温泉科学（J. Hot Spring Sci.），64，4-23（2014）

原著

糸魚川─静岡構造線活断層帯中部（牛伏寺断層付近）における温泉の水質および安定同位体比とその地質鉱物学的解釈
村松容一 1）*，山野

恭 2），千葉

仁 3），奥村文章 4）（平成 25 年 12 月 10 日受付，平成 26 年 3 月 3 日受理）

Chemical and Stable Isotope Compositions of Hot Springs
from the Central Part of the Itoigawa-Shizuoka Tectonic Line
Active Fault System (Gofukuji fault), Central Japan, and Their
Geological and Mineralogical Interpretations
Yoichi Muramatsu1）*, Takashi Yamano2）, Hitoshi Chiba3）
and Fumiaki Okumura4）
Abstract
Chemical and stable isotope (δ O, δD, δ34S) compositions of the eighteen hot spring andriver waters from the Central Part of the Itoigawa- Shizuoka tectonic line Active Fault
System (Gofukuji fault), Central Japan, were analyzed to constrain the flow system andformation mechanism of the fluids. The hot spring waters from the southeastern marginal
area of the Matsumoto basin (MBA) and the Suwa basin area (SBA) belong mainly to NaSO 4, and Na-Cl, Na-HCO 3 types,respectively, and were heated by heat source of the
Kirigamine volcano. Based on the comparison of chemical compositions of the waters before
and after the 2011 off the Pacific coast of Tohoku Earthquake, it did not affect the qualities
of main dissolved components of almost all.
The sulfate-rich hot spring waters from the MBA and the SBA have wide ranges of δ34S
from ＋1.3 to ＋16.3‰, and －7.1 to ＋19.6‰, respectively, interpreting by dissolution ofanhydrite, sulfate reduction, pyrite oxidation and domestic wastewater. The sulfate-rich
18

東京理科大学理工学部教養科 〒278-8510 千葉県野田市山崎 2641．1）Department of Liberal Arts,
Faculty of Science and Technology, Tokyo University of Science, 2641 Yamazaki, Noda, Chiba 2788510, Japan. *Corresponding author：E-mail muramatu@rs.noda.tus.ac.jp, TEL & FAX：047-347-0621
2）
東京理科大学大学院科学教育研究科科学教育専攻 〒162-8601 東京都新宿区神楽坂 1-3．2）Graduate
School of Educational Science, Tokyo University of Science, 1-3 Kagurazaka, Shinjuku-ku, Tokyo 1628601, Japan.
3）
岡 山 大 学 理 学 部 地 球 科 学 科 〒700-8530 岡 山 県 岡 山 市 北 区 津 島 中 3-1-1．3）Department of Earth
Sciences, Faculty of Science, Okayama University, 3-1-1 Tsushima-naka, Kita-ku, Okayama, Okayama
700-8530, Japan.
4）
石油資源開発（株）技術研究所 〒261-0025 千葉県千葉市美浜区浜田 1-2-1．4）Research Center, Japan
Petroleum Exploration Co., Ltd., 1-2-1 Hamada, Mihama-ku, Chiba, Chiba 261-0025, Japan.
1）

4

第 64 巻（2014） 糸魚川－静岡構造線活断層帯中部（牛伏寺断層付近）における温泉の水質および安定同位体比とその地質鉱物学的解釈
deep fluid in the MBA was formed by mixing of the anhydrite dissolution derived sulfaterich fluid reserved in the Susukigawa fault with the precipitation recharged from the
Utsukushigahara- Kirigamine plateau. On the other hand, the chloride-rich deep fluid in the
Kamisuwa area and the sulfate-rich deep fluid in the Shimosuwa area were formed bymixing of the chloride-rich fluid containing sulfate produced by dissolution of anhydrite andthe pyrite oxidation derived sulfate-rich fluid, respectively, with the precipitation recharged
from the Kirigamine plateau.
The major chemical compositions of the waters are controlled by calcite and anhydrite
dissolutions, reaction of plagioclase to form smectite, sulfate reduction, pyrite oxidation, ion
exchange of smectite, and also by domestic wastewater. The fluid formation mechanisms
are concordant with the fluid-mineral interaction results and stable isotopic inference.
Key words : Itoigawa-Shizuoka tectonic line, Gofukuji fault, hot spring waters, fluid flow system, fluid formation mechanism, geological and mineralogical interpretations.

