応答の変化＊

福島宏司，柴田智郎 (京都大・理)，細野高啓(熊本大・先端科学研究部)
井手淨（芝浦工業大学・大学院理工学研究科）

１．はじめに地震に伴い地下水位が変化することは知られている(例えば、Roeloffs, 1996)。水位変化の原因として、透水性の増加、地殻歪の変化、亀裂の拡張に伴う流体の移動などが考えられ(例えば、Elkhoury etal., 2006; Manga & Wang, 2015)、これらは水位変化の位相と振幅を調べることにより推測することができる(Matsumoto and Roeloffs, 2003)。2016 年 4月 16 日に発生した熊本地震について、熊本平野で観測していた地下水井戸のデータについて、地震前後の位相と振幅について調べた。

見られた。地震前後の数ケ月を見ると、位相と振幅が変化している井戸があり、それらの変化は井戸によって異なる。その原因として地質や震源からの距離によると思われるが、今後詳細に検討する必要がある。

２．調査地域
熊本平野は九州中央部にあり、阿蘇火山を水源とし有明海に注ぐ白川と、その南を西流する緑川によって形成された沖積平野である(図 1)。平野を取り囲むように、南側には白亜紀の堆積物で構成される
雁回山が、北側と南西側には第三紀鮮新世から第四紀更新世に噴出した安山岩類からなる金峰山と宇土山地がそれぞれ位置している。また、東部には阿蘇カルデラ起源の火砕流堆積物からなる台地とその上を覆う砂礫層が分布している（石坂ほか，1995）。
2016 年 4 月の熊本地震では 14 日 21 時 26 分にマグニチュード(M)6.5 の前震、16 日 01 時 25 分にM7.3 の本震が発生した。それぞれ日奈久断層と布田川断層を震源断層としている。
熊本平野は、上で示した地形・地質的特徴と約2,000mm の年降水量があいまって地下水が豊富である。1980 年代から熊本県をはじめとする関連機関
がそれぞれ独自に平野部で地下水位を観測している。
地震発生後、熊本大学が中心となり各機関のデータを収集し、本研究ではそのデータを使用した。
３．解析方法観測された地下水位は、潮汐や気圧による変動と人工的な揚水による変化が見られる。その中で潮汐成分が比較的大きい９井について潮汐応答の変化について調べた。
2015 年 4 月 1 日 01 時から 2018 年 1 月 1 日 00 時
までのサンプリング間隔１時間のデータを用いた。
潮汐解析ソフト BAYTAP-G（Tamura et al., 1991）
を用い、解析期間を 31 日間とし、半月ずらし繰り返すことで、M2 分潮に対する応答の位相と振幅の時間変化をそれぞれ求めた。

4/16
4/14

図 1.観測に使用した井戸の位置図.前震と本震の震央位
置と震源メカニズムを震源球で示す.2016 年 4 月 16 日 01
時と同日 02 時の水位を比較したときの水位変化を色の違いで示す.なお、本研究で潮汐応答を解析した井戸を四角
で示す.

参考文献
Elkhoury J.E., Brodsky E.E., Agnew D.C. (2006)
Nature, 441, 1135-1138
石坂信也・岩崎泰頴・長谷義隆・渡辺一徳・岩内明
子・田尻雅則（1995）第四紀研究，34，335-344
Manga M., Wan C.-Y. (2015) Treatise on
Geophysics (second edition), 4, 305-328
Matsumoto N., Roeloffs E.A. (2003) Geophys. J.
Intern., 155, 899-913
Roeloffs E.A. (1996). Advances Geophys., 37,
135-195
Tamura Y., Sato T., Ooe M., Ishiguro, M.
(1991) Geophys. J. Int., 104, 507-516

４．結果・まとめ複数の井戸で夏から秋にかけて潮汐に対する遅れが小さくなり、応答が大きくなるという季節変動が18

田沢湖における水・物質収支に関する検討
大八木英夫（南山大），知北和久(北大・北極域セ),網田和宏(秋田大・理工), 藤井智康(奈良教育大)１．はじめに1940 年以前の田沢湖の pH は 6.7 であり，固有種・クニマスをはじめとした水産資源が得られる貴重な水域であった。しかし，戦時下の国策として仙北平野の農業灌漑用水と電力確保のために，田沢湖
流域外からの河川水を導水することで，本地域の水資源として安定させるため，pH 1.2 である温泉水が源流部にある玉川の河川水を田沢湖への導水により，湖水は pH 4.6 まで低下し，クニマスをはじめ，多くの生物が絶滅し，水資源管理と生物との共存について大きな課題を残した。1991 年には玉川の中和処理施設が稼働し，処理された河川水が田沢湖に導水され，湖心表層の pH も 5.8 程度まで回復した。
しかしながら，現在は 5.3 程度となっている。また，
湖底付近の pH は 5.1 程度と表層より低い値となっており，現在も改善していないのが現状である。そこで，本研究では，田沢湖における水・物質収支を検討する。
２．対象地域の概要と方法
秋田県・田沢湖は，最大水深 423.4m と日本最大深度を誇り，潜窪の容積も国内最大級である(図 1)。
同湖に流入する自然河川は南岸からの 2 本のみで，人工的な導水路（図 1 の分水界をまたぐ太い点線）
による流入（A 点玉川導水路（流入量として最大
100.0m3/s），B 点先達川導水路（流入量として最大 10.0 m3/s））と流出（C 点 生保内導水路（流出量として最大 75.0 m3/s），D 点潟尻導水路（用水期間で概ね 2.0ｍm3/s））と設定されている。
観測は，主に 2017 年夏季より湖心でプロファイ
ラー観測・透明度測定を行実施しており，また，
2018 年より湖岸部において，水位観測（HOBO U20）を実施した。

３．結果および考察
図 2 に，田沢湖の水位（標高に換算）と AMeDAS
田沢湖の観測地点の降水量を示す。田沢湖の水位は，2018 年度では，246.67m を平均値として，高水位期には約 247.7m，低水位期には約 245.8m と年間の変化量は約 2m であった。玉川・先達川から流入する量は，最大流入量の約 2～3 割程度で，流出は概ね年間を通じて流入量を上回ることが多く水位低下傾向になる。しかし，降雨期においては，流入量が流出量を大きく上回ることがあり，特に，2018 年 5 月の水位上昇は，での降水量が 27mm（5/3），138mm（5/18；5/17-19 の 3 日間で 203mm）で，この時の導水量は最大の約 8 割程度にまで達し，この流入量の増加が水位の上昇に大きく寄与していた。
導水による流入・流出量から田沢湖の水収支の関係を求めるために，田沢湖への流入量と流出量による 差 分を 算出 し ，湖 水位 の 相関 係数 を 求め ると0.805 で比較的相関関係が得られる。しかしながら，
特に，流入と流出の差分が多いほど，水位上昇量にもばらつきが認められ，導水による酸性物質の中和に導水流入量のほかから流域にもたらされる，降水による影響が小さくないことが明らかとなった。
160

248.5

140
248.0
120
247.5
100

80

247.0

60
246.5
40
246.0
20

0

245.5
2018/4/1

2018/8/1

2019/1/1

2019/4/1

図 2．田沢湖の降水量と水位変化
0.3

0.2

水位変化量（ m ）

0.1

0

‐0.1

‐0.2

‐0.3
‐80

‐60

‐40

‐20

0

20

40

60

流入・ 流出の差分（ m ³/s）

図 1. 田沢湖の位置と湖盆図（太線は，分水界）

図 3．田沢湖の流入・流出の関係

1980

2019/7/1

降水量（ mm）＊

Lake level (m asl )15.

御嶽山南麓王滝川水系の濁川における河川環境16.

