1)

広島湾奥部入江におけるリン収支と貧酸素化のメカニズム＊浅岡 聡（広大院理），山本民次，山本裕規（広大院生物圏）

Ohko Inlet(study site)【緒論】 閉鎖性水域への陸域からの栄養塩の流入負荷は植物プランクトンの増殖をもたらし，やがて増殖した植物プランクトンは枯死・沈降する．沈降した植Kaita Bay

物プランクトンの分解によって水柱の溶存酸素が消費され，貧酸素水塊の発生をもたらす．底層が還元的になると硫化水素が発生し，底生生態系は壊滅的な打撃を受ける．また，底泥中のリンが溶出し，富栄養化を助長する．これまで，富栄養化の原因は主として陸域からの栄養塩の流入負荷であると言われてきたが，Fig. 1 Location map of Ohko Inlet

淡水と海水が混合する沿岸域ではエスチュアリー循

類にミカエリスメンテンの式 3)に従って，それぞれ，

1)環が栄養塩の輸送に関与すること ，湾奥部の底泥は

PMP-P, BMA-P として取り込まれる．

一般的に有機物や栄養塩含有量が多く，底泥からの栄

DOP は DIP と同様の経路で輸送され，DIP に分解

養塩の溶出 2)の寄与が大きいことがわかってきた．こあるいは，海水交換によって入江から流出する．粒子

れらを定量的に把握することは富栄養化対策を講じ

態リン（PP；PMA-P，Det-P）についても同様に海る際に重要である．

水交換によって輸送されることとした．

本研究の目的は広島湾奥部に位置する閉鎖性が強溶存酸素(DO)の供給は海田湾からの海水交換によく，かつ背後に大都市を抱える小海域について，現場

る流入と，海水表層での再ばっ気 4)とした．一方，観測データから数値モデルを作成し，リンの物質収支

DO 消費はポンプ場排水の浮遊物質（SS），入江内のおよび貧酸素化のメカニズムを明らかにすることで浮遊粒子状有機物（デトライタス，死滅した浮遊性微

ある．

細藻類）の沈降ひいては底泥表面での酸化的分解，および枯死した底生微細藻類の酸化的分解とした．

【方法】 対象海域は広島湾奥部に位置する大河入江

リン収支モデルで用いたパラメータは紙面の都合（34o 21’N, 132o 28’ E, 0.047 km2, 平均水深 4 m)で上省略するが，Wang らのモデルを参考にした 5,6)．

ある(Fig. 1)．大河入江への陸からの主たる流入負荷

入江内の平均海水交換率はポンプ場排水量 7)，海田湾

はポンプ場から排水される合流式下水道からの越流の海水交換の流量収支から 0.1 d-1 とした．水質デー

水と雨水である．また，隣接する海田湾は瀬野川から

タは現場観測データを用いた 8,9)．

の負荷を強く受け，湾口部には工業地帯が広がっており，有機物含量の多いヘドロが堆積しており，夏には【結果と考察】貧酸素水塊が発生する．大河入江には，隣接する海田の計算値は観測値を良く再現した(Fig. 2)．大河入江

湾との間で潮汐による海水流入，流出があることが別のリン収支を Fig. 3 に示す．海田湾からの DIP の流に行った流動シミュレーションによって分かってい入はポンプ場（陸）からの 5 倍であった．流入したる．

DIP の大半が PMA-P，即ち浮遊性植物プランクトン

数値計算には STELLA 9.0.3(isee systems)を用いてリン収支モデルを作成し 2005 年 11 月から 2006

本モデルの DTP(DIP+DOP)濃度の増殖で消費され，PMA-P は流入時の 2 倍の負荷で海田湾や広島湾へ流出すると計算された．これが海田

年 10 月までのリン収支を計算した．リン収支モデル

湾の富栄養化の一因となっていると考えられた．一方，において，溶存態無機リン(DIP)は，ポンプ場からのDOP の負荷は底泥からの溶出，ポンプ場からの流入，

流入負荷，入江に堆積した底泥からの溶出，海田湾か植物プランクトンの枯死・分解などによる内部循環のらの海水交換による流入，および，溶存有機態リン

順に大きかった．前述のとおり DIP が入江内で一次(DOP)，デトライタスリン(Det-P)の分解によって供生産に使われ，底泥は枯死した植物プランクトンの沈給される．分解速度は溶存酸素と水温に依存すること

降フラックスを顕著に受け，ひいては植物プランクトとした．一方，DIP は浮遊性微細藻類，底生微細藻

ンの死細胞が DOP へ分解され底泥から溶出する．したがって，DOP についても流入時よりも高負荷とな

Concentration (mmol L-1)

4.0----:DTP (Simulated) ―:DIP (Simulated)○：DTP (Observed) ■：DIP (Observed)

3.0って海田湾や広島湾へ流出する．
DO 濃度も観測値を良く再現し (Fig. 4)，入江内のDO 消費の寄与率を計算したところ，97~99%が枯死

2.0

した浮遊性植物プランクトンの分解によって消費されることが明らかになった．クロロフィル濃度の増加

1.0に遅れて，本モデルで計算した底泥酸素消費量(SOD)
0.0

11
J

12

2

M

J4

Y. 2005

6 S

8

値が増大しており，夏の貧酸素化は春の植物プランク

10D

トンのブルームに起因すると推定された(Fig. 5).また，

Y. 2006Month

本モデルで得られた SOD 値 5.8~270 mg O2 m-2 d-1

Fig. 2 The simulated and observed concentrationof DTP or DIP in Ohko Inlet

は広島湾の底泥の 100~610 mg O2 m-2 d-1 と調和的であった 10)．感度解析によってポンプ場からの流入負Seawater exchange

Sea water

荷，底泥からの溶出，海田湾からの負荷，それぞれを

Det-P
2.7

Decomp.

削減した際の入江内の夏季の DO の最低濃度を計算3.8

したところ，いずれを削減しても 2.9 mg L-1 以上には

7.3

ならなかった．海田湾の定線観測 8)によると海田湾のUptake 16

Terr.
loading

1.9

2.4

4m
BMA-P
(280)

0.01 m

PMA-P
(930)

7.7

DIP
(56)

Uptake1.7
Sinking
2.7

3.8
Decomp.
1.7
6.4
Sediment-P(1.9x105)0.9

夏季の底層の DO は 2.4 mg L-1(2006 年)であり，海田

12
6.6 Decomp.
7.4
DOP
(206)
2.4

1.5

湾の貧酸素水塊の発生が解消されない限り大河入江の貧酸素化も解消されないと考えられた．

5.2【結論と提案】 大河入江のリンのフローと富栄養化

Releasing fluxのプロセスは次の通りである．海田湾からの DIP 流
入負荷によって入江内の一次生産が増大し，続いてFig. 3 Model framework and phosphorus budgetof the Ohko Inlet

PMA-P の底泥への沈降フラックスの増大，有機態リ

DO (mg L-1)ンの分解に伴う SOD の増大と底泥からのリンの溶出10.0によって富栄養化が助長されていることが明らかに8.0なった 11)．したがって，海田湾から流入した DIP は6.0

入江内で有機態リンに変換されるため， DOP や

4.0
2.0
0.0

PMA-P は海田湾からの流入時より流出時の方が大き―:DO (Simulated)●：DO (Observed)

い．また，海田湾の貧酸素水塊の発生が解消されない
限り大河入江の貧酸素化も解消されない．つまり，大

J
11

12

2

M

J

Y. 2005

46 S

8河入江の富栄養化の緩和，夏季の貧酸素化を抑制するD
10

ためには，まず海田湾のリン濃度を低減するとともに，Y. 2006

Month

貧酸素水塊を解消させる必要がある．

Chla (mg L-1)

40.0

300

―:SOD (Simulated)■：Chla (Observed)

250

30.0
200

20.0

150
100

10.0
50
0.0

0
11

12

Y. 2005

90

2

180

4

6270

8 36010

Y. 2006

Month

Fig. 5 The simulated SOD and observed
Chlorophyll a concentrations

0

SOD (mg O2-m-2 d-1)

Fig. 4 The simulated and observed concentrationof dissolved oxygen in Ohko Inlet【参考文献】
1)山本，橋本(2007)沿岸海洋研究 44, 137-145
2)山本(2008)瀬戸内海の海底環境（柳編），p.72
3)Dugdale(1967) Limnol. Oceanogr. 12, 685-695.
4)松梨(1993)環境流体汚染,p.225
5)Wang et al.(2003) Wat. Res. 37, 3928-3938.
6)Wang et al.(2003) Wat. Res. 37, 3939-3953.
7)広島市(2005, 2006)水質年報
8)広島県(2005, 2006)浅海定線海洋観測, St. 19.
9)鈴木(2008) 広大生物圏科学研究科博士論文
10)Seiki et al. (1999) Wat. Res. 28, 385-393
11)Asaoka,,Yamamoto(submitted)Mar.Poll.Bull.

2)

農業用堰における栄養塩流出機構の解明＊

清水裕太・小野寺真一（広島大学大学院総合科学研究科）

1．はじめに従来の貯水池を対象とした水・物質動態の研究に層に向かって濃度が低くなる傾向であり，同調する
ようにクロロフィル a 濃度も変化した。しかし冬季

よると，貯水池に流入する栄養塩負荷の多くは貯水には見られなかった。

池内において堆積や植物へ同化することにより下流

3.2. 水・物質収支解析による栄養塩の減少に流出せずに保持することが明らかになっている。

水・物質収支解析結果では，貯水池内の通過に

しかし，それらが対象とした貯水池は主に大規模な伴い T-N および T-P 負荷量が季節的に変化し，主湖であり，小規模な貯水池での例は少ない。

に夏季に両者とも減少し，冬季には増加した。まそこで，本研究では小規模な農業用堰によって作た，蒸発以外の水の損失も示唆された。栄養塩収られた貯水池を対象に，内部栄養塩動態と流域への支解析結果によると T-N，T-P の減少量に対して，影響を評価することを目的とした。

水生植物による生物同化による寄与率が春季お2．研究対象概要と方法

よび夏季に最大となり，秋季にかけて脱窒による本研究で対象とした堰は，高屋川中流域に位置す
る新早田堰である。堰の構造は，幅 40m，奥行き

窒素濃度減衰の寄与率が高くなる結果となった。
3.3. 水―堆積物間の栄養塩フラックス

866m，平均深度 1.5m で容積は約 52000m3 である。

堆積物間隙水の栄養塩分析結果では，DN，DP 共2008 年から流入水と流出水の隔月で一年間，下流に堆積物最表層付近で最も高い濃度を示し，深くなにて鉛直観測および採水を行った。水面から 10cm

るにつれてどちらも減少した。堆積層境界の直上水

間隔で pH，EC，DO，水温，流速，クロロフィル aと比較すると表層付近の濃度は数十倍以上も高い。

濃度を測定した。採水後，冷暗状態のまま実験室に堆積層中の水圧モニタリングの結果では，40cm 深

持ち帰り，主要溶存成分，栄養塩類(N・P)を分析し度の水圧変動は河川水位の変動と応答する一方，た。2010 年 1，4，8 月に堆積物コアを数本採取し120cm 深度は常に下向きの流れを示していたこと

透水実験および拡散実験と間隙水の抽出を行った。

から，この湛水域は緩慢な速度で漏水をしていると

そして，2010 年 7 月から約 1 ヶ月間，堰内に設置考えられる。そして Darcy 則・Fick 則による見積もした 2 深度のピエゾメータ（水底から 40cm とりの結果，堆積物への浸透フラックスよりも水柱へ

120cm）の水位と河川水位をモニタリングした。その拡散フラックスの方が卓越していた(図 1)。

して水理-生態系連結モデル DYRESM-CAEDYM（CWR, 西豪大）による栄養塩収支解析を行った。

3．結果と考察3.1. 湛水域内の季節変化
堰への流入水と流出水の栄養塩濃度は季節によって異なり，夏季では流入水の方が高く，冬季には流出水の方が高かった。貯水池内の鉛直測定の結果より，季節的な変動はあるものの一年を通じて良く混合されていた。しかし DO に関しては鉛直方向に変化が見られ，夏季は表層付近で過飽和を示したが底図 1 浸透と拡散による栄養塩フラックス

3)

海岸地下水における潮汐に伴う海水の入れ替わり＊

1.はじめに

山田拓也(岡山理大院・理)・北岡豪一(岡山理大・理)
直分布の変化を観測した。また，水平方向の流れを確認

干潟には，豊かな生物相が形成されている。河口干潟はするため，前島（Fig.1）の砂浜海岸で，海岸から約 15 m

陸からの水と海水が出合う汽水域であり，汽水を好む独特の地表に 3 m の有孔パイプを 5 本打ち込んで，E.C.の鉛の生物が多様に生息し，生物の宝庫になっている。

直分布と水位の変動を観測した。E.C.の観測には，JFE

河口域では，河川水が海水と出合う事による浮遊粒子のアドバンテック社の水温塩分計 COMPACT-CT を用いた。
3.結果と考察

凝集と，河川水の流速の減少により，特に岸辺で泥が堆積得られた観測結果の一例として，
吉井川河口干潟の場合，しやすい。
干潟は潮汐により海水，川水，地下水が複雑に交じり合ある。海水と川水には酸素が含まれているが，干潟地中へ流入する地下水には酸素が乏しいため，生物の生息には厳しい条件が存在していると言える。にもかかわらず，干潟に生物が豊富に生息しているのは，潮汐による干潟の塩分濃度の変化の過程の中に，汽水性の生物が過ごしやすい環境が形成されているものと考えられる。洪水時に河川の上

0Depth from the ground surface(m)うため，塩分濃度の時間的，空間的な変動の激しい地帯で下げ潮時の E.C.と温度の鉛直分布の変化を Fig. 2 に示す。
-0.2
-0.4
-0.6
-0.8
干潮86分前下げ潮

干潮86分前下げ潮-1
干潮52分前下げ潮

干潮56分前下げ潮-1.2
干潮19分前下げ潮

干潮19分前下げ潮-1.4
0200 400 600 800 1000 1200 1400 1600 1800 2000 25
E.C.(mS/m)

26

27

28

29
30
31
Temperature(℃)

32

33

34

35

Fig. 2 7/22 吉井川干潟の E.C.と温度の鉛直分布

流から砂が供給されるので，干潟表層は泥と砂が交互に水

吉井川干潟では 1 m より下の層では E.C.と温度も共に低平方向に成層し，河川水や海水は上下方向よりも水平方向くなっている。これは干潟表層の粘土層の下の砂層には陸に動きやすい状態にある。従って，干潟地中の酸素は何らからの地下水が伏流していることを示している。一方，表かの形で，水平方向の透水性のよい砂層を通して供給され層では下げ潮時に E.C.と温度は時間と共に上昇している。

ているものと考えられる。酸素の供給源としては，上流か

これは満潮時に川岸に浸入した海水が，下げ潮時に干潟地

らの伏流水よりも，潮汐に伴う川岸と直角方向の水の出入層中をゆっくり沖合に向かって水平に移動し，海水が入れりによることが考えられる。すなわち，満潮時に川岸の地替わっている事を示していると考えられる。
前島の砂浜海岸（Fig.1）で潟に流入することによって，酸素が供給されることが考え観測した E.C.の変動を Fig.3

られる。また，砂浜からなる海岸において，同様に海水がに示す。泥のない砂浜の地下

沿岸の地中に入り込んでいるものと考え，水位の変動と電では，水位分布の変動と E.C.

気伝導度の鉛直分布の変化を観測し，潮汐に伴う海水の出の断面分布の変動は，横方向入りの過程を明らかにしようとした。

の流れが卓越し，干満に伴い

2.観測場所・観測方法

海水の進退が干潮時の海岸線

2

2010/08/20
干潮30分後上げ潮

パイプ１管頭基準の標高（ｍ）

層中に海水が浸入し，引き潮時にそれが透水層を通して干10

陸まで起こっている。また，
上げ潮時には地表からの海水の浸入がみられ，下げ潮時に

吉井川干潟
前島砂浜海岸はそれが後退している。砂と

‐2
-5

2

0

5
10
パイプ１管頭基準の水平距離（ｍ）

15

20

15

20

15

20

2010/08/20
干潮210分後上げ潮

パイプ１管頭基準の標高（ｍ）

から満潮時の海岸線よりも内

‐1

1

0

‐1

‐2
-5

泥で成層した干潟表層では，

0510
パイプ１管頭基準の水平距離（ｍ）

地表の砂層から海水が浸入し，
2

児島湾

2010/08/20
満潮時

それに伴って海水と陸の地下
5km

Fig. 1 観測地点

海水と淡水の混合割合は電気伝導度(E.C.)の測定によって知ることができる。干潟表層における海水と淡水の動きを明らかにするため，吉井川干潟（Fig.1）に 2 m の有孔パイプを打ち込んで，干潟表層中の E.C.と温度の鉛水が混合しているものと思われる。陸からの地下水は貧酸素と考えられるので，干潟表層中での酸素の供給は，主に潮汐に伴う海水によるものと考えられる。

パイプ１管頭基準の標高（ｍ）

瀬戸内海

1

0

‐1

‐2
-5

0

5

10

パイプ１管頭基準の水平距離（ｍ）

Fig. 3 8/20 前島砂浜海岸における E.C.の断面分布の時間

4）

アラスカ・ユーコン河の河口プリュムの挙動に関する研究○知北和久 1・和田知之 1・虎谷充浩 2・工藤 勲 3・Yongwon Kim4
1. 北大・理 2. 東海大・工 3. 北大・水産 4.アラスカ大

はじめに
アラスカ・ユーコン河の土砂流出によって、河口デルタ沖では懸濁プリュムが形成される。

(A)

昨年の大会では、プリュムの挙動特性として、下層に海水が存在する安定成層状態でも、土砂流出量が 2,500 kg/s を超えるとプリュム先端が一部底部へ潜入することを指摘した。底質の粒度調べると、河口デルタを含む沖合の潜入領域
では底質の殆どが細砂〜粗砂の粗い粒子から成ることがわかった。このため、潜入の原因として、デルタ近傍で風浪による懸濁状態のまま粗粒子が細粒子との間に分別沈降をもたらし、粗粒懸濁水塊が底部へ進入したと考えた．今回は，(B)

プリュムの潜入状態について、新たに衛星画像解析を加え現地観測との比較検討を行う．
観測方法
図 1 に、(A)ユーコン河流域と観測点の位置、および(B)河口デルタ沖合のプリュム観測点の図 1 (A) ユーコン河流域（灰色部）と観測点の位置．

位置を示す。 PLS, YKB, NEN、 PC 地点で流(B) ユーコン河河口沖の観測点の位置．

量 ・ 水 温 ・濁 度 の モ ニタ リ ン グ を行 い つ つ 、EMK 地点付近のデルタ沖合に発達する懸濁プリ
ュム内外で船上観測を行った。実施日は、2009
年 6 月 25 日と 9 月 6 日および 2010 年 6 月 22 日
で、観測項目は TCTD プロファイラーによる
0.1m ピッチの水温・濁度・電導度の垂直測定および底質の採取と採水である。
結果と討論
図２は，2008 年 9 月〜2009 年 9 月間の PLS 地点におけるユーコン河の水温・懸濁物質濃度・流量・土砂流出量・懸濁鯛有機炭素(POC)・懸濁
態有機窒素(PON)の変動を日平均値で示す．これ
より、ユーコン河の土砂流出量は 2009 年 6 月 25
日で 3,760 kg/s、9 月 6 日で 2,900 kg/s であった。

図２ PLS 地点でのユーコン河水文量の時間変化．

図３ 2009 年 9 月 6 日における B5〜B8 地点横断図．(A) 懸濁物質濃度，(B) 水温，(C) 塩分，(D) σT

図 3 に 9 月 6 日における図 1B での B5〜B8 点

図 5 にようになる。これから、ユーコン河の流間断面図を示す。懸濁物質濃度がほぼ 50 mg/L の量・土砂流出量が増えるとプリュム面積は減少

ところで、懸濁水塊が直接底部へ潜入しており、または一定に近づき、底部への潜入が増大する

これについてはプリュム先端の潜入と異なるメ

ことがわかる。

カニズムを考える必要がある。
図 4 は、2008 年 7 月 7 日における MODIS/Aqua の RGB 画像（左）と処理後の懸濁物質濃度分
布（右）を示す。右の画像から
10 mg/L 以上のプリュム領域の面積を求め、画像が得られた 2005〜2009 年の日付における PLS 点
土砂流出量との関係を求めると

図４ 2008 年 7 月 7 日の RGB 画像(左)と懸濁物質濃度分布（右 ）(MODIS/Aqua
による)

図５ プリュム面積とユーコン河の(A)流量、(B)土砂流出量との関係

5)

アラスカの凍土流域における融雪流出特性○和田知之 1・Yongwon Kim2・知北和久 1・工藤勲 3
1. 北大・理 2. アラスカ大・工 3. 北大・水産

1. はじめにタイガ帯を水源とする河川が海洋へ供給する
溶存態有機炭素(DOC)量は全世界の約 13%を占め、炭素循環におけるその役割は大きい。また、河川が供給する栄養塩は、海洋生産に大きな影響を与える。これらの高緯度地域からの流出は、
近年の気候変動に伴う降水量変化や凍土融解進行の影響を受けていると考えられ、その流出特性を理解することは重要である。本発表では、
特に流出に対する寄与の大きい融雪期に注目して、アラスカ凍土流域の溶存態有機炭素、溶存
態有機/無機窒素の流出特性を明らかにすること

図 1 アラスカ・チェナ川の流域図と観測地点を目的とする。
2009

2. 観測流域・方法
観測流域であるアラスカ・チェナ川の流域図を図 1 に示す。流域面積 5167km2 。年降水量
387mm うち約 35%が雪である。流域内には不連
続な永久凍土が広がり、土壌は冬季に地表面まで凍結、融雪期以降の気温の上昇とともに地表

図 2 2009 年の日流出高と日降水量(mm/day)

面から徐々に融解する。河川は冬季結氷するが、氷の下で流れは継続している。4 月下旬〜5 月上(a)DOC

旬に融雪による流出イベントがあり、その後 10月に再結氷するまで降雨による流出イベントがある。そこで、結氷期(10 月~4 月中旬)、融雪期(4 月下旬~5 月)、夏期(6 月~9 月)に分けて以降の議論を行う。観測項目は、溶存態有機炭素(DOC)、
溶存態有機/無機窒素(DON/DIN)及びケイ酸塩である。その他、流量データは米国地質調査所か(b)DONら、降水量データは米国西部気象センターから提供を受けた。観測期間は、2007〜2009 年の 4月~9 月で、週一回〜数回採水し、分析を行った。

3. 結果と考察
図 2 に 2009 年 4 月~9 月のチェナ川の日流出高

図 3 2007〜2009 年の(a)溶存態有機炭素/(b)窒素濃度(μmol/L)と日流出高(mm/day)の関係

と日雨量を示す。4/27 まで結氷下の低い流出高
SiO2が 続 き ( 約 0.2 mm/day) 、 5 月 に 融 雪 出 水 (~4.5mm/day)、6 月~9 月に降雨出水(~3.2 mm/day)が起きている。図 3 に 2007 年~2009 年の DOC・DON
濃度と流出高の関係を示す。両者共に流量と正の相関があり、直接流出が卓越すると土壌内の有機物が洗い出されてきていることがわかる。
一方、SiO2 濃度(図 4)は流出高と負の相関がある。SiO2 濃度は岩石や土壌と水の接触時間に比図 4 2007〜2009 年のケイ酸塩濃度(SiO2 μmol/L)と日流出高(mm/day)の関係

例 し て 増 加す る 性 質 を持 つ た め 、直 接 流 出 のSiO2 濃度が基底流出と比べて低いためである。
図 5 に DIN と流出高の関係を示す。DIN は、期間ごとに流出高との関係が異なる。結氷期〜融雪期は、直接流出が卓越すると濃度が下がる
一方、夏期は流出高と共に濃度が上昇している。
これは、夏期は凍土融解が進み、窒素を多く含む土壌の有機層を水が通って流出するのに対して、融雪期は土壌が表面まで凍結していること

図 5 2007〜2009 年の溶存態無機窒素濃度(DIN μ
mol/L)と流出高(mm/day)の関係が影響していると考えられる。
直接流出と基底流出を分離するために、直接流出水と基底流出水の単純混合モデルを用いた。
直接流出(10μmol/L)と基底流出(110μmol/L)のSiO2 濃度は一定であると仮定し、図 4 の回帰式を元に計算した日 SiO2 濃度を再現するように両流出水の混合率を求めた(図 6)。結果、高水位時に一部基底流出が少なく見積もられているが、概ねよい分離結果となった。融雪期の直接流出

図 6 2009 年の直接流出と基底流出の日流出高(融雪水)は年流出量の約 15%、同基底流出約 7%、(mm/day)

夏期の直接流出約 19%、同基底流出約 34%、結氷下の流出量約 24%であった。
次に、分離した基底流出水の DOC 濃度を図 3から 200μmol/L で一定と仮定し、直接流出のDOC 濃度は実測値を再現するような L-Q 曲線を用いることで、DOC 流出を直接流出と基底流出に分離した(図 7)。その結果、結氷下の DOC 流
出量は年流出量の約 12%、融雪期・夏期の基底

図 7 2009 年の直接流出と基底流出起源の日平均 DOC

流出による DOC 流出はそれぞれ約 3%、13%でフラックス(mol/s)と実測 DOC フラックス(mol/s)のあったのに対し、直接流出はそれぞれ約 35%、

比較

約 38％と高い寄与率を示した。

6)

酸素・水素安定同位体を用いた沿岸海底地下水湧出特性の把握

吉川昌志＊・加藤友佳(三重大・教育・学)・宮岡邦任（三重大・教育）
1.はじめに沿岸地域における海底地下水湧出(SGD)は、河川

る降水の値と調和的であった。また、34m、42m 地水と並んで、流出する海域の環境に大きく寄与して点の SGD の酸素・水素安定同位体は海水の組成にいることが近年の研究で明らかになっている(例え近く、30m 地点の SGD は地下水に近い値であった

ば谷口ら,2001)。特に当該地域に例をみるような閉ことから，再循環水と考えられるものと淡水地下水

鎖性海域においては、栄養塩流出による富栄養化がという異なる湧出形態がわずかな距離の間に存在す懸念され、その流出特性を把握することは地域の環ることが認められた。さらにこれらの湧出水および境負荷を考慮する上で極めて重要である。そこで本地下水の d-excess の時間変化をみると（図 1）、30m

研究では、先行研究を踏まえつつ酸素・水素安定同地点の SGD は海水と地下水の中間ほどの値を示し、位体比による SGD のトレーシングを試みた。

42m 地点で 13:00 に採取された SGD は地下水よりの値を示した。海水の電気伝導度が約 30mS/cm、

2.対象地域及び先行研究

30m 地点 SGD の電気伝導度が約 16mS/cm 程度で研究対象地域は鈴鹿山脈南端部を水源とする志登あったため、30m 地点 SGD は海水と地下水の混合

茂川水系に属し、深度約 15m 程度までほぼ一様な沖水であると考えられた。一方、42m 地点 13：00 の積 堆 積 物 に覆 わ れ て いる 。 近 年 の研 究 で 、 田畑