要旨糸魚川─静岡構造線活断層帯中部（牛伏寺断層付近）の温泉を対象に，主成分および酸素・水素・硫黄安定同位体分析を実施するとともに，東北地方太平洋沖地震の発生前後における溶
存成分濃度変化を調査し，地質鉱物学的視点に立って深部流体の流動機構と水質形成機構を検討した．本研究対象地域の温泉は霧ヶ峰火山を熱源にしており，松本盆地南東縁地域には Na─ SO4 泉，諏訪盆地地域には Na ─ Cl 泉と Na ─ HCO3 泉が多い．東北地方太平洋沖地震に起因する主要溶存成分濃度の顕著な変化はほとんどの温泉で認められない．SO42－に富む温泉水の δ34S 値は硬石膏の溶解と硫酸還元反応のほか，松本・下諏訪岩体の貫入に関連した黄鉄鉱の鉱化作用を受けた地域では黄鉄鉱の酸化，松本市街地では生活排水の関与を示唆する．上諏訪
地域の塩化物泉の深部流体は諏訪断層群深部に貯留される Cl－に富む流体（硬石膏の溶解由来の SO42－を含む），下諏訪地域の SO42－に富む温泉の深部流体は同断層群に貯留される SO42－（黄鉄鉱の酸化由来）に富む流体が，霧ヶ峰高原で地下に涵養されて温められた降水起源水とそれぞれ混合したものである．一方，松本盆地南東縁地域の硫酸塩泉の深部流体は主に薄川断層に貯留される SO42－（硬石膏の溶解由来）に富む流体が，美ヶ原～霧ヶ峰高原で涵養されて温められた降水起源水と混合したものであると推察される．本地域の泉質形成には，方解石・硬石
膏の溶解作用，斜長石の風化作用，硫酸還元反応，黄鉄鉱の酸化作用，イオン交換反応，生活排水が関与している．
キーワード：糸魚川─静岡構造線，牛伏寺断層，温泉水，流体流動機構，水質形成機構，地質鉱物学的解釈1． は じ め に長野県松本市の牛伏寺断層周辺では，2011 年 3 月 11 日に発生した気象庁観測史上最大（M9.0）の東北地方太平洋沖地震以降に地震活動が活発化し，同年 6 月 30 日には M5.4 の地震が発生している．本地震の発生が全国の主要活断層帯に及ぼした影響の評価結果によれば，糸魚川─静岡構造線活断層帯中部の牛伏寺断層を含む区間で地震が最も活発化し，今後 30 年以内に地震が発生する
確率は 14％（M8 程度）と高まっている（地震調査研究推進本部，2013）．このような断層は温泉
水の流動や遮断の場となり，東北地方太平洋沖地震は日本各地で断層周辺の温泉に湧出・枯渇，水位・泉質変化などの現象を引き起こしている（堀川，2012；大塚ら，2012；西村・城森，2012 など）．
牛伏寺断層を挟む松本盆地から諏訪盆地にかけた地域には歴史ある多数の温泉（浅間温泉，美ヶ原温泉，下諏訪温泉，上諏訪温泉など）が分布し，塩化物泉，硫酸塩泉，酸性緑礬泉，炭酸塩泉な
どの多様な泉質が存在することで知られている．長野県は温泉資源に恵まれ，温泉地数 225 か所
5村松容一，山野恭，千葉仁，奥村文章温泉科学（2011 年度は北海道に次ぐ全国第 2 位）と源泉総数 998 か所（同第 7 位）を有し（環境省，2013），
とくに松本・諏訪地域の源泉総数と総湧出量（2009 年度）は県の約 3 割を占めている（長野県，2013a）．このように，温泉資源に恵まれる両地域における温泉事業の持続的発展および維持管理を行う上で，温泉水の流動機構と水質形成機構を明らかにすることが欠かせない．本地域では，地震活動が活発であり，また霧ヶ峰・八ヶ岳などの第四紀火山が分布することから，地質・地質構造に関する研究は多数行われている（近藤ら，2006；澤ら，2007；田力ら , 2007；向井ら，2009；遠田ら，2009；浅野ら，2010 など）．一方，地球化学的分野では，温泉水や地下水の主成分および酸素・水
素安定同位体組成，松本盆地における地下水の涵養源と流動系に関する研究などが報告されている（松葉谷ら，1980；小宮ら，2003；藪崎，2012 など）．しかしながら，地質鉱物学的視点を踏まえて，
松本盆地および諏訪盆地地域を包括した広域的かつ詳細な温泉水の流動機構と水質形成機構を検討した研究はこれまでほとんど報告されていない．
本研究では，糸魚川─静岡構造線活断層帯中部（牛伏寺断層付近）にあたる松本盆地南東縁～諏
訪盆地地域を対象に，主に温泉水を採取して主成分および水素・酸素・硫黄安定同位体分析を実施するとともに，主要溶存成分濃度の経年変化を調査した．こうして得られた結果をもとに，地質鉱
物学的視点に立ち深部流体の流動機構と水質形成機構を検討し，水―鉱物相互作用の化学平衡論により検証した．本研究により，（1）上諏訪地域の塩化物泉（2）下諏訪地域の SO42－に富む温泉（3）松本盆地南東縁地域の硫酸塩泉の形成に関与した深部流体の流動機構と水質形成機構などを明らかにすることができた．本論では，地表で採取された温泉水を温泉水（hot spring water）と呼称し，深部流体（deep fluid）と区別する．