＊

谷口智雅 (東京大学 CSIS)・田代 喬（名古屋大学減災連携研究センター）
野崎健太郎（椙山女学園大学）・松本嘉孝（豊田工業高等専門学校）
小野田幸生（土木研究所自然共生研究センター）・宇佐見亜希子（愛知工業大学）

１．はじめに2014 年 9 月に噴火した御嶽山が流域の河川環境に及ぼす影響について、同年 12 月に行なった予備調査から始まり（谷口、2016）、日本陸水学会東海支部会の有志メンバーを中心に、外部資金を獲得しながら調査を継続している。御嶽山の火山活動にともなう地形改変や河川水質の影響などの地学・化学的な研究報告は見られるが、水生生物の応答を含む生態系調査を含めた報告は必ずしも多くない。また、火山は地質的に優れた水源地域を形成し、山麓河川
では、豊かな水資源を活用する開発が盛んに行なわれているが、これらの自然・人工的な水・物質循環をともなう移動や量についての研究は十分に行なわれているとは言えない。このため、周辺地域の社会的受容・適応に関する地誌的な整理をするとともに、
当該地域特有の河川環境の自然的背景を明らかにし、
火山麓地域における水・物質循環―生態系機構を解明することと目的に調査を行っている。

響を考慮した河川環境の地形―水質―底質の形成過程の解明、③水中植物の一次生産速度、魚類の生物
郡数などの河川環境における群集動態と食物網構造、
生 態 系 機 構 の 分析 。 な お、 王 滝 川 水 系 の中 で も1984 年の長野県西部地震にともなう山体崩壊が発生し著しい自然攪乱が引き起こされ、酸性河川である濁川に特に注目して調査を実施している。
３．結果
王滝川水系では物理的攪乱については限定的であるが、無機酸性河川である濁川が局所的な化学的攪乱として下流に伝播している。しかし、噴火の影響を受ける河川は pH の季節変化が見られるものの、噴火の影響がない河川はそれほど大きな季節変化が見られない。また、無機酸性河川による河川水のpH 低下は付着藻（光合成生物）や魚類の生息箇所に影響を及ぼしている。
４．おわりに
濁川は伝上崩れなどの自然攪乱や火山性の影響による酸性河川など特異な河川環境を有しており、生態系システムなど不明な点が見られる。今後さらなる調査を行い、火山麓地域における水・物質循環―
生態系機構を明らかにするとともに、過疎化地域でもある当該地域の発展と地域貢献についても検討する予定である。

図1

研究課題に関わるトピック事例

２．対象地域と研究方法
対象地域である御嶽山南麓の王滝川は長野県に位置するが、伊勢湾に流入する木曽川の支流の一つでもあり、戦前には愛知用水事業として牧尾ダム建設が進められた地域である。また、東海地域の水源地域である王滝村では「水と緑のふるさと基金」の募集や「牧尾ダム水源の森づくりパートナー」の協定など、東海地域との結び付きが強いとも言える。
本研究の目的を果たすために、メンバーの各専門
分野を中心に次の調査を行っている。①統計資料や地図、聞き取りなどによる地理的概観を通じた自然
災害と水資源開発による地域水環境の変容把握、②
主要・微量元素の水中イオン濃度から火山活動の影図 2. 調査対象地域
谷口智雅（2016）：2014 年の御嶽山噴火が陸水に及ぼす影響，陸の水 74：1-3.
(http://rikusui-tokai.sakura.ne.jp/356-2/)
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）』および WEC 応用生態研究の助成（2015-16
年度代表：野崎健太郎、2017-18 年度代表、松本嘉孝 豊田工業高等専門学校）を受けた。

20

17.

母子里における 2012 年 4 月の速い融雪
石井吉之 (北海道大学低温科学研究所)する。しかし、2012 年はこのような小休止もなく、春の好天が長く続いたことが速い融雪につながったと考えられる。さらに 4 月下旬から 5 月初めの暖気流入と大雨イベントによって速い融雪が 1 ヶ月以上も続く結果になった。

１．はじめに融雪の進み方には日射や大気放射、および雪面への顕熱・潜熱供給を決める気温、比湿、風速などが効いている。融雪の開始時期や消雪までの所要日数には、その年の気象条件や積雪深の大小に応じて年毎の違いが現れるが、融雪の進み方すなわち融雪速度は一般に年毎の違いは小さい。ところが、2012
年 4 月の北海道内陸部から日本海側地域にかけての融雪は、これまでになく速い速度で進んだ。特に 4
月下旬から 5 月初めにかけては、本州南岸の発達した低気圧が北海道を南から北に通過し、南からの暖気の流入によって気温が高く風も強い状態が続いた
ために融雪量が多くなり、その後、場所によっては100mm 程度の降雨も重なって北海道各地で土砂崩れや融雪洪水が発生した。本研究では、北海道北部の幌加内町母子里とその近隣の AMeDAS 幌加内の気象観測結果をもとに、2012 年 4 月に速い融雪が起きた要因について考察する。
２．2012 年 4 月の融雪速度
図 1 に母子里における 2011～2013 年の 1～5 月の積雪深変化を示す。2011 年は少雪年、2012 年と2013 年は多雪年であったが、2011 年と 2013 年は積雪深の大小によらず同程度の融雪速度であったのに対し、2012 年は著しく速い融雪速度であった。特に、4/27～5/4 の期間は低気圧通過に伴う暖気流入、さらに 5/4～5/8 には 13.5mm の弱い降雨が加わり著しく融雪が進んだ。ところが、速い融雪はこの一連のイベントが起きる前から観測されていた。しかし、AMeDAS 幌加内における 3/21～5/10 の積雪深、気温、風速、日照時間の変化を見ると、4 月上旬～下旬には速い融雪を引き起こす要因が明瞭には見出せな い 。ま た、 積 雪層 構造 や 密度 の鉛 直 分布 にも2012 年だけが積雪特性が異なるようすは認められない。一方、AMeDAS 幌加内における 2012 年の前
後 5 ヶ年分すなわち 11 ヶ年分の 3 月～5 月の積雪深変化をみても、2012 年ほどの速い融雪速度はまれで、特に 4 月上旬から 20 日間以上も速い融雪が継続した年はなかった。
3 ヶ年分の 4/10～4/30 の 21 日間における気温、
風速、日照時間の期間平均値を表 1 にまとめた。比較的長い期間を平均すると、2012 年は他と比べて気温が高く、風が適度に吹き、日照時間が大きいよ
うすが分かる。つまり、日射が十分な上に気温が高く風も適度な春の好天が 20 日以上続いたことが速い融雪につながったと考えられる。一般に、融雪期
間中には、一時的な寒気の流入や厚い低層雲に覆われ弱い降雨も伴うような悪天候によって、順調に進んでいた融雪が小休止する期間が毎年のように出現

21３．積雪深と融雪期間を考慮した再解析
以上の考察をより定量的にするため、2011～2013年における対象期間の熱収支解析を行った。積雪深や 融 雪期 間の 年 毎の 違い を 考慮 し、 解 析期 間を2011 年は 3/28～4/17、2012 年は 4/12～5/2、2013 年
は 4/1～4/21 の 21 日間とした。各年の 1 日当りの融雪速度は 2011 年が 3.6cm、2012 年が 6.0cm、2013
年が 3.3cm であった。ところが、放射収支構成や熱収支構成には 2012 年だけが融雪速度が大きくなるような特徴は見出せず、2012 年の速い融雪を熱収
支的に明らかにすることはできなかった。
そこで次に、2012 年の融雪開始日が著しく遅れた点に着目し、3 ヶ年の 4/1～4/30 におけるプラスの積算気温を調べた結果、融雪速度の傾向とよく一致することが分かった。さらに、AMeDAS 幌加内
における 2000 年以降の 20 ヶ年分の融雪開始日を調
べると、2012 年が最も遅いことが明らかになった。
これらのことから、融雪の開始時期が遅れると、その後の融雪速度が大きくなり、融雪洪水や土砂崩れの災害リスクが大きくなることが示唆された。

図 1. 母子里における 1～5 月の積雪深変化
表 1. AMeDAS 幌加内における 4 月 10 日から 30 日までの気温、風速、日照時間の期間平均値

18.

立山黒部とその周辺の斜面災害リスク
諏訪 浩 (東京大 空間情報科学研究センタおよび立命館大 歴史都市防災研究所（客）はじめに筆者は斜面災害の調査や土石流の現地観測に携わってきた。そのきっかけは 1969 年に起きた立山黒部地域で起きた斜面災害の調査行であった。この災害とその後に起きた斜面災害を振り返り，この地域の斜面災害リスクについて考える（付図参照）。
１．1969 年北陸豪雨による立山黒部の斜面災害
8 月，北陸から東北地方で豪雨があり富山県下も崩壊と土石流，洪水氾濫で被災した。京都大防災研のチームが黒部川と常願寺川の流域を調査した。筆者は常願寺川調査に加わる機会を得た。常願寺川流域では，豪雨で斜面崩壊と土石流が多発。立山カルデラ内に六九谷と称する谷が新たに出来たりした。
この谷の出口から湯川谷へと土石流堆積物が伸びていた。土石流は，前年 1968 年 8 月に飛騨川沿いの国道でバス 2 台を飲み込み 104 名の命を奪っていた立山カルデラを取り囲む壁は，1858 年 4 月 9 日に起きた安政飛越地震（M 7.1）で大規模崩壊を起こした。崩土は“岩なだれ”となってなだれ下った。
地すべりダムが河流を堰き止め，さらに決壊して富山平野へ洪水土砂氾濫被害をもたらした。1969 年
災を引き起こすような規模の崩壊や土石流大発生は，
この安政飛越地震崩壊以降，大雨の度に繰り返されてきた。たとえば，1964 年 7 月には梅雨前線と台風による豪雨があり，湯川谷源頭部のカルデラ壁が大きく崩れている（町田，2006）。
1969 年 8 月豪雨は，常願寺川と黒部川の流域に限るものではなかった。立山から後立山と称される山地を含め，中部山岳地域に広がっていた。高瀬川
流域では崩壊と土石流による被害が大きく，葛温泉
ではこのとき旅館 3 棟が流失した。梓川に沿う国道
158 号線と県道上高地公園線は，崖崩れと渓岸浸食による路盤流失でズタズタになって，一ヶ月にわたり道路が不通となって数百人の登山客や観光客が上高地に閉じこめられた。その翌年 1970 年 6 月，京都大防災研の観測チームが上高地へ向かった。焼岳
東斜面で土石流の現地観測を始めるためである。
２．焼岳土石流観測1967 年 8 月には羽越豪雨による土石流災害，翌年 8 月の奥美濃豪雨で起きた飛騨川バス転落事故，
その翌年 8 月の北陸豪雨災害と，土石流による災害が続いた。土石流についての科学的な実態把握が遅れていた。これを打開すべく，現地観測をスタートさせた。観測は，建設省松本砂防工事事務所（現
国土交通省松本砂防事務所）との共同で進められた。
40 年にわたる観測期間中に発生した土石流のうち，91 件でデータを得た。土石流は波状的に流れ下る22