SGD の電気伝導度は約 33mS/cm 程度で海水よりも（2009）は、マニュアルシーページメータを用いた高かったため、比較的蒸発の影響が少ない時期に地SGD 流出量の推定を試み、季節変化による SGD 流

中に潜り込んだ海水の再循環があった可能性が示唆

出量の変動を明らかにしている。

された。

3.研究方法参考文献:

海岸の潮間帯に深度 5m、10m、20m の観測井を谷口真人ら(2001)：地下水と地表水・海水との相互設置し、さらに観測井位置を起点として沖あい 30m、作用，地下水学会誌第 43 巻第 1 号

34m、42m 地点にマニュアルシーページメータを設

田畑育海(2009)：伊勢湾沿岸域における海底地下水置した。これらの観測井深度およびシーページメー

流出特性,三重大学修士論文

タにおいて，干潮から満潮まで三時間おきのサンプ
リングを行った。また調査によって得られたサンプ
ルの基本的水質及び酸素・水素安定同位体を分析した。
4.結果及び考察
マニュアルシーページメータで観測した SGD の
湧出量は潮汐に連動して増減し、設置地点によって大きく異なっており，SGD の流出域面積が小さ
く、潮汐の影響を受けながら流出することが示唆された。酸素・水素安定同位体組成をみると，どの地点の SGD 及び地下水も、当該地域で報告されてい図 1.地点別 d-excess の時間推移

強閉鎖性海域の貧酸素水塊の動態*藤井智康（奈良教育大・教育）・駒井幸雄（大阪工大・工）・藤原建紀（京大・院）
１．はじめに湾奥部の港湾水域は，市民の最も身近な親水空間“里海”となっている．このような水域では，しばしば赤潮が起き，またときには無酸素水が湧昇し，青潮が発生し，悪臭を放つこともある．このような港
湾域の貧酸素・無酸素水塊について，現状では有効な発生防止対策がないのが現状である．そこで，本研究では，港湾規模の強閉鎖性海域で発生する貧酸
素水塊対策に関連し，現地観測を実施し，強閉鎖性
海域の貧酸素化機構やその動態について検討した．
２．現地調査および解析
現地調査は，大阪湾奥部に位置する新西宮ヨット
ハーバー（以下 YH と称す）で実施した（図-1）．

図-1

調査地点

(1) 水質調査2009 年 5 月下旬から 12 月初旬まで，図-1 に示す
YH 内の St. A（34 ﾟ 42' 30" N，135 ﾟ 19' 47" E）で月2 回程度行った．また，2009 年 11 月 12 日～13 日には，同地点で 1 時間間隔の 24 時間調査を実施した．
クロロテックにより，水温，塩分，DO，pH，濁度，クロロフィルの鉛直分布を 0.1 m 間隔で測定した．
また，バンドーン採水器により表層から海底直上 1
m まで 1 m 間隔で多層採水を行った．採水試料は，DIN（NO2 - N，NO3 - N，NH4 – N），TP，PO4 – P，
TN および全アルカリ度の分析を行った．
(2) 水温連続観測
YH 内（St. A）の海底より水深 1 m ごとにメモリ
ー水温計（Onset 社製ホボウォーターテンププロ
H20-001，精度：± 0.2 ℃）を設置し，10 分間隔で水温連続観測を行った．観測期間は，2008 年 11 月 20
日～28 日である．

(3) 二酸化炭素の解析
貧酸素水塊中では，酸素消費にともなって二酸化炭素（CO2）が生成され蓄積されていた（藤原，2010）．
CO2 系の各項目の値は，pH と全アルカリ度から計算で求める方法である．計算式は CDIAC（Carbon
Dioxide Information Analysis Center ） が 提 供 す る
CO2SYS（Lewis & Wallace, 1998）を用いた．
計算で求めた表面海水の二酸化炭素分圧（pCO2）と大気の二酸化炭素分圧（380 μatm）の差（ΔpCO2）が正のとき（ΔpCO2 > 0），海水から大気への CO2 の放出，負のとき（ΔpCO2 < 0）を，吸収とした．
３. 調査結果(1) 水質の季節変化
St. A における塩分，DO，PO4 - P，および NH4 - Nの 2009 年の季節変化を図-2 に示す．
塩分躍層は 6 月中旬から発達し，7 月中旬に最も強くなった後，8 月下旬から 9 月上旬にかけて弱くなった．水深が約 9 m の St. A において，5 月下旬の時点で水深 3 m 以深で DO が 3 mg/l 以下の貧酸素状態であり， 6 月初旬には水深 7 m 以深で DO が 1
mg/l 以下となった．成層の発達に伴い，貧酸素層は上方に拡大し，8 月には水深 3 m 以深で DO が 3 mg/l
以下となった．貧酸素層の深度に季節変化はあっても，少なくとも 11 月まで貧酸素状態は継続していた．また，10 月下旬から 11 月にかけては，中層に貧酸素水塊が形成されていた．
(2) 水温変動
風速の北方成分と水温の変動を図-3 に示す．
YH 内では，大阪湾上の風による吹送に伴って，躍層深度が変動した．防波堤に囲まれた強閉鎖性海域である YH 内の St. A では，2008 年 11 月 24 日～
25 日にかけての北風の連吹（北方風速が-4 m/s）により，水温躍層付近の水深 3～4 m（海底上 6～7 m
付近）の水塊が，水面付近まで湧昇した．
(3) 大阪湾の風の特徴
躍層の形成および貧酸素水塊の形成が顕著な夏
季から秋季にかけての神戸港の風配図を図-4 に示す．夏季（6～8 月）では，南西風が卓越し，大阪湾の沖方向から湾奥部への風が顕著であった．また，秋季（9～11 月）では，北北東風が卓越し，湾奥部から沖方向への風が顕著であった．大阪湾では，夏季と秋季で卓越風向が異なっていた．

図-4 神戸港における風配図(a) 夏季 6～8 月，(b) 秋季 9～11 月（統計期間:2004～2009 年）

4. 考察(1) 成層の発達と DO・栄養塩濃度の季節変化
貧酸素水塊が形成されている底層では，NH4 - N
や PO4 - P 濃度が高くなっていた．一方，DO が過飽和となっている表層では濃度が低くなっていた（図-2）．このことは，防波堤で囲まれた強閉鎖性海域
では，直接の水質汚濁源がなくとも，底層では，貧酸素化の進行に伴い，底質からの溶出と有機物分解
で NH4 – N が生じ，底層のみならず上層に拡大し，植物プランクトンに利用され，次の再生生産に利用されていることが推察される．また，9 月 21 日の一時的な底層水の表層への湧昇（図-2）の要因については，9 月 18 日から日本南岸には停滞前線があり，その南を台風 14 号が東進したことによって，大阪
湾では北東風が連吹していた．そのため，大阪湾奥部では，下層水の湧昇が生じ，底層水が表層まで持ち上げられたと推察される．
(2) 風による吹送と貧酸素水塊の動態
図-3 に示す，2008 年 11 月 25 日の北風の連吹に伴う底層水の水面への湧昇は，図-5 に示すように，
大阪湾上を北風が連吹することにより，上層水は，
湾奥部より沖方向に流出し，逆に下層水は湾奥部に寄せられ，上昇する．そのため，YH 内（St. A）には，大阪湾の下層水が防波堤の間を通って密度流として流入し，YH 内の底層水を持ち上げる．つまり，大阪湾上の風による吹送と強閉鎖性海域内の貧酸
図-2 YH 内（St. A）における水質の季節変化（2009 年）
素水塊の動態とは連動している．成層後期の 9～11月にあたる YH 内（St. A）では，大阪湾上の北北東の風の卓越により，沿岸部では貧酸素水塊が湧昇しやすい条件となっていた．

図-5
図-3

YH 内（St. A）の北方風速（北風が負）と水温変動（2008 年 11 月 23 日～26 日）

大阪湾上の北風の連吹と躍層面の変動

8）

石狩湾岸地域における地下環境モニタリング
深見浩司（北海道立総合研究機構 環境･地質研究本部 地質研究所）

北海道立地下資源調査所（現略称：道総研 地質研

た場合，地盤沈下や塩水化が生じてもなかなか対策究所）では，1971 年から札幌市北部~石狩湾岸におが取れなかった本州各地の事例を参考に，揚水井のいて，地下水位・地盤沈下の調査研究を開始したが，一元的な管理を模索するなど一定の地下水利用条件

以来，観測体制を整えながら現在まで継続されていを設定して，1980 年代以降，地下水を利用しながら，る．第 1 図に観測所の位置を示し，第 1 表にその緒

地下環境の監視をする（地下環境モニタリング）体

元をまとめた．当初，札幌市北部の沖積層の地盤沈制がとられた．この際には，当初の調査研究対象と下を対象とした調査研究は，札幌市や北海道の行政した沖積層よりも深い地層が新たな対象となった．

部局による精密水準測量の実施につながり，石狩平

このため，それにあわせた観測井の整備なども進め

野地域の地盤沈下が，地下水揚水によるよりも，地られた．

表付近に分布する分解の遅い泥炭の性状に大きく依以上のように，当時の公害問題としての地盤沈下

存することが示され，積雪寒冷地である北海道特有の調査研究が，地域の各種用水の水源として地下水の現象であることを明らかにした．

を開発・利用する計画の策定にも寄与した事例とし一方で，本調査研究は石狩湾新港地域の地域開発て稀有なものといえる．当所は，地下水開発と環境と密接に係わることとなった．工業団地造成が進む

保全は相反するものではなく，地域の地下環境情報

ものの，各種用水の水源として表流水の開発が進まの的確な収集が重要との立場で，調査研究を進めてず，地下水に水源を求めざるをえなくなってきたこ

きたことが背景にある．今回の発表では，石狩湾岸とが背景にあった．個別の事業者が地下水を開発し地域の地下環境モニタリングが開始されるまでの経
緯や，調査地域の地盤沈下観測から得られた知見について，報告する予定である．

第 1 表 地下水位・地盤沈下観測所諸元

第 1 図 地下水位･地盤沈下観測所位置図

P13)

扇状地における三次元地下水流動場の解明と定量化に向けた取り組み
阪田 義隆○（北大理・院）・池田 隆司（北大理）

はじめに扇状地では，高透水性の砂礫層を通じて扇頂で涵養した地下水が扇端へ流出する典型的な三次元地下水流動場が形成されることが知られる。
しかしシミュレーション等で，実態の評価や再現をするためには，砂礫層の透水性分布や，河川水と地下水の交流現象などのモデル化が課題となる。
本研究は，札幌市の基盤となる豊平川扇状地を対象に，その三次元地下水流動場の解明と定量化を目的としている。
豊平川扇状地は，地形的に東側の古い平岸面と，西側の新しい札幌面に分けられる。
特に札幌面は良透水性の砂礫層への河川水の流量減少（地下水涵養）
現象が生じている。
既往流量観測(2008)の結果，河川流量の減少は扇端
KP11.1~扇頂 KP18.2 において 1~3m3/s の範囲で，河川流量との正の相関（河川流量大→減少量大）が認められた。この相関性の要因は未だ明らかでないが，仮説的には，河床部の局所的な透水性，河床方向への河川流速ベクトル，地
表水と地下水の温度差（密度流）などが想定される。
今回新たに可搬式 ADV(Acoustic Doppler Velocimeter)を導入し，精度の高い河川流量分布を把握できた。更にダルシー則と観測井の温度プロファイルから，
水平方向と鉛直方向の地下水涵養の実態を概算したので，報告する。
図-1 研究サイト（豊平川扇状地）

調査解析手法
流量観測に用いたのは Sontek/YSI 社の可搬式 ADV「Flow Tracker」である。本製品は USGS との提携により室内での ADV を屋外調査用に開発され，2cm 程度の浅水
深でも 0.1mm/s の分解能を確保する。また ISO 規格および USGS が提案する統計法による誤差評価も可能である。
流量観測は，図-1 に示す豊平川の上下流計 10 地点および
2 つの支川における同時観測（河川水位が安定した 2 日間の連続観測）を計 3 回(2010 年 9 月 14~15 日，9 月 24~25
日，10 月 8~9 日)実施した。調査に先立ち，浅水深用調査解析の結果
ADV と ADCP の観測値（Original）は平均流速は概ね一致するが，流量は粗礫が点在し中州もある上流地点 2 で大きく異なった。そこで，流速測定地点の水深を通常行う 1点観測でなく，0.1m ピッチで直接測定した 0.5m 移動平均とした水深に置き換えると両者はほぼ一致した（ADCPの流量には ADV で測定した中州部分を加えた）。導入した ADV は，水深測定を密に行うよう留意すれば，豊平川のように，従来のプロペラ式流速計や ADCP では誤差が大きい，厳しい観測条件下でも流量精度を確保できる。

ADCP(Acoustic Doppler Current Profilers)である「Stream Pro」

表-1 ADV と ADCP の観測結果の比較

を 2 地点(調査地点 2,9)で実施し，ADV との結果を比較した。また調査地点 2,10 においては，国交省で定期に実施する流量観測も同一日に行い，その結果も比較した。
温度検層は，豊平川扇状地に設置した複数の地下水観測孔で新たに 2 回(6 月，8 月)実施した。温度測定には白金
抵抗温度計を使用し，地下水面下より測定間隔 0.5m ピッチ，50m 以深 1ｍピッチとした。この内，BW03 と BW05の観測結果に対し，1 次元熱移流拡散モデル（有限差分法－陰解法，2002 年 5 月 30 日～2010 年 8 月 19 日までの非定常計算）を用いた温度プロファイルの再現を試みた。

No.9
Velocity meter
ADV
ADCP
No.2
Velocity meter
ADV
ADCP
San-ei(propeller)

7-Jul
Data
Original
Corrected
Original

Q(m3/s)
6.06
5.38
5.41

Area(m2)
14.34
12.73
13.06

Data
Original
Corrected
Original
Corrected

Q(m3/s)
6.49
5.61
4.74
5.42

Area(m2)
15.17
12.34
10.15
13.10

Mean V(m/s)
0.428
0.455
0.467
0.413

Original

6.38

15.13

0.420

Mean V(m/s)
0.422
0.423
0.414

7-Jul

Depth(m)(ρ/μ)t / (ρ/μ)t=0

涵養量（河川流量の減少量）は鉛直成分より水平成分が主
同時流量観測結果（河川流量の縦断分布）を図-2 に示体と推測される。また本解析結果からは河川流量と涵養量す。ADCP は 1 回のみだが，特定の流量減少区間は認められない。特に上流側は中州や粗礫が分布し水深が浅いなど， と相関に，温度効果がもたらす可能性は低いと言える。
0
ADCP の測定には適さなかった可能性が高い。
一方，ADV による観測結果では，一貫して同様な流量
ρ/μ)t / (ρ/μ)t=0=10
0.99767+0.0023T
分布を示し，KP16.7~17.0 付近（観測地点 3,4,5）の約 0.3km
2.0が流量減少区間である。また流量の減少量 dQ（観測地点20
9 もしくは 10 流量－同 3 流量）は，水位がほぼ同じ条件
30の 9 月の 2 回は 0.5 m3/s と等しく，水位の高い 10 月観測-log(K')=2.0+0.0646D
では 1.0m3/s で，河川流量との正の相関が確認できた。
40
1.5
なお扇端部での観測地点 9 から 10 にかけての流量増加
50は，地下水の河川への湧出に起因しており，既往の地下水
コンター図やシミュレーション結果から説明される。
60

1.0
0

5

25

1.5 2.0 2.5 3.0 3.5 4.0 4.5 5.0 5.530-log(K')

0

20

40

Vertical velocity modelvz(t,z)=(a+bt)exp(-cz)v0
a=0.97268,b=0.0411,
c=0.06457(z<50m).c=0(z>50m)

Calculated
to 9-Aug 2010
dt=1day, dz=1m
v0=1 m/d
v0=0.1 m/d
v0=0.01m/d
Measured
9-Aug 2010
9-Jun 201060

Isothermal layer
80

100
0

5

10

15

Temperature(C)20

図-4 BW05 温度プロファイルの，熱移流拡散解析による再現

AD V

S yo ujingaw a-R iverQ in ≒ 0 .0 7

8 to 9 O ct 2010
24 to 25 Sep 2010
14 to 15 Sep 2010

6

10
15
20
Temperature(℃)

図-3 水の物性の温度依存（左）と，透水係数の推定深度分布（右）Depth (m)考 察
減少した河川流量は地下水の涵養源となって，その水は扇状地砂礫層中を水平方向・鉛直方向に流動する。
水平方向の流れは，既往の地下水面等高線図と推定透水
係数分布（図-3）からダルシー則に基づき計算できる。
KP16.7~17.0 に適用すると，河川からの地下水涵養量は，
地下水面と河道との傾斜角(10~30°)により0.2~0.8m3/s と，オーダー的に流量観測値 dQ と整合する。
鉛直方向の地下水流は，恒温層(Isothermal layer)が深くなるなど，地温分布に変化をもたらす。熱移流拡散解析に用いる鉛直流速 υ(t , z)は，流体の密度 ρ や粘性 μ の温度依存（図-3 左）に加え，砂礫層の透水係数モデルから推測した透水係数分布（同右）も考慮しモデル化した。観測
井 BW05 の温度プロファイルを再現する，河床(Z=0）での鉛直流速は υ0=0.1~1m/d 程度と推測された(図-4)。この場
合の鉛直方向の地下水涵養量は，せいぜい 0.02m3/d 程度
で，水平成分の試算に比べ 1 オーダー以上低い。
以上より，豊平川扇状地の場合，河川から地下水へのP ump ing to S o useigaw a-R iverQ o ut ≒ -0 .3

AD C P
8 Jul 2010

1
3

D ecrement d Q = 1 .0

5

2

3

Q(m /s)

10

8

9

7

6

4
5

4
d Q = 0 .5
d Q = 0 .5
3F lo w d irectio n
2

11

12

13

14

15
D istance (k m)1617

図-2 豊平川における可搬式 ADV を用いた同時流量観測結果（流量分布）

18

19

10）

黒部川流域の水環境の現状と今後
小泉

1．はじめに黒部川の上流域は日本で最も降水量が多い地域である。
降水量の多くは積雪として山岳地帯に蓄えられ、融雪水が水力発電や下流の臨海扇状地上に形成された水田の灌漑用水として重要な役割を担っている。黒部川扇状地では、水田からの浸透水や黒部川の伏没水が、豊富な地下水資源として工業用水や生活用水に広く利用されている。
このような水環境にある黒部川流域は、気候変動の影響を受けやすいと考えられ、地球温暖化に伴って現在の水環境が今後どのように変化するかを評価しておくことは、
水資源管理の観点から非常に重要である。
本研究では、図 1 に示す黒部川上流域ならびに黒部川
扇状地の現在の水環境を既存資料に基づいて定量的に評価し、さらに気象庁 RCM20 予測データによるモデル解析
よって、将来の水環境について検討した。
2．黒部川流域
北アルプス鷲羽岳に源を発する黒部川は、幹川流路延長 85km、流域面積 682km2、流域の 98％が森林からなる平均河床勾配 1/40（山地部 1/5〜平野部 1/100）の世界有数の急流河川である。流域の平均年間降水量は日本最大の推定 4,783mm、渇水比流量は日本の平均的な河川の渇水比流量の約3倍に相当する3.45m3/s/100km2である。

謙（（株）レアックス）

3．解析方法黒部川扇状地より上流域では地表面に基盤が露頭し、表流水が支配的な水環境にあることから、タンクモデル
によって扇状地に流入する河川流量を再現した。検定したモデルに RCM20 データを処理して入力し、50 年後な
らびに 100 年後の水環境について予測・評価した。
黒部川扇状地域については、地下水資源への影響を評価するため、水文地質構造解析結果をもとに、水平方向
は現地形面を含む東西 13km×南北 13km、鉛直方向は
帯水層基底面までの範囲に対して三次元地下水流動モデ
ルを構築し、地下水環境を再現した。予測は RCM20 データに基づくシナリオ解析とした。
4．黒部川流域の水環境の今後
黒部川上流域の水環境は気候変動に伴って大きく変わる可能性がある（図 2）。特に気温上昇による降水形態や降雨強度の変化は、上流域の発電や積雪を利用した観光産業ばかりでなく、洪水被害の甚大化や水田かんがい用水の取水管理が困難になるなど、下流に位置する扇状地の生活に大きな影響を及ぼすと推察される。
一方、黒部川扇状地に存在する地下水資源の賦存量は経年変動が小さく、適切に管理することで安定した水資
源として利用してゆくことが可能である。例えば、近年急増している消雪用揚水が現在の 2 倍に増加したとしても、扇状地の地下水環境にはほとんど影響は認められな
いことがわかった。ただし、これには地下水の涵養源として大きな役割をもっている水田の維持が前提となる。
将来の水環境の変化に対しては、各地域に適した地表
水と地下水とを一体とした水資源管理手法の開発が望ま
れる。

6,000
全降水量
実蒸発散量

有効降水量

融雪量・降雨量・実蒸発散量(mm/年)

5,000

4,000
降雨量

3,000

2,000
融雪量

1,000

0
2000-2004

図 1 研究対象地域

2046-2050

2096-2100

年

図 2 扇頂部黒部川流量の概略水収支図（現況と予測）

11)

龍泉洞内の気象・水文環境
中谷真菜美＊（千葉大・教育・学），濱田浩美（千葉大・教育）

１．はじめにった。龍泉洞内の採水は現地事務所に依頼し，龍泉洞は岩泉町の宇霊羅山（標高 604m）北麓，

毎月１回行い，pH，電気伝導度の測定を行った。

清水川の右岸(西側)に開口する総延長 1200m の

水温，水位，洞内温度，入洞者数はデータロガ

洞穴で，そのうちおよそ 700m が観光洞としてーで継続的に計測を行った。

公開されている。昭和 12 年には「岩泉湧巌窟
およびコウモリ」として国の天然記念物に指定

採水した試料は，イオンクロマト，ICP による主要イオン濃度分析を行った。

され，日本三大鍾乳洞であり，毎年多くの観光客が訪れている。
龍泉洞には地底湖が存在し，深さは 98ｍと公３．結果および考察①降水量と水位表されているが，実際には 120ｍ以上とも推定

図 1，2 には龍泉洞長命の渕における水位とされている(多田元彦，1978)。地底湖の透明度

降水量の関係を示した。図 1 は降水の連続するは世界でも屈指とされるほど高いが，現在まで

豊水期，図 2 は渇水期のパターンを示し，豊水実測された値はない。龍泉洞の開口部からは常期は水位がピークに達するには 4-5 日，渇水期に湧出があり，通常は地下から清水川に，降雨は 13-16 日を要していることがわかった。

時，または後はオーバーフローして表流水が，直接開口部から湧出している。湧出水は清水川を経由して岩泉町の上水道の水源，洞内から取水した水は「龍泉洞の水」として販売されている。
本研究では，龍泉洞において水温・水位の季
節変化の継続観測，龍泉洞流域の河川・湧水調査を行うことにより，龍泉洞の水文環境を明らかにすること，また，洞利用者数と洞内の気象
環境変化を明らかにすることを目的とした。本
発表では水文環境について議論する。

２．研究方法
調査は，2009 年 11 月から現在まで３回行い，水温，pH，電気伝導度，流量の測定と採水を行②龍泉洞，清水川，江川川の比流量

大な流域からの集水が認められることは明ら

2010 年 4 月 20 日の調査において江川川の比流量は 49.7 ㎥/s/㎢，清水川は 13.8 ㎥/s/㎢，かであった。
発表では比流量の観点から龍泉洞の集水域

龍泉洞は 351.7 ㎥/s/㎢であった。江川川と龍を決定するための手法を検討する。

泉洞の比流量には約７倍の差がみられる。このことは，龍泉洞における地形分水界を越えた地域から龍泉洞へ相当量の地下水流入があると参考文献：考えられる。
安家川以南の安家石灰岩分布地域において

多田元彦（1978）：安家石灰岩地帯における自は，清水川以外はほとんど水無川となっている

然環境の特質とその保全，自然環境保全特別調ため降水量の大部分は地下へ浸透すると考え

査，(財)東北経済開発センター，pp.129.