2． 地 質 概 要
本研究対象地域の地質および地質構造は熊井（1997），向井ら（2009），断層は狩野（2006），田力ら（2007），澤ら（2007）などによって報告されており，これらをもとに作成した本地域の地質図を Fig. 1 に示す．図中，松本盆地と諏訪湖の地質断面図（Figs. 1b, c）はそれぞれ小宮ら（2003）
および熊井（1997）による．北部フォッサマグナの河東山地・内村─諏訪地域（飯島，1962）には，
主に変質した安山岩・玄武岩質の火山岩類（グリーンタフ）とそれを貫く花崗岩類が分布する．そのうち，フォッサマグナの西縁を画する糸魚川─静岡構造線に沿って形成された松本盆地（標高525～710 m）～諏訪盆地東側の内村─諏訪地域を本研究の対象にした．美ヶ原高原（最高峰は王ヶ頭 2,034 m）から霧ヶ峰高原（同車山 1,925 m）にかけた本地域は横河川変成岩を基盤とし，新第三紀の堆積岩類と花崗岩類，およびこれらを前期更新世の塩嶺火山岩類が美ヶ原高原～霧ヶ峰高原に広く不整合に覆う（小坂・山岸，1988）．糸魚川─静岡構造線は北から松本盆地東縁断層群，牛伏寺断層として存在し，諏訪盆地では諏訪湖を挟んで岡谷断層群および諏訪断層群として併走した
後，茅野断層に合流する（狩野，2006）．
本研究対象地域の地質を述べる．中央構造線のフォッサマグナ内部への延長と考えられる諏訪湖
北方の横河川断層の東側には，三波川帯の北方延長部にあたる横河川変成岩類（黒色片岩，緑色片岩）が蛇紋岩とともに，新第三系の基盤として断片的に分布する（沢村・大和，1953；河内ら，
1966）．新第三紀堆積岩類は日本海の形成に伴って生じたフォッサマグナに侵入した海に堆積した
グリーンタフ変動発生期の内村層，小滝山累層，赤渋沢層で構成される（熊井，1997；澤ら，
2007；遠田ら，2009）．このうち，前期中新世の内村層（本郷層，武石層，一之瀬層，富士山層に細分）は松本市の北部から東部に広く分布し，松本市側は本郷層の礫岩・砂岩・泥岩（陸源性砕屑物）などからなり，東方に向けて次第に火山岩層が増える傾向にあり，東側に分布する緑色変質し6