ことが少なくない。それらを数えると 200 波を超えた。土石流は短時間の強雨によって起こるが，降雨のタイプの違いが，土石流の規模だけでなく，土石
流段波の形状や材料構成，レオロジー特性を左右し，谷出口から広がる沖積錐での土石流の氾濫堆積の様
相を強く規制していた。たとえば，引き金となる強雨に先行する数時間ないし二三日にわたる降雨の累積値が大きいと，土石流の規模が大きくなり，流れの乱れが大きく流下速度も大きい。しかも段波が繰り返す状況になりがちで，被害が拡大し易いことが示唆された。このような観測を進める中，大雨や地震により，焼岳の近隣で崩壊や落石，土石流が起きて，被害がもたらされることも少なくなかった。
３．1979 年洞谷土石流
上高地の 8 月豪雨は 1 時間雨量の最大値が 50～
60 mm，累加雨量は 200～300 mm であった。九州や四国，紀伊山地で土砂災害を引き起こす豪雨と比べるとおよそ半分ではあったが，上高地周辺のほぼ全ての沢から土石流が大々的に流れ下ったが，人的被害は生じなかった。しかし岐阜県側では，土石流が上宝村栃尾の集落を飲み込み，通行中の車を巻き込
んで，3 名の命を奪った。栃尾の集落は洞谷の沖積
錐の上にある。この災害は，沖積錐の土地利用に関わる者が注目すべき事例である。今では，2000 年に制定された土砂災害防止法に基づいて，土砂災害警戒区域や特別警戒区域の指定が進められている。
指定が徹底され，それを認識した上で土地が適切に利用され，非常時の警戒避難が適切に行われれば，少なくとも人的被害は起きない筈である。
４．1998 年岐阜長野県境群発地震
8 月 7 日に始まる岐阜長野県境地震では一ヶ月にわたり一日当たりの有感地震が 200 回を越えていた。
8 月 12 日に霞沢岳付近を震央とする M4.7 の地震があり，上高地では震度 5 弱を記録した。焼岳への上高地側登山道では岩盤が数カ所で崩落して無数の落石が登山道を直撃したが，人的被害は生じなかった。8 月 16 日の M5.4 地震は蒲田川流域で崩壊を多発させた。奥飛騨温泉郷新穂高にある温泉旅館「深山荘」の裏山では地震のたびにゴロゴロという音が頻発していた。15 日 19 時 40 分頃に旅館そばの斜面が崩れた。泊まり客ら 68 名は直ちに下流の中尾地区にある公民館へ避難した。翌 16 日の地震による崩壊で旅館は被災したが人的被害はまぬがれた。
地震によると推定される大規模な崩壊の痕跡が上高地にもあることが知られている。たとえば，田代池付近には，比高が 5～10 m 程度の小山が点在する。
近くの山体が地震で崩れてなだれ下り，麓の平坦地

に残した流れ山（hummock）である。飛騨山脈では，山々を削剥する営力として地震の役割は小さくない。
５．焼岳火山群と梓川，上高地の地形
黒部湖から南下して双六岳付近から蒲田川，焼岳を経て南南西へとさらに境峠・神谷断層帯をつなぐ
ラインと，このラインより東方に位置する糸魚川静岡構造線に挟まれる地帯は，原山（1990 など）によれば，次のように理解される。今から 200 万年～
150 万年前にこの地帯に規模が大きなカルデラ噴火が起きていた。コールドロンが形成されて，その下には比較的若い花崗岩類が基盤を成す。岩盤は東西
圧縮場の中で西隣の基盤に乗り上げるようにして東落ちの傾動隆起をしてきた。こうして飛騨山脈中軸の高まりが形成されている。梓川は焼岳の東麓を南流し，東へ転じて安曇野へ向かう。しかし，60 万年前までは，焼岳火山群の南寄りの辺りから西南西へ向かい，高山盆地へ流れ込んでいた。ところが，
上宝火砕流の噴出で流路が閉ざされて，白谷山付近
を経て高原川方面へ流路を変更した。その後，焼岳火山群が形成されるや，この流路も閉ざされて，梓川は南流して安曇野へ向かうことになる。10 万年前頃のことである。規模の大きな噴火などで上流側に湖が形成された。現在の大正池は，大正 4 年水蒸
気噴火で誕生した。大正池の基盤の深さは，赤松ら（2004）が新たに重力測定と脈動データの解析から，500 m に達することが判っている。

報告書（総括編），127p.
国交省北陸地方整備局（2008）信濃川上流直轄砂防事業の再評価説明資料，42p．
原山 智ほか（2000）立山地域の地質，地域地質
研究報告，地質調査所，218p．
原山 智（1990）上高地地域の地質，地域地質研
究報告，地質調査所，175p．
町田 洋（1962）荒廃河川における侵食過程－常願寺川の場合－，地理評，35(4), 157-174．
町田 洋ほか（2006）日本の地形（５），東大出版会，384p．
及川輝樹（2002）焼岳火山群の地質－火山発達史と噴火様式の特徴－，地質学雑誌，108(10)，615632．
奥田節夫ほか（1985）1984 年御嶽山岩屑なだれの流動状況の復元と流動形態に関する考察，京大防災研年報，28B-1,491-504．
Suwa, H. et al (2011) Forty years of debrisflow monitoring at Mount Yakedake, Proc. 5th
DFHM, ed. by R. Genevois, D.L. et al.,605-613．

むすび
豪雨や地震による土石流や崩壊発生リスクが高い
場所の特定は，調査により可能である。気象庁が提供する短時間降雨予測で豪雨リスクの増大を把握して適切に避難すれば，人的被害を抑えることができる。しかし地震による崩壊にはお手上げである。ただし地震によって起きた大規模な岩屑なだれが襲来する前に，とっさの判断で退避して命拾い，という例は無くはない（奥田ほか，1985）。一方，焼岳火山はここ 2000 年余りは水蒸気噴火を繰り返しているだけであるが，やや規模が大きなマグマ噴火は
2300 年前に起きている。焼岳の西麓蒲田川と東麓
梓川へ向けて火砕流が流下した。そのときできた中尾火砕流台地に温泉旅館が立地し，賑わう。マグマ
噴火のリスク認識は，土地利用関係者には大事である。奥飛騨温泉郷や上高地観光に訪れる人々にとっては，地震による崩壊に加えてのリスクである。
参考文献
赤松純平・諏訪 浩ほか（2004）重力異常と脈動の震動特性からみた上高地盆地焼岳山麓の基盤構造，
京都大学防災研究所年報，47B，877-882．
芦田和男・奥田節夫ほか（1970）科研費報告書「昭和 44 年北陸東北豪雨災害の調査研究」，40-93．
建設省松本砂防（1979）焼岳噴火記録，松本砂防
技術資料 No.12, 28p．
建設省立山砂防（1974）常願寺川流域崩壊地調査

23付 図 飛 騨山 脈 とそ の周 辺 の山 々。 国 土地 理院（1980）水系図に加筆。赤色太線は日本海側と太平
洋側の分水界。茶色細線は主要河川の分水界。河道に記入の小さな黒色矩形印は主要ダム

大規模降雨イベントが沿岸地下水の挙動に及ぼす影響の検討：

19.