られる。この流域内にはドリーネを確認できていないが，現地調査の時，江川川の水流は最上流域では確認できたが，下流に達する前には途絶えている。このことは江川川流域の水が浸透し，多田（1978)に指摘されている石灰岩の南傾斜方
向に沿って地下水流となり，龍泉洞流域に流下していることが推定された。
多田（1978)は江川川が龍泉洞の集水域であるとしているが，食塩投入による Cl-追跡調査
であり，バックグラウ
ンド値の変化を正確に把握していなかったた
め，断言する客観的証
明には至っていない。
石灰岩地帯の地下水系
は地形的な分水界では判断できず，予想外の広図3

龍泉洞周辺の流域

12)

本栖湖における水温・水質の季節変化と水収支
勝又大樹＊（千葉大・教育・学），濱田浩美（千葉大・教育）
大八木英夫（日大・文理）１．研究目的本栖湖は，山梨県甲府市の南約 22km，
富士山の北西約 17km に位置し，864 年に化および水収支を明らかにすることを目的とした。

剗海（せのうみ）が青木ヶ原溶岩流によって堰き止められ，西湖・精進湖と分離して形成された堰止湖である。湖水面標高は

２．研究方法
現地調査は，2008 年 12 月から現在まで

900m，水深は富士五湖の中で最深のおよそ毎月 1 回，計 20 回行った。湖心部に121.6m を有する。

おける調査は，水温・透明度，水温，水深，

本栖湖では，山梨県衛生公害研究所によpH，電気伝導度の測定と採水を行っている。

って，表層水によるバナジウムの継続的な流入河川では，2009 年 11 月から，水温，調査が行われた（吉澤，2008）が，近年でpH，電気伝導度，流量の測定と採水を行っは水温・水質の鉛直調査が行われた事例はている。

ない。また，本栖湖は流入・流出河川を持たない湖である。南西に位置する雨ヶ岳の採水した試料は，イオンクロマト，ICP
による主要イオン濃度分析を行った。

斜面の谷には一部の区間に水流が認められるが，通常は本栖湖に達する 1km
ほど上流で伏流している。
しかし，東側の幅約 2km の溶岩流によって堰き止められている部分からは，富士山体からの相当量の地下水流入が考えられる。また，本栖湖・西湖・精進湖の湖水面は常にほとんど同じ標高を示すことから，
青木ヶ原溶岩流によって堰き止められている部分は地下水による水の流動が容易に行われていると推定される。
本研究では，年間を通して継続的調査を行い，本栖湖における水温・水質の季節変３．結果および考察①水温・水質の季節変化
図１には，本栖湖における水温の季節変化を示した。一年を通して水深 35m 以深では，水温が 6〜7℃となっており，冬でも最低水温は約 6℃であった。1 月の終わりに表層から湖底までの水温は一様になり，全層循環を示す。循環は，3 月下旬まで継続し，その間，湖水は冷却される。4 月から成層が始まり，躍層を形成し，表層水が最高水
温を迎える 8 月にもっとも強固な成層が形成される。躍層の深度は，4 月から徐々に降下し，12 月で最深を呈する。本栖湖は 4
月から 12 月まで成層が形成される一方で，鍋底状の湖盆形態と深い深度のため，冬季
逆列成層が形成されず，1 月末から 3 月下旬まで循環する 1 循環湖であることがわかった。
湖心部における水温・水質の鉛直分布を
図 2，図 3 に示した。2010 年 1 月 30 日の調査結果を図 2 に示した。2010 年 9 月 29
日の調査結果を図 3 に示した。電気伝導度について，1 月は表層から湖底まで一様であるが，9 月は躍層付近で上昇する。9 月には D.O.ロガーを用いて溶存酸素飽和度を計測した。溶存酸素飽和度は表層で 85.1%
だが，躍層付近で上昇し，最高で 114.2%となる。また，湖底でも約 30%存在する。これは，本栖湖が貧栄養で生産性の小さな湖
沼であることを示している。
②水収支
本栖湖は富士山を集水域に含んでいると考えられるが，富士山北麓は単純な地形であることから，集水域の特定が困難で研究結果や報告書によっては集水域面積が異なることが多い。また，溶岩流の成層状態からも，地形学的分水界と水文学的分水界が一致する可能性は低い。ここでは，本栖湖の集水域を最少面積と最大面積とする 2 パ

ターンの集水域について，水収支計算を行った。図 4 は，最少の集水域での水収支，
図 5 は，富士山を含む集水域での水収支である。降水量は「河口湖」2009 年 1 月から
12 月までの値を用いた。本栖湖には流入・流出河川がなく，降水と地下水流入，地下
水流出が水収支に大きな役割を果たしている。集水域を最少と仮定した場合でも，相当量の地下水流入が予想され，また，地下
水流出しなければならない。これは，本栖湖周辺の溶岩形状が地下水流入と地下水流出を同時に満たしていること示す結果とな
った。

13)

自然氷を利用した貯蔵庫の開発−必要氷量の推定方法−＊

木村賢人（帯畜大）、浦野慎一（北大院農）

ただし、L は融解潜熱（kJ·kg−1）である。
3. 解析方法 表 1 は、2002 年に北海道大学に建設された実験貯蔵庫に関するデータをまとめたものである。必要氷量の計算は表の値の他に、農産物としてバレイショ 50 ton を 4〜10 月に

構造

棟高
軒高
熱貫流 壁・屋根
抵抗
床
換気回数
強制
換気量
換気
換気時間
電灯
ファン

3.75 m
5.25 m
6.88 W−1m2ºC
3.53 W−1m2ºC
0.18 h−1
150 m3h−1
3h40 W(4 本)
200 W(必要氷量) / (貯蔵庫の容積)

貯蔵することを想定し行った。計算に使用した気温
1. はじめに 北海道では、積雪寒冷地特有の気象資
はアメダス観測点の日平均値である。ただし、安全源である雪氷・凍土を利用した省エネ施設が検討さ率を考慮し、過去 25〜30 年で最大となった値を使用れている。その一例として、自然氷を利用したアイ
した。さらに、貯蔵規模の違いによる必要氷量を推
スシェルターがある。アイスシェルターは、水の凍定するため、縦の長さのみ 1.5〜3.0 倍にし計算した。
結・融解時に発生・吸収する潜熱を利用したシステ
3. 結果と考察 必要氷量の推定は、北海道の主要なムであり、その構造は貯氷室とユーティリティルー
ムからなる。貯氷室には水または氷の入った複数の都市 8 地点で行った。図 1 は各都市の気温から、貯貯氷タンクが積み重ねられて設置されている。この蔵庫の容積ごとに必要氷量を推定したものである。
部屋の空気は、冬期に自然冷気を導入してタンク内
図内に示す気温は、各都市の 4〜10 月の平均気温での水を凍らせ、夏期にその氷を解かしているため、1ある。図に示すように、必要氷量は気温及び規模が年を通じて低温・高湿となる。したがって、この空大きくなるにつれて増加した。この必要氷量の増加
気をユーティリティルームに送風することで、長期は、貯氷タンクや建築資材による初期コストを増大
間低温環境が維持でき、特に農産物の長期貯蔵に最させると考えられる。
適な環境となる。ただし、このシステムを農産物貯
次に、必要氷量が貯蔵庫に占める割合を検討する蔵庫に導入するためには、貯蔵庫の規模、地域の気ため、推定した必要氷量を貯蔵庫の容積で割った。
象環境（主に気温）、建設費、低温を保つために必要
図 2 はその結果を示したものである。図内の数値はな氷量（必要氷量）と断熱性能、貯氷タンクの大き
8 都市の平均値である。図に示すように、貯蔵庫のさなどを総合的に検討する必要がある。
規模が増加するとその値は低下した。つまり、この
そこで本研究では、アイスシェルターを農産物貯
結果は貯蔵庫の規模が大きくなることで、貯氷室の蔵庫へ導入するための一つの指標として、貯蔵庫の占める割合が低下することを意味する。そのため、規模と地域の気温から必要氷量を検討した。必要氷貯蔵空間が増えることから、付加価値が得られる農量の計算は、既往の研究にある貯蔵庫の熱収支をも産物を貯蔵することで、規模の増大に伴うコストのとに、必要氷量推定モデルを作成し行った。
増加分を緩和できると考えられる。そこで今後は、
2. 必要氷量推定モデル 必要氷量は貯蔵庫の熱の作成したモデルと初期コストなどに関する情報から
アイスシェルターの導入について検討する。
出入り、すなわち熱収支で決まる。下式は、貯氷室と貯蔵室を含む貯蔵庫全体の熱収支式である（浦野、2008）。
dT(1)= QP + QE + QV + QC − QI
Vs C p ρ
dt
ただし、Vs は貯蔵庫の容積（m3）、Cp は空気の比熱（kJ·kg−1ºC−1）、ρ は空気の密度（kg·m−3）、T は室温（ºC）、t は時間（h）、QP、QE、QV、QC、QI はそれ
ぞれ、農産物の発熱量、電灯やファンなどの電力消費に伴う発熱量、強制換気と人の出入りなど隙間を通じての熱交換量、屋根・壁・床を通じて流入する
図 1. 各都市の気温と貯蔵庫の大きさから推定した必要氷量。
熱移動量、貯氷室の氷による潜熱吸収量（kJ·h−1）で図内の気温は 4〜10 月の平均気温
ある。
旭川
0.40
札幌
必要氷量推定モデルは、左辺の貯熱変化量を 0、小樽0.34すなわち定常状態と仮定して作成した。そのため、
帯広
0.35
稚内
(1)式は以下のように変形でき、必要
苫小牧
表 1. 北大実験貯蔵庫に関する値
0.28
0.30
函館
氷量 W（kg）が計算される。
6m
縦
網走
0.24
(2)
W = (QP + QE + QV + QC ) L
10
m
建物の
横
0.22
0.25
0.21

0.20
0.15

0

200 400 600 800 1000
貯蔵庫の容積 (m3)
図 2. 必要氷量を貯蔵庫の容積で割った値と、貯蔵庫の容積との関係。線は 8 都市のそれぞれの値を結んだものであり、点と図内に示す数値
は 8 都市の値を平均したものである。

14)

沖積粘土間隙水の水素・酸素同位体比－堆積環境が推定される可能性－
竹内徹・（岡山理大院・理）・北岡豪一（同大・理）
清水裕太・小野寺真一(広島大院・総合科学)

３．結果
間隙水の同位体比はδD，δ18O ともに深部ほど高く，粘土層の上下の地下水の値は低い．同位体比と Cl濃度を対比させてみると，水素の同位体比は地下水と海水の混合線上にほぼ位置するが，酸素の同位体比は
その混合線よりも明らかに高いところに位置する(Fig.2)．
Fig.3 に示す岡山地域で測定した種々の沢水や浅層地下水の同位体組成は，勾配 8，d 値が約 15 の天水線上にある．旭川河川水もほぼこの線上にある．平野地
下水の同位体比は，酸素の重い側にややシフトしている．これは蒸発によるものと考えられる．しかし，間隙水はさらに O の重い側にずれている．
4．考察
間隙水の Cl が海水由来と仮定すると，δ18O-Cl 図
より海水と混合する淡水のδ18O は約-5.5‰となる．それに対比する天水線上のδD は-29‰である．
これを古陸水とすれば間隙水のδD 値はその混合線よりも低い．

5,000

10,00015,00020,000δ18O (‰)

0
-2
-4
-6
-8
-10
0
-20
pore water
well water
Asahi Riv
Seawater
Old Inland Water

-40

-60
Fig.2 Relationships of δ18O - Cl and δD - Cl

粘土間隙水のδD が低い理由として，陸水と海水が出会う過程において，粘土粒子表面でのイオン交換が考えられる．水中の Na+イオンは粘土粒子表面に吸着されようとするが，イオン交換は，粘土粒子表面の負の電荷によってつくられる電場によって生じ，水中のNa+イオンは粘土粒子の表面に向かう．この過程でプ
ロトンホッピングによる移動がイオンの移動よりも格段に早く，その過程で著しい同位体効果が生じることが明らかにされた(斉藤 2010)．このことは粘土粒子の表面には重い D よりも軽い H が集まることを意味する．すなわち海水と出会った粘土粒子の表面には，重い D に乏しいと考えられる．このような理由が粘土間
隙水の D が低いと考えられ，粘土間隙水には堆積当時の情報が含まれていると考えられる．

-12

-10

-8

δ18O (‰)-6-4-2
interception ：15 ‰pore water
well watre
Hot spring
South Shallow & Surface
Asahi River
Meteoric water line

0
0
-20
-40

Old Inland Water

-60
-80

18O

Fig.3 Relationships of δD -δ

δ D (‰)

２．地域概要と分析方法
Asahi Riv.
岡山平野の中央部は旭川の堆積作用と人工的なNo.1
干拓によって形成され，Yoshii Riv.
No.2
児島湾と児島湖で限られ
No.3
る．以前の岡山平野は瀬No.4
戸内海の内湾で，湾内にKojima Bay
Lake Kojima
は干潟が発達して海成の粘性土が厚く堆積している．2008 年 8 月に岡山
Seto Inland Sea
平野の地下水の動きを明Fig.1 Study area
らかにするため，旭川の西側に沿って 4 地点に観測孔が設置され，掘削時にコアが採取された．今回は No.4で間隙水を遠心分離により抽出し，間隙水と観測孔地
下水及び旭川の河川水の水素・酸素同位体比とイオン
クロマトグラフィーによる化学分析を行った．

Cl (ppm)0δD (‰)

１．はじめに岡山平野の場合，沖積粘土の層厚は約 10m である．
平野部に広く分布する沖積粘土層は，約 1 万年から現在までに堆積した地層であり，粘土層の間隙水には最大で海水濃度の半分程度の Cl が含まれている．この塩分が現在の海水の浸入によるものであるのか，あるいは堆積当時の海水に由来するものであるのを明らかにし，堆積当時の環境がこの粘土層に保存されている可能性を明らかにすることを目的とする．

15)
池水の水・物質収支の変動から推定される池水－底泥間の物質交流＊2.観測方法西堀

・(4)(8100 m2)

(1)

(3)

(2) 東堀100m(6500m2)

・(5)Fig.1 内堀の研究地点(1)，(2)：西堀，(3)：東堀，(4)：平野地下水，(5)：河川(国交省)

Fig.1 の (1)，(3)，(4)点で水圧データロガーによる観測，また，(5)で国交省による河川水位が観測されている。(2)，(3)点で週１回の定期観測を行っている。

0

3

20

2.5

40

2

60

1.5

80

1

100

東中山下公園･(6.2m深)0降水量(mm/day)‐0.5

Fig.2 内堀の水位(海抜標高)

西堀15週間おき
東堀15週間おき

7.00

日降水量
河川水注入時期

6.00

160
140
120

5.00

100

4.00

80

3.00

60

2.00

40

1.00

20

0.00

0

Fig.4

降水量(mm)

8.00

2010年

2009年

EC の定期観測と物質収支による再現

Fig.2 は，観測点(1)，(3)の水位と，(4)の平野井戸水位，(5)の旭川の水位(国交省)の変動を示したものである。堀水は河川や周辺の地下水の水位よりも高いので，外部からの地下水や河川水の流入は考えられない。週 1 回の定期観測による水位と EC の変動を Fig.3 と Fig.4 に示す。東堀の EC は，西堀よりも高い。(西堀では 1996 年に泥を一度浚っている)
4.水収支と物質収支
堀水の水収支は，水面への降水，城内からの地表水と地下水の流入，
城外への地下水流出，および水面蒸発を要素とし，
1 日ごとに水位の変動を計算した。ただし，蒸発は無降雨日のみとして，とりあえず年間を通して一定とした。城内外への流出入量は，堀の水位と城内外の水位との差に比例するものとした。計算値と実測値の差が最小になるようにパラメータを決めると，定期観測による水位の変動をほぼ再現することができ(Fig.3 中の実線と破線)，城内と城外の地下水の水位，
蒸発量などを求めることができた。これによって，堀水を毎日出入りする各要素の流量が推定される。(年間，供給：降水17.9 %，
表面流入 12.8 %，地下水流入 62.4 %，
堀水減少分 6.9 %，流出：蒸発 26.1 %，地下水流出 73.9 %)一方，岡山城内堀の水質は，NaCl 型なので，EC で表現ができる。堀水の EC の変動に合うように，水収支の結果を用いて 1 日ごとに物質収支を計算した。(Fig.4)ただし，堀水と底泥との物質交換は，堀水の EC と泥中の EC との差に比例するものとし，泥中の EC もパラメータの 1 つとした。
25

泥の厚さ m0.5
125
西堀底泥EC
東堀底泥EC

15

2m
10

1m

160

4/17 5/17 6/17 7/17 8/17 9/16 10/17 11/16 12/17 1/16 2/16 3/18 4/18 5/18 6/18

2009年

EC東

5m

140

相生橋(国交省)

180

EC西平均

20

120

堀水位

EC西上

9.00

底泥EC(mS/cm)

0.5

降水量(mm)

3.5

5

0.5 m

2010年
0

200

3.3
西堀
東堀
西堀計算値
東堀計算値
日降水量
河川水注入時期

3.2
3.1

海抜水 位(m)

3.0

140

2.8

100

2.7

80

2.6

60

2.5

40

2.4

20

2.3

0
2009年

2010年

Fig.3 水位の定期観測(週 1 回)、破線は水収支による再現

100

200

Time (d)

300

400

500

Fig.5 底泥の EC の変化

160

120

2.9

0

180

降水量(mm)

海抜水位(m)3.観測結果200

10.00

EC(mS/cm)

1.はじめに閉鎖池である岡山城の内堀では，水質改善のため，2001 年に城内に掘られた井戸から塩分の高い地下水が注入されたが，改善されないため，2008 年に井戸水の注入を中止して，河川水の注入実験が行われた。その後，堀には井戸水の注入は中止されたままで，降水だけが供給源となっている。また，堀水の EC は徐々に低下し続けている。閉鎖池の水の維持機構と水質の形成過程を明らかにするため，水位，水温，EC の
週 1 回の定期観測とデータロガーによる水位の観測を行っている。
本報告は，水収支によって水位の変動を再現し，その結果を用いて EC の変動を物質収支から再現して，堀水の水質の形成過程を検討しようとするものである。

松尾和哉(岡山理大院・理)・北岡豪一(岡山理大・理)

その結果，比例係数の値は東西の池でほぼ同じであるが，実測 EC と合わせるためには，底泥間隙水の EC を時期とともに低下させなければならなかった。(Fig.5) 泥が一度取り除かれた西池のほうが間隙水の EC が早く低下している。これは，底泥の厚みが有限であることを示している。底泥間隙水と堀水の間の物質交換は，推定された係数の値から，分子拡散によるものであると推定される。
堀水の EC の変化は，塩分濃度の高かった堀水に河川水が注入された結果，底泥間隙水中の塩分が徐々に除かれていることを示している。堀水の塩分濃度は，底泥との交換によって支配されていることが推定される。

16）

京都盆地東縁の水災害環境
諏訪浩（東京大学空間情報科学研究センタ・立命館大学歴史都市防災研究センタ客員）

はじめに
京都盆地は東縁と西縁を断層崖で限られた陥没地形を呈している．盆地東縁山麓には江戸時代以降，寺院が立地し，さらに明治以降は住宅や事業所などが密集して立地するようになった．東縁の断層群と琵琶湖西岸断層帯の存在と活動履歴が明らかになるにつれ，この地域の地震に対する脆弱性がとりあげられ，地震防災を意識した対策がとられつつあるが，大雨を引き金として，この地でおこる土砂災害は忘れられがちである．
土砂災害危険箇所
2000 年に，新しい土砂災害防止法が公布されて，土砂災害危険箇所の調査が全国規模で実施された．そして，警戒避難のための土砂災害危険区域や特別警戒区域が指定されている．京都府でも，土石流危険渓流と急傾斜地崩壊危険箇所，地すべり危険箇所の調査が行われ，2004 年度からは，その結果が「京都府土砂災害警戒箇所点検マップ」
として公表されている．
沖積錐と土石流
その「点検マップ」で東縁山麓を見ると，谷の出口がことごとく土石流氾濫想定区域に指定されていることがわかる．谷の出口には沖積錐（土石流扇状地）が発達している．沖積錐は，土石流が何度も土砂を氾濫させてつくる土地である．大雨があれば今後も土石流が起きて氾濫する可能性がある．
たとえば，南禅寺の北隣に鹿ヶ谷地区がある．
ここは大文字山（如意ヶ嶽）の南西斜面に発する
桜谷川（流域面積約 1.5 km2）の沖積錐がつくる土地である．0.4 km2 の土地に 200 戸あまりの住宅のほか，小学校，高校，寺院，天皇陵，博物館，庭園などが立地している．この沖積錐の上をいずれまた土石流が流れ下るはずである．
京都盆地東縁の豪雨災害
この地域では，昭和 10 年 6 月豪雨による鴨川大氾濫など，河川の氾濫事例は多数知られているが，土砂災害事例はあまり知られていない．最近の例としては，1972 年台風 20 号による大雨のため，比叡山の南西斜面を流域とする音羽川（流域面積約 4 km2）で９月 16 日に崩壊が多発したことが挙げられる．修学院地区の沖積錐に立地する住宅地が広く土石流で被災し，死傷者がでている．
また，1999 年 6 月 27 日には梅雨前線豪雨のため，清水寺の裏山が崩れた．表層崩壊と称するタイプであったが，斜面脚部の茶店が崩土の直撃を受け，従業員が負傷している．早朝の出来事だったが，観光客が繰り出す時間帯であれば，人的被害が拡大していたと思われる．この時の雨で鴨川が増水し，氾濫寸前の状態を経験している．これ
ら２事例では，大雨の規模は，再現確率でいえば，１時間程度の短時間降雨強度としては数年に一度程度の，また 12 時間程度のやや長めの時間降
雨強度としては，20 年に一度程度のものであった．

京都大学吉田キャンパスの土石流
建設工事の際，埋蔵文化財の調査が行われる．
京都大学吉田キャンパスでも新築工事が行われるたびに埋蔵文化財研究センタによって，建設予
定地の発掘調査が行われてきた．冨井（2005）によると，北部構内を中心にその地下に，およそ2500 年前（弥生前期末）の土石流による堆積物が拡がっている．土石流の氾濫面積は 23 万 m2 以上，堆積物の体積 20 万 m3 以上，最大層厚および最大
巨礫径 2 m 余りとのことで，規模はかなり大きい．
むすび
京都盆地には歴史的建造物が多い．盆地縁辺部
では規模が比較的小さな土石流や山崩れが起きている．それらは数年ないし数十年再現確率程度の降雨による．上述の，規模が大きな土石流の事
例は，平安京遷都以来このかた経験したことがな
いほどの大雨によるものと思われる．加えて活断層の活動や，流域の植生変化の関与も要検討課題
である．
文 献
音羽川学習副読本編集委員会（1993）比叡山音羽
川物語，京都府土木建築部，88p．
京都府土木部（2004）ウェブサイト「土砂災害警
戒箇所点検マップ」
冨井 眞（2005）京都白川の弥生時代前期末の土石流：京都大学構内遺跡調査研究年報 2000 年度，
京都大学埋蔵文化財研究センタ，225-262．
など17) 雪氷化学的手法による山岳地域における冬季降水量算定法の提案
鈴木啓助・池田敦・兼子祐人・鈴木大地・槇拓登（信州大学山岳科学総合研究所）
１． はじめに物質が運ばれてくることになる。融雪が始まる前の山

わが国の脊梁山脈には、世界的にも稀なほどの大量

岳地域の積雪中には、これらの化学物質が保存されての雪が堆積し、春になるとともにそれが融け、貴重ないる。つまり、積雪を掘削し、積雪層を詳細に調査すれ水資源となっている。しかしながら、実際に、どれほどのば、初冬から掘削時までの湿性および乾性沈着物が雪が山岳地域に降っているのかを量的に議論すること

時系列的に復元できることになる。これら積雪層の特は難しい。高標高地点での積雪深観測はほとんど行わ

徴的な層位に堆積時の日付を入れることができれば、れておらず、継続的に観測され公表されている気象庁

上下のふたつの層位間の積雪水量は、その間の降水の積雪深観測所の最高地点は奥日光の 1292 m に過量に相当することになる。

ぎない。標高 1000 m 以上でも、菅平、草津、阿蘇山、開積雪ピット化学調査の現場では、積雪表面から順に

田高原の 4 地点を加えた 5 ヶ所に過ぎない。このよう掘削し、積雪層位を観察した後、雪温・密度を観測し、な状況では、山岳地域における積雪深の経年変動はお深度 3 cm ごとに積雪層を採取した。積雪試料は密封

ろか冬季降水量の量的な議論すらできない。そのため、式のビニール袋(WHIRL-PAK)に入れ、保冷箱で信州山岳地域における冬季降水量の見積もりは、流域単位

大学の実験室まで運び、化学分析を行うまで冷凍庫でで河川の流出高から算定したり、衛星や航空機によっ保存した。分析の際には、融解した後ろ過し、pH およびて積雪深を測量しそれから降水量を算定したりするこ

電導度を測定した。さらに、イオンクロマトグラフとによりなされている。これらの方法では、冬季降水量(DIONEX: ICS-2000) に よ り 主 要 イ オ ン 濃 度 (Na+ 、の、それぞれ空間分布と時間分布が不明であったり、

NH4+ 、K+ 、Mg2+ 、Ca2+ 、Cl- 、NO3- 、SO42-)を測定した。こ

乗り越えるべき課題が多い。そこで、雪氷化学的手法

れらの操作はすべてクリーンルーム実験室で行った。

を用いることにより高標高地点での冬季降水量を見３． 結果

積もる手法を提案する。
２． 方法

西穂高岳近傍における 2010 年 1 月 11 日の掘削深（411 cm）までの陰イオン濃度のプロファイルを図 1 に降雪とともに沈着した化学物質は、融雪がなければ示す。それぞれのイオン濃度に特徴的なピークが認め堆積した層に保存されるということが、本手法の前提られ、これらを基に降雪日の同定を行い、その間の降条件となる。降雪粒子に取り込まれる化学物質の起源

雪水量を算出した。

は、大別すれば海塩起源、地殻起源、人為起源、生物活動起源などになる。わが国の中央に位置する中部山岳
地域は、3000 m 級の山々が聳え立ち、日本海側から太平洋側まで連なる山塊である。そのため、冬型の気圧配置の際には、北アルプス（飛騨山脈）で多くの降雪があり、南岸低気圧による降雪では南アルプス（赤石山脈）でもまとまった積雪が得られる。また、冬季の北西
季節風に乗って黄砂が運ばれてきたり、中国大陸から
人為起源物質がもたらされる。さらには、南岸低気圧
によって、わが国の中部以西の都市域からの人為起源

図 1 西穂高岳近傍における陰イオン濃度プロファイル

P2)

農業用水の反復利用による硝酸態窒素濃度の空間変動予測*山本博（畜産草地研)・徳永英二（中央大)・吉川省子（近畿中国四国農研）
・吉田正則（近畿中国四国農研）
・石原暁（元香川環境保健センター）
区域 1 の浸透水量 F1 は，その上流側区域 0 からの

１．はじめに
農業用水は湧水や河川水を取水し水田・畑地に灌漑利用する水であり，地表面から浸透した水の一部

R0 と Q1 の和からなるので
F1  R0  Q1

(1)は地下水となって再び下流の湧泉で湧出するか，まとなる．区域 2 の浸透水量は，同じように R1 と Q2た，河川へ浸出して再び湧水・河川水となって循環の和からなる．このとき区域 1 からの R1 が浸透水と利用されている．湧水や河川水の水質はそうした繰

し て 再 び 利 用 さ れ る か ら 反 復 利 用 率 p1 は ，り返しの間に汚濁負荷を受けることが推定される．

p1  R1 / F1 である．そこで浸透水量 F2 は反復利用

農業用水中の硝酸態窒素濃度について，このよう率 p1 をもちいて F2  R1  Q2  p1 F1  Q2 となる．

な地表水から地下水の間で用水が繰り返し利用されることを考慮した水質予測に関する検討は，今まで

さらに(1)を代入しF2  p1 R0  p1 Q1  Q2 ．

(2)のところ，なされていないようである．そこで，農区域 3 ，区域 4 の浸透水量を順に求めていくと，下業用水が反復利用されている場合の汚濁濃度の下流

流の区域 n での浸透水量は方向への変化を説明するためのモデルを考案し，モデルの実際の水質汚濁データへの適合性を検討する．

p2 p3  pn 1 Q2    pn 2 pn 1 Qn 2  pn 1 Qn 1  Qn

(3) となる．ここで，右辺の Qn 以外の項の和は定義に

２．基本的考え方
1)

Fn  p1 p2 p3  pn 1 R0  p1 p2 p3  pn 1 Q1 

浸透と湧出：湧水や河川水の水質を，土壌中を通過して汚濁負荷を受ける水の動きと関連づける

より湧出水項 Rn 1 であるから

Rn 1  p1 p2 p3  pn 1 R0  p1 p2 p3  pn 1 Q1 

ために，浸透水に着目する．灌漑のなされた水田か

p2 p3  pn 1 Q2    pn 2 pn 1 Qn 2  pn 1 Qn 1

ら浸透する水 F は，湧泉や河川から供給された水で(4) となる．これは，湧出水の水にはそれまでの上

浸透水となるものの量 R とそれ以外の水とからな

流の区域の水を一定の割合で含むことを示している．

るとする（図 1）．後者で浸透する水となるものの量

また，仮定から区域ごとの水収支項はすべて等しを Q とする．ここで水収支を扱う収支区域が，上下から，各区域の湧出水量も流に連なり，各収支域は域内の水流の平均的流動方

R0  R1  R2  ･･･  Rn

向の直線距離で表された等間隔の区域長 l をもつとする．これらの区域に上流から番号 A を 0, 1, 2, 3,  ,

(5)

で等しい．
2)

汚濁負荷：灌漑水が土壌中を浸透したとき浸n とつけて，これらの添字を上記の量にも適用する．

透水中に溶出する負荷量を L とし，この量に上流か

l1
A 1

らの排出負荷をあわせた負荷総量を N とする．区域

l0
A0
R0

Q1

F1
F1  R0  Q1

図1

l2
A2

R1

1 からの負荷総量 N1 は，仮定からこの区域からの負荷量 L1 のみからなるので，

Q2

N1  L1(6)