第 64 巻（2014） 糸魚川－静岡構造線活断層帯中部（牛伏寺断層付近）における温泉の水質および安定同位体比とその地質鉱物学的解釈

Fig. 1 Geological map and sample locations of hot spring and river waters along the central partof the Itoigawa- Shizuoka tectonic line active fault system, Central Japan (after Kumai, 1997;
Mukai et al., 2009; Sawa et al.,2007; Tajikara et al.,2007). The MBA and SBA are shown thesoutheastern marginal area of the Matsumoto basin and Suwa basin area, respectively. Uf,
Uchimura F. (Fujisan F.); Ui, Uchimura F. (Ichinose F.); Ut, Uchimura F. (Takeshi F.); Uh,
Uchimura F. (Hongo F.); Um, Uchimura F. (Moriya F.); T, Takabocchi F.. Kt, Kotakizawa F.; Ak,
Akashibuzawa F.. UP, Utsukushigahara Pluton; WP, Wada Pluton; MP, Matsumoto Pluton; SP,
Shimosuwa Pluton; CP, Chino Pluton. Sw, Volcanics around Lake Suwa; Ks, Karasawagawa
volcanics; Wd,Wadatoge volcanics; Tk, Takayama volcanics; Ws,Washigamine volcanics; Kg,
Kirigamine volcanics. Kk,Kakeyu hot spring; Rs,Reisenji hot spring; Gk,Genkoji hot spring; Sn,
Shionoyu hot spring; Tg,Tanga hot spring; Ta, Takei hot spring; Kr, Koryu hot spring; St,
Shiotsubo hot spring; GS400, GS survey well. Gp,Gypsum mine. Parentheses and square
brackets show SiO2 concentration (mg/L) and δ34S value (‰), respectively. Two broken lines
show SiO2 isoconcentration of 70 mg/L and δ34S isovalue of +2.8‰.