2018 年西日本豪雨前後の比較*齋藤光代（岡山大・院・環境生命）
・小野寺真一・友澤裕介（広島大・院・総合
科学）・小村修三（岡山大・学・環境理工）
１．はじめに海底湧水（Submarine Groundwater Discharge，以降SGD）は地下を経由する海域への水の流出を指し，淡水や熱，および物質輸送経路の一つであることが指摘されている。干潟のような海岸線近傍の領域は少なからず SGD の影響を受けていると考えられるが，瀬戸内海におけるその定量的評価は未だ不十分であるのが現状である。また，地下水は一般に河川
図1

水と比べて滞留時間が長く，水位や流出量の変動は小さいと考えられるが，大規模な降雨が SGD に及2014 年 7 月における地下間隙水採取地点
およびピエゾメーター（左下）の様子

３．結果と考察ぼす影響については従来ほとんど明らかにされて平水時の 2014 年 7 月と西日本豪雨後の 2018 年のいない。本研究では，瀬戸内海沿岸の干潟を対象に結果を比較すると，間隙水の EC は全体的に豪雨後2018 年に発生した西日本豪雨後に沿岸地下水の調査を行い，平水時との比較を行ったうえで，その挙に顕著に低下し，対照的に 222Rn 濃度は上昇する傾動の変化について明らかにすることを目的とした。

向を示した。また，222Rn 濃度に基づく地下水の滞留
時間は，2014 年は 10～30 日と推定されたのに対し，

２．対象地域および方法

2018 年の豪雨後は 1～20 日であり，平均すると 1/2

現地調査は，広島県尾道市瀬戸田町（生口島）の以下に減少した。なお，以上の傾向は豪雨発生直後

南部に位置する干潟 1)を対象に実施した。生口島のの 7 月とその後の 12 月とでほぼ同様であった。以

基盤地質は花崗岩で，柑橘類の果樹園が広く分布し上の結果から，大規模豪雨により，特に陸域の地下ており，年平均降水量は約 1,100mm である。著者ら水に由来する淡水性 SGD が顕著に増加したことがはこれまで，背後の地形勾配がより急峻なエリアほ明らかになった。さらに，その影響は少なくとも 5

ど SGD が大きい傾向を明らかにした 。また，このヶ月にわたって継続していることが確認された。今ようなエリアでは概ね藻場が分布している様子も後は，以上のような豪雨にともなう SGD の変化が，確認できた 。2018 年 6 月末から 7 月上旬にかけて

SGD 由来の栄養塩供給や沿岸生態系に及ぼす影響

発 生 した 西日 本豪 雨で は， こ の地 域の 総雨 量はについて明らかにしていくことが課題である。

2)

3)400mm を超えた。対象とした干潟は島の最高標高＊謝辞：本発表の結果は，日本学術振興会科学研究費（25241028・18H04151，代表：小野寺真一，18H03411，
代表：齋藤光代）による成果の一部である。

（472m）である観音山が背後に位置し，平水時には地表水の流入はみられない。調査は平水時であった2014 年 7 月と西日本豪雨後の 2018 年 7 月および 12

参考文献
1) Onodera, S., et al. (2007): Nutrient dynamics withgroundwater–seawater interactions in a beach slopeof a steep island, western Japan, IAHS Publ., 312,150-15.
2) Zhu, A. et al. (2019): Evaluation of the spatial
distribution of submarine groundwater discharge ina small island scale using the 222Rn tracer method
and comparative modeling, Marine Chem., 209,
25-35.
3) 齋藤光代ほか（2019）：沿岸環境の多様性形成
因子としての地下水の役割解明を目指して，日本水文科学会誌，49（印刷中）

月に実施した。干潟において深度約 50cm のピエゾ
メーターを複数地点（2014 年 7 月：58 地点，2018
年 12 地点）に設置し（図 1），地下の間隙水を採取するとともに，電気伝導度（EC），水温，および 222Rn
濃度の測定を行った。222Rn はウラン（238U）系列の放射性元素であり，地表水より地下水中で顕著に高濃度を示すことから，地下水のトレーサーとして用いた。また，222Rn の半減期が 3.8 日という特性を踏
まえ，干潟における地下水の滞留時間を推定した。

24

20.

北海道における気候変動による大雨・洪水リスクの推定＊

中津川誠 (室蘭工業大学・社会基盤ユニット)

形起伏がより細かく反映され，低頻度の大雨や短時
間豪雨が再現できるようになることが実証されている．なお，DS は北海道周辺の 800×800 km を対象とし，膨大なアンサンブルメンバ（計 8,400 年）を対象とするため，強力な計算環境が必要であることを付記しておく．
次に DS により得られた過去実験の降雨量と実績の降雨量とを比較し，「バイアス補正」を実施する．
バイアス補正は観測値から気候モデル計算値の系統
誤差を修正するため行われるもので，Piani et. al.3)の方法を参考に，60 年分ある過去実験のメンバ値（x）50 セット各々を過去の観測値（y）と順位毎にプロットし，原点を通る回帰式をつくり補正係数（y=ax の a に相当する係数）を決定した．この結果，各メンバの補正係数の平均値は十勝川流域で0.99，常呂川流域で 1.10 と，DS 実施後の計算値は観測値と概ね良好な対応関係にあることがわかった．
このバイアス補正係数を過去実験値および将来実験値に乗じたアンサンブルメンバ値から確率雨量を算出する．既往の手法は，過去の観測雨量に確率分
布をあてはめ，目的の再帰確率雨量を一意に決めていたのを，アンサンブルメンバを用いることで，目的の再帰確率（1/150 や 1/100 など）雨量は頻度分
布として得られることを意味する．これが不確実性の評価を意味する．さらに確率雨量の頻度分布をより鮮明にするために 10 万通りのリサンプリングを実施した．この結果，図 1 に示す通り帯広地点における 1/150 の降雨量（GEV 分布中央値）は，将来実験（353mm/72h）が過去実験（256mm/72h）の 1.38
倍，北見地点における 1/100 の降雨（GEV 分布中央値 ） は ， 将 来 実 験 （ 245mm/24h ） が 過 去 実 験（172mm/24h）の 1.42 倍となった．なお，現河川整備基本方針上の計画降雨量は十勝川・帯広地点では 1/150 で 245.7mm/3 日，常呂川・北見地点では1/100 で 189.7mm/日となっており，過去実験の中央値はほぼ一致した値となっている．
（２）気候変動にともなう洪水時流量の推定
過去実験および将来実験の出力降雨を基に流出モデ
ルを用いて流量を算出する．流出モデルは北海道で活用実績がある 2 段タンク型貯留関数法 4）でメッ
シュ部（1km×1km）の流出を計算し，それらを合成しつつ対象地点まで河道追跡する手法（分布型流出モデル）を適用した．この際，モデルパラメータを，既往洪水の再現検証等によって設定する必要がある．同じ降雨量でも，土壌が著しく湿潤した状態（H28.8 洪水のケース）を別途パラメータ設定しな
いとうまく再現できないという課題は残ったが，過去実験 3,000 ケース，将来実験 5,400 ケースの流出
計算を行ない，流量の変化を推定した．

１．はじめに近年，全国各地で水害・土砂災害が立て続けに起き，甚大な被害が発生している．台風による大雨災
害が比較的少ないといわれていた北海道でも平成
28 年（2016 年）8 月に観測史上初めて 1 週間に 3 個の台風が上陸し，その後の台風第 10 号の接近による記録的な大雨で氾濫や宅地や橋台背後の侵食などの被害が広域的に発生した．これを背景に，将来の気候変動に伴う大雨洪水リスクを適切に評価し，それに基づく対策立案が適応策の重要課題と認識されるようになってきた．本報告では全国に先駆けて北海道の十勝川流域と常呂川流域を対象に推定された
気候変動による大雨洪水リスクの検討内容を紹介する．なお，以下の内容は，国土交通省北海道開発局と北海道が設置した「北海道地方における気候変動
予測（水分野）技術検討委員会」（委員長：中津川）の成果 1)である．
２．方法と結果（１）気候変動にともなう雨量の推定
近年，気候シミュレーション技術の向上にともな
い，洪水外力となる雨量の評価は大量のアンサンブ
ル気候データを用いてできるようになっている．その 代 表 的 な デ ー タ ソ ー ス が 「 database for Policy
Decision making for Future climate change (d4PDF)」2)の領域実験の情報である．d4PDF 領域実験は，領域気候モデルにより作成された水平解像度 20km の
気候予測データであり，長期観測データが得られる
1951 ～2010 の 60 年間を対象に初期擾乱を発生させた 50 メンバの数値計算を実施した「過去実験」（60 年×50 メンバ=3,000 年分）の情報，産業革命前
から全球平均温度が 4 ℃上昇した世界を想定し，6種類の海面水温パターンと初期擾乱を与えた 15 メンバの数値計算を実施した「将来実験」（60 年×6
海面水温パターン×15 メンバ=5,400 年分）の情報か
ら 構 成 さ れ る ． こ の 4 ℃ 上 昇 と い う の は AR5（IPCC 第５次評価報告書）の 4 つの気候変動シナリオのうち，政策的な緩和策を行わないことを想定している RCP8.5 の結果に相当するものである．
また，極端降雨や流域の地形特性を十分に表現できるように，北海道周辺領域において水平解像度を20km から 5km に力学的「ダウンスケーリング」（以下 DS と記す．）をおこなう．なお，ダウンス
ケーリングとは，統計的・物理的手法を用いたデー
タの空間詳細化，あるいは空間方向への補間を意味
し，このうち力学的 DS は，低解像度のモデルの出力を境界条件に物理的手法による計算で高解像度の出力を得る方法である．結果的にもともとのd4PDF の水平解像度 20km を 5km に DS すると，地25