R2となる．区域 2 の負荷総量 N 2 は，区域 1 からの反F2  p1 R0  p1Q1  Q2

復利用にともなう負荷量とその区域からの負荷量

F2

浸透と湧出の模式図

これらの区域では土地条件，および土地利用が同じ状態で，水収支項に時間変化がない定常的な状態を仮定する．水質汚濁は，区域 1 より下流で灌漑水

L2 の和からなる．このとき区域 1 からの負荷量は反復利用率 p1 と負荷総量 N1 の積で表せるので，区域 2 からの負荷総量は，(6)を用いてN 2  p1 N1  L2  p1 L1  L2

が農地を浸透する毎に硝化による硝酸態窒素が一様となる．区域 3，区域 4 の負荷総量を順に求めていに負荷され，脱窒などによる窒素の形態変化は生じ

くと，下流の区域 n での負荷総量はないと仮定する．このような場合について各収支区

N n  p1 p2 p3  pn 1 L1  p2 p3  pn 1 L2 

域を移動する水と負荷の動きを順に検討する．

  pn  2 pn 1 Ln  2  pn 1 Ln 1  Ln．

仮定より，区域ごとの土地条件に差異がなく，また地域

負荷濃度は， p  0.25, 0.5, 0.75 の場合では区域 2の水利用や施肥管理が均一であることから，区域ごとの灌～8 の距離までに n   時の負荷濃度 C （ U のそ漑水の反復利用割合と灌漑による負荷量は等しいので，反れぞれ 1.33，2，4 倍）の 90%に達する．一方， 1  p

復利用率は p1  p2  ･･･  pn で，かつ負荷量はでは，負荷濃度は下流方向に増加し続ける．

L1  L2  ･･･  Ln である．したがって，それぞれを p ，

３．結果および考察

L とおくと N n  (1  p  p    p
2

n 1

（）内
) L となり，は等比数列の和になるから負荷総量は，n

上記，予測モデルの適用を試みる．湧泉の分布域に(7)は，地表下 1m 以内の浅い位置に砂礫層が存在し，負荷濃度：湧出水の汚濁負荷濃度は湧出水量

その透水係数は，5.3×10-5～2.4×10-3 ms-1 で透水性

N n  ((1  p ) / (1  p ) ) L

3)

丸亀平野に分布する湧泉の水質測定値に対して，．

に対する負荷総量であるから，各区域について

C1  N1 / R1 , C2  N 2 / R2 , ･･･, Cn  N n / Rn

が大きい．この地域では水田湛水による窒素の浄化(8)となる．ここで区域ごとの湧出水量は(5)でみたようは少なく，施肥窒素の多くは溶脱されることが推定されている（吉川ら 2008）．

に等しいから， R で表すこととする．従って，区域

用水や湧水の水量が安定し降雨の少ない夏季にお内での湧出水量，反復利用率，および負荷量が等しける硝酸態窒素濃度の測定値と予測値とを，図 3 にい場合には区域 n の負荷濃度は(7)を用いて示す．予測値は区域 1 での反復利用率 p と負荷濃度

n(9)C1 を用いて計算し，横軸に扇頂からの距離をとっで表される．この L / R は各区域で発生する負荷濃た． p  0.54 の場合では，測定値は下流方向へ大き度であるので単位濃度 U とおくと，これは上流からな増加を示さない．予測値は区域 2 から 3 にかけて

負荷流入のない区域 1 の負荷濃度 C1 に等しいから，増加率が低下し，区域 4 までの測定値とほぼ合う．

Cn  N n / R  ((1  p ) / (1  p ) )( L / R)np  0.96 の場合では，測定値はかなり大きくばらnCn  ((1  p ) / (1  p ) )(U )  ((1  p ) / (1  p) )(C1 ) (10)となる．

つきながら，全体として下流方向に増加する傾向がこの式から，土地条件および管理条件の等質な灌認められる． p  1 であるので，区域 6 までの範囲

漑区域では，下流の区域 n における負荷濃度 Cn がでは予測値は距離にともなって直線的に増加してお収支区域長 l ，単位濃度 U または区域 1 の負荷濃度

り，測定値分布のほぼ中央に分布する．従って，予C1 ，および反復利用率 p を用いて推定される．

測値は測定値がばらつく中で，測定値の平均と概略(10)について，対象区域の数を無限大とした極限，で一致する．

すなわち，n   の場合の負荷濃度 Cn を検討する．
ると， 0  p  1 では，(10)の分子は 1 になるので，一定値に収束する．1  p では，(10)の分子は n  で無限大に増加して， Cn   に発散する．

NO3-N (mg L-1 )反復利用率 p の大きさにより 2 つのタイプに分け

A=1

NO3-N (mg L-1)

A=1

2

3

4

5

6

7

8

NO3-N (mg L-1)とを示すが，ここでは U を 1 mg L ，また l を 1000

20

0.5

4000

6000

8000

2

12000

14000

3

4

5

16000

6

測定値

6000

8000

10000

12000

14000

16000

硝酸態窒素濃度の測定値と予測値の分布．

L-1, C =5.30mgL-1．下:1995 年 8 月湧水，l =1975m,

0

2000

8000

上:1994 年 9 月湧水，l =1975m, p =0.54, C1 =2.44mg

0.25

0

6000

A=1

予測値

図3

0.75

0

10000

予測値

Distance from fan apex (m)

1

5

5

5

1.25

10

4

10

0
4000

15

3

5

-1

p を 0 から 2 まで 0.25 ずつ変化させて図 2 に示す．

2

10

0
154000(10)では， Cn が U と p にともなって変動するこm とした場合の負荷濃度 Cn の下流方向への変化を，

測定値

15

10000

Distance from upstream (m)p =0.96, C1 =1.88mgL-1, C =46.91mgL-1.

図 2 上流からの距離に伴う硝酸態窒素濃度予測値

文献：吉川省子・山本博・吉田正則・石原暁(2008)の分布．
（設定条件は本文参照）

日土肥誌，79，461-471．

P3)
Vertical profile and diversity of sediment Phosphorus in an artificle lake and bay of seto inland sea Japan*Guangzhe Jin1, Shin-ichi Onodera1, Atsuko Amano2, Takaharu Sato1 , Yuta,Shimizu1
1
2

Graduate School of Integrated Arts and Sciences, Hiroshima University,

Marine Geology research Group Institute of geology and Geoinformation Geological Survey of Japan , AIST

content,

1. Introduction

the

near

bottomwater

samplesshows

The Kojima bay is located in Okayama prefecturecomparably higher in Kojima bay than Kojima lake

and is an important water flow to the Seto inland sea .thesediment P forms which are the redox sensitive P boundP load to the Seto inland sea appears to have importantto oxides of reducible metals which mainly are Fe andeffect to the eutrophication in this area. Kojima Lake is

Mn consist of the biggest part of the P forms (Figure .1)

formed by enclosing the dike in 1959, so research of the

In Kojima lake core samples the redox sensitive P

effect of formation to the environment is important andforms leads the decreasing in Kojima lake while the P

interesting. Our study is mainly focused on the effect offrom Al oxides and non-reducible metals and Apatite andphosphorus in sediment and the overlying water samples

other inorganic P shows the dominate P forms in Kojima

in Kojima bay and Kojima Lake.

Bay.
The SiO2-Si content in pore water profile shows

2. Method
The field observations of this study were taken indiversity in the dating of enclosing the dike and the water

2009. 27 surface and 3 core sediment samples were taken

silica content shows lower in Kojima Lake than inin September 2009 in Kojima bay seto inland sea，The

Kojima bay which means the changing of fresh water innutrients of surface water samples and near bottom water

Kojima lake decrease the water Silica content.

samples were determined by auto analyzer. Sediment TP

In this study, part of bay changed to artificial Lake 50

and P forms were also determined by Aspila method

years ago, the environment changes leads to very

137

210

Pb activity were determined tointeresting results. In Kojima bay the surface sediment P

calculate the dating data of different depth and also thefractionation and sediment core seems to be more

sedimentation accumulation rate (SAR rate).

uniform and of same size of P pool rather than P

3. Results and Discussion

fractionation in Kojima Lake. The content and the more

(1976).

CS andThe SAR values shows that the sedimentation has

rivers supply more uniform quality and quantity of P

been much slower in the Kojima Lake than in the outerresources deposited in the sediment in Kojima bay.

side in the Kojima bay .while after the dike constructed

The low SAR value in Kojima bay may suggest that it is(table 1) .the Kojima Lake seems to act as a trap for

more vulnerable to be the transportation of sedimentationmaterial transported from the open sea. In surface

process .the Kojima Lake has higher sedimentation value

sediment samples the Kojima lake samples has thethan the bay samples. But with lower burial of P andhigher TP content in sediment while lower pore water P

higher efflux of P,P fractionation revealed that most part of P sediment indike of Kojima lake is enclosed and the severe water

sub layer of sediment is in forms prone to be stable withquality was reflected in pore water P and P content in

the depth increasing. While in surface layer is prone to

sediment which is mostly reflected by NaBD-iP .In ourbe release under anoxic condition or other digenetic

research. The erosion of sediment and vertical and spatial

process. The reactive P forms are higher in the Lakeheterogeneity in the sediment should also be consideredenvironment with the higher SAR value. And theand needs more evidences in the future research.

immobile P forms are dominated in the bay sedimentcores and surface sediment samples. The Lake samples
appear to have higher content of P than Bay samples
while the increasing part is mostly NaBD-iP. Through thedating data, P content is increasing in sediment after the

Table 1 Sediment accumulation rates (SAR), sedimentation of extractable P, burial fluxes of immobile P,
long-term average for P efflux, and burial efficiency of P at two different sites in Kojima bay and Kojima
Lake

Burialsite

SAR

sedimentation of P

burial of P

Long term aver.efflux of P
efficiency

-2

-1

-2

gm y

mmol m y

-2

-1

-1

-2

gm y

mmol m y

-1

-2

-1

-2

gm y

mmol m y

-1

-2

-1

gm y

(％)

Lake core

4300

140.93

4.37

37.72

1.17

0.97

30.09

27

Bay core

3500

82.42

2.56

45.10

1.40

0.71

21.95

55

700

NRP
resdue P form
Ca bound P
oxide metal bound P
redox sensitive P
loosely sorbed P

600
500
400
300
200
100
0
1

2

3

4

5

6

7

8

9

10 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26 27

0.16
0.14
0.12
0.1
0.08
0.06
0.04
0.02

1.4
1.2
1
0.8
0.6
0.4
0.2
0

Figure.1 The different P forms of surface sediment samples (upper),the surface
water(middle) and pore water PO4-P content(down) . The X-axis represents the sites
number the Y-axis represents the sediment P content (μg/g ) PO4-P content( mg/L)

P4)

温泉経年変化と適正揚湯量―北海道白老・虎杖浜温泉の例から―
池田隆司（北大・理）１．はじめに

３．西部地区の経年変化

集中的な揚湯による温泉水位の低下や源泉の枯

西部地区の温泉帯水層は，地質構造および化学

渇が日本各地域で問題となっている．北海道苫小成分（特に Cl−, SO42−）によって４グループに区

牧と登別の間に位置する白老〜虎杖浜地域は，比分できる．全体として天水起源の温泉が山岳部か

較的新しく開発が行われ集中的な揚湯，その結果

ら海岸へと流動しているが，虎杖浜東部では断層としての影響，規制，変化が追える地域で，適正を上昇して来る熱水と天水との混合も無視できな

揚湯量について多くの指針を我々に与える．ここい．経年変化の一例として，1969，1988，1999 年

では，従前の研究（例えば，福富ほか, 1970；浦の水頭変化を示す（図 2）．1969 年 11 月では，地上，1987, 1992, 1996）と，その後の調査（内山・域全体において静止水頭が非常に高く，地表面か

池田, 2008；永田・池田, 2009）結果から，詳細

らの地下水位が 10m 以上を観測する自噴井が広な地下構造の推定，温泉水の流動特性とその経年がっていた．その後，自噴が停止する源泉が増加

変化に基づき，適正揚湯量について考察した．

し，特に竹浦地区中央部では地下水位の低下が激
しく，山岳部から海岸への流動が変化して中央部

２．調査地域と開発の推移

で局所的に地下水位が低い地域ができた． 1988

白老・虎杖浜地域は，1962 年に開発が始まって

年 10 月においては，ほとんどの源泉で自噴が停から 15 年間で約 140 本もの井戸が掘削され，特に止したため，動力揚湯が導入され静止水頭が海面

一般家庭への給湯が多い．掘削当初は多数の井戸を下回る利用源泉が見られるようになった．1999

で自噴が見られたが急激な揚湯により温泉水位低

年 3 月の虎杖浜地区では、観測したすべての源泉

下・自噴停止が起こった．そのために，1976 年にで海面を下回っている．虎杖浜地区の利用源泉で西部地区（虎杖浜・竹浦）が，続いて 1982 年に東は 1988 年から 1999 年にかけて 2m 以上地下水位部地区（北吉原〜白老）が温泉保護地域となり以が低下しており，山岳部から海岸への流動が変化

降は新規の掘削が行われていない．しかし，そのしていることが推測される。竹浦地区においても，後も多量の揚湯は継続されておりその影響が懸念

揚湯量の多い源泉が集中しているため，大幅な地されている．

下水位低下が起こっていると考えられる．

図 1：白老・虎杖浜地域の位置（国土地理院数値地
図 200000 を使用）．

図２：虎杖浜・竹浦地域の水頭変化
上から 1969.11, 1988.10, 1999.3

また 1970 年と 2008 年で Cl−濃度を比較すると，５．適正揚湯量について

地域的傾向に変化はないが利用源泉付近で約

温泉保護の観点から，日本の各温泉地では，地100mg/L の濃度低下が見られた．この地区の揚湯

域特有の特性に基づき，源泉間の距離規制や揚湯量は 13t/min 程度と推定されている（藤本・鈴木，量の制限が行われている．適正揚湯量とは，持続2005）が，揚湯により浅部帯水層の地下水が流入

的に源泉からの揚湯が可能で，他の源泉に影響をするなどの影響が及んでいると考えられる．

与えず，環境への影響（地盤沈下や塩水化など）を与えないレベルのことである．その見積もりの４．東部地区の経年変化ためには，地域の特性を把握するための地質構造

図 3 に，1977 年と 2009 年の化学成分の変化を−温泉流動系モデルを考慮した温泉賦存量の推定示す．地質構造とこれらの結果とから，東部地区と，源泉の温度，湧出量，水位，成分の長期連続

は西部地区と異なる温泉流動系を成し，3 グルー

的なデータが必要不可欠となる．

プに分かれる．HCO3−型は大部分が浅部に存在し東白老・虎杖浜地域では，全体的，長期的にはに向かうにつれて深くなっていく傾向がある．Cl

水頭の低下が顕著であり，それによる温泉の流動−型は深部にのみ存在する．山岳部で涵養された系そのものが変化していることが考えられる．現

天水が，深部にはわずかに貯留している古海水と状では揚湯量，水位変化のデータが不足している

混合することで高濃度の Cl−型の帯水層を形成しため，更なる調査・研究が必要である．

ていると考えられる．

温泉の持続的利用のために以下の提案をする．
・利用されている温泉帯水層は限定されているが，3 次元的に規模や透水性などの構造についてのさらなる理解が必要．
・全体把握のためには，地域の管理体制（自治体や温泉組合などを主体とした）の下での調査管理と指導．（管理者の増員）
・個々の掘削井の変化の把握には，連続モ
ニターが最も有効である．加えて，井戸のメンテンス時の静止水頭の測定をすること．
（井戸管理の継承）
・化学成分に関しては，温泉法の定めるところによりかなり徹底されてきている．10
年ごとの成分分析を徹底する．
・揚湯量と水頭，これらは適正揚湯量を把握する上で，各帯水層毎の評価を行う必要があり，変化が現れるポイントを見逃さない．
・さらに付け加えて，充分な涵養がある地
域においては，規制緩和，あるいは一層の有効利用の促進を考えるべきである．

図 3：化学成分の経年変化（東部地区），1977 年と 1999 年の比較

P5)

The relationship between river runoff and soil moisture content
in the Saromabetsu river basin, Hokkaido○Mohammad T. Islam., Kaz A. Chikita., Tomoyuki Wada., Takuma Yamaguchi
Laboratory of Physical Hydrology, Graduate School of Science, Hokkaido University,

1. Introduction
The importance of macropores as preferential
pathways of water, air and chemicals in the soil has been
widely recognized (Beven and Germann, 1982; Lin et al.,2005; Jarvis, 2007). Soil moisture is also widely
recognized as a key parameter in environmental
processes, including meteorology, hydrology, agriculture
and climate change. From a hydrologic point of view,soil moisture controls the partitioning of rainfall into
runoff and infiltration and therefore has an important
effect on the runoff behavior of catchments (Aubert et al.,year. The objective of this study is to clarify how

Fig. 1. Location of observation sites in the Saromabetsu
river basin, Hokkaido. site E, gauging station ofSaromabetsu River; site S, weather station; site H,
rainfall station.

infiltrated rainwater or snowmelt water behaves tosurface. The basin geology is Cretaceous to Paleogenic

produce river runoffs by soil moisture monitoring andmarine sedimentary rocks. A continuous river stage

runoff analyses. In this study, simulations are performed

recorder (hourly river depth) was installed at site E. A

for both rainfall and snowfall runoffs by the tanks model

rating curve was established on the basis of successive(Sugawara, 1972).

measurements of discharge and gauge height taken at

2. Study area and methods

different stage during 2009. The hourly data of river2003). The Hokkaido island in the subarctic regions
experiences both rainfall and snowmelt runoffs every

The Saromabetsu river basin in Hokkaido is located atstage at site E and weather conditions at sites S and H

latitude of 43°49 to 44°04N and longitude of 143°04 to

were supplied from the Abashiri District Public Works

144°00 E (Fig. 1). The river basin has the area of 387.0

Management Office, Hokkaido. The river stage was

km2 with the maximum elevation of 811 m a.s.l. (mean,

converted to discharge by the established rating curve.

203.3 m a.s.l.) and the mean basin slope angle of 9.73°.

Daily evapotranspiration rates were determined by the

The records by the AMeDAS at the Saroma town inPenman-Monteith equation. Hourly data of volumetric1980 - 2009 show the mean annual precipitation of 789

water content (cm3/cm3) were obtained by soil moisturemm (583mm in summer of May – November andprofilers, and pF values by tensiometers at forest,

206mm in winter of December – April) and the annual

grassland and field on the basin slope.
3. Result and discussion

mean air temperature of 5.3° C (12.4 °C in summer and 4.6 °C in winter). The land cover of the river basin is

Common to rainfall and snowmelt events, the whole

composed of 73.0 % forest, 26 % agricultural land

layer (especially, 0-20 cm depth) in forest can store(mainly, grassland), 1.3 % urban area, and 1.1 % water

rainwater or meltwater a few days after events, and then1

return to the previous moisture level by gradual drainage.
However, in grassland, the drainage after events is very
weak except for the surface layer of 0-10 cm depth.
Hence, in forest, a heavy rainfall during the gradualdrainage could produce more drainage to generate larger
river runoffs. At grassland, only the 0-10 cm layer may
produce quick flow to the river channel. The tank model(Sugawara, 1972; Yue and Hashino, 2000; Chikita et al.,2007). was applied to the simulation of river runoffs,
because many distributed models never gave satisfactory
results for snowmelt runoffs. Here, three serial tanks
wereadoptedcorresponding

tosurfacerunoff,intermediate runoff and baseflow. Hydrographs in thesummer of 2008 and the snowmelt season of 2009 were

Fig.3. Temporal variations of volumetric water

simulated by the tank model. The simulated results arecontent from profilers at forest & grassland in thevery reasonable to the observed results with R2 =0.934

snowmelt season of 2009

and 0.973 and RMSE=0.902 and 0.961 m3/s (Fig. 2 & 3).
The surface runoff occupied 41% in 2008 and 34% in2009 for total runoffs. We calculated total surface runoff
and total throughflow at forest and grassland for each
event in 2008 summer and 2009 spring (Fig. 5). It isevident that the two variables are close to the 1:1
relationship. The nearly 1:1 relationship between total
surface runoff and throughflow indicates that the surface
runoff may be produced by unsaturated throughflow in
Fig. 4. Comparison between simulated and observed
discharges and simulated flow components forsnowmelt runoffs.

the surface soil layer.

Fig.2. Temporal variations of volumetric watercontent from profilers at forest & grassland in thesummer of 2008

2

Fig.5. Relationship between total surface runoff andthroughflow at forest (upper) and grassland (lower).

P6）

十勝海岸にある閉塞型汽水湖・生花苗沼の河川応答特性○伊藤陽祐・知北和久・岩坂 航・和田知之（北大・理）はじめに北海道の十勝海岸にある生花苗沼（おいかまないぬま）は、太平洋に面する閉塞型汽水湖で、その水位は主要な流入河川である生花苗川の流量と砂州を通しての海への開口によって大きく変化する（図 1）。沼周辺の動植物の生態系や稀少種である特産のヤマトシジミの生育を考える上
で、沼の物質収支を考えることは重要である。今
回は、沼の湖盆図を作成し、沼の容積を精密に調べると共に、砂州が閉鎖している時期における水収支を考え、沼が流域河川に対して持つ応答特性
を考えた。
観測方法

図 1. 生花苗沼の位置（左）と流域図（右）.

2010 年 4 月〜10 月に沼に流入する生花苗川下流地点で定期的に流量観測を行い、沼では水位の連続観測をおこなった（図 1）。なお，生花苗川の水
位は帯広土木現業所のデータを用いて水位流量曲線を作成し河川流量を求めた。雨量は、沼から約 6km 地点にあるマメダスのデータを用いた。また、GPS 付き音響測深儀で湖上を走査し、専用ソフト
で沼の湖盆図を作成した（図 2）。
結果と討論
図 3 は、2010 年 5 月 24 日〜7 月 15 日間の沼の水位、生花苗川の流量、雨量の変動を示す。湖盆

図 2. 沼の高水位時での湖盆図.

図と図 3 の水位変化から、沼の水位が上昇して砂州が切れ海へ流出する場合、沼容積の 99％以上が流出することが分かった。また，砂州が閉鎖している 6 月 2 日〜7 月 12 日の期間で，河川の総流入
量は沼の容積増加量の 1.3 倍だった。これは，流入した河川水が砂州を通し地下水として海に流出していることを示唆する。なお、同期間での沼容積の増加に対する降雨の寄与は 27％、蒸発の寄与は−7％となった。水収支に関し、今後は地下水・海水の影響を議論する必要がある。
図 3. 沼の水位、河川流量および雨量の時間変化.

P7）

備讃瀬戸における栄養塩動態解明と生物生産への影響高橋 暁 1)・三好順也 1)・三島康史 2)1)産総研沿岸海洋，2)産総研バイオマス研究センター

1. はじめに瀬戸内海では陸域からの栄養塩負荷に起因す
る赤潮やノリ色落ち被害の発生等が報告されているが，陸域からの負荷が海域へ及ぼす影響の程度が明らかでないため，対策を講じることが容易ではない．そこで，備讃地域を対象として，陸域
から海域までの栄養塩の動態を一貫して解明する試みがなされた．本報告はこの試みのうち，海域における栄養塩動態に関する研究であり，栄養塩動態解明と，陸からの影響を直接受ける生物生産の例として赤潮とノリ養殖を取り上げ，海域環境との関係についての解析を行った結果である．
2. 備讃瀬戸の海域特性と栄養塩の動態
備讃瀬戸の海域特性を把握するため，潮汐のみを考慮した数値モデル実験を行うとともに，水
温・塩分・河川流量や気象データを収集・解析した（水温･塩分・栄養塩に関しては岡山県と香川県の浅海定線デ−タを，河川流量に関しては流量
年表，気象データに関しては気象庁アメダスデー
タを使用）．この結果，備讃瀬戸は強い潮流により鉛直混合が盛んなため，夏でも成層が発達しな
いこと，冬季から夏季にかけて栄養塩濃度はそれほど高くなく，水質は清浄であること，密度流はあまり発達せず，潮汐残差流が支配的であるため，
流況の季節変動は顕著ではないこと等が明らかとなった．
また，従来通りの河川からの栄養塩負荷に加え，
岡山県と香川県からデータを提供頂いた，生活系
排水や工場系排水といった海域へ直接流入する負荷を考慮した水質モデルにより，栄養塩等の年変動再現実験を行った結果，備讃瀬戸の水質は岡山側の河川の影響を強く受けることが示唆された．

3. 赤潮発生要因に関する検討
数値モデル実験で得られた 8 月の Chl.a 濃度分
布（図-1 右図）は，局所的に見ると水島から笠岡周辺で高いのに対し，児島湾沖では陸域からの栄
養塩負荷の影響を直接受ける河口域であるにもかかわらずその周辺海域と大差ない結果が得られている．11 年間の赤潮発生頻度分布（図-2）からも，児島湾沖よりも水島から笠岡周辺での発生件数が多く，Chl.a 濃度分布の傾向と一致している．
一方，図-1 左図に示す植物プランクトンの増殖を支える栄養塩の DIN 濃度を見ると，水島から笠岡周辺よりも児島湾沖の方が高く，赤潮発生件数やChl.a 濃度分布の傾向と一致していなことが解る．
つまり，植物プランクトン(赤潮)発生には，栄養塩以外の要因が寄与している可能性があると考えられる．ここで，図-2 に示した赤潮発生頻度分
布と下げ潮最大流速ベクトルを見ると，流速の早い海域では赤潮は発生しておらず，遅い海域ほど
赤潮発生頻度が高い傾向を示していることが解る．さらに，水深と潮流振幅により求めた成層を破壊するエネルギーの指標である log(H/U3) 1）の分布は，赤潮発生分布と Chl.a 分布に傾向が一致しており，成層が強い海域で植物プランクトンが発生しやすいことを示していた．さらに，栄養塩濃度が高く赤潮発生件数が多い高梁川河口域では成層強度が強く，栄養塩濃度は高いが赤潮発生
件数が少ない児島湾沖では成層強度が弱いことも示していた．以上のことから，栄養塩の豊富な条件下においても流速が速く成層強度が弱い海域では植物プランクトンのパッチ（赤潮）を形成・増殖する可能性は低いことが示唆された．つまり，備讃瀬戸海域では，植物プランクトンの発生には栄養塩と潮流の強さが重要な要素であることが明らかとなった．

図-1 数値モデル実験による 8 月の表層 DIN および Chl.a 濃度分布

図-3 ノリ網敷設位置と地域区分

図-2 赤潮発生頻度分布と計算された最強時の潮流ベクトル

5. まとめ
陸域からの影響を直接受ける 生物生産 の例として赤潮とノリ養殖を取り上げ，海域環境との関係について解析を行った．潮流の強い中央部では赤潮の発生はみられず，発生件数の多い海域は，備讃瀬戸の中でも比較的潮流の弱い場所であることが解った．
さらに栄養塩分布と比較すると，栄養塩濃度が高く
潮流の弱い高梁川河口域で，赤潮発生件数が多く，
栄養塩濃度は高いが潮流の強い児島湾沖では赤潮発
生件数が少ないことから，備讃瀬戸では，植物プラ
ンクトンの発生には栄養塩と潮流の強さが重要な要素であることがわかった．一方，ノリ養殖地区にお図-4 ノリ養殖海域の栄養塩フラックス
棒グラフは 1〜12 月の季節変化を示す

単位面積あたりの生産量[億枚/km2]

4. ノリ養殖被害要因に関する検討
ノリ養殖地区（図-3 に示す）における栄養塩供給の観点から，各地区内の代表地点の平均潮流流速（絶対値）とモデル実験で得られた栄養塩濃度（DIN）を乗じて栄養塩フラックス（kg-at/m2/day）（図-4）を算出した．陸域からの栄養塩負荷を直接受ける高梁
川河口（倉敷地区：B）や児島湾沖（岡山地区：2）
において栄養塩フラックスは大きく，潮流が弱くノリ養殖被害が報告されている東讃地区（G,F）では小さいことから，ノリ養殖被害との関係性が伺える．
しかしながら，ノリ生産量の小さい倉敷地区（A,C）
では，栄養塩フラックスは小さいものの，大きな養殖被害は報告されていない．一方，ノリ生産量の非常に大きい高松地区（H,J）や小豆島地区（D,E）では，栄養塩フラックスの大きさに関わらず，ノリ養殖被害が報告されている．ここで，それぞれの海域
での栄養塩フラックスと単位面積あたりのノリ生産量との関係（図-5）を整理した．その結果，養殖被害の生じていない海域（倉敷地区：B，中讃地区：3，
岡山地区：2）は，栄養塩フラックスに対して単位面積あたりのノリ生産量が小さく，養殖被害の生じた東讃地区（G,F），小豆島地区（D,E）および高松地区（H,J）では，栄養塩フラックスに対する単位面積あたりのノリ生産量は大きいことが分かった．以上のことから，ノリ養殖被害発生には，栄養塩フラック
スの大きさに加えて，生産規模も一つの要因であることが考えられる．

2
高松
1.5
岡山

1

小豆島

東讃
0.5

倉敷

中讃

0
0

50

100

150

200

栄養塩フラックス[kg-at/m2/day]

図-5 単位面積あたりのノリ生産量と栄養塩フラックスとの関係
ける栄養塩フラックスと生産量の関係から，生産量の小さい倉敷地区ではフラックスは小さいものの養殖被害が報告されておらず，生産量の多い備讃瀬戸
東部では，フラックスの大きさに関わらず，色落ち被害が報告されており，ノリ養殖被害発生には，栄養塩フラックスの大きさに加えて，生産規模も一つの要因であることが解った．
引用文献
1） Tetsuo Yanagi and Satoru Takahashi：A tidal front
influenced by river discharge ， Dynamics ofAtmospheres and Oceans，Vol.12，pp.191-206，1988.