7

村松容一，山野恭，千葉仁，奥村文章温泉科学た玄武岩～流紋岩質の火山岩・火砕岩類（グリーンタフ）からなる武石層・一之瀬層・富士山層と指交関係にある（小坂・山岸，1988）．内村層は中部漸深海帯（約 700 m）以深で堆積したと考えられている（山田ら，2004）．内村層相当層は諏訪盆地地域では横河川断層の西側に北北東─南南
西の断層群に挟まれて高ボッチ累層（泥岩・礫岩・砂岩・グリーンタフ），諏訪盆地南方では守屋層（礫岩・泥岩・凝灰岩）として分布し，両地域では基底部に瀕海性の礫岩や砂岩が堆積した後にグリーンタフが海底火山活動によって堆積し，その後再び外洋性の泥岩，砂岩，凝灰岩が順次堆積する（熊井，1997）．後期中新世の小滝山累層は安山岩質火砕岩・砂岩・礫岩・シルト岩，鮮新世の赤渋沢層は安山岩溶岩でそれぞれ構成される．
中期中新世後期から始まった花崗岩類の貫入に伴う隆起と，それに引き続く全般的隆起によって
後期中新世末には広範が陸化し，グリーンタフ変動は終息する（吉村，1988）．花崗岩類のなかでは，
石英閃緑岩・花崗閃緑岩からなる松本岩体，美ヶ原岩体，和田岩体，下諏訪岩体，茅野岩体が比較的大規模に露出しており，これらは全体として一つの岩体をなしている（柴田ら，1976；中野ら，1998；周藤・山岸，1988）．高ボッチ累層は松本岩体の貫入に関係した浅熱水性鉱化作用を広範に受け，石英・黄鉄鉱（方解石・緑簾石）脈が発達するほか，周囲に赤茶けた硫黄臭の硫化帯を伴う場合があり，含金石英脈も観察される（吉野，1982）．守屋層も下諏訪・茅野岩体の貫入に関係した局所的熱水作用を受け，緑泥石脈，セリサイト・炭酸塩鉱物脈が発達する．
後期鮮新世～前期更新世になると，陸上火山活動による塩嶺火山岩類（安山岩溶岩・火山砕屑岩；
積算層厚 1,900 m）がグリーンタフと花崗岩質岩体を覆う．塩嶺火山岩類の主な活動時期（約 1.5～
0.75 Ma）は八ヶ岳火山と同じであり，諏訪・八ヶ岳地域では大量の噴出物を放出した火山活動が前期更新世に行われたと考えられている（Oikawa and Nishiki, 2005）．
松本盆地南東縁地域の地下地質は温泉井地質調査などで明らかにされており，松本盆地内堆積物
は更新世の砂礫層（深層の梨ノ木・赤木山各礫層，中山泥炭層，浅層の波田・森口各礫層，完新世の沖積層）で構成される（Fig. 1b；小宮ら，2003）．松本盆地の基盤岩は東側の新第三紀の堆積岩
類と花崗岩類，および西側の美濃帯堆積岩類と花崗岩類からなり，深度 400～550 m 以深に出現する．
松本市街地に分布する地下水の Cl－濃度は深部に向けて高まり，地下水は松本盆地内堆積物からなる水平帯水層に貯留されると考えられている（小宮ら，2003；藪崎，2012）．一方，諏訪盆地の天
然ガス田調査井地質調査結果などによれば，諏訪湖を挟んだ東縁では諏訪断層群が基盤の塩嶺火山
岩類および花崗岩体と，西縁では岡谷断層群が塩嶺火山岩類とそれぞれ境し，中央部は高角伏在断層群によって小地溝状に落ち込み，縁辺の湖柳温泉井（Kr）では湖底堆積物（長地礫層，今井礫層，
上の原礫層）の下位に塩嶺火山岩類が分布するが，中央の GS400 井では孔底深度 400 m でも塩嶺
火山岩類に達しない（Fig. 1c；熊井，1997）．

3． 試料採取および分析方法
松本盆地南東縁地域から 8 地点（Nos. 1～8），諏訪盆地地域から 9 地点（Nos. 9，11～18）の計
17 地点で 2011～2012 年に温泉水（定義上，地下水に該当するものも含む）を採取するとともに，
砥川（No. 10 地点）で 2012 年に河川水を採取した（Fig. 1，Table 1）．現地で水温，pH，電気伝導度をカスタニー ACT pH メータ（堀場製作所製 D ─ 24）で測定した後，500 mL ポリエチレン
瓶 3 本に採水するとともに，Fe，Al 分析用として 50 mL ポリエチレン瓶 2 本に採水して時間経過により沈殿物が生じないように，速やかに濃硝酸 1 mL を加えて pH を 1 程度に調整した．これらの水試料を実験室に持ち帰り，各種溶存化学成分を分析した．温泉は自然湧出泉ないし掘削泉（すべて動力揚湯）であり，前者は湧出口，後者は孔口付近ないし施設内の浴槽でそれぞれ採水した．
8