結果として，十勝川・帯広地点では，1/150 確率
雨量の信頼区間内のピーク流量中央値が，（パラメータ設定によって幅があるため）過去実験で 2,900～5,500m3/s，将来実験で 4,900～8,100m3/s となり，1.5 倍～1.7 倍に増加する結果を得た．一方，常呂川・北見地点については，1/100 確率雨量の信頼区
間内のピーク流量中央値が，過去実験で 1,600m3/s，
将来実験で 2,600m3/s となり，約 1.6 倍に増加する結果を得た．なお，現基本高水ピーク流量は，十勝川・帯広地点で 6,800 m3/s（1/150） ，常呂川・北見地点で 1,900 m3/s（1/100）となった．（表 1）（３）気候変動にともなう洪水リスクの推定流量の結果から被害想定をおこない，リスクを推定する．具体的には過去実験 3,000 ケース，将来実験 5,400 ケースの計算結果から，対象とする確率規模（十勝川は 1/150，常呂川は 1/100）の降雨が取り得る幅（95%信頼区間）のうち，①降雨の中央値
付近のピーク流量最大値．②降雨信頼区間幅のうちピーク流量最大値，③ 降雨信頼区間幅のうち降雨量最大の流量値を選定した．また，これらに加えて十勝川の将来実験については，5,400 ケースの計算結果の中から降雨量が最大となるケースを選定し，H28.8 を再現できるパラメータで計算した結果を「計算上考えられうる最大値」として評価した．被害想定は，平面二次元不定流モデルで破堤時の外水氾濫を計算し，浸水面積，浸水戸数，浸水人口，要配慮者施設数，最大孤立者数，想定死者数，農地被害面積などの項目を試算して示す．表 2 の結果は上
記①，②，③の平均値である．この際，想定死者数
は，日本で用いられている浸水深から死亡率を推定する方法（LIFESim）5）の試算結果を示している．
この結果，現在のリスクに対し将来は，十勝川流域で浸水面積が 1.4 倍，浸水家屋数は 1.2 倍，常呂川流域で浸水面積が 1.3 倍，浸水家屋数は 1.4 倍と増加するという結果が試算された．この浸水深の増加により，人的被害への影響が特に大きいことも示
唆された．
３．考察とまとめ
以上の結果より，気候変動にともなう大雨は，現在においても（起こりうる）不確実性の内数である
ことが示され．北海道においても気候変動の影響による被害軽減を目指す適応策を進めるべきとの結論を得た．今後の技術的課題としては，気象条件や地形 特 性， スケ ー ルの 異な る 他の 河川 で の検 討やRCP8.5 シナリオだけでない複数シナリオでの分析，
今のところ学術的，技術的に十分に確立されていな
いリスク推定手法を諸外国の先進事例も参考にレベルアップしていく必要性などが挙げられる．そのう
えで，リスクを社会と共有し，具体の治水計画に反映させていくことが目標となる．
謝辞：情報提供いただいた北大・山田朋人准教授，
同・星野剛研究員，北海道開発局，（一財）北海道河川財団，（株）ドーコンの関係者に謝意を表する．

26

参考文献：
1）北海道開発局：北海道地方における気候変動予測（水分野）技術検討委員会資料, 2018.3.
2）Mizuta, R. et. al.：Bulletin of the American
Meteorological Society, pp.1383-1393, 2016.
3）Piani, C. et. al.：J. Hydrology., 395, pp.199-215, 2010.
4）（財）北海道河川防災研究センター・研究所：実践
流出解析ゼミ，講義テキスト編，2006.7.
5）US Army Corps of Engineers：Draft Final report of theInteragency Performance Evaluation Task Force, 2006.6.

図 1 過去実験及び将来実験の降雨量の確率評価（上：十勝川帯広地点，下：常呂川北見地点）
表1

確率雨量（GEV 分布）の 95%信頼区間内
ピーク流量の変化の試算結果

表2

被害数量の変化の試算結果

21.

琵琶湖における地下水-地表水流入の役割＊

小野寺真一 (広島大)，齋藤光代 (岡山大) , 王昆陽（広島大）
友澤裕介（広島大），伴修平（滋賀県立大），奥田昇（地球研）
唆されるとともにリンの供給においても重要な役

１．はじめに割を果たすことが確認できた。

陸域の岩石に由来するリンは、一般的な沿岸や湖
沼では低濃度で生物の制限要因になることが多い

２）地下水中で特にリン濃度（図２）が高かったのため、その経路の同定や流入量の定量は重要であり、は 20m 以深の被圧地下水で、堆積物中でもリン含有

また地下水中ではその濃度が高いことも多く、重要量が高く堆積時に集積したものが現在還元環境下な経路の一つであることが確認されている（小野で溶脱しているためであると考えられる。このよう寺,2015）。琵琶湖は日本最大の湖沼であり、水深もに、リン供給という点で地下水流出は特に重要出る

100m に達する北湖呼ばれる大部分のエリアでは、ことが確認できた。

富栄養湖ではなくリンが不足した環境となっている。従来から、降水、河川、地下水による琵琶湖への水供給量が議論されてきた。Fujino（1980）、國松（2003）らは水収支計算から、琵琶湖への河川流出に対する地下水流出の割合を、28.5%、5.8%とそれぞれ見積もった。一方で、シーページメータ等による広域の観測（図 1）により、小林（2001）*1 は地下水湧出量を 河川流出量の 22%と見積もり、Fujino（1980）に近い試算となった。しかし、水深 10m 以深の試算には至っていないため、十分とはいえない。
本研究では南東岸におけるラドントレーサーによる推定及び SWAT モデル流域水収支解析の結果を比較し評価した。
２．方法
野洲川河口沿岸域で 12 地点、彦根周辺域で 10 地
点程度において、それぞれ Rad7 を使用しラドン濃度を計測した。また、彦根から湖心に向かって水深5m、10m、20m、60m の各地点で、表層、低層、湖
図1

底間隙水のそれぞれラドン濃度を計測した。上記湖

琵琶湖の地下水湧出量分布*1

水に加えて地下水・河川水も 21 地点で採水し栄養塩濃度を定量した。計測時期は 2015 年から 2018 年にかけて、7 月及び 10 月に行った。また、流域水文
水質（SWAT）モデルを野洲川流域に適用して解析をおこなった。
３．結果と考察１）
野洲川流域での SWAT モデルによる解析結果（図図22；Wang et al.subm）では，地表流及び中間流出以外

野洲川流域水収支

参考文献
小野寺(2015)地下水中のリン, リン事典, 朝倉書店.
小林 (2001)湖水と地下水, 地下水学会誌,43,101-112.
Fujino(1980) " Limnol. L. Biwa " (ed.Mori, S.), 19-26, Kyoto.
Wang et al.(submitted) Limnology.

の浅層地下水流出（基底流出）及び深層地下水涵養
を合わせたものが、ほぼラドン収支による湖底地下
水流出量と一致した。これは、Fujino(1980)による見積もりを大きく上回り、地下水の役割の大きさが示

27

22.

気候変動に伴う河川水温と冷水性魚類の生息環境の変化について＊

工藤啓介 (株式会社ドーコン)，中津川誠 (室蘭工業大学大学院)

１．はじめに積雪寒冷地では，今後の気候変動に伴う水温上昇
等により冷水性魚類の生息環境に影響が及ぶことが懸念されている．冷水性魚類は地域経済を支える貴重な水産資源でもあり，気候変動に対する冷水性魚類の動向に着目した研究が極めて重要である．
以上を踏まえ，本研究は，気候変動に対する適応策立案のための基礎研究として，積雪寒冷地内のダ
ム流域を対象に，気候変動予測データを用いて河川
水温及び冷水性魚類の生息環境の観点から，気候変動による影響を定量的に評価したものである．

空知川

オホーツク海（幹線流路延長 194.5km，流域面積 2,618km2）
日本海

石狩川流域

太平洋
空知川流域

金山ダム流域

石狩川

２．研究対象流域
本研究では，図 1.に示す北海道の一級河川である石狩川水系空知川の上流に位置する金山ダム流域(流域面積 470km2)を解析対象とした．金山ダム流域の標高帯は約 300～1,700m で，空知川の河川水温は 0～18℃で推移している．北海道レッドリスト 1)
で絶滅危惧ⅠB 類に指定されている冷水性魚類のイ
トウ Hucho perryi が生息しており，流域自治体の南富良野町では，イトウ Hucho perryi を多様な自然の象徴的存在であり観光等で貴重な価値を有するとして，条例を制定して積極的な保護管理を進めている．
３．解析方法３.１ 流出モデルによるダム流入量の推定
地域気候モデル MRI-NHRCM20 の現在気候(1984年 9 月～2004 年 8 月)及び将来気候(2080 年 9 月～
2100 年 8 月)の RCP8.5 シナリオ 3 ケースを対象に，
気象庁 55 年解析モデル DS-JRA55 を用いた統計的
ダウンスケーリングにより，空知川流域 1km メッ
シュ気候変動予測データを推定した．熱・水収支解析モデル LoHAS 及びタンクモデルに与えてメッシ
ュ流出量を算出し，kinematic wave 法を用いて河道追跡し，金山ダム流入量を算出した．
タンクモデルのパラメータの内，地質との関連性がある中間流出孔及び地下水流出孔については，既往研究 2)を参考に，国土数値情報から金山ダム流域の表層地質データを抽出し，第三紀火山岩，第四紀火山岩，花崗岩，第三紀層，中生層，その他の 6 区分に分類し，ダム流域の表層地質面積率に基づく回帰式を用いて，メッシュ毎に設定した．
３.２ フラックスの河道追跡による水温の推定
本研究では，LoHAS から得られる水文諸量を適用した水温予測の可能性を見出すため，既往文献 3)を参考にフラックス(河川流量×水温)の河道追跡計
算を行い，金山ダム上流の水質観測地点である太平橋上流の任意メッシュにおけるフラックスを流出量で除し，河川水温を逆算する解析モデルを構築し，

28

空知川

金山ダム

太平橋

（ダム流入量検証地点）（水温検証地点）

図 1.