P8) インドネシアの泥炭・森林における火災と地下水挙動に関する調査の概要○石井吉之 1・深見浩司 2・山本浩一 3・小泉謙 4・永禮英明 5・高橋英紀 6・Suwido H.L. 7・
Kitso Kusin 7・Adi Jaya7・Untung Darung7・Aswin Usup7・Kaharap7・Gatot E.S. 3,8（ 1：北大、 2：道総研、 3：山口大、 4：㈱レアックス、 5：岡山大、 6：NPO 道水文気候研、
7：パランカラヤ大、 8：ランパン大）はじめに JST-JICA 連携の地球規模課題対応
国際科学技術協力プロジェクトとして、2009
年より 5 ヶ年計画で「インドネシアの泥炭・森林における火災と炭素管理」プロジェクト（代表：大崎満・北大教授）が始まった。インドネ
シア中部カリマンタン州を対象に、熱帯泥炭からの CO2 放出量を抑制するための統合的炭素管理システムを構築し、地球温暖化抑止に貢献することを目的に、1)火災の検知と予測、2）炭素量評価、3)炭素管理、4）統合的泥炭地管理の4 プログラムが実施されている。著者らは 3）の中の流域管理サブグループのさらに Block-C
チームとして地域内地下水の動態把握と諸対策
時の地下水予測・評価を担当している。
目的 Block-C 地区（10km×10km）における地下水流動の実態を把握する。地下水流の数値
モデル解析によって、地下水位を高く維持し火災を抑止するための堰群建設の有効性を検証し、営農・生活環境への影響を評価する（図 1）。
調 査内容 調査地区の 地下水流動 を把握し数値モデルを組み立てるためには、少なくとも乾季（6〜10 月）と雨季（11〜5 月）の地下水位
分布データが必要である。ところが現地には信頼できる地図情報がなく、位置確認は Google
Earth 情報に頼らざるを得ない状況である。また、海から 200km も内陸に位置するにも拘らず、標高は 25m 程度にすぎず、極めて平坦な地形である。川の水位には海洋潮汐の影響も現れる。こうした状況の中、5m 深の浅層地下水位
観測井 31 地点、運河水位 11 地点、20m 深の深層地下水位観測井 5 地点を設け、全てに自記水位計を設置し、3 ヶ月に 1 回の頻度でデータ回収を行なうように計画した（図 2）。森林・泥炭
火災による焼失を防ぐため、井戸には全てに 1ｍ深の鉄管カバーを付設した。また、平坦であるがゆえに地下水位標高を精度良く知る必要がある。このため、井戸の管頭標高を static GPS
測 量 に よ っ て 正 確 に 求 め 、 Sebangau 川 か ら
Kahayan 川にかけての Kalampangan 運河沿
いに 12 のベンチマークを設けるなど、現在も精力的に測量を続けている。これまでに雨季と乾季に数回の現地視察を行ない、概ね図 3 のような水理地質モデルを想定しつつある。現地では 3 年に 1 度の頻度で深刻な火災が生じ、2009
年がその年であった。2010 年は 7 月以降も乾季らしい乾季が訪れず、現地の泥炭地は水位が高いままに維持された。踏査や機器設置が著しく困難であり、計画していた水位計設置地点に近づけないような場所さえ出るほどだった。

図 1. 地下水流動モデルによる予測評価の一案

図 2. Block-C 地区の調査地点

図 3. 想定される水理地質モデル

P9)

プレストリ・テーラ法の係数α について
浦野慎一（北大大学院農学研究院）

１．はじめに Priestley and Taylor(1972)は、飽和した地表

直線上をＳへ向かって動き、同時に気温Ｔa で決る飽和水蒸

面からの蒸発量推定式として、次式（PT 式）を提案した。

気圧の勾配Δa も、Δs に向かって動く。したがってβの近ｌ(1)

ここで、E は蒸発量(kgm-2h-1)、ｌは水の蒸発の潜熱(kJkg-1)、-1

似値（ /Δa）も実際のβにより近い値に変化し、 は 1 に近づくことになる。つまり、は参照高度によって変化する

Δは飽和水蒸気圧の勾配(hPa℃ )、Rn は正味放射量

パラメータで、高度ｚの関数である。

(kJm-2h-1)、G は地中熱伝導量(kJm-2h-1)、

３．検討

は乾湿計定数と同様の理由で、ペンマン式（PE 式）の第一項(hPa℃-1)、 は係数である。なお はプレストリ・テーラの係の値も参照高度ｚによって変化する。しかしｚが変れば、風速数と呼ばれている。 (1)式は Penman(1948)が提示したペン関数と飽差が変って第二項も値が変わるため、PE 式は理論

マン式（PE 式）の右辺第一項に係数 を乗じることで第二項

的にどの高度でも成立する。例えば図 1 で、ｚを飽和地表（空気力学項）を消去した形になっており、現在、蒸発量お面に近付ければ第一項の値が大きくなり、第二項が小さ

よび蒸発散量の推定法として広く利用されている。

くなる。したがって PT 式のαも 1 に近づくことになる。

Priestley and Taylor(1972)は、飽和した地表面におけるの平均値として 1.26 を提示している。しかしこの値は様々な

つまりαは、PE 式の第一項と二項の関係を示すパラメータでもある。

高さ（気温・湿度の観測高度つまり参照高度）のデータから

ここで、もしβ＝γ/Δs（Δs は地表面における飽和

求めた平均値で、高さによる の変化については記述がな

水蒸気圧の勾配）が成立すれば、PT 式、PE 式はともにβい。このため(1)式はその後、参照高度についての吟味が行を使ったボーエン比法の式に帰結され、簡単になる。上

われないまま使用され、 の値が地表面の状態を評価する

記βについては、様々なデータ、論文等でその成立が示

ひとつのパラメータなどとして使われている。

唆されているが、まだ確証はない。著者は平均値としてそこで本研究では、PT 式(1)の係数について考察し、成立すると考えているが、今後の検討課題である。

ペンマン式（PE 式）との関係を検討した。

４．まとめ ある状態で蒸発が生じている現象において、

２．理論 地表面からの蒸発散量は、地表面の状況、正味PT 式の は参照高度ｚにより異なる値を取る。また PE 式の放射量、風速で決まるが、その結果は熱収支に反映される。

第一項と二項の値もｚの関数である。したがって、PT 式のボーエン比法は熱収支から蒸発散量を求める最も基本的なや PE 式の第一項と二項の比（配分）をパラメータとして現象測定法であり、ペンマン法、プレストリ・テーラ法はそれを飽の違いを評価する例が多々みられるが、これは注意すべ

和地表面に適用した応用的手法である。これら手法は全て、

きである。
例えば、
参照高度を同じにして比較するなど、「接地境界層内では地表面からある高さｚまでのフラックスは何らかの工夫が必要である。

一定である」というコンスタントフラックスの仮定を基礎にして70いる。これは、どの高度区間をとってもボーエン比βは一定60であることを意味しており、これらはそのような状況を想定し

図 1 は、飽和地表面でコンスタントフラックスが成立している場合の地表面Ｓから参照高度Ａまでの温湿度分布である。
この場合βは一定であるから、温湿度分布は直線（ＡＳ）になり、βは tanθ（ は乾湿計定数）で表わされる。(1)式は
このβを、β≒ /Δa で近似したボーエン比法の式に係数を掛けた形になっている。ではここで、もし参照高度を地表面に近づけたらどうなるか？ 気温・湿度は点Ａから図の水蒸気圧e (hPa)た推定法である。

飽和水蒸気圧の曲線50
ボーエン比 β＝γtanθ

40

Δs
地表面Ｓ

飽和水蒸気圧の勾配 Δa

30

Δa

20
10

θ

参照高度Ａ(高さｚ）

0
0

10

Ｔa
20
気温 T(℃)

Ｔs

30

40

図1.コンスタントフラックスが成立している場合のボーエン比βP10）瀬戸内海流域での地下水流動及び河川作用を考慮したリン循環の解明とその資源的評価に関する研究
福岡正人・小野寺真一・佐藤高晴・山本民次・於保幸正（広島大）
地下まゆみ（千葉科学大）・天野敦子（産総研）・大八木英夫（日本大）齋藤光代（愛媛大）・浅岡聡・清水裕太（広島大）・北岡豪一（岡山理科大）1. はじめに
食糧増産を目指す今世紀において、肥料としてのリンの需要は非常に高い（FAO,2007）。しかしながら、その資源（リン鉱石）は不足し、枯渇の危機に瀕している。一方で、農業流域における肥料由来や生活排水由来の大量なリンの流出が報告されている(図 1)。すなわち、リンに関して、肥料として散布した分を浸食などにより下流に流さないように効率的に利用する農業学及び水・物質循環研究と新たな資源の創出という資源学的及び地球化学的研究が必要である。

図 1 リン循環

本研究では、富栄養化の結果、リンの総量規制が行われてきた瀬戸内海に流入する一級河川流域を対象として、地下水流動及び河川作用（堆積作用）を考慮した短期的〜長期的なリン循環の解明を行うとともに、その資源的評価を行うことを目的とする。
特に、１）長期的（数千年スケール）な河川による堆積過程（特に現在より温暖で海面の高かった 6 千
年前ころ）を考慮したリン循環を解明し、流域内でのリン貯留場と貯留量を評価し、２）短期的（1〜数十年スケール）なリン循環（土壌侵食‐ダムや干潟での堆積‐地下水溶脱）とそれに対する農業・生活排水の影響と貯留場の変化を評価し、３）沿岸堆積物からの現在のリン再生産量（再利用可能リン）を定量化し、その生態系への影響を評価し、４）流域内に存在するリンの利用可能性を環境資源的に評価し、これらを将来枯渇する既存のリン鉱石に対する代替策として提案するものである。なお、現在、科研費基盤研究 A（H21-23；代表福岡）によって実施している。
2. 研究概要（図 2）(1) 長期的（数千年スケール）なリン循環解明
岡山平野において、4 地点で掘削した試料(深度 4m〜20m)を用いて、年代測定、リン蓄積量、鉱物組成などの評価を行っている。おおよそ、縄文海進当時に流出していることが確認できた。
(2) 短期的（1〜数十年スケール）なリン循環
数十年間の解析として、岡山平野沿岸の児島湾において、堆積物のコア試料を採取し、年代測定とともにリン蓄積量の評価を行っている。同時に、流域スケールでのリン流出の解析も、既存データ（国土交通省データベース）及びモデル解析によって評価している。また、流域内の堰の堆積物についても、その物質交換作用を評価している。
(3) 沿岸におけるリン再生産
現在のリン再生産過程として、陸域堆積物からの地下水による溶脱と、沿岸堆積物からの沿岸海洋へのリン流出について評価している。前者については、
従来の研究を整理するとともに、岡山平野で評価を行っている。また、後者については、主に児島湾、広島湾で評価を実施している。
(4) 環境資源学的評価
リン資源枯渇のシナリオに対して、現在の再生可能リン資源がどの程度有効であるのかを評価している。また、本研究成果として得られた自然リン資源の可能性についても評価している。

図 2 リン循環・資源研究概要

P11)

感潮河川における 222Rn トレーサーを用いた潮位変化にともなう地下水流出解析＊加藤愛彬(広島大・院) 小野寺真一(広島大) 大西晃輝(広島大・院) 齋藤光代(愛媛大)大八木英夫(日本大) 清水裕太, 金广哲(広島大・院)

１．はじめに
河川水と海水とが混合して複雑な流れや物質の分流側より濃度の高くなる地点においては、その地点
付近から地下水流出が起こっていると考える。

布を作り出す感潮河川には、さまざまな起源の水が３．結果と考察

寄与している。そのため、そこには独特かつ多様な(1) 河川中央部への地下水流出

生態系がみられ、生物が生息し、あるいは産卵・成河川中央部(AR1-C)と河川右岸側(AR1-R)の Rn 濃

育する、非常に重要な環境である。ここでの生態系度の比較をみると、ほとんどの時間帯で右岸側の濃を育む栄養塩は、主に陸域から輸送されてくる。近度が高く、右岸側 Rn 濃度の上昇後に一定時間経過

年の多くの研究によれば、感潮域に対する地下水のすると中央部 Rn 濃度が上昇してくる傾向がみられ役割について、栄養塩濃度が河川に比べて高く、栄ることから、干潮時、水位が下がることで、陸陸域養塩供給という点で無視できないことが報告されて地下水が側方から河川へ流出し、それらが中央部まいる（Burnett et al., 2006 など）。河川に流出するで影響を与えていると考えられる。

地下水は、その流出域（底質や側方）や流出のタイ(2) 上流側からの地下水流出の影響

ミング、さらに栄養塩供給への役割などを明らかに

河川中央部と 1.5km 上流側地点(AR1.5)の Rn 濃

していく必要がある。これまでの研究で、対象流域度の比較をみると、あまり相関はみられず、上流側とした岡山県旭川感潮域では、河川に流出する地下

Rn 濃度が上昇後に中央部濃度の上昇する点が若干

水は、側方の陸域地下水が起源となっている可能性

みられるため、影響がある可能性はあるが、その他があり、それらは、潮位変化によって流出域や流出の時間については、ほぼ同じ値か少し低い程度であ量に大きく影響を受けることがわかってきた。

ることから、上流側での地下水流出からの影響はあそこで本研究では、河川感潮域における潮位変動にともなう地下水流出の要因や条件などについて明確にし、それにともなう栄養塩類供給への影響など

まり大きくないと考えられる。
(3) 地下水流出にともなう栄養塩供給
AR1-C の Rn 濃度と栄養塩類(特にリンに着目)のを解析することを目的とする。

変動をみると、Rn 濃度の上昇(地下水流出)にともな

２．研究地域および方法って、リンの濃度も上昇し、地下水非流出時の 2 倍

感潮域が 5km と比較的広い岡山県旭川を選定し、2010 年 10 月 20〜24 日に、感潮域河川中央部

程度の濃度を示していることから、栄養塩供給へ地下水流出が大きな影響を与えていることがわかる。

(AR1-C)、右岸側(AR1-R)、これより 1.5km 上流側地点(AR1.5) において定点で 24 時間、河川水の採水し、堆積物中間隙水の採水も行い、栄養塩類および地下水寄与の分析を行なった。地下水の流出・寄与に関しては、ウラン系列の 222Rn を用いて、その濃度を地下水流出の指標とした。222Rn 濃度は、河川流域においては河川へ流出後、流下とともに大気への放出が起こる為、下流にいくにつれて濃度が低下していく傾向がある。これらの原理を利用し、上

図 1 感潮域の水位・Rn 濃度・栄養塩の時系列変化

P12)

大和川における水環境の変遷＊大西晃輝（広島大・学）、小野寺真一（広島大）、清水裕太（広島大・院）

1．はじめにBOD は生物化学的酸素要求量の略で、好気的条件
下で微生物が水中に存在する有機物を酸化・分解す

オンに支配されるのに対して、汚濁河川では有機イオンに支配されていることが示唆された。
(2)EC,BOD,SS の長期変動

る間に消費される酸素の量に相当する。そのため、大和川における 1984 年~2009 年までの EC 及び

一般に BOD 値が大きいほど水質汚濁が進行していBOD の長期変化は対照的であった。BOD が低下傾るといえる。しかし、近年、水質汚濁の指標として、

向（12.9 mg/L~3.6 mg/L)を示したのに対し、EC は

複雑な要因を含む間接的な指標である BOD に対し

ほとんど変化がみられなかった。上記のように、ECて、直接的な別な指標の検討（例えば有機炭素濃度）と BOD の関係を年次別に作成してみると、近似線が行われるようになってきている。ただし、長期間の傾きが全体的に小さくなっている。この長期的なに渡る測定でデータの蓄積が多いため、時間変化の

BOD の低下は、水質汚濁の回復傾向を示すものであ

解析のためには有用である。

るが、単純に EC によって表される溶存物質の減少

本研究では、
BOD を中心とした複数の指標の関係をによるものではないことが明らかである。

長期間にわたり検討し、大和川における水質汚濁の別な要因として、SS の長期変動をみると、54.4

回復過程を評価することを試みた。

mg/L から 10.5 mg/L へと BOD と同様に低下傾向が2．方法みられた。以上のように、BOD は、汚濁状況の特に長期的なデータが必要となるので、国土交通省がひどい時期には有機態の SS によって影響を受けて発表している水文水質データベースのデータを使用

いるといえる。このように BOD はその濃度に応じした（http://www1.river.go.jp/）。

て汚濁物質の違いを含んでいるため、複数の指標に

今回は汚濁河川であるとされている大和川、清浄なよって評価していくことが必要である。

河川として佐波川を選んだ。大和川は、奈良県北東

本研究では、複数の指標から評価を行った結果、部を源流とし、奈良盆地から大阪平野へと西に向か1980 年代から 1990 年代までの懸濁態有機物によるい、大阪市と堺市の間で大阪湾に流れ込む。佐波川

水質汚濁の段階、2000 年以降の溶存有機物による水は山口県中部を流れ瀬戸内海に流れ込む。それぞれ、質汚濁の段階という、回復過程の違いが明らかにな

大和川は大阪府と奈良県の県境付近に位置する藤井った。また、それらの値が変化した要因としては流観測所、佐波川は山口県南部に位置する新橋観測所

域の人口増減や土地利用、下水道の発達度合などをのデータを使用した。期間は 1984 年~2009 年まで考えていかなければならない。

である。
3．結果と考察(1)EC−BOD 関係
大和川と佐波川の 2007 年~2009 年までの比較的新しい範囲での EC と BOD の相関をみると、大和川では相関がみられたが、佐波川では相関がみられなかった。このことからある程度水質汚濁が進んでいる川では EC と BOD の間に関係がみられるといえる。すなわち、EC の変動は自然河川では無機イ

図：大和川の BOD と SS の相関P13)

摩周湖への流入河川の流量と栄養塩負荷*濱田浩美（千葉大），田中 敦（国環研）
五十嵐聖貴（道環研），藤江 晋（てしかが自然史研究会）
深澤達矢（北大院）, 小林 拓（山梨大），南 尚嗣（北見工大）

1. はじめに摩周湖は，北海道東部に位置する日本最大の閉塞湖である。摩周湖には、流入河川は無いとする勝井(1955),徳井(1966),国立環境研(1982) ,Horiuchi, Ambe, Kawai(1985),中尾(1987)らの報告がある一方、高安・近藤(1934),田中(1992)の報告では 1 本の流入河川を報告している。特に高安・近藤(1934)は流入河川において 1931
年 8 月 30 日に水質と流量の観測を行っている。
本研究では、この河川の流域面積が 0.017km 2と小さいにもかかわらず、年間を通しての水流があることを確認した。水流は、確認できる流路長はわずか 20m ほどで、上流は厚い軽石堆積物があり、その下から湧出する湧水を水源としている。
ここでは、流量と水質の継続観測を実施し、水収支と物質収支における摩周湖への水と溶存物質の供給量の検証することを目的とした。
2. 調査地域の概要
摩周湖は屈斜路カルデラの一部で，摩周カル
デラの凹地に冠水したものである。湖水は，およそ 4000〜5000 年前のカムイッシュ火山およびカムイヌプリ火山の噴出を最後に，カルデラ内に徐々に貯えられ，約 1000 年から 1500 年前に現在の摩周湖が形成されたと考えられている(国立環境研(1982))。流入河川付近の地質は、古期屈斜路火砕流の石英安山岩質溶結凝灰岩からなり、この凝灰岩が難透水層となって湧水が生じている。河川は湖岸の軽石中に浸透し、直接湖水には達しない。摩周湖の湖岸で恒常的な流入水はこの地点以外にはない。
3. 調査方法2007 年 6 月より年 4 回から 5 回の調査を実施するとともに、2008 年 8 月には自記流量計を設
置、2009 年 8 月からは自動採水器を設置している。
① 流量調査…流量が少ないため、直接法による測定を行った。また、2008 年 8 月以降は
電極非接液型電磁式流量センサ FD-M50 お
よび 100(キーエンス社製)を設置し、流量の自記観測を行っている。
② 水質調査…水温、pH,電気伝導度を測定するとともに採水を行っている。2009 年 8 月からは 6712 型自動採水器(Isco 社製)を設置し、2 日から 3 日間隔で採水を行っている。採水器は太陽電池による電源のバックアップを行うとともに、小湧水の水流を採水器内に引き込み約 6℃で冷却している。
4. 流量と溶存物質の変化
流入河川の流量変化と降水量の関係は図 1 に示した。降水量の多い時、流量は増加するが、年間を通じて比較的安定した流量を示していることがわかる。高安・近藤(1934)では、8 月

末に約 75L/min の流量があったとしており、本研究で得られている流量よりわずかに大きい。
河川上流部の軽石層の崩壊が著しく、連続的な流量を得ることは容易ではない。しかし、自記
観測により、河川流量は平均 50L/min 程度と推定され、比流量は 4.9m 3/s/100km 2 となることがわかった。
図 2 には周辺流域の湧水の分布，集水域面積，
湖水を含むヘキサダイヤグラムを示した。摩周
湖の湖水は漏水が考えられる南東側の虹別湧水の水質組成に良く近似している。一方，カル
デラ壁を摩周湖の内側に流れる新沢と外側に湧出する神ノ子池の水質組成が近似していることがわかる。
湧出量から求められる比流量の近似と水質組成の近似はカルデラ壁内外の湧水が同じよ
うな流域特性を持っていることを示す。このことからも，摩周湖への流入量の推定は，新沢の比流量を用いることができると考えられる。

図 5 の緑で示した斜面面積から求めた摩周湖へのカルデラ壁からの涵養量は新沢の比流量から推定すると 55245m 3/day と計算される。自動採水器で採水された水中の TP と TN 値の平均をそれぞれ 0.04，0.5mg/L と仮定すると，年間

自動採水器によって採水した水を分析した
水質結果は，図 3，4 に示した。ｐH は 6.7-7.8程度の変化を示し，降水の影響により，下がる
傾向がみられた。電気伝導度の値は 55-60μS/cmの値を示し，年間を通して安定している。pH4.8
ア ル カ リ 度 は 15-20mg/L ， Cl - は
4.6-5.0mg/L,SO 42-が 2.5-5.0mg/L の値を示し，
Cl -や SO 4 2-は摩周湖水の 1/2 の濃度であった。
T-P が 0.04mg/L,T-N が 0.50mg/L の程度の値で，融雪期や降雨時に変化がみられた。

に TP は約 800kg，TN では約 10100kg と見積もることができた。
本発表では斜面からの流入水中に溶存する栄養塩類を把握することができた。しかし，流域の崩壊などにより，データの欠測が多いこと
や摩周湖湖水全体への負荷としては大気降下物を無視することはできず，その値を含めた収支計算が必要となる。
なお、本研究は国立環境研究所「GEMS/Water
ベースラインモニタリング調査」の一部である。

P14)

児島湾高島干潟の底質分布特性
小杉理子（岡山理科大学大学院） 山口一裕（岡山理科大学）

1.

では，10〜40％程度のためはじめに干潟とは，河口部や内湾に形成される，平面が続

海岸から約 450m 以内の干く潮間帯である。底質は泥や細砂の堆積物からなり，潟の粘土量は減少傾向に干拓や埋め立てがしやすいため近年消失しつつある。

あると言える。そのため高しかし水質浄化機能が高く，多様な生物が生息して島干潟の底質は年々大きいるため，干潟の保全はとても重要である。そのよ

く変化しているものと考うな生物の生息場所として，底質環境も大きな影響えられる。そこで底質中のを与えていると考えられる。高島干潟は新岡山港の粘土鉱物について地点ご目の前にあり，開港・整備の影響や近年では百間川との XRD 測定を行った。

河口水門の増築など，周辺環境が大きく変化し特殊

その結果から，どの地点も雲母粘土鉱物，カオリナ

な環境にある。

イト，スメクタイトのピークが確認できた。また地

我々の研究室では，高島干潟の環境保全のために

図 3．粒度分布

点によって，スメクタイトの鉱物組成に違いが認め2008 年から底質られた。そのため河川から流入する粘土鉱物の組成調査を行っていをそれぞれの河川の懸濁物の鉱物組成と比較するこる。そこで本研とにより，供給源の推定が可能になると考えられる。

究では，高島干

底質の有機物量は，干潟の生産力を決める重要な潟の底質の堆積要素である。分解活動に対して過剰の有機物量は底環境について検質を還元状態にするとともに底層の水を貧酸素状態

討した。
2.

実験方法

図 1．高島周辺地図

ふるいによる粒度分析（4.0mm，2.0mm，0.85mm，にするため，汚染が進行していることを示している。
2001 年の段階では 4〜12％であったが，今回の調査
では 2〜3％と 8 年間で減少傾向にあることがわかっ

0.5mm，0.25mm，0.106mm，た。これは河川から供給される有機物負荷量の減少

0.075mm），110℃の乾燥減量，を示しているものと考えられる。また，1989 年に岡600℃の強熱減量を有機物量山県による生物調査が行われた。その記録では，高とし，XRD による構成鉱物

島干潟は全体での動物数は少なく，泥質の動物相がの分析，間隙水の pH，EC，主になっていて，著しく底泥化が進行していた。しCOD を測定した。

かし 2008〜2009 年の調査で，二枚貝類が多数確認さ

3.