第 64 巻（2014） 糸魚川－静岡構造線活断層帯中部（牛伏寺断層付近）における温泉の水質および安定同位体比とその地質鉱物学的解釈
温泉施設では温泉所有者より温泉井の掘削データ（孔底深度，ケーシング挿入深度，ストレーナー
深度，地質，逸泥状況など）に関する聞き取り調査を実施した．
水の分析項目と方法は次の通りである．HCO3－ は容量法によって総アルカリ度として算出し，HCO3－ 濃度に換算した．その際，アルカリ度は pH4.8 酸消費量として，MR ─ BCG 混合指示薬で硫酸標準溶液による滴定法で実施した．Na+，Ca2+，Mg2+，Cl－，SO42－，F－，Br－ 濃度の測定にはイオンクロマトグラフ（島津製作所製 LC ─ VP）を用いた．K+，Fe，Li 濃度は原子吸光光度計（島津製作所製 AA ─ 6200），Al3+ 濃度は簡易吸光光度計（エリオクロムシアン R（ECR）とアルミニ
ウムイオンとの呈色反応を利用した比色法；HACH 製 DR ─ 2800），B は簡易吸光光度計（カルミン法；HACH 製 DR ─ 2800），SiO2 は紫外可視分光光度計（モリブデンイエロー法；島津製作所製
UV ─ 1650PC）でそれぞれ分析した．
酸素安定同位体比（δ18O）と水素安定同位体比（δD）は全水試料を 0.45 μm のフィルターで濾過した後，元素分析計と直結した安定同位体質量分析計（GV Instruments 製 Iso Prime ─ EA）で測定した．元素分析計により，水素については 1050℃に加熱したクロム炉にて水を熱分解して H2 ガスに，酸素については 1260℃に加熱したガラス質炭素の炉で CO ガスにそれぞれ変換した後、質量分析計に導入した．また，硫黄安定同位体比（δ34S）は SO42－に富む温泉が多い松本盆地南東縁地域を重点的に測定した．水試料の SO42－を BaSO4 として沈殿させた後に電気炉を用いて二酸化硫
黄に変換し，硫黄安定同位体比を質量分析計（GV Instruments 製 Iso Prime ─ EA）で測定した．
安定同位体比は次式により求め，標準物質からの千分率偏差（‰）で表した．
δ ‰）＝［Rx/Rs－1］×1000
（（1）

ここで，Rx および Rs は試料および標準物質の安定同位体比をそれぞれ表す．18O/16O 比と D/H
比は Vienna 標準海水（VSMOW），34S/32S 比は Canyon Diablo Troilite（CDT）を標準物質に用い，
δ18O 値，δD 値，δ34S 値の測定精度はそれぞれ±0.2‰，±2.0‰，±0.3‰程度である．

4． 結果および考察
4．1

温泉水・河川水の主成分および安定同位体組成

温泉水・河川水の化学分析結果を Table 1 に，トリリニアダイヤグラムを Fig. 2 に示す．温泉水・河川水の pH は 2.5～9.8，水温は 12.5～59.5℃である．松本盆地南東縁地域と諏訪盆地地域の温泉
水の δ34S 値はそれぞれ＋1.3～＋16.3‰，－7.1～＋19.6‰と大きく変動する．松本盆地南東縁地域の水質は Na ─ SO4 型（厳密には Na ─ SO4・Cl 型の No. 2 を含む），Ca ─ SO4 型，酸性 Fe ─ SO4 型，
Ca ─ HCO3 型，Na ─ HCO3 型に属する一方，諏訪盆地地域の水質は Na ─ Cl 型と Na ─ HCO3 型を主とするほか，酸性 Fe ─ SO4 型，Ca ─ HCO3 型，Ca ─ SO4 型（砥川）に属する．
温泉の深部流体は多孔質の地層，断層群，貫入岩体周縁の割れ目などに貯留されている場合が多い（森・陶山，1980；わが国の地熱発電所設備要覧（新版）編纂委員，2000）．このうち，水質組
成が似ている松本盆地南東縁地域の硫酸塩泉（Nos. 3～5）の深部流体は薄川断層を，また諏訪盆
地地域の塩化物泉（Nos. 12, 14, 15）の深部流体は諏訪断層群にそれぞれ貯留されると考えられる．
その他の温泉の深部流体も断層ないし貫入岩体周縁の割れ目が主な貯留層になっている可能性が高いことから，各温泉の主要貯留層を周辺の地質構造と井戸の地理的位置関係，掘削深度などに基づいて推定すると，Table 1 のとおりである．
4．2

主要溶存成分濃度の経年変化本研究で対象とした多くの温泉で東北地方太平洋沖地震（2011 年 3 月 11 日）が発生する前の主9村松容一，山野恭，千葉仁，奥村文章温泉科学