空知川流域図河川水温シミュレーションを行った．解析モデルについては，既往研究 4)を参考に LAI(葉面積指数)に基づく河畔樹木による日射量の遮蔽率を考慮した．
表面・中間流出水温については，任意メッシュの気温を与え，解析モデルによる太平橋河川水温の再現性が最も良好となる補正係数を適用した．地下水
流出水温については，空知川流域自治体の地下水温観測データの平均値 10.5℃を与えた．
３.３ 冷水性魚類に対する水温変化の影響評価
気候変動による河川水温の変化が冷水性魚類の生息環境に及ぼす影響を評価するため，イトウ Hucho
perryi を対象に，4～5 月の産卵期における最適水温
日数・範囲の観点から検証を行った．最適水温については，既往文献 5)を参考に 6～7℃とした．
４．解析結果及び考察
４.１ 流出モデルによるダム流入量の推定
気候変動に伴うダム流入量の変化について，将来気候における月平均値を整理し，図 2.に示す．解析結果より，気候変動に伴う融雪流出時期の早期化
により 3 月の月平均流量が最大約 3.7 倍となり，融雪後期の 5～7 月及び積雪初期の 11 月では現在気候
よりもダム流入量が減少することが明らかとなった．
４.２ フラックスの河道追跡による水温の推定
気候変動に伴う太平橋河川水温の変化について，
将来気候における月平均値を整理し，図 3.に示す．
解析結果より，気候変動に伴う気温上昇により，月平均水温が 3 月で最大約 4.7℃，7 月で最大約 3.6℃
上昇することが明らかとなった．

５．おわりに
今後，河川水温の変化に影響を及ぼすと考えられ
る伏流水やイトウ Hucho perryi の生態に関する各種資料・データを蓄積し，河川水温との関連性を十分解明することで，精度向上が期待できる．今後も継続的に研究を行い，積雪寒冷地で汎用的に適用できる解析手法の構築を図っていきたい．

80
70
月平均流量[m3/s]

60

RCP8.5_SST3

30
20
10
0
9月

10月

11月

図 2.

12月

1月

2月

3月

4月

5月

6月

7月

8月

ダム流入量月平均値の季節変化(20 ヶ年平均)25
現在気候

RCP8.5_SST1

RCP8.5_SST2

RCP8.5_SST3

月平均水温[℃]

20
15
10
5
0
9月

10月

図 3.

11月

12月

1月

2月

3月

4月

5月

6月

7月

8月

太平橋河川水温月平均値の季節変化(20 ヶ年平均)

産卵期流域平均水温20

最適水温範囲最適水温(6～7℃)

(℃)

15
10

5.67

7.35

7.96

8.08

RCP8.5_SST1

RCP8.5_SST2

RCP8.5_SST3

6

6

RCP8.5_SST1

RCP8.5_SST2

50

該当日数(日)

現在気候
14
12
10
8
6
4
2
0

7

現在気候

5

RCP8.5_SST3

図 4. イトウ Hucho perryi 産卵期における太平橋上流の平均水温と最適水温日数(20 ヶ年平均)
RCP8.5_SST1(変化量)

RCP8.5_SST2(変化量)

RCP8.5_SST3
(変化量)

3.8
3.6
3.4
3.2
3.0
2.8
2.6
2.4
2.2
2.0
1.8
1.6
1.4
1.2
1.0
0.8
0.6
0.4
0.2
0.0
-0.2
-0.4
-0.6
-0.8
-1.0

13
12
11
10
9
8
7
6
5
4
3
2

単位：℃

29

RCP8.5_SST1

RCP8.5_SST2

40

現在気候

６．参考文献1) 北海道環境生活部環境局生物多様性保全課：北海道レッドリスト【魚類編(淡水・汽水)】改訂
版，2018.
2) 臼谷友秀，中津川誠，松岡直基：流域貯留量推定のためのモデルパラメータの一般化に関する研究，土木学会論文集 B1(水工学)Vol.70，No.4，
I_355-I_360，2014.
3) 新井正：地域分析のための熱・水収支水文学，pp.112-161，古今書院，2004.
4) 中村太士，百海琢司：河畔林の河川水温への影
響に関する熱収支的考察，日林誌 71(10)’89，
pp. 387-394，1989.
5) 笠井文考，田中俊次，小宮山英重，夏原憲子，
水口拓真：釧路川水系一支流におけるイトウ(Hucho perryi)の産卵生態－2006 年の調査における産卵期間，産卵床数およびその分布の特徴－,
東京農大農学集報，54(1)，pp. 45-50，2009.

現在気候

50

産卵期水温範囲

図 2.に示したダム流入量の季節変動状況と比較
すると，3 月は金山ダム流入量，太平橋河川水温のいずれも現在気候値に対して将来気候値が大きく変化しており，融雪初期において水理特性の変化が顕著となる．積雪寒冷地における河川水温は融雪と密接に関わっており，融雪出水はイトウ Hucho perryi
を含む冷水性魚類の生息環境に大きな影響を与えていることから，気候変動に伴う降雪・積雪・融雪・水理特性の変化により，将来的に冷水性魚類の遡上・産卵・ふ化等の生活史に影響が及ぶ可能性が極めて高いものと考えられる．
４.３ 冷水性魚類に対する水温変化の影響評価
太平橋上流におけるイトウ Hucho perryi の産卵期，成魚・遡上期の河川水温，最適水温日数・範囲の変化を整理し，図 4.～図 6.に示す．解析結果より，
気候変動に伴い，産卵期では最大約 8.1℃まで河川
水温が上昇し最適水温を超過するとともに，最適水
温となる日数が減少し，中流域に点在していた最適
水温の範囲が上流域の空知川源流部付近に移動することが明らかとなった．これにより，将来的にイト
ウ Hucho perryi の産卵に適した水環境が著しく損な
われ，産卵機会が消失し自然再生産が困難となるリ
スクが高まるものと考えられる．太平橋上流域には
冷水性魚類の移動を妨げる砂防えん堤等の横断工作物が見られることから，気候変動に対する適応策として，施設管理者や自治体と連携し，移動の連続性に配慮した魚道の設置を行う必要があると考える．

単位：℃

図 5.
現在気候

イトウ Hucho perryi 産卵期における水温分布(20 ヶ年平均)
RCP8.5_SST1

RCP8.5_SST2

RCP8.5_SST3

図 6. イトウ Hucho perryi 産卵期における最適水温範囲の変化(20 ヶ年平均)

23.