結果・考察

粒度分布を図 3 に示す。海れ，生物的には，若干の改善傾向が見られている。

図 2．採集地点

4.

まとめ

岸沿い（6，7，8）は粘土量が多く，沖側（9，10，

高島干潟の底質環境には，流入河川による影響が11，12）では砂量が多い。また陸に近い地点ではレ

大きいと考えられる。底質の粘土量は減少傾向にあキが多く，レキは主に石英，桃色の正長石などの鉱り，有機物量も共に減少傾向にあった。そのため生物を含んだ高島花崗岩の風化破砕粒子である。沖側物相が増え生物環境は改善に向かっていると考えらの分布からは，波の影響などから砂が残りやすい環

れる。しかし年変動が大きいため，さらに短い期間境であることが考えられる。また 2001 年に実施されで分析する必要がある。今後は，流れ込む河川水中た国土交通省の百間川河口水門の改修に伴う底質調の懸濁物質についても鉱物組成を明らかにし，底質査により，北側の沖合いではシルト・粘土の割合がの泥分の供給源を検討することで底質再生に取り組非常に多いことがわかっていた。しかし今回の調査

んでいきたい。

P15)

岡山城内堀の底質が水質の年間変動に与える影響
松本麻佑*(岡山理大･院)，齋藤達昭，山口一裕(岡山理大)

1.

出量は減少し，アオコは大量には発生しなかった。

はじめに
閉鎖性水域である岡山城内堀では，夏から秋にか底層が好気性状態を保っていたので栄養塩類の溶出

けて主に西堀でアオコが大量に発生し，それに伴うが抑えられ，アオコが抑制されたと考えられる。

景観悪化や底泥から発生した硫化水素による悪臭が2010 年，底層の DO は例年より早く 5 月からほぼ問題となっている。原因として内堀の富栄養化が考

0 mg/ℓまで下がった。8 月の底層の TP は 2.2mg/ℓ・えられる。栄養塩類のカラム溶出実験により嫌気性

TN は 8.1mg/ℓで，TN は抑制されたままであったが，状態で栄養塩類がより多く底泥から溶出することがアオコは 6 月から現在まで大量発生している。そのわかっている。2009 年 3 月末，西堀の水質浄化の目ため，アオコの発生には TN より TP の量に関係が深的で旭川の川水を 3 日間

く，リンがアオコの制限要因になると考えられる。

かけて注入し，水換えを東掘では栄養塩類の溶出量は西堀に比べて著しく行った。その結果 2009

少ない。アオコもあまり発生しなかった。西堀は 1996

年夏，アオコは抑制され年に底泥浚渫工事が行われた。そのため現在の底泥ていた。本研究では水換の厚さは約 10cm，色は黒く，引き上げると硫化水素

えによる水質・底質の変臭が強かった。一方の東堀は築城当時から底泥がた化や影響を検討した。

まっているため厚さは約 80cm，色は茶色で，西堀に

2.

実験方法

図 1 採泥地点

比べると硫化水素臭は弱かった。2010 年 1 月から底

図 1 の白丸で示した 2 地点で採泥，採水を行った。

泥の ORP・AVS を測定している。8 月の西堀の ORP

鉛直方向に表層と中層と底層の 3 地点をそれぞれ採は−310mV，東堀は−210mV であった。西堀の底泥水した。採水に至り，pH，電気伝導度(EC)，溶存酸の AVS は非常に高く，東堀の約 15 倍の量であった。

素飽和度(DO)，水温の測定を同時に行った。採取し2010 年 8 月，西堀周辺では硫化水素臭が感じられ，た泥は酸化還元電位(ORP)を測った。その後，水のア

西堀の底層の水にも AVS が検出された。結果から西

ルカリ度，COD，クロロフィル a 量(Chl.a)，全リン

堀では嫌気性微生物の活動が活発であると考えられ(TP)，全窒素(TN)，全有機炭素(TOC)を測定した。泥る。そのため栄養塩類の溶出量は西堀のほうが多いについても検知管による酸揮発性硫化物量(AVS)のと推測できる。
30.00

測定や有機物量の測定を行った。
結果，考察TN(mg/ℓ)

3.

東堀
西堀

25.00
20.00
15.00

西堀は，2009 年 3 月末まで井戸から塩水が混合し10.00

た地下水が供給されていて塩分濃度が高かった。

5.00
0.00
2008/01/13

2009 年 3 月末水換えを行った結果，1.3S/m だった

2008/06/11

2008/11/08

2009/04/07

2009/09/04

2010/02/01

2010/07/01

図 2 底層の全窒素(TN)EC が，現在は約 0.2S/m で安定している。
4.50

2008 年は 7 月〜11 月に底層の DO がほぼ 0mg/ℓま

東堀

4.00

西堀

で下がった。9 月の底層の TP は 4.2mg/ℓ・TN は26.9mg/ℓと大量に溶出し，9 月〜11 月にはアオコが大量発生した。
2009 年の水換え以降は夏でも底層の DO は下がらず，8 月の底層の TP は 1.6mg/ℓ・TN は 13.8mg/ℓと溶TP(mg/ℓ)

3.50
3.00
2.50
2.00
1.50
1.00
0.50
0.00
2008/01/13

2008/06/11

2008/11/08

2009/04/07

2009/09/04

2010/02/01

図 3 底層の全リン(TP)2010/07/01

P16)

岡山平野地下水における水質の特徴と流動系*松見悠世 (岡山理大・院) ，山口一裕 ，北岡豪一 (岡山理大)った。これは海水の流入による Na+，Cl-の上昇によ1. はじめに岡山平野は，岡山三大河川である旭川，吉井川，るものであると考えられる。3H はほとんどなく, こ
高梁川を中心とした笹ヶ瀬川，砂川，足守川等の河のことからも滞留時間の長い海水の混入が考えられ川の運搬・堆積作用により形成された典型的な沖積る。したがって，平福小(深)は塩水化の影響を受け平野である。岡山平野の地下水には伏流水が豊富で，ていることが分かった。
岡山市の大切な水源として利用されている。今後も御野小の地下水は，地下 3〜6m にある砂礫層中を地下水を貴重な資源として利用していく上で，地下流れている浅層の地下水である。その水質は水の現状を把握することは必要不可欠なことである。 Ca-HCO3 型で，旭川の水質，
濃度共に類似している。
3
また，岡山平野の地下水が児島湾に海底湧出していまた， H 濃度がほぼ旭川のレベルと同程度であり，る，岡山平野の地下に塩水侵食していると推定され水質が他の地点と比べ定まっていないことから，こている。その岡山平野−児島湾間の流動係を考えるの地下水は循環性があると考えられる。したがって，
上でもこの調査は重要であると思われる。
御野小の地下水は旭川の伏流水であると思われる。
そこで本研究では，地下水の水質特性と放射性同
東中山下公園(浅)の地下水は，地下 4〜6m にある砂位体トリチウム(以下 3H)濃度の測定を行い，岡山平
礫層中を流れている浅層の地下水である。その水質は御野小と同じく Ca-HCO3 型であることから，この野の地下水流動系の現状を調査した。
水も旭川の伏流水であると考えられる。
2. 観測・実験
東中山下公園(深)の地下水は，地下 10〜14m にあ岡山平野 4 地点(図 1)の井戸水を現在までに 6 回る砂礫層中を流れているもので，その水質は(2008 年 10 月 30 日，12 月 10 日，2009 年 7 月 16 日，
Na-HCO3 型である。3H 濃度は，3.59±0.16TU と現在
2010 年 4 月 19 日，5 月 10 日，9 月 28 日)採水しての天然レベルである 3.50TU より僅かながら高い値
おり，現地調査として気温，水温，pH，電気伝導度を示した。また，岡南小の地下水は同程度の深さで(EC)，標高水位を測定した。室内実験としてイオンある地下 8.4〜11.5m の砂礫層中を流れている。そのクロマトグラフィーによる溶存イオン成分，塩酸滴
水質は同じ Na-HCO3 型であり，3H 濃度は，東中山
定法による HCO3-，液体シンチレーションカウンタ
下公園(深)より高い 4.60±0.20TU であった。共に天(LB-5:ALOKA)による 3H 濃度の測定を行った。3H の然レベル以上の 3H 濃度を持つことから滞留時間の測定には，濾過および完全蒸留したサンプルから 1L
長い水であることが示された。そこで同一流動系上を電解濃縮したものを使用している。
の可能性を考え，ピストン流であると仮定すると，
3
H 濃度から東中山下公園(深)から岡南小への流動系
m 御野小が考えられる。しかし，水位データと地層の位置関
旭川
hp 東中山下公園
k 岡南小
係から逆の流動系が考えられるため，流動方向の特
hj 平福小m
定には至っておらず現在検討中である。
hp
以上の結果，観測地点の浅層地下水は旭川の伏流水であり，地下 10m 付近では複数の流動系の存在の可能性が示された。また，児島湾に近い干拓地の地k
下 15〜18m の砂礫層中を流れる地下水は塩水化していることが分かった。
hj

100%

旭川
御野小
東中山下公園(浅）2km

東中山下公園(深)児島湾

Cl+SO4岡南小

Ca+Mg

平福小（浅）
平福小（深）
児島湾図 1. 観測地点
0%3. 結果・考察
平福小の地下 2〜4m の砂礫層中を流れている地下水(平福小(浅))の水質は，Na‐(Cl,HCO3)型である。
図 2 から旭川と平福小(深)，児島湾のちょうど中間あたりに位置している。このことから，旭川から流入した水と塩水化した水の混合水であると考えられる。平福小(深)の地下水は，地下 15〜18m の砂礫層中を流れているが，水質が明らかな Na‐Cl 型であ

100%

Mg

0%

0%

0%

Na+K

100%

HCO3

SO4

100%
0%

100%
100%

Ca

0%

0%

100%
0%

図 2.観測地点の水質

Cl

100%

P17) 河川における温暖化現象 －30 年以上の旭川水温の記録から
有里佳（岡山理大・理），北岡

豪一（岡山理大・理）

気候の温暖化は，河川の水温にも影響を与えていると考えられる。本研究では，河川水の水温変動と気温変動の関係性を明らかにすることを目指すものである。河川水の水温が温暖化していることを証明するには，長期にわたる気温と河川水温の観測データが必要である。今回，岡山県が公開している「公共用水域及び地下水の水質測定結果 No.1(1971 年度)～No.32(2009 年度)」を基に解析を試みた。

temprature (℃)

1. はじめに17

1986‐1995 (Tw)1986‐1995 (Ta)

80

60
40
距離 （km）

15
14
13
12
100

Tab.1 観測地点の年上昇速度

Tab.1 は，温度が時
年上昇速度
観測点
間 に 対 し て直 線 的 に(℃/year)
0.024
上昇するものとして， 1 大上橋
2
落合橋
0.023
各 観 測 点 の年 上 昇 速
3 江与味橋0.008
度 を 表 し たも の で あ
4 八幡橋
0.021
る。水温は，観測点に5 大曽根堰
0.029
6 合同堰
0.025
よ っ て 上 昇速 度 は 異7 乙井手堰0.022
なっているが，どの観
8
桜橋
0.033
測 地 点 も 気温 と と も
久世
0.054
気
に上昇している。
福渡
0.021
温各観測点の 10 年間
岡山
0.045の 平 均 水 温を 年 代 別に河口からの距離に対してプロットしたものがFig.2 である。
上流では，昔も現在も気温と水温の温度差があまりみられない。中流では，水温が他の観測点より温度が高い。これは，ダムの構造上，水が overflow す
るため気温より水温が高くなるのではないかと考えられる。下流では，1970 年代は水温が気温より高かったが，2000 年代ではほぼ同じになっている。
Fig.3 は，Tab.1 で求めた気温上昇速度と水温上昇
速度を河口からの距離に対してプロットしたものである。全体的に水温上昇速度は，気温より低く，下流になるほど高くなっている。江与味橋で，水温の上昇速度は，全体の傾向と異なっているのは，観0

気温・水温上昇速度 (℃/年）

水温勾配

気温勾配

標高 (m)Ta (福渡)

0.06

300
旭
川
ダ
ム

0.04
0.02

200

5

100

4
3

0.00

位相の遅れ (day)3. 結果及び考察

20

Fig.2 気温と水温の上昇変化

N

20 km

1999‐2008 (Tw)1999‐2008 (Ta)16

2. 観測地点と観測方法

Fig.1 の地図上に河川の観測地点(1-大上Okayama Pref.
橋，2-落合橋，3-江与1
Kuse m.o.
2
味橋，4-八幡橋，5-大3
Fukuwatari m.o. 4
曽根堰，6-合同堰，756乙井手堰，8-桜橋) とOkayama m.o.
7
気象庁
8
観測点
気温観測地点(気象庁の久世観測所(アメダ
Seto Inland Seaス)，福渡観測所(アメFig.1 観測地点ダス)，岡山気象台)を示す。
「公共用水域及び地下水の水質測定結果」に記載されている 1971 年 4 月～2009 年 3 月までの観測記録から，
8 観測点の月 1 回の観測日，気温，水温の観測データを抽出した。気温については，気象庁の 3 地点の 1971 年～2009 年の月平均の気温データを利用させて頂いた。

1972‐1981 (Tw)1972‐1981 (Ta)

100

80

0
60

40

20

距離 (km)Fig.3 距離と気温・水温上昇速度

01983/Jan ‐2008/Dec

40

標高 (m)

住田

1.0

30

0.9

20

0.8
dw‐da

10

振幅比

*

0.7

Aw/Aa
0

0.6
100

80

60
40
20
距離 （km）
Fig.4 振幅比と位相の遅れの分布

0測点がダム湖の上流端に位置しているためと考えられる。また，標高の高い地点の気温上昇速度が，標高の低い地点より高くなっているのは，気候の温暖化により積雪量が年々減少しているためと考えられる。
Fig.4 は，年変動成分を調和解析で抽出し，河川水
温の気温に対する振幅比と位相の遅れをプロットしたものである。ただし，1982 年 9 月に岡山気象台が移転したため，1983 年～2008 年のデータを用いた。3,4,5 で位相の遅れが小さいのは，ダム湖で表層水が放流されているためと考えられる。
それを除くと，位相の遅れが大きいほど振幅は小さくなる傾向がみられる。上流と下流を比較すると，上流は下流より振幅が小さく，位相の遅れが大きく，
また，水温上昇速度が低いことが分かる (Fig.4)。
4．課題

河川水温は，気温よりも緩やかに温暖化していることが明確に認められる。旭川の上流と下流では，下流になるほど水温の上昇速度が高くなっている。
河川が海まで流下すると，河川水温は児島湾や瀬戸
内海の水環境に影響を与えると考えられるため，観測データを解析する予定である。

P18)
河川における水温の日変動－気温，日射による影響－*

長堂 嘉偉（岡山理大・理），北岡 豪一（岡山理大・理）

N

0.002
観測点間の温度上昇/距離 （℃/m）

【はじめに】
河川の水温は気温と関係していると言われている。
しかし，河川の水温は日射や地熱，蒸発，地下水が影響していると考えられるため，水温と気温との関係を表現しにくい。本研究は，河川よりもスケールの小さい用水路で水温を測定し，その変動から水温と気温との関係を明らかにしようとしたものである。
【観測地点と観測方法】①～②区間0.00150.001

0.0005y = 0.0002x + 0.0001

0‐0.0005

①

0

1

②

2

3

気温－水温 （℃）

4

5

6

Fig.3 ①～②区間の相関図

0

100 m

④

Fig.1 観測地点
観測は岡山県真庭市蒜山にて行った。Fig.1 に観測地点を示す。水温を①～④にて 8 月 8 日から 10 月 6日まで観測した。距離は，①～②区間約 312 m，②～③区間約 347 m，③～④区間約 165 m である。水温の観測には，データロガー（Onset 社製 Tidbit V2
Temp logger，測定精度：±0.2 ℃）を使用し，10 分
間隔で測定した。また，蒜山学舎にて同社製のデータロガーで気温の観測をさせて頂いた。
【結果及び考察】9/17 から 9/19 までの観測結果を Fig.2 に示す。
気温

水温①

水温②

水温③

水温④

25

②～③区間

0.00150.001

0.00050

y = 0.0003x ‐ 0.0003‐0.000501

2

3

気温－水温 （℃）

4

5

6

Fig.4 ②～③区間の相関図
0.002

観測点間の温度上昇/距離 （℃/m）③
蒜山学舎

観測点間の温度上昇/距離 （℃/m）

0.002

③～④区間

0.00150.001

0.0005y = 0.0003x ‐ 0.0003

0‐0.0005
0

温度（℃）

20

15

10
0:00

6:00

12:00 18:00 0:00 6:00 12:00 18:00
日付（ 2010 9/17～9/19）

0:00

Fig.2 各地点の水温と気温の変動
Fig.2 より，各地点の水温は気温と同様の変動をしている。これより水温は気温から影響を受けていると考えられる。次に，水温に対する気温の影響力
は、水と空気の熱伝達係数として表現されると考えられる。そのため，同時刻における２地点の水温と気温の温度差、単位距離当たりの温度上昇率を各区間の相関図にして Fig.3～Fig.5 に示す。また，相関図には，得られたデータから日射の影響の少ない時
間帯を抜き出して使用している。

1

2

3

気温－水温 （℃）

4

5

6

Fig.5 ③～④区間の相関図
流量は各区間の平均を取り，0.015 m3/sで一定とし，
Fig3～Fig5 の各傾き，水の比熱，密度，川幅から熱伝達係数hを求めると，①～②区間では 30.0 W/m2℃，②～③区間では 57.2 W/m2 ℃，③～④区間では 36.0
W/m2℃となった。定義より，流れている空気でのhの値は 10～250 W/m2℃である。今回の結果は、定義と矛盾しない値が得られたので，水温は気温に影響されていると言える。
【課題】
今回は水温と気温との関係について検討した。
水温と気温が同じ場合，温度上昇が起きないと考えられる。しかし今回、水温と気温がほぼ等しくなった
とき，水温が下降することがわかった。この要因について，気温以外の観点から明らかにしていきたい。

P19)

河川水の流下に伴う水温変化*

中村 恭介（ 岡山理大・理 ），北岡 豪一（ 岡山理大・理 ）気温（岡山気象台）
10
8

0.6

6

0.4

4

0.2

2

0.0

0

‐0.2

‐2

‐0.4

‐4

‐0.6

‐6

気温偏差 （℃ ）水温偏差 （℃ ）

水温回帰

①

0.8

‐0.8

‐8

‐1.0

‐10
11/3

11/4

11/5

11/6

11/7

日付 月/日 2010

図.2 ①での水温の比較
水温観測値

水温回帰

気温 ( 岡山気象台 )
10

1

②

8

0.6

6

0.4

4

0.2

2

0

0

‐0.2

‐2

‐0.4

‐4

‐0.6

‐6

気温偏差 ( ℃ ）0.8

水温偏差 ( ℃ )

‐0.8

‐8

‐1

‐10

11/3

11/4

11/5

日付 月 / 日 2010

11/6

11/7

図.3 ②での水温の比較
水温観測値

水温回帰

気温 ( 岡山気象台 )
10

1
0.8

③

8

0.6

6

0.4

4

0.2

2

0

0

‐0.2

‐2

‐0.4

‐4

‐0.6

‐6

‐0.8

‐8

‐1

‐10

11/3

11/4

11/5

11/6

気温偏差 ( ℃ )【 観測地点・観測方法 】
観測点①，②，③は図.1 に示す．
①～②間は約10km，②～③間は約 6kmである．①と②の間は，河川の両側に山が迫り，河川は日射を受けにくい条件にある．水温の測定には，データロガ（Onset 社
製 Tidbit V2 Temp
logger，測定精度 :瀬戸内海±0.2℃）を使用した．
また，岡山気象図.1 観測点の位置
台の気温，降水量，
日照時間の 10 分ごとのデータを使用させていただいた．

水温観測値
1.0

水温偏差 ( ℃ )【 はじめに 】
現在，地球温暖化が世界的に問題となっている．河川
水の水温にも何らかの影響があるものと考えられる．いろいろな地点で地下から湧き出して河川となった水は河口に到達するまでに，気温，降水，日射，河川の合流，地下水の流入など様々な影響を受けている．しかし，河川の水温が何の影響を受けて決定されているかはっきりしていない．その手がかりを求めるため，岡山県で代表的な旭川の下流の 3 ヶ所で水温ロガを使って河川水の水
温を 10 分間隔で測定した．

11/7

日付 月 / 日 2010

図.4 ③での水温の比較
解析値

‐1.65

①

ln ( A' / A )ln (A' / A )【 結果・考察 】‐1.75
降雨のない 2010 / 11 / 3 ～ 2010 / 11 / 6 までの各観測点の水温変動を図.2～図.4 に示す．①と③の河川水温は，‐1.85②
日射の影響を受けているが②はあまり受けていないよ③‐1.95
うにみえる．そこで 1 日移動平均からの偏差に対して日射の影響のない夜間の水温だけを抜き出して調和解析‐2.05
を行い，それを昼間のデータと比べてみた（図.2～4）
．
0
5
10
15
20
距離 ( km )（ただし，日射の影響のない夜間とは，気象庁の日の入図.5 振幅比の対数と距離の関係②と③を1日遅らせ
解析そのまま時刻から 1 時間早め，日の出時刻から 1 時間遅らせたも
‐1.65
のとした．
）
①
こうして求めた回帰線と実測値を比べると，①は日射‐1.75の影響を受け，③はほとんど受けていないようにみえる．
②‐1.85
また，②では昼間の水温が回帰線より低くなった．
②?
調和解析で求めた振幅と位相を使って気温に対する水③‐1.95温の振幅比を距離に対しプロットしてみると，図.5 のよ③
うに流下とともに振幅が減少している．気温に対する位‐2.05
相はいずれも気温よりも先行し，特に②で 6 時間先行し
‐10
‐5
0
5
10
15
20
25
気温からの位相の遅れ ( h )ている．そこで，②，③で位相を 24 時間遅らせると振幅
図.6 振幅比の対数と位相の遅れの関係
比と位相の遅れの間に関係が見られる（図.6）．
なぜ,
河川水が流れるにつれて水温の日変動の振幅
なお，図.5 と図.6 の A’と A はそれぞれ，水温と気温のが減少し，位相が 1 日以上も遅れるのかわからない．
振幅を表す．

P20)

蒜山塩釜湧泉における水温変動－降雨による水温変化－*

水谷佳加理(岡山理大・理)・北岡 豪一（岡山理大・理）

10.8

30

10.6

20

10.4

10

10.2

気象庁上長田観測所

１km

9/9

9/10

Fig.3 水温と雨の関係

Fig.3 は，水温，気温と 10 分間雨量を示したものである。降雨中に，水温に著しいピークがみられる。
まとまった雨があると，水温は一旦上昇したあとで，ゆっくり下がっている。これは，降り始めに浸透した雨が，池に流れ出てきていることを示していると考えられる。
【水温と気温の関係】
10.55

0

9/8
月/日 ， 2010

水温 (10分間隔)

水温24時間移動平均気温 (10分間隔)

気温24時間移動平均

日照時間 (10分間)

降水量 (10分間)

25

10.50

20

10.45

15

10.40

10

10.35

5

結果及び考察【水温と日射の関係】
10.8

12
日照時間 (10分間)

10.7

10

10.6

8

10.5

6

10.4

4

10.3

2

10.2

日照時間 (分)水温 (℃)

水温 (10分間隔)

08/3

水 温 (℃)

Fig.1 観測地点

3.

8/4
月／日 ，2010

8/5

Fig.2 水温と日射の関係

Fig.2 は，水温と 10 分間日照時間(気象庁)との関係を示したものである。日射のない時間帯は，水温がほぼ一定であるが，日が出ると徐々に水温が上昇
し，正午を過ぎたところをピークとして，その後急激に低下している。これは，水温が，日射の影響を受け，変化していることを示していると考えられる。

日照時間 (分)

塩釜

0
9/7

日照時間 ( 分)40

気 温 (℃ )

11.0

2.

N

気温(10分間隔，上長田)
日照時間 (分)降水量(mm)

水温 (10分間隔)
降水量 （上長田，10分間）

降水量 (mm)

観測地点と観測方法
Fig.1 に水温の観測地点と気象庁上長田観測所(標高 430m)の位置を示す。水温測定は，湧出池からの流出する水路の日の当たらない場所に，データロガ
ー(onset 社製 Tidbit V2 Temp logger,測定精度：±
0.2℃)を設置し，10 分間隔で記録した。

【水温と雨の関係】

気温 (℃)

はじめに
塩釜冷泉は，中国山地蒜山三座の中蒜山(1,122m)の裾の標高 510m に，東西 12 m，南北 5 m，面積約60 ㎡のひょうたん型の池の底より湧き出している。
湧出量は 300ℓ/秒で，水温は年中 10℃前後で一定であると言われている。湧出温度がどれぐらいの変動幅で一定であるのかを明らかにするため，池から流出する水路で水温をデータロガーにて観測した。
2010 年 8 月 1 日～2010 年 11 月 12 日までのデータ
では，1℃以内の水温変動が見られた。
水温は，日射，気温，雨，池の水の蒸発，風，地
温，湧出量などによって変動すると考えられる。
本報告は，水温と日射，気温，雨によると考えられる変化について検討しようとするものである。

水 温 (℃)

1.