Table 1 Chemical composition of hot spring and river waters in the southeastern marginal area ofthe Matsumoto basin and Suwa basin area

要溶存成分濃度が報告されているので，発生後に採水した今回の分析結果と比較した．その結果，
温泉分析表が入手できた 11 地点（Nos. 3～6, 8, 9, 11, 14～17）のうち，No. 16 地点を除く温泉では，本地震発生の前後で主要溶存成分濃度に顕著な変化は認められなかった（Fig. 2）．
諏訪盆地の No.16 地点では 2 本の温泉井が 150 m 離して掘削されており（長野県，2013b），このうち第 1 号井（掘削深度 450 m）の 1976 年（採水試料を No. 16a と呼称）と 1981 年（同 No.
16b）の泉質は Na ─ Cl 型に属し（Fig. 2 の矢印），泉温もそれぞれ 40.0，38.2℃で近い（稲垣，1983）．一方，第 2 号井（掘削深度 535 m）の泉質は 2001 年（同 No. 16c）の Na ─ SO4 型（厳密には Na ─ SO4・Cl 型）から 2012 年（同 No. 16）の Na ─ HCO3 型へと変化し（Fig. 2 の矢印），泉温10

第 64 巻（2014） 糸魚川－静岡構造線活断層帯中部（牛伏寺断層付近）における温泉の水質および安定同位体比とその地質鉱物学的解釈

Fig. 2 Trilinear diagram for hot spring and river waters. Small open triangles show data of springsand groundwaters from Yabusaki (2012). The sample numbers are the same as in Fig.1. The
arrows show changes with time of water quality for the No.1 well (samples of Nos.16a, b）and
No.2 well (samples of No.16c and 16) of location No.16.

はそれぞれ 30.9，29.2℃でほぼ等しく，第 1 号井よりやや低い．この間に東北地方太平洋沖地震が発生しているが，その影響については不明である．孔井地質調査結果（稲垣，1983）および周辺の地質構造を勘案すれば，1976 年と 1981 年（Nos. 16a, b）の第 1 号井では諏訪湖北東縁付近に分布する 3 地点（Nos. 12, 14, 15）と同じ諏訪断層群に貯留される Na ─ Cl 型の深部流体を，また 2001
年と 2012 年（Nos. 16c, 16）の第 2 号井では茅野岩体の内部や周縁に発達する割れ目などに貯留される Na ─ SO4 型および Na ─ HCO3 型の深部流体をそれぞれ採取したと推察される．
4．3

深部流体の起源

4．3．1

温泉の貯留母岩および熱源

松本盆地南東縁地域の温泉（Nos. 6, 7 を除く）および諏訪盆地地域の温泉（Nos. 11, 18 を除く）の B/Cl モル比は 0.01～0.1 にあり，内村層（本郷層）の砂岩泥岩互層に挟在する緑色変質した安山
岩質凝灰岩および塩嶺火山岩類がそれぞれ主要貯留母岩になっていると推察される．Nos. 6, 7 地点の B/Cl モル比（0.994～1.673）は高ボッチ累層（内村層相当層）の黒色泥岩・砂岩礫岩を主要貯留母岩にしていることを示唆する（Fig. 3a；犬山ら，1999；茂野・阿部，1987；中村・鈴木，1957）．
地表温度を 15℃とし，泉温が孔底温度に等しいと仮定すると，非火山地域の地温勾配（2～3℃/100 m 程度；入舩，1995）をもつ 2 地点（Nos. 9, 16；地温勾配は 1.9～2.7℃/100 m）を除けば，
11

村松容一，山野恭，千葉仁，奥村文章温泉科学

Fig. 3 Cl －－B (a) and Cl －－SiO2 (c) diagrams for hot spring and river waters, Cl －－SO42 － (b)(d)diagrams for the spring waters from the SBA and MBA, respectively. The sample numbers,
names and symbols are the same as in Fig. 1. SW, sea water; FSW, fossil sea water. See in the
text for the CPF1, 2, SPF1, 2 and straight lines (1) to (4). Parenthesis in Figs. 3b, d shows δ34S
value of the water.