豊富な水をもたらす北アルプスの雪＊

鈴木啓助 (大町市立山岳博物館・信州大学)

いずれも飛騨山脈主稜線の東側に位置している。ふ
たつの流域では，冬期の卓越風向である北西風に対して風下側であることから，吹き溜まり効果により多量の積雪が観測されることになる。ちなみに，高瀬 ダム よ り 上 流の 高 瀬 川 流 域の 年 平 均 流出 高 は3153 mm，大正池より上流の梓川流域の年平均流出
高は 3215 mm であり，ほぼ同じ値を示している。それぞれの流域で蒸発散量が異なるとは考えられない
ので，どちらの流域にも同じ量の降水がもたらされていると考えられる。アメダス大町（標高：784 m）とアメダス上高地（標高：1510 m）の年降水量の平年値は 1397 mm と 2744 mm であることから，上流域には多量の降水がもたらされていることがわかる。

１．はじめに日本の年平均降水量は 1718 mm であり，世界の年平均降水量（約 970 mm）の約 2 倍となっており，比較的水資源に恵まれていると言われているが，国民1 人あたりの水量換算では世界平均の約 1/4 に過ぎない（国土交通省，2017）。また，暖候期の雨による降水は，わが国の急峻な地形のために，人工的なダム等の構造物なしには安定的な水資源として利用することが困難である。一方，山岳地域での寒候期の降水は雪としてもたらされ，春先まで天然のダムとして水を貯留し続けるため，多量の降雪は水資源として極めて重要である。冬季間に数メートルにも達する積雪が広域に観測される北アルプスは，世界的にも稀な地域である。そして，春になるとともに融け出して，降水量の少ない時期の田畑を潤し，生
活用水や農業用水・工業用水として下流の都市域で重要な役割を果たしている。
多くの降雪がもたらされる北アルプスの気候学的特徴を解説するとともに，積雪の分布状況や近年の降積雪量の変動についても報告する。

４．高瀬川流域にもたらされる多量の雪
高瀬川には，水力発電用の高瀬ダム，七倉ダムと洪水調節や上水道用などの大町ダムが設置されている。高瀬ダムでは，東京電力により高瀬川の流量が観測されている。その観測値から得られた月平均流
出高とアメダス大町における月平均降水量を図 1 に示す。大町における降水量は，暖候期に多く寒候期に少なくなる季節変化を示しているが，高瀬川の流出高は 5 月から 7 月にかけて極端に多くなる。これ
は，流域内の高標高地からの融雪に伴うものであると考えられる。同様な流出高の季節変化は，上高地
梓川でも観測されている。ちなみに，上高地梓川流域では流域平均で 2.85 m の積雪深，奥又白谷では流域内で最大の 34.7 m の積雪深が報告されている（鈴木・佐々木，2012）。

２．冬の北アルプス
冬期のシベリア大陸は，太陽高度が低くなること
から放射冷却によって高気圧の場となる。チベッ
ト・ヒマラヤ山塊が南方に存在することが，このシベリア高気圧をより強化すると考えられている。こうして形成されたシベリア高気圧から吹き出す寒冷で乾燥した気塊は，暖流の対馬海流が北上する日本
海に流れ込む。寒冷な気塊が暖かい海面と接することにより，下層から熱と水蒸気の供給を受け，対流性の雪雲が形成される。北西の風に乗って吹走する
雪雲は，南北に連なる北アルプスによって積雲対流がより強化される。そのため，北アルプスは世界でも稀な多雪地域となるのである。シベリア大陸，チ
ベット・ヒマラヤ山塊，日本海そして北アルプスの絶妙な地理的配置が，夏には亜熱帯性気候となる日
本が世界有数の多積雪地となる所以である。
さらに，冬期にはチベット・ヒマラヤ山塊の南北に分かれて西から吹いているジェット気流が，日本の西方で合流するため，標高が 3000 m 級にすぎな
い北アルプスは強風にさらされることになる。標高はそれほど高くないにもかかわらず，冬期の北アルプスは多雪・強風の厳しい自然環境となる

５．近年の降積雪深の変動傾向
上高地・大正池の近傍での年累積降雪深が近年の
44 年間では統計的に有意に増加しており，上高地
梓川の年流出高と融雪期流出高も近年 68 年間では統計的に有意に増加している。

３．高瀬川と梓川
槍ヶ岳（標高：3180 m）は，大町市と松本市の分水嶺をなしている。槍ヶ岳の北側にもたらされた降水は，大町市を流れる高瀬川となり，南側にもたらされた降水は梓川となる。高瀬川と梓川の上流域は，

30

図 1．高瀬川の月平均流出高とｱﾒﾀﾞｽ大町の月平均降水量

24.

山岳湖沼と気候変動：雪氷の視点から
知北和久 (北海道大学・北極域研究センター)

１．はじめに
近年の温暖化は，世界的な規模で氷河の縮退や海氷の縮小をもたらしている。寒帯～亜寒帯の低地～
山岳域では，温暖化の影響として冬に結氷する湖
沼・河川の結氷日数が減少するという現象が起こっている。結氷するかしないかは，太陽放射に対する
水と氷のアルベド（反射能）が大きく異なるため（水で 0.04～0.05，氷で 0.4～0.5），湖沼・河川の生態系にも大きく影響する。ここでは，亜寒帯域にある北海道の山岳湖沼を対象に，近年の不凍化と気候変動との関係について議論する。
図 1. 俱多楽湖の位置と観測点の位置

２．対象地域の概要と方法
北海道の山岳湖沼の中から，筆者が長年研究対象としている陥没型カルデラ湖・俱多楽湖（くったらこ；最大水深 148 m；図 1）を中心に，道東の摩周
湖と屈斜路湖との比較から，湖沼の凍結・不凍結を決める気象条件について議論する。また，全面結氷した場合の湖氷の成長について，観測データに基づ
く熱収支計算から，氷厚の変化を再現し，気候変動に対する湖氷の応答の仕方について考える。このとき，俱多楽湖の結氷状態は図 1 の“クマ牧場”から
ヒグマ博物館学芸員の坂元秀行氏によって毎日観察
され，全面結氷日と解氷日が決定された。全面結氷
日についは，登別の日平均気温データから積算寒度（日平均気温が負値になる日の温度を積算した値の絶対値；単位 ℃・day ）との関係を求めた。
図 2 は俱多楽湖の全面結氷後，湖氷上に積雪があることを想定した場合の熱の出入りを示す。ここで求めるのは氷厚 hi の時間変化で，湖畔で得た気象データを元に，雪面または氷面での熱収支を考え，氷底面の温度 Twi =0 とし，湖内で観測された水温変化から氷底面への熱流束 Qw (W/m2)を与えた。ここ
では，雪，氷，湖水は等方均質であり，熱伝導によってのみ熱が移動すると考えた。
また，俱多楽湖近くの登別，摩周湖近くの川湯，および大町市のアメダスでの 1978～2019 年気温データを用いて，近年の温暖化がどのような傾向にあるのかを調べ，さらに，俱多楽湖の計算された氷厚に対し，温暖化がどのように影響するのかを検討した。

図 2. 俱多楽湖における結氷時の熱収支

図 3. 大町，登別，川湯における年平均気温の変化

３．結果と討論
図 3 は，大町，登別，川湯における 1979 年～
2018 間の年平均気温の変動傾向を示す。いずれも有意水準 99.0 %以上で温暖化傾向が顕著に見られ，
気温上昇率は 0.0206～0.0237℃/年である。図 4 は登別における 1978～2019 年間の 1～3 月平均気温の変動を示す。上昇率は 0.0292℃/年で，年平均気温上31

図 4. 登別における 1～3 月平均気温の変化

昇率の約 1.3 倍である。1～3 月は，俱多楽湖にとって結氷の開始と拡大，全面結氷後の湖氷の成長，春の解氷の時期にあたり，凍結・不凍結を決める気象条件を含んだ期間である。こうした，より大きな温暖化傾向は今後，急速に湖の薄氷化や不凍化を招くことを意味する。なお，登別と倶多楽湖湖畔での気温は，ほぼ 1 対 1 の直線関係（R2=0.989）にある。
図 5 は，図 2 の熱収支に基づいて計算された2014 年と 2016 年における氷厚の変動を示す（図の白丸）。2014 年 2 月 21 日に湖氷の観察を行い透明氷の厚さは 0.30 cm であった。これは計算された厚さ hi = 0.297 cm とよく一致し，熱収支計算が妥当であることを示す。なお，図中の氷上積雪は，登別における積雪深データを元に，全面結氷日以後の積雪深として与えている。なお，2014 年と 2016 年の 1
～3 月平均気温は，それぞれ−3.50 ℃，−2.41 ℃で，2016 年の方が暖冬であった。表 1 の計算結果（オリジナル）を見ると，より暖冬であった 2016 年の平均氷厚は 2014 年の 60.6 %である。また，氷上積
雪がないとした場合の計算結果が図 5 の赤丸で，2014 年結果に見られるように，氷が厚いほど積雪の断熱効果が効くことがわかる。
図 6 は，図 4 の気温上昇率 0.029 ℃/年を考慮して，10 年後には日平均気温が一様に 0.29 ℃上昇すると仮定した場合の氷厚の計算結果（図の黒点）を示す。
表 1 から，氷厚について，0.29 ℃の上昇は 2014 年
ではオリジナルの 59 %，2016 年ではオリジナルの83 %まで減少した。このことから，より暖冬な年
ほど，薄氷化への温暖化効果が高いことがわかる。
なお，+0.29 ℃の時の全面結氷は，表 2 から積算寒度 300 ℃・day になった日と仮定し，この日を氷厚計算初日とした｡なお，表 2 では全面結氷日までの積算寒度は，2013～2019 年平均で 300.4 ℃・day である｡
今後は，解氷過程における氷厚の再現を高めると共に，マイクロ波放射計搭載衛星などによる画像解析と現地調査によって，日本の湖沼・河川の結氷状態の現状と将来予測を広域的にとらえることを考えている｡

図 5. 計算された氷厚の時間変化

図 6. 計算された氷厚の比較
表 1. 計算された氷厚の平均，結氷日数，平均積雪

謝辞：これまでの俱多楽湖研究には多くの方のご協力を得た．特に，南山大・大八木英夫氏，ヒグマ博物館・坂元秀行氏，レイクハウス支配人・奥寺建夫氏，（株）福田水文センターには，条件の厳しい冬季観測にご協力いただいた。ここに心から謝意を表します。

表 2. 2012～2019 年の冬季積算寒度（℃・day），日数，および観測された全面結氷日

32

25.