0

10.30
10/1

10/6

10/11
10/16
月/日 ， 2010

10/21

10/26

Fig.4 水温と気温の変動 ( 24 時間移動平均)

Fig.4 は，10 月 1 日～10 月 31 日までの，水温と気温の関係を示したものである。気温と水温の 24
時間移動平均を比較すると，水温は，気温の変化に多少遅れて，変化しているようにみえる。しかし，
10 月 10 日～10 月 15 日にかけて気温の変化がなくても，水温の低下がみられ，また，低下後，急に上昇しているところもある。
【結果・課題】
水温変化には，日射，雨，気温以外の原因で変動している部分が見られる。水位の観測も行い，その原因を明らかにしていきたい。

P21)

バンコクにおける地下水流出と寺院立地の関係
谷口智雅（立正大学地球環境科学部・非）

1.はじめに路から奥まった所でも新たに寺院が建立されれば、バンコクには、仏教徒率約 95%の寺院が 437、イ

水路を開削して水を引き込んで利用したことにより、スラム教徒率約 4%のモスクが 174、キリスト教徒率

水路沿いに立地することになっている。現在は近代

約 1%の教会が 63、その他として祠が 98 と多くの宗水道により生活用水を求めているが、古来人々は、教施設がある。タイの主要宗教は仏教であり、首都

飲料水や生活用水の得やすい所として、河川の沿岸、バンコクの寺院も数が多く、市内全体に分布している。

山地・丘陵の山麓、扇頂・扇端、湧水地帯、オアシス、特に、チャオプラヤ川右岸のトンブリーなど人口の多

浅井戸地帯などに生活の場を求めてきた。このこと

い地域、Bangkok Noi や Bangkok Yai などの河川・から、寺院の分布変化を含めて検討した結果、チャ水路の面した所に多い立地している。これら寺院のオプラヤ右岸トンブリーBangkok Noi と Bangkok Yai

立地要因について、現地での寺院への聞き取り、市においては、近代水道水源が普及していない比較的

民へのアンケートおよび河川・水路の観測等の調査

古い時期に建立された寺院は地下水の得られる古の結果に基づき、考察を行った。

井戸が多くあり、水路から奥まった所の寺院や比較

2.方法

的新たに建立された寺院においては井戸がない傾2009 年 12 月 20 日〜25 日、2010 年 3 月 13〜

向が見られた。

18 日に寺院 28、モスク 2、教会 1 の宗教施設に関する聞き取りを実施し、さらに水と宗教の意識に関するアンケートを Pramaetorani（50）、寺院僧侶（25）、寺院の学校教員・学生（25）、門前町の一般（25）、門前町の市場の買い物客（25)を対象に行った。また、
現 地 に お い て EC ・ 水 温 の 測 定 を 行 い 、 Burnett（2009）による Bangkok Noi と Bangkok Yai のラドン変化の測定結果と併せて、寺院の立地要因と地下水流出との関係について検討を行った。
3.結果
Burnett（2009）は Bangkok Noi と Bangkok Yaiのラドン変化から寺院の立地と地下水流出と関係があることを示した。寺院が河川・水路の面した所に多い立地する要因として、聞き取り調査から交通路の機能を果たしている河川・水路際が物流等に便利で交通至便であることと、河川・水路の水をかつては生活用水・飲料水として利用していたことから、人間の活動にとって大切である水が得やすいと言う水源確保のためで、必ずしも水路沿いの寺院の立地要因が図 1 チャオプラヤ右岸トンブリーBangkok Noi と地下水の得られる所だけでないことが示された。水Bangkok Yai 沿いの井戸分布●：井戸のある寺院 ●：井戸のない寺院
文献:Burnett WC. 2009; Underground sources ofnutrient contamination to surface waters in
Bangkok,Thailand.

Science

Environment, 407:3198–3207.

of

the

Total

P22)
SN-1/SN-3 号孔における地下水位地震応答の歪地震動トリガレベル −続報−浅井康広 （東濃地震科学研究所）
１．はじめに両孔近傍に位置する 97FT-01 号孔(167m賤洞（しずぼら）地殻活動総合観測点深)の石井式ボアホール歪計記録の解析結

SN-1 号孔および SN-3 では、駿河湾の地震果より、面積歪の peak-to-peak 振幅で 1×（2009 年 8 月 11 日；MJ6.5；震央距離約10-7 〜 4 × 10-7 strain 、 最 大 せ ん 断 歪 で110km）を始め、繰り返し地下水位地震応2×10-7〜5×10-7 strain の範囲を閾値として、答（以下、地震応答と略）が観測されてい閾値以上の歪地震動が観測された場合に両る。地震応答の例として図 1 に 2008 年 5孔で地震応答が観測されることを報告した。

月 8 日の茨城県沖地震（Mw6.8；震央距離

今回はこれまでに観測されている全地震応約 400km）と中国四川省の地震（Mw7.9；

答記録（SN-3：7 例、SN-1：6 例）と歪地

震央距離約 3200km）の記録を示す。SN-3

震動記録の比較解析を行うとともに、歪地号孔は地震発生約 1 日後までのʻ急激なʼ震動が観測されているが地震応答が見られ水位低下とその後の回復、SN-1 号孔は地震

ない地震についての解析結果を 5 例示し、発生数日後までのʻゆっくりとしたʼ水位

前回に示した地震応答の歪地震動トリガレ

低下とその後の回復が特徴である。

ベルの予備的検証を行った。講演では更に浅井（2009,第 31 回研究発表会 13）では、観測事例を増やした解析結果報告する。

図 1.上から SN-1 号孔の水位（SN-1 GWL）と SN-3 号孔の水位（SN-3 GWL）と戸狩観測点 350m 孔水

位 TGR350 GWL） の水位記録、SN-3 号孔気圧記録（Atmospheric Pressure）、および、賤洞観測点から南西約１ｋｍに位置する正馬様観測点での雨量（Precipitation；1 時間積算値）。SN-1GWL とSN-3GWL の時系列上にある縦破線は地震動に伴う地下水位低下の始まり（SN-1 左線と中央線）、
および、地下水位低下の終わり（SN-3 左線と中央線；SN-1 右線）を示す。水位記録は薄線で原記録
を、濃線で潮汐応答と気圧応答を除去したトレンド成分を併せて図示している（浅井・他, 2009）。

２．地震応答と歪地震動振幅の比較

5.184×10-7 〜 7.897×10-7strain 、 面 積 歪2006 年 6 月の水位および歪の連続観測開4.125×10-7 〜6.173×10-7strain の範囲に始以来、SN-1 号孔では 6 例、SN-3 号孔で閾値が存在すると推測していたが（表 1 を

は 7 例の地震応答が観測されている。表 1参照）、奈良県の地震では最大せん断歪の歪に SN-1 号孔および SN-3 号孔で地震応答が地 震 動 5.184×10-7strain （ 閾 値 下 限 ：観測された地震（○で表記）と、97FT-01

2008/8/13 八丈島東方沖の地震時）未満の号孔の石井式ボアホール歪計で歪地震動が3.650×10-7strain、面積歪 4.125×10-7strain

観測されているが地震応答は観測されてい（閾値下限：2008/8/9 東海道南方沖の地震

ない地震 5 例について観測された歪地震動時）未満の 1.500×10-7strain の歪地震動にの振幅をまとめた。歪地震動記録について

よって地震応答が生じていることが判明し概ね、最大せん断歪の peak-to-peak の振幅た。

strain の間、同じく

面積歪変化に関して、なぜ小振幅の歪地

面積歪では 1.125×10-7〜1.500×10-7strain の震動で地震応答が生じたかであるが、間に閾値が存在し、この閾値以上の歪地震

2009/8/9 東海道南方沖の約 2 日後に発生し動 が 97FT-01 号 孔 で 観 測 さ れ た 場 合 にた 2009/8/11 駿河湾の地震(MJ 6.5)の地震

SN-3 号孔において地震応答が観測されて時、東濃地震科学研究所では計測震度 3 をいる。この範囲は前回の研究発表会（13）観測している。同程度の地震動によって2×10-7 〜

SN-1 号孔が観測している土岐挟炭累層中

5×10-7 strain; 面 積 歪 1 × 10-7 〜 4 × 10-7の帯水層の透水性が良くなり、駿河湾の地

strain）より範囲が狭まっている。一方

震以降は以前よりも小振幅の歪地震動によSN-1 号孔については 2010/7/21 の奈良県のって地震応答が生じるようになったと考え

地震発生前までは、最大せん断歪られる。今後も閾値の精査を進めたい。

2.705×10-7

3.650×10-7〜

で述べた範囲（最大せん断歪

面積歪

最大せん断歪

SN-1

SN-3

2007/7/16 新潟県中越沖地震（Mj6.8）

1.186×10-5

3.813×10-5○○

2009/8/11 駿河湾（M j 6.5）

2.386×10-6

3.319×10-6○○

2008/5/12 中国四川省の地震 (Mw 7.9）

2.744×10-6

2.469×10-6○○

2006/12/19 愛知県西部（Mj4.4）

1.814×10-7

1.038×10-6○○

2008/5/8 茨城沖地震（Mw 6.8）

-7

6.173×10-77.897×10○○

2009/8/9 東海道南方沖（Mj 6.8）

4.125×10-7

5.184×10-7

×○2010/7/21 奈良県（Mj 5.1）

1.500×10-7

3.650×10-7○○

2009/8/13 八丈島東方沖（Mj 6.6）

1.125×10-7

2.705×10-7

××

2008/9/19 十勝沖（Mj 7.1）

1.046×10-7

2.358×10-7

××

2007/1/5 岐阜県美濃東部

2.489×10-8

9.757×10-8

××

2010/8/20 伊勢湾

2.209×10-8

6.395×10-8

××

2010/8/26 愛知県西部

2.267×10-8

2.504×10-8

×

×

表 1

調査を行った各地震の歪地震動（97FT-01 での観測；面積歪と最大せん断歪）の

peak-to-peak の振幅と SN-1 および SN-3 での地下水位地震応答の有無（○・×で表記）。
最大せん断歪振幅の大きさ順にまとめた。

23)

八重山諸島石垣島諸河川の水質変動に関する研究-降雨イベントによる影響を中心に＊

澤田律子（法政大・学）・小寺浩二（法政大・地理）

Ⅰ はじめに周囲を海域に囲まれた島嶼の環境では、表流水は即座に海洋へと流出し、それと共に様々な物質が同時に海洋へと流出している。中でも亜熱帯気候に属する八重山諸島では、島の周囲にはサンゴ礁等が発達し、貴重な環境が形成されているため、島を流下し、海洋へと流出する陸水が沿岸域に及ぼす影響は大きい。石垣島においては赤土流出が以前から問題視されており、名蔵川や轟川の土砂や栄養塩の流出解析が流域単位で行われているが、本研究は流域単位にとどまらず、陸水を広域的にとらえ、その季節変動や降雨イベントによる変動を明らかにすることを目的とする。
Ⅱ 対象地域概要
東京から 2000km の距離に位置し、人口、産業の面から見ても南西諸島の中でも中心的な島として存在する。気候は亜熱帯海洋性で、平均気温は23.7℃、平均降水量は 2127.2mm であり、梅雨期と台風時の降雨が年間降水量の 6 割を占める。北部には県最高峰の於茂登岳（525.8m）を始めとする於茂登連峰が連なり、雨の降り方に地域差が見られる。
一級河川は存在せず、主要河川には宮良川、名蔵川、轟川が挙げられ、その他には大小 100 ほどの名前のついた川や沢が存在する。人口は南部に集中する。
Ⅲ 研究方法石垣島の諸河川において 2008 年 5 月より、およ
そ 3 か月に 1 回の頻度で現地水温観測を、台風接近
時には 3 時間ピッチの集中観測を実施した。観測項
目は、水温、EC、DO、TURB、TDS、pH、RpH、流量で、サンプルによりイオンクロマトグラフによる主要溶存成分測定、TOC 分析計による全溶存炭
素量分析を行なった。降雨サンプルを用いて、その組成を明らかにし、また、月一回の頻度で、河川水と降水のサンプリングを実施している。

Ⅳ

結果・考察
EC に関して、宮良川は農地を流下し、轟川は上流部より農地が卓越するため EC が高いが、名蔵川は源流を於茂登岳に発し、途中農地を流下するも 3流域の中で最も EC が低い。DOC も EC 同様、島全域で高く、農地や市街地を流下する地点で特に高い値を示す。SiO2 も多く含まれるが特に多い地点は花
崗岩類を流下する地点である。
降雨時には降水による希釈のため EC の低下が生じるが、時間の経過と共に平常値へと回復する。
2010 年 9 月の台風接近時、宮良川流域で 5 地点中最下流である川原橋では EC の低下が他の地点と比較して緩やかで、また EC の上昇速度も緩やかであった。一方、上流部の竿根田原橋では EC 低下後、すぐさま値が上昇している様子がうかがえる。このように EC の回復速度は上流ほど早く、下流に近づ
くにつれ緩やかなスピードであることが分かった。
振興橋では 9 月 4 日のイベント時には EC の低下があまり見られないが、9 月 9-10 日の降雨では大きく低下しており、雨量強度による河川水への影響が推察される。また、9 月 9 日には隣接する振興橋と川原橋でのみ EC の上昇が見られるが、流域内で降った雨により溶存物質が流出し、一時的に上昇させた可能性が示唆される。
Ⅴ おわりに
今回、観測中に台風の接近に見舞われ、降雨イベ
ントによる水質変動の影響を見ることができた。しかし降雨ごとにその変化は異なるため、気象状況との関係を明らかにしその変動パターンを示していく
必要がある。

参 考 文 献澤田律子・小寺浩二（2010）：八重山諸島石垣島諸河川の水質変動と降雨の影響に関する研究,日本陸水学会第 75 回
大会講演要旨集,204．

凡例<その他の値すべて>

EC

2
4

700μS/cm
300

630mg/l
10

台風8号

400

DOC

降水量

変成岩類

(mg/)

石灰岩層
玄武岩（宮良 層）
玄武岩（富崎 層）

3.4
3.0
2.6
2.2
1.8

5
10

350

火山岩類

15

火山岩類

20

図1

b）
2010 年 6 月<その他の値すべて>
2
4
690, 9925

EC μS/cm

2006年
2006年 700μS/cm
河川地及び湖沼300
河川地及び湖沼
海水域
海水域
海浜
海浜
森林
森林
DOC
その他の農用地
その他の農用地田田(mg/)
荒地
荒地
3.4
ゴルフ場
ゴルフ場
3.0
その他の用地その他の用地2.6
幹線交通用地幹線交通用地
2.2
建物用地
建物用地
1.8
6km
00
6km
0
6km

DOC と EC

300

凡例

EC

a）

0

花崗岩類

30

仲水橋

250

35

ハルサ農園前

沖積層
火山岩類

40

花崗岩類
変成岩類

0

±

SiO2 と表層地質

石灰岩層

200

竿根田原橋

45

川原橋

玄武岩（宮良層）
0

振興橋

玄武岩（富崎層）

6km

火山岩類
火山岩類

6km

仲水橋

150
8/30 8/31

9/1

竿根田原橋
9/2

9/3

9/4

川原橋
9/ 5

9/ 6

9/ 7

振興橋

ハルサ農園前

9/ 8

9/ 10 9/ 11 9/ 12 9/ 13

9/ 9

図 2 台風による EC の変動（2010 年）

降水量 mm90, 99
沖積層
火山岩類

P24）

魚野川流域における降雪・積雪・融雪現象と河川水質変動特性※

森本洋一（法政大･学）･小寺浩二（法政大・地理）

Ⅰ はじめに多雪流域では降雪や積雪、融雪水が河川水に大きな影響を与え、降雪や積雪に伴って暖候期とは異なる水文特性や水質特性が見られる。特に、新潟県のような温暖積雪地では、積雪期間中にも融雪が頻繁に生じ、融雪水の影響は寒冷積雪地に比
べ多岐にわたるため、冬季の集中的な水文観測の実施と同時に、積雪深や密度といった積雪調査が特に重要である。筆者らは 2009 年 4 月から魚野川流域一帯と信濃川中流部において月 1 回の河川
水文観測を継続して行ない、暖候期・寒候期の河川水質変動を明らかにしてきた。さらに、2009
年 12 月から 6 月上旬にかけては頻度を月 1 回から週 1 回に増やし、水文観測と同時に積雪深や積雪サンプル採取といった積雪調査を実施した。本
研究では積雪調査結果から得られた積雪深や雪密度、
積雪中の水質変動やその動態について考察し、積雪や融雪現象に伴って変動する河川水質や流量変動の特性を明らかにする。
Ⅱ 研究方法
まず初めに流域内の水文情報を整理し、河川流量や水質、降雪量や積雪深の経年変化を把握し、流域環境情報を図化した。
魚野川流域と信濃川中流域において 2009 年 4
月から月 1 回、12 月から 10 年 6 月上旬にかけて
は週 1 回の水文観測を行い、同時に積雪深、積雪のサンプリングを行った。積雪サンプルは上から20cm ごとに 3〜5 層採取し、実験室に持ち帰り
EC、アルカリ度、密度の算定をした。雪質は経験的に見た目と密度から判断するが、今調査は複数の人数で調査を行ったため、密度から雪質を決定した。河川水、雪のサンプルはイオンクロマト
グラフによる主要溶存成分分析、TOC 計による
全溶存炭素量分析を行った。

Ⅲ 結果考察（１）積雪深と積雪中の水質2009 年冬季(09 年 11 月〜10 年 4 月)は前年度に比べて降雪量が多く、積雪深のピークは 1 月中旬と 2 月上旬の２回見られた。1 月 17 日や 2 月
7 日は調査中に降雪があり、上層（新雪）の EC
値は支流上流部で 146μS/cm、中流部で 75μS/cm、下流の宮前橋で 109μS/cm（3 つとも 2 月 7 日）と高い値を記録し、雪密度と EC は逆相関の関係が見られ、しまり雪やざらめ雪、融雪期になると積雪 EC の低下が見られた。
（２）積雪・融雪期の河川水質
本流部では降雪が始まる 12 月中旬以降 EC 値が大幅に上昇し、上流部が中流部より高くなった。
本流上流部では 1 月 24 日に 621μS/cm と極端に高い値を観測し、その前後でも同様の値が観測された。降雪時に特に EC 値上昇が見られ、降雪が河川 EC 上昇に起因していると考えられる。しかし、本流最上流部では積雪期間中は恒常的に EC 値が高く、暖候期の数十倍の値を観測していることから、関越自動車道で使われる凍結防止剤（NaCl）
が河川へより影響を及ぼしていると考えられ、河川水成分も Na、Cl が卓越している。
EC の低下は積雪期間中である 2 月上旬からはじまり、3 月になると水位の上昇が顕著になった。
4 月 3 日には本流全体の EC が 100μS/cm 以下になり、5 月 22 日に融雪期間中最低の値を記録した。
Ⅳ おわりに
今後は積雪調査結果と定点で行っている水質調査のデータを統合し、GIS を用いた物質収支、
水収支解析を行っていきたい。
参 考 文 献森本洋一・小寺浩二(2010)：魚野川流域の積雪深と積雪の水質について, 日本地理学会 2010 年度秋季学術大会

15

発表要旨
360

AT（6時間移動平均）

300

最大値

24h移動平均
5

320
280

-5

150

240

積雪深 cm

0

200

0〜5

欠測値

6〜10

未測定日

11〜15

※20cmごとに３
16〜20 〜5層採雪
-10

12月

250

21〜25

100

EC（μS/ cm）

気温 ℃ （ 橙色6h移動平均・緑色24h移動平均）

10

6月
最小値

12月

5月

1月
2月
3月
4月
各地点平均値

200
160
120

26〜30
31〜
（μS/cm）

80

50

40
0
12/27

1/ 3

1/10

1/ 17

1/24

1/31

2/ 7

2/14

2/ 21

2/ 28

3/ 7

3/ 14

3/21

3/28

図 1 宮前橋（魚野川下流部）の積雪深と EC、AT 変化

0
川口橋 堀ノ内橋 青島大橋 大和橋

旭橋

坪池橋

姥島橋 五十嵐橋 松沢橋

立柄橋 大野原橋浅間平橋

図 2 本流 EC 最大、最小、平均値（月１観測・寒候期）

P25)

クドゥワン川(ジャワ島中部ソロ川支川)の河川水質と流域特性
飯泉佳子・横山繁樹・内田諭・小林慎太郎（国際農研）・Suci (Gadjah Mada University)＊

1．はじめに1960 年代以降、アジア各地で大規模な多目的ダム

3．結果
クドゥワン川の本川では流量は上流から下流にかに寄与してきた。インドネシア共和国ジャワ島中部

けて増加したのに対し、水中の懸濁物質量の指標でに位置するソロ川上流においても 1981 年にガジャある濁度（Turb）は上流の地点で高く、流下に伴っムンクル（ウォノギリ）多目的ダムが完成したが、て低下する傾向があった（図 1）。また、K-5 地点を

現在 0.8％／年の割合で堆砂が進行し、2051 年には境界として上流側の地点に比べて下流側の地点で堆砂容量が全て消失すると試算されている。この顕pH（水素イオン濃度）と溶存酸素（DO）濃度が若著なダムへの土砂流入を引き起こす要因としては、干高い傾向があった。

土壌侵食に脆弱な重埴土が分布していること、丘陵地の大部分は尾根近くまで開墾され森林の面積率は1％未満であることなどが挙げられる。流域からダムへ流入する土砂量のうち 90％以上が農地（水田、畑、果樹）で発生する土壌侵食に起因するとされており、特に最大の支川であるクドゥワン川流域の寄
与率はおよそ 40％に上ると推計されている（JICA,
2007）。現在、ダムの浚渫や貯砂ダムの建設等の土
木的対策が進められているが、根本的には農地における土壌侵食を低減させる土壌保全的作付けへの転換が必要である。そこでクドゥワン川流域を対象に、対策を検討するための基礎情報となる河川の水質や流量、地域の土地利用、営農実態を把握するための現地調査を実施したので報告する。

35
30
25
20
15
10
5
0

140
120
100
80
60
40
20
0

pH

Turb

流域の約 30％が傾斜度 25％以上と急峻であること、

pH、EC、Temp、DO、Fluxの建設が進められ、農業生産および地域経済の発展

EC(mS/ m)
Temp (℃)
DO (mg/ L)
Flux (m3/s)
m3Turb (mg/L)

K-1 K-2 K-3 K-4 K-5 K-6 K-7
下流 ←

←

← 上流

図 1 クドゥワン川の水質と流量の縦断図

4．考察
濁度を負荷量（濃度×流量）にすると、流量の増加に伴って上流から下流にかけて数値が上昇することから、濃度の低下は流量の増加に伴う希釈効作用によるものと考えられる。また、K-5 地点より下流側で pH と DO の濃度が若干高かったのは、溶存する無機態の窒素やリンなどを水中の植物プランクト

2．方法
2010 年 7 月〜8 月にかけてインドネシアに滞在し、主にクドゥワン川流域の視察、現地大学や行政機関のほか住民へのヒアリング調査、河川水質および流ンや水生植物が同化する際に、弱酸である二酸化炭
素を消費して酸素を生産している可能性が示唆される。流域の農地率が高いことや生活排水の処理が十分行われていないことなどを合わせて考慮すると、量の調査を実施した。河川調査は 8 月 2 日、3 日、5河川水中の窒素やリンの濃度は比較的高いことが予日の 3 日間、クドゥワン川の本川 7 地点、支川 8 地

想される。

点の合計 15 カ所で行った。水質は多項目水質計（堀場製作所, U-21XD）、流速は電磁流速計（アレック電子, AEM213-D ）により計測した。

[参考文献]JICA（2007）：インドネシア国ウォノギリ多目的ダム貯水池堆砂対策計画調査最終報告書.

S1)

瀬戸内海流域の農業と水環境の持続可能性－水資源問題と汚染問題を克服できるのか？
＊吉川省子・高橋英博（近畿中国四国農業研究センター）

はじめに「21 世紀は水の世紀」といわれているが、人間の長い歴史において水資源の獲得と管理の問題は常に重要課題であった。日本では経済成長期以降、急激な都市化・工業化、生活様式の変容のなかで、水質汚染や水不足などの水問題が各地で頻発している。
「持続可能な水利用社会」を目指して、水の循環利用の実態を科学的に研究し、必要な対策を科学的根拠のもとに提言することが差し迫って必要である。
私たちは、2007～2009 年度に、農林水産研究高度化事業において、瀬戸内海流域の岡山県・香川県と対象として、「備讃地域陸海域の水・栄養塩動態解
明と農業への再利用技術の開発」という課題に取り組んだ（図１）。この課題の成果を踏まえ、瀬戸内海流域でもっとも水資源問題が切迫している香川県を対象として、主に農業からの視点で、水環境の持続可能性について問題点の整理をおこなう。

求められており、施肥効率を向上させて肥料を減らすことが課題であるため、負荷削減技術を整理した。
また、「水・栄養塩の農業再利用技術」を開発し、茶農家において実証した（図２）。この技術は平地に適したものであるが工夫すれば傾斜地でも使用できる。
この技術がいろいろな作目に使えることを確認した。
そして、前述のモデルを用い、香川県の丸亀平野において地下水量を評価して、この技術の適用可能な地域を示した。

成木園↓

新植園→

図２

１年で 10a あたり、肥料
コスト 1.4 万円削減、収入②.7 万円増加を実証。
地下水中の窒素、リン等を浄化。

水・栄養塩再利用を茶農家にて実証
右は、日射対応型低流量潅水システム

備讃地域の水・栄養塩に関する事業概要

図１

事業の概要

本事業では、水・栄養塩の動態解明のために、備讃地域を対象として、水質データベースや河川水位－流量式を整備し、水質の実態把握と解析を行なった。また、河川や地下水を経由するものや海域へ直接加わる水量と栄養塩量を推定した。その推定値を海域の流況再現モデルに受け渡し、海域での水・栄
養塩の動態解明と水産被害との関係の解析を行なった。さらに、土地利用や施肥量が変われば河川、地下水、海域への栄養塩負荷量がどう変わるかというシナリオ解析のための水・栄養塩負荷推定モデルを作成した。このようにして、陸～海域へ至る水・栄養塩の動態解析とシナリオ解析を可能とする連携モ
デルプロトタイプを作成した。
農業では生産コストの削減や環境への負荷低減が農業側で望める栄養塩負荷の低減対策には種々の施肥（負荷）削減技術があるが、一方で増大要因として耕作放棄地や不作付地への作付け、二毛作・輪作等の自給率向上のための農業振興策が考えられる。
負荷削減技術導入、不作付地への作付け等のシナリ
オに対応した海域への流達負荷量を予測した結果、モデル流域の高瀬川流域を含め、岡山・香川両県では、河川経由の栄養塩負荷は 10％までの範囲で変化した。
第６次水質総量規制では、備讃瀬戸海域においてはこれ以上の負荷削減は必要でないとしているが、水産業からみると、赤潮発生とノリ養殖に焦点を当てた場合、栄養塩負荷は夏期に減らして冬期に増やすことが理想的と考えられる。ここで試みた日射対応型低流量潅水システムを用いた富栄養化地下水の農業再利用は夏期の負荷を減らす技術のひとつである。冬期に負荷を増やすには、秋の堆肥を投入した
土作り、冬期の水田(とくに転換畑)の水張り、ダムやため池の放水などが考えられる。農業以外の負荷制御対策を考える際にも、ここで作成した陸～海域に至る水・栄養塩動態予測連携モデルが有効である。
農地から発生する栄養塩負荷は、土壌・河川を経由する過程で浄化・吸着が生じて海域への流達量が低下するため、対象地域においては生活系・産業系
負荷に比べると小さいが、農業側での施肥コスト削
減、農業地帯の河川・地下水の水質改善対策を示すことができたと考える。

瀬戸内海流域（主に香川県）の農業と水環境の関係
水資源賦存量は、降水量のうち河川水や地下水として利用可能な水量の目安となるもので、降水量から蒸発散によって失われる量を差し引いて、これに面積を乗じて算出する。香川県では、渇水年で年間0.73km3、平水年で 1.25km3 と推定される。一人当たりの水資源賦存量は香川県では全国平均の 40%以下となっている。
その上、降雨は、梅雨期や台風期に集中し、かつ、河川流路が短く急勾配であるため、水資源賦存量のうち、かなりの量が利用されないまま海に流出するため、実際に水資源として利用可能な水量は、渇水
年の水資源賦存量の６～７割程度と推察され、年間0.44～0.51km3 となる。香川県の 2006 年の水需要量は 0.56km3（農業 62%、工業 12％、生活 26％）であることを考えると、吉野川からの導水である香川用水（0.247km3 まで）により、何とかやりくりしている実情が浮き彫りになる。
地下水は、高松、坂出、丸亀、三豊の各平野の賦存量が多いとされているが、三豊を除く３平野で
1.51km3（年間降水量の 2/3 程度）である。1976 年には、地下水利用量は 0.126km3（農業 44％、工業
23％、上水道 25％、その他 8％）で、沿岸地下水の塩水化が問題となったところもあった。1979 年 6
月からの香川用水通水後には、地下水使用量は減少
し、2006 年では 0.089km3 の地下水が利用されていて、地下水位が徐々に回復しているところもみられたが、水田の減少や都市化等による、地下水涵養能の低下が問題となりつつある。
香川県の河川水質は瀬戸内海沿岸他県に比べて特に汚染が進んでいるわけではないが、浅層地下水の窒素濃度は高めの値が報告されている。
事業の中で、香川県の河川水の年平均窒素濃度、および浅層地下水の流域平均硝酸性窒素濃度は、農地に投入される窒素のうち、吸収されない量が多い
流域ほど高い傾向が明らかになった（図３，４）。これらより、農業では施肥効率を上げることにより、
河川水質や地下水水質が改善することが予測される。