仁科三湖の水環境の問題－水生生物の過去・現在・未来－＊

朴 虎東（信州大学・理学部）

１．はじめに
仁科三湖は、長野県大町市北部に連球状に並んで位置する青木湖、中綱湖および木崎湖の 3 つの湖沼群の総称である。仁科三湖は，本州の中央部を横断する糸魚川－静岡構造線の地溝帯に生じた断層湖である。各湖沼の概要を表 1 に示す。仁科三湖は水深、栄養段階、生物相などが異なることから古くから多くの研究が報告されている湖沼である。また、仁科
三湖は、発電用水、灌漑用水・漁業・レクレーショ
ンの場所としても利用されている。青木湖は、発電用水のために 1 月から 3 月の間最大 21ｍまで下げることで冬季の間は 58ｍの最大水深が 37m になり
湖岸から数百メートルの沿岸が凍結されるか、雪に覆われる風景となったが、今は水位低下を 7ｍまでに緩和している。このような水位変動の状況は沿岸が主な住処である水草や魚介類の存続には大きな影響を与える要因となっている。本講演会では演者が研究を行っていた木崎湖の淡水赤潮の発生機構と生物相変動の原因と対策に関する研究を紹介したい。
２．木崎湖の淡水赤潮の発生機構と生物相の変動
木崎湖は、大町市の地域の農業・工業・観光資源として重要な役割を果たしてきた。仁科三湖の水質は 1980 年まで、常に県下湖沼の水質ベスト 5 に入るほどきれいな湖であったが、1981 年秋から原生動物であるアメーバとその死骸による浮遊物によって水質が悪化し、次年には県下湖沼の水質ワースト５になった。アメーバは藍藻類のアナベナを食べて増殖する原生動物であり、複雑な生活史を持つもの
で、大増殖期が終わるとシスト（植物でいう種に相当する）を形成して湖底に姿を隠す性質を持っている。アメーバとアナベナは 1983 年までは繁殖を繰り返し発生し続けていたが、1984 年からは見られなくなり透明度も以前の 2～3m にくらべかなり高くなり 10m を越えるようになった。また 1981 年から大繁殖した水草コカナダモを退治するために 1993
年に 2 千匹の中国原産の草魚が放流され、2,3 年後にはコカナダモの姿も見えなくなった。その後は渦鞭毛藻類であるペリジニウムが姿を見せ始め、1996
年の春から植物プランクトン中のペリジニウムが占める割合が高くなり、1987 年秋からは淡水赤潮を形成するようになった。それ以来毎年春から秋のあいだに年数十日をこえる赤潮発生が観測されるようになった。図 1 は木崎湖で起こる赤潮の発生機構の仮説と実際の研究結果を交えて模式化したものである。春先、前年から形成されていたシストが発芽し始め植物プランクトン中にペリジニウムが占める割合が大きくなる。発芽条件は 5～20℃、4μE m-2 S-1
以上で 10 から 18m 以浅に存在するシストはいつでも発芽可能である。発芽した栄養細胞はすぐ分裂を始めるが、増殖に最適な温度条件は 15～23℃であり、これは木崎湖では５月以降になる。さらにペリ
ジニウムは鞭毛を持ち上下移動が可能であるので、日中は表層部で活発に光合成を行い、夜間には 10m
以深の分解層まで下りて栄養塩類を吸収する。このような遊泳能を持っていることにより、表層水の栄
養塩類濃度が低い夏期においても赤潮を形成・維持することが可能である。この生活史の特徴を理解・利用することで赤潮の発生時期と規模の予測や、赤潮の発生の制御も不可能ではないと考えている。
３．仁科三湖の未来
仁科三湖の水環境問題で、これから改善が必要な
課題は人為的な水位変動の無くすことが不可欠であると言える。冬から春先の水位変動は日本のダム湖では良く見られる風景ではあるが青木湖のような自然湖沼が沿岸域を露出され凍結と乾燥に晒されることは水生生物の存続と多様性保全には良いとは思えないことから、今後次世代の賢明な選択に期待して水位変動の無い「自然の湖沼としての仁科三湖」を見てみたい。
表１．仁科三湖の概要
青木湖

中綱湖

木崎湖

湖面標高(m)

822

815

764

湖岸線長(km)

6.65

2.2

6.5

湖面積(㎢)

1.73

0.14

1.69

最大水深(m)

58. 0

12

29.5

平均水深(m)

29

5.7

17.9

53.9

0.8

25.06

6

3

容 積(10 ｍ )平均滞留日数(日)

193

25

186

流域面積（㎢）

9.16

3.71

36.72

平均透明度（ｍ）

8

4

4

湖沼型

貧栄養湖

中栄養湖

中栄養湖

図 1.木崎湖の Peridinium bipes による淡水赤潮
の発生機構

33

信濃大町水物語26.

－高瀬川上流地域における自然的・地理的特性と水利の発達－＊

荒井今朝一(大町市教育長)

１．はじめにわが国の河川では最長とされる信濃川の上流に位〇主要河川(昭和 59 年刊『大町市史自然編』)

置する高瀬川の最上流域と、その支流である鹿島川、

信濃川 延長：367 km 流域面積：11,900 km2

籠川及び農具川の流域(以下、「高瀬川上流地域」

高瀬川 延長：55.8 km 流域面積：437.2 km2という。)は、標高が高いために夏期は昼夜の温度

鹿島川 延長：19 km 流域面積：78.22 km2差が大きく、冬期は積雪を伴う寒冷な気候であり、平年の平地における降水量は年間 1,300 mm 程度と少ない傾向にある。一方、上流の北アルプスの山岳地帯の降水量は、富山県や新潟県側に比べれば少ないものの平年でも年間 3,000 mm 程度あり、特に冬(カクネ里氷河～高瀬川合流)
籠川

延長：13 km 流域面積：42.12 km2(針ノ木雪渓～高瀬川合流)
農具川 延長：17.3 km 流域面積：67.4 km2(青木湖～高瀬川合流)

期間の積雪は「天然の水ストッカー」として、年間を通じた河川流水の保持や地下水の涵養に大きな役〇湖沼(仁科三湖)
青木湖 湖面積：1.73 km2、水面標高：822 m

割を果たしている。
また、糸魚川静岡構造線に沿った農具川上流域には、更新世の片陥没により形成された青木湖・中綱湖・木崎湖の 3 つの湖(以下「仁科三湖」という。)

最大水深：58 m、平均水深：29 m
周囲長：6.65 km、貯水量：0.054 km3
中綱湖 湖面積：0.14 km2、水面標高：815ｍ

が連続しており、その水源の多くは地下からの湧水

最大水深：12 m、平均水深：5.7 m、で水量が安定しており、「天然の調整池」として水

周囲長：2.2 km、貯水量：0.0008 km3
木崎湖 湖面積：1.69 km2、水面標高：764 m

温上昇や水量調整に一定の役割を果たしている。
高瀬川上流地域の中心都市である長野県大町市は、これらの河川や湖沼の水量・水質・水温・落差など

最大水深：29.5 m、平均水深：17.9 m
周囲長：6.5 km、貯水量：0.025 km3

水利に関する自然的要件を灌漑や生活・エネルギー源等として活用することで発展してきたもので、特３．まとめに近年は良好な湧水の水質が注目され、いくつかの(1)恵まれた水資源の活用により地域が発展してき飲料水製造工場も進出している。

た経過について正確に理解する。

ここでは、大町市域における自然的、地理的要件等を背景とした水利の発達の歴史的経緯について検(2)最上流域として、下流域に対する良質な流水の討し、この地域における将来の水利の在り方につい

保護・保全と環境の保持に努める。

て大局的見地から考察してみたい。
(3)表流水をはじめ地下水や湧水の実態把握に努め、バランスのとれた適正な水利用の実現に努める。

２．対象地域・河川・湖沼等の概要〇長野県大町市の概要
面積：564.99 km2(山林・湖沼・山岳等が 91.8％)
耕地(宅地・農地)面積：38.68 km

2(4)農業や内水面漁業、観光や環境保全、治水や砂防など水が果たす多面的な効果を理解し、総合的な人口：27,356 人(2019 年 9 月 30 日現在)

水環境の保全と活用についての方針を定める。

市役所所在置の標高：726 m
最高所：槍ヶ岳山頂(標高 3,180 m)
最低所：八坂栃沢 (標高 466 m)

34