図３ 流域平均非吸収施用窒素量と河川水全窒素濃度の関係（窒素濃度は 2000～2005 年平均値,▲は市街地の短い河川；弁天川）

図４

流域平均非吸収施用窒素量と地下水硝酸性窒素濃度（2000～2003 年）

水環境の保全のために農業に求められること
日本各地で降水の局在化、減少化が生じているな
か、香川県では香川用水に依存する危うさが認識され、自己流域内の比較的安定な水源として地下水が注目された。しかし、調査の結果、現状のままでは水量不足、貯留施設の新設も予算的に困難として、2010 年 2 月に地下水利用を断念した経緯がある。
しかし、高松平野の非潅漑期における休耕田の面
積 40%以上を３ヶ月間人工涵養すれば渇水リスクを回避できるという研究例があり、熊本市では地下水を生活用水として利用するため、休耕田水張りの助成事業が行なわれている。水田水張りによる地下水涵養は、今後、香川では最も有力な水資源確保の方策となると期待される。渇水時には上水が農業用
水や工業用水よりも優先されるため、農業用水の安定供給には、さらにこの方策の強化が必要となろう。
香川県では、出水やため池を含む用水網により、農業用水の再利用が行なわれてきたが、都市化が進む中でもその仕組みを維持することが求められる。
多度津町では、浄化処理水を溜池や出水（湧水）に戻して農業用水として再利用する再生水利用計画事
業に、2004 年から取り組んでいる。
水質保全に関しては、農業では、効率的な施肥（局所施肥、緩効性肥料使用、マルチ、点滴潅水等）が奨励されている。前述の富栄養化地下水の農業再利
用は、地下水の栄養塩負荷量と同時に地下水量も減らすので、地下水涵養対策として水田増加、休耕田
水張りなどを並行して進めることが求められる。
森林や農地（主に水田）を増やして、土壌の保水能、蒸発散量を高め、降水－貯水－浸透－流出―蒸発散の水循環の輪を太くし、なるべく水質に負荷を与えないことが、限られた淡水資源を効率的に利用する基本である。農業はその循環系の中の大きな位置を占めていることを再認識しなければならない。
（参考文献）
市川正巳(1965):6. 高松平野および綾川流域の地下水．高松平野および綾川流域における水の賦存量に関する地理学的研究，三野(石川)与吉(編者)，135-192．
香川県(2010)：かがわの水需給．香川県，香川．
亀田千明(2007)：香川県高松市における渇水リスクと水資源管理．高知工科大学，高知．
国土交通省土地･水資源局水資源部(2010):平成 22 年版日本の水資源．海風社，大阪．
熊澤喜久雄(1999）：地下水の硝酸態窒素汚染の現況．日本
土壌肥料学雑誌，70(2)：207-213．
新見治(2004)：持続可能な水利用と水利社会の再構築－讃
岐平野の事例－．日本水文科学会誌，34(2):91-102.
高桑糺(1980)：坂出・丸亀付近の地下水賦存量に関する研究．香川大学教育学部研究報告，50:83-123．
和田温之・栗原権四郎(1986)：四国地方の地下水．日本の地下水，農業用地下水研究グループ「日本の地下水」編
集委員会，地球社，東京．

シンポジウム

S2)

瀬戸内海流域の地下水の持続可能性−水資源および肥料資源として−*小野寺真一（広島大・院・総合）・齋藤光代（愛媛大・沿岸）
清水裕太（広島大・院）

1. はじめに陸域における貴重な淡水資源のひとつが，地下水である．瀬戸内海沿岸は日本でも渇水被害の頻発する地域であり，河川を含む地表水はたびたび干上がり，地下水の資源としての利用も効率性かつ健全性が求められる．しかも，最近 40 年間の降水量変動は明瞭な減少傾向を示し，広島県福山ではおおよそ 10 年で 40mm という大きな減少幅である．すなわち，今後，さらに干ばつ被害が拡大することが予想される（Onodera et al.,2007）．

面）を介して連続系であり，その高低によって流動方向が決定されている．そのため，水資源としても総合的に利用することは補完関係の範囲では問題が少ないと考えられる．しかし，流速という点ではオーダーが大きく異なるため，分けて考えられることが多い．日本全体の流域水収支の試算の結果，丸井ら（2010）は海岸に到達する地下水の 10%程度しか利用されていないと指摘した．濱崎ら（2006）は，香川県丸亀平野で地下水-河川流
出量の計算を行い，降水量の 20%が河川流量で，地下水流出量と同程度であることを示した．これ
は，渇水地域である瀬戸内海沿岸域の場合には，
特に地下水の利用が有効であることを示している．
図 2（小野寺ら,2010a）は浅層及び深層地下水の水位変化を標高値で示す．浅層地下水は降雨にともない速やかに回復しているのに対して，深層地
下水はほとんど回復していない．図から明らかなように，浅層地下水は早い地下水涵養機構が存在するのに対して，深層地下水はゆっくりとした流れであることが推定される．

図 1 広島県福山市の年降水量変動と 100mm 以上イベン
ト降雨の回数2以上の渇水対策として国土交通省の進めてきた利水案は，大規模ダムによる対処である．例えば，
人口 30 万人の広島県福山市は，1994 年の大規模渇水の際には大きな被害が出たものの，その後同レ
ベルの 2002 年の渇水時には，1998 年に中流域に建設された大型ダム（八田原ダム）の貯水によって，大事には至らなかった．一方，台湾では，度重なる台風の襲来によってダムの堆砂が進みその機能を失っている（嶋田, 2010）．日本列島でも，渇水
傾向とは裏腹に，豊水年には台風並みの豪雨が数回にわたり襲来しており，ダムのみに頼った利水対策では，将来に不安を残すことになる．
本発表では，水資源として地表水と地下水の相互有効利用に関する議論の課題を確認し，また地下水の肥料資源としての利用可能性についても評価することを目的とする．
2. 河川-地下水相互作用
一般に，河川と地下水は地下水面（大気圧平衡0

深度 10m-2-4 深度 50m
-6

図 2 香川県丸亀市沿岸の浅層地下水及び深層地下水の
水圧変動

また，この地域の地下水涵養年代（CFCs で計測）
は，浅層地下水と深層地下水でほぼ同程度で，比較的よく混合している状態にあることが明らかになっている．すなわち，深層地下水の水圧低下（図2）が，浅層地下水の深層への局部的な涵養を引き起こしていることを示している．このような現象
は ， 大 阪 平野 で も 確 認さ れ て い る（ 小 野 寺 ら,2010b）．このように，深層地下水では，水質の良好さゆえにやや涵養量を上回る利用が生じ，水位が低下しがちであると考えられる．
これに対して，従来からの浅層地下水の利用法は参考になる．香川県の「出水（ですい）」である．
いわゆる，水みち（旧河道）の下流側にトレンチを掘り，そこから湧出した地下水を，同レベルの地形面まで数 100m 程度導水し農業利用するものである．この利用はまさに河川-地下水相互作用を活用したものであり，今後も有効であろう．
3. 肥料資源としての利用可能性
渇水地域である瀬戸内海流域においては，地下水の需要は都市水源としてだけでなく農業用水源としても高くなっている．従来は，地下水中の硝酸性窒素濃度が高い場合にも，化学肥料が散布されていた．これに対して，吉川ら（2010）は，富栄養地下水の散水により肥料の削減を提案し，香川県の茶園でその効果と有効性を実証した．

料量の空間分布や地下水利用可能量などをメッシ
ュごとに推定した．地下水の濃度に応じて，肥料をほぼ 100%削減できるエリアが存在することを確認した．また，前述したように対象地域の地下
水の滞留時間は数十年（30-50 年）であるため，この濃度は少なくとも 20 年以上は保持されると予想
され，数十年スケールで施肥量を削減することが可能であると考えられる．
図 4 は，果樹園の分布する生口島での硝酸性窒素濃度分布である．図中，横軸の 0m が海岸線，海岸から 1.2km の範囲にはかんきつ系果樹園が分布し大量の窒素肥料が施用されている．前述の議論を適用すれば，同様に肥料の削減が可能である．
当概地域の散水はほとんど地下水に依存しており，
吉川システムの導入によって，海岸から 300m 上流においては，250kg/ha/year の窒素肥料の半分程度，500m 上流ではすべて削減可能になるであろう．しかし，源流域付近は濃度が低く，また下流側は脱窒の影響で濃度が減衰しており，現位置システムは適用できない．すなわち，中流域からの導水が必要であり，流域一帯となった肥料削減システム
ネットワークの構築によって，より効率的な利用が可能になるであろう．

図 3 水田を想定した場合における灌水地下水中の硝酸性窒素濃度と肥料要求量の関係

また，小野寺ら（2010a）はこの点を加味して，
丸亀平野全域におけるこのシステムの適用可能性
を，主に水田の場合を想定して評価した．ここでは，葉面蒸散量と等しい量の水が水稲によって吸収され，その水に溶存している濃度の窒素が 100％の効率で吸収されると仮定した．水田に潅水される地下水の濃度については，測定値から内挿して250m メッシュでの平均値を決め，その濃度を各メ
ッシュの代表値とし，さらに農地面積と積算して地下水による窒素負荷量を推定した．ちなみに，対象地域における施肥による水田への平均的な窒素負荷量は 80kg/ha である（愛媛県農林水産研究所
普及情報室，2009）．例えば，硝酸性窒素濃度が6mg/L の 地 下 水 を 用 い て 年 間 潅 水 量 で あ る
14000m3/ha をまかなうとすると，窒素負荷量は年間 84kg/ha となるため，通常の施肥量に匹敵することになる（図 3）．すなわち，地下水の硝酸性窒素
濃度が 6mg /L 以上であれば，施肥は不要ということになる．上記の物質収支と地形依存の地下水流
出量を加味した水収支法により，削減が可能な肥図 4 広島県生口島の地下水中の硝酸性窒素濃度分布*なお，本研究は，農林水産研究高度化事業（1947，
H19-H21 代表；吉川）及び科研費（A18201007；H18-H20
代表；福岡，B19310010；H19-H21 代表：小野寺）を受けて行われた．
引用文献
濱崎ら（2006）水工論文集
丸井ら(2010)

地下水学秋季大会会講演要旨集

Onodera et al. (2007) IAHS Publication
小野寺ら（2010a）農水高度化事業報告書
小野寺ら（2010b）地下水地盤シンポジウム論文集
嶋田（2010）学報社
吉川ら（2010）農水高度化事業報告書

S3)

水環境に地球温暖化の影響は出ているのか？
北岡豪一・竹内はじめに徹・住田有里佳（岡山理大・同院・同学）

温暖化の表現

現在進行中の環境の温暖化は，生物多様性の低下

気象庁の各地の気温の長期変化（温暖化）のパターなど，地上，水中，地中の生態系に深刻な影響を与える

ンを見ると，それを指数関数で第１近似的に表現できなものとして，さまざまなフォーラムで活発に議論されていいかと誘惑に駆られる。近似できるとすれば，それは何る。我が国における温暖化は 130年以上にわたる気象庁を意味しているのか，について粗く考えてみた。

の長期資料をみて明らかで，各地の年平均気温は，年々加速性を増しながら上昇している。
温暖化の現象は，化石燃料を主なエネルギー源とす

ある範囲の環境（バルク）のエネルギー量（大気，地表，
地中を含めた熱量）を E ，その範囲にある物質が単位時間に正味受け取る熱量を Q とすれば， d E d t = Q が成る人間活動によって引き起こされ，太陽によるエネルギ

立するので，環境の温度を θ E ，熱容量を CE とすれば，ー循環系にその廃熱が付加されることに起因すると考えC E ⋅ d θ E d t = Q とできる。 Q の中味は，短波放射 RS ，られている。付加された熱の大部分はエネルギー循環の遅い大地に蓄積され，それが赤外線放射によって大気を温める。大地の温暖化は，実際，世界各地の地温の鉛直分布に明瞭に現れており，温暖化の履歴は地温の鉛直分布として記録保存されている。地温の鉛直分
布から当該地域における過去の温暖化の履歴が推定できる可能性がある。
ところで，地温の分布は過去の地表温度の履歴が明らかでなければ理論的に求めることができない。この分野では，地温分布から過去の地表温度の履歴を求めようとする
逆問題解析の方法が一般に採られていて，過去数 100 年の地表温度の再現まで行われようとしている。しかし，パラ

長波放射（↓） RA ，長波放射（↑） RG ，顕熱輸送 H ，潜熱
輸送 L ，地熱伝熱 G ，及び人間活動による廃熱 A として ， Q = RS + R A + G − RG − H − L + A 。 温 暖 化 前 は（ A = 0 ），受熱量と放熱量が平衡していて， d E d t = 0 ，i.e. Qst = RS + R A + G − RG − H − L = 0 と し ， A が 加わることによって新たな状態に移行したと仮定する。 Qst
はゼロではなくなるが，移行に長時間を要するものとしてQst ≈ 0 を仮定すると， d θ E d t ≈ A C E となる。
人類のエネルギー消費の歴史をみると，産業革命以降
急激にエネルギー消費が拡大し，指数関数的に増加しているようにみえ（図 1），世界の平均的な気温（IPCC）もある程度それに呼応しているように見える。

メータが多すぎる。過去の気温データが揃っている地域では，気温変化の定式化を行えば，順問題として，少ないパラメータで地温分布が再現できる可能性がある。
一方，河川水に関しては，水温は一過性であり，自然界に記録がない，ということが課題であろう。できるだけ長期にわたる河川水温データに頼るしかない。ある気温変動を想定して，順問題としてやるしかないのかも・・・。

温暖化の諸現象
気温，地温，水温（河川，湖沼，内海，・・・）
図 1 世界のエネルギー消費量の変遷

旭川における河川水温の長期変動は住田のポスター。

消費量は茅（2003）の図から水力と薪炭を除いたもの。

観測
河川の水温変化の要因を探るため，湧水，用水路，河そこで，人間のエネルギー消費量（年当たり）A は，α (t −t 0 )の形で近似できるものとする。この微A = A0 e

川の水温を 10 分間隔で記録をとってみると，実にさまざま

分は d A d t = α A であるから（ α は増加率），エネル

な現象がみられる（ポスター：水谷，長堂，中村）。水温の短期

ギー消費量の増加速度がそのときのエネルギー消費量に比例していることを表す。粗い仮定であるが，これは人間という生き物のもっている性質を反映したものであるのかも知れない。

諸現象が気温の変動との関連で長期の変動とどのように繋がっているのか，それを明らかにすることが課題である。

ローカルなエネルギー消費においてもこれと同じ特性を仮定し，また，環境の温度 θ E の変化は気温 θ aの変化に比例的であるとして（遅れを無視して強引に），dθ a d t = B ⋅ dθ E d t を 仮 定 す る と （ B は 定 数 ），dθ a d t = β ⋅ eα (t −t 0 ) となる。ここに β = A0 B CE である。
t → −∞ における気温を θ ab（定数）として積分すると，

θ a = θ ab + (β α ) ⋅ eα (t −t ) となる。 β α は， t = t0 における気温上昇 θa − θab を表す。気温の温暖化の履歴特性をパラメータ α ， β ， t0 を用いて表してみる。
0

第１近似（最小二乗法）では，まあまあという感じである。ただし，近年， A にかげりがみられるので（図１），この表現は過去の事象だけにしか適用できないのかも知れない。（無限の資源と環境が前提）

図 2 気温が 15℃から 20℃に変わったときの水温変化（ h による違い）z 日変動，年変動は省略。
z 長期変化：気温の温暖化：指数関数的上昇の場合
変動部分だけ： σ = 0 ， ε = 0 ， γ = 0 ， κ = 0

∂θ
∂θ
+U
= −ν (θ −θ a )∂t∂x

解析方法： 順問題として
1）

気温の変動部分： θ a = p ⋅ eα t

地温の鉛直分布

表面温度が指数関数変化するときの半無限媒質の解析解が Carslaw & Jaeger (1959)にあるので，地温への解析的な取扱いは可能である。フィッティングの結果，地表温度は気温よりも高く，その差は温暖化
とともに大きくなっていることが知られる（蓄熱）。
2）境界条件： x = 0 ， θ = 0
初期条件： t = 0 ， θ = θ 0 ( x )ν p αt ⎧ν p ⎫ −ν te + ⎨θ 0 ( x − U t ) −⎬eα +να +ν ⎭⎩
重ね合わせのため， θ0 (x ) = 0 とすると，
θ=θ=

河川水温の時間変化

1960 年頃から水道局，1970 年頃から県で，公共用水の水温・水質データが全国で蓄積されている。旭
川の水温は確実に上昇している（住田のポスター）。
どう扱えばいいのだろうか？ 近藤純正（1994）と新井正（2004）を参考にして，予察的に試みる。

(

)

(

1
ν p α t −ν tβe −e=⋅ eα (t −t ) ⋅ 1 − e −ν (1+α ν )t1+ α ν α
α +ν0

1 次元：川筋 x 軸。川の断面積 S ，川幅 W ，水深 D は川筋に沿って一様，水温 θ と流速 U は川断面で一様とする。 h ：熱伝達係数（正味長波放射も含めて）， I ：日
射量， a ：日射吸収係数， e ：蒸発量， q g ：地下水流
入量，θ g ：流入地下水温，κ ：渦動拡散係数，として，

∂θ
∂θ
∂ 2θ
+U
= κ 2 −ν (θ − θ a ) + σ − ε + γ θ g − θ
∂t
∂x
∂x
hW
h ，
a IW
aI ，
K ，
ν≡
≈
≈
κ≡
σ≡
ρc
ρ cS ρ cD
ρ cS ρ cD

(

ε≡

)

q
e LW
eL ，
γ≡ g ．
≈Sρ cS ρ cD

z 気温のステップ状変化： κ = 0 ， γ = 0 として，

σ −ε ⎞∂θ∂θ⎛+U= −ν ⎜θ −θ a −
⎟
ν ⎠
∂t
∂x
⎝
初期条件： t = 0 ， θ = θ0 ( x )σ −ε ⎧
σ − ε ⎞⎫ −ν t⎛+ ⎨θ 0 ( x − U t ) − ⎜θ a +⎟⎬ ⋅ eνν ⎠⎭⎝⎩なら，x, U に無関係になる（図 2）。
θ 0 (x ) = θ（一定）iθ ( x, t ) = θ a +図 3 河川水温の温暖化影響の計算（ h による違い）

河川水温の長期変化について
普通の熱伝達係数（10 W/m2C 程度）では，河川水温の長期変化は気温の温暖化に追随する（図 3）。これ
は河川水温が気温に遅れる実状と異なる。その矛盾
は蒸発量の増加によると考えたい。蒸発速度は飽差（飽和比湿と比湿の差）に比例する。狭い温度範囲
では飽和比湿は水温に比例的とみなせる。比湿も気温と比例的であるとみなせば，その差にバルク係数を乗じた蒸発効果は熱伝達と同じ形で表せ，熱伝達係数 h を減らす方向である（同じオーダー）。温暖化はみかけの h を減らしているのではなかろうか。つまり，顕熱輸送と潜熱輸送の微妙な兼ね合いが河川水
温の長期変化に関係しているように見える。
□

)

S4)

瀬戸内海の持続可能性－地下水の役割はどの程度わかったのか？－＊齋藤光代（愛媛大・沿岸）・小野寺真一・清水裕太（広島大・院・総合）

1. 瀬戸内海の環境と地下水
瀬戸内海は日本最大の閉鎖性海域であり，21 本もの一級河川が流入し，沿岸域には大阪，神戸，広島等をはじめとする多くの都市が位置することから，陸域の人間活動の影響を非常に強く受けてきた海域であるといえる（図 1）．昭和 40 年代後半から 50 年代
前半にかけては，高度経済成長にともなう汚濁物質
負荷の増大により，海水の富栄養化が進行し赤潮による漁業被害が深刻化した．それ以後，リンや窒素の負荷量規制が行われ，現在では，赤潮の発生件数
はピーク時の約 1/2 にまで減少している．一方で，近年ではノリの生産量減少や色落ち，植物プランク
トンの種組成変化（毒性を持つプランクトンの増加）の発生等新たな問題が生じてきている．この原因として，栄養塩供給量の減少にともなう海水の貧栄養化，および海水中の栄養塩バランスの変化が挙げられており，沿岸生態系を健全に保つための，陸域からの適正な栄養塩供給が課題となっている．

れ始めた段階であり，いまだ十分に明らかにされているとはいえない．しかしながら，河川が洪水時に大量の物質を供給する特性を持つ一方で，地下水は河川と比較して季節変動が小さく，ほぼ定常的に栄養塩を供給しているという可能性もあり，瀬戸内海の栄養塩環境および生態系に対する影響を明らかにする重要性は高いと考えられる．
本発表では，瀬戸内海に対する地下水の影響を扱った最近の研究において明らかになってきた点を整理するとともに，今後の課題について議論を行う．
2. 瀬戸内海に対する地下水・栄養塩輸送の評価①現地観測に基づく評価
Taniguchi and Iwakawa (2004)は，水温センサー内蔵の自動式シーページメーターを大阪湾の海岸線近傍に設置し，地下水流出量の推定を行った．その結果，トータルの地下水流出に占める淡水の割合は 4～
29%であり，大部分は海水が一旦地下へ潜って流出するという再循環水であることを明らかにした．
また，Onodera et al. (2007)は，瀬戸内海の島嶼の一つである広島県生口島の南部に位置する干潟において，陸から海へ向かう観測ラインにピエゾメーターを設置し，地下水の水圧，塩分および栄養塩濃度の連続観測を行い，潮汐にともない地下水流出域および海水侵入が変化することを確認した（図 2）．さらに，干潟の地下水は比較的還元状態にあり，硝酸(NO3)は脱窒により消失する一方で，リン酸(PO4)は溶出し濃度が増加していることを明らかにした．

図 1 瀬戸内海概要図a)altitude (m; msl)

また，学術的側面からは，沿岸海洋学者による瀬戸内海の物理流動構造，栄養塩動態および生態系に関する研究はこれまで盛んに行われてきたものの，
陸水学・水文学といった観点からのアプローチは十分ではない．例えば，近年では，河川水と比較して高濃度の栄養塩を含む傾向にある地下水が海域へ流出する（Submarine Groundwater Discharge）ことで，栄養塩供給源として重要な役割を担っていることが指摘されており，世界の様々な海域を対象に評価が行われているが，瀬戸内海においては，河川経由の栄養塩負荷については古くから定量に向けた試みが行われてきたものの，地下水による栄養塩の供給については，最近数年間で観測等に基づく評価が行わb)distance (m)図 2 干潮(a)および満潮(b)時における地下水流動および海水寄与率の変化 (Onodera et al., 2007)
また，齋藤・小野寺（2009）は，同様に生口島の南部の果樹園流域を対象とし，陸から海へ向かう地下水流動にともなう NO3 輸送過程とその季節変化について言及し，海岸線から約 200m 内陸部においては，年間を通して地下水中で脱窒が生じていることを確認した．また，脱窒による NO3 減衰は地下水流
速が小さい時期ほど顕著であり，対照的に流速が大きい時期ほどその影響は小さいことを明らかにし，その結果，海域へ流出する地下水由来の NO3 量が季節変動していることを明らかにした（図 3）．

し，GIS により算出された海岸線付近の地形勾配をもとに約 100km の海岸線からの地下水流出量を推定している（図 5）．
また，小野寺ほか（2010）は清水ほか（2009）の地形モデルにより，大阪湾における地下水流出量および栄養塩流出量の評価を行っており，特にリンの供給に地下水が寄与していることを指摘している．

図 3 地下水流出量および NO3-N 流出量の変化
また，最近では地下水中に非常に高濃度で含まれるラドン（222Rn）等をトレーサーとし，地下水流出の評価を試みる研究も行われている．Saito et al.
(2010)は，西日本最高峰の石鎚山脈の集水域で日本有数の地下水量を誇る愛媛県西条市と，その出口に相当する瀬戸内海中央部の燧灘を対象とし，海面表層部および海底部の海水中の 222Rn 濃度の空間分布を確認し，表層では海岸線近傍で，海底部ではより沖合の南西部において高濃度領域が存在していることを確認した（図 4）．この結果から，浅層地下水は海岸線近傍で，深層地下水はより沖合の海底部から流出している可能性が高いことを明らかにしている．

図 5 備讃瀬戸における年間地下水流出量の分布3. 今後の課題
これまでに挙げたように，現地観測およびモデル
による地下水流出の評価が進んでいる段階にあるが，引き続き観測データの蓄積（例えば，地下水流出域
での栄養塩動態，深層地下水流出など）が必要である一方で，観測データをより精度良く再現できるモデルの改良，より広域での流出量評価が課題となってくるであろう．さらにそれを踏まえた上で，人為活動（揚水，汚染等）や気候変動（涵養量変化等）などの長期的なインパクトの変化にともなう地下水
流出の変化を明らかにしていくことも重要である．
また，地下水流出が沿岸域の底生生態系に及ぼす影響などについても，明らかにしていく必要がある．
引用文献

図 4 燧灘南西部海域の表層(a)および海底部(b)の海水における 222Rn 分布②モデルによる評価
一定の地域を対象とした観測事例が蓄積されてきている一方で，より広域で地下水流出を推定しようとする試みも行われている．清水ほか（2009）は，瀬戸内海の中央部に位置する備讃瀬戸海域を対象とOnodera et al. (2007): Nutrient dynamics withgroundwater–seawater interactions in a beach slope of asteep island, western Japan. IAHS Publ., 312: 150-158.
小野寺ほか（2010）：大阪湾への地下水による栄養塩流出とその長期変動に関する評価. 瀬戸内海（印刷中）
齋藤・小野寺（2009）：沿岸農業流域における地下水による硝酸性窒素流出の季節変動特性. 陸水学雑誌,
70:137-147.
Saito et al. (2010): Spatial variation of submarine groundwater
discharge (SGD) in the central part of Seto Inland Sea, Japan.
Interdisciplinary Studies on Environmental Chemistry, Vol.5(in press)
清水ほか（2009）：50m メッシュ標高情報と GIS を利用した海底地下水流出量の空間分布評価－瀬戸内海中央部
での適用例－. 陸水学雑誌, 70: 129-139.
Taniguchi and Iwakawa (2004): Submarine groundwater
discharge in Osaka Bay, Japan. Limnology, 5: 25-32.