本地域は火山性温泉地域の地温勾配（8.6～55.2℃/100 m）を示している（Table 1）．火成岩類の年代測定結果によれば，茅野深成岩体（K-Ar 年代は約 11 Ma；佐藤，2012）は温泉の熱源としては
古すぎるようである．本研究対象地域のなかでは，諏訪盆地を取り巻く塩嶺火山岩類（K-Ar 年代
は 約 1.5～0.75 Ma） の う ち， 最 上 部 の 霧 ヶ 峰 火 山 岩 類（ 約 1.3～0.75 Ma；Oikawa and Nishiki,2005）が最も若く，温泉の熱源は霧ヶ峰火山である可能性が高い．
本研究対象地域には火山性および非火山性温泉の地温勾配を示す温泉井が共存するが，両者を通じて SiO2 濃度が高くなるとともに深部流体温度は概ね上昇することから，深部流体温度の高低はSiO2 濃度によっておおよそ知ることが可能である（村松ら，2013）．Figure 1 からわかるように，
等 SiO2 濃度線（70 mg/L）は霧ヶ峰火山を取り巻くように描かれており，また SiO2 濃度は松本盆地南東縁地域の薄川断層に貯留される Na ─ SO4 泉（Nos. 3～5）のなかで最も霧ヶ峰火山寄りのNo. 5 地点で高く，霧ヶ峰火山が温泉の熱源になっている推論を支持する．
4．3．2

深部流体の形成機構

本研究対象地域の温泉水の δ18O，δD 値，Cl－濃度の関係を，地理的に見て降水の涵養域と考えられる美ヶ原・霧ヶ峰高原の湧水・地下水（Y21, 22, 52, 53；藪崎，2012）とともに Fig. 4 に示す．
Figure 4a からわかるように，ほとんどの温泉水は天水線（δD＝8δ18O＋13）に沿ってほぼ分布し，岩石との反応による酸素同位体交換は経験していても僅かに過ぎない．美ヶ原・霧ヶ峰高原の湧水・地下水の δ18O，δD 値は天水線上にあって，温泉水の最小値付近ないしそれ以下を示している．こ12

第 64 巻（2014） 糸魚川－静岡構造線活断層帯中部（牛伏寺断層付近）における温泉の水質および安定同位体比とその地質鉱物学的解釈

Fig. 4 δ18O－δD（a）and Cl －－δD（b）diagrams for hot spring and river waters. SW, sea water ;FSW, fossil sea water. The ML (M) shows the mixing line of fossil sea water and meteoric water.

れらの同位体結果を踏まえて，温泉水・河川水の Cl－ ─ SO42－ 濃度および SiO2 ─ Cl－ 濃度の関係か
ら深部流体の形成機構を，諏訪盆地地域と松本盆地南東縁地域（Fig. 1）に分けて考察しよう．
（1） 諏訪盆地地域
諏訪盆地地域の温泉水・河川水の Cl－ ─ SO42－濃度を，砥川，下諏訪，上諏訪，神宮寺温泉，塩壺温泉（稲垣，1983）とともに Fig. 3b に示す．下諏訪温泉（16 地点）と上諏訪温泉（7 地点）の
Cl－ ─ SO42－濃度間にはそれぞれ高い正相関（前者は相関直線（1）で R2＝0.946，後者は相関直線（2）で R2＝0.721）が認められる．また，下諏訪の 3 地点間には逆相関（端成分を A，P および B と呼称）が認められ，この相関直線（3）より右側にプロットされる温泉は存在しない．地理的に見て降水の涵養域にあたる霧ヶ峰高原の湧水・地下水（Y52, 53）が降水起源水（原点）に近い．
砥川沿いの No. 11 地点は Cl－を殆ど含まず，SO42－濃度がかなり高い．δ34S 値（－7.1‰）は SO42－が黄鉄鉱の酸化由来であることを示唆し，深部流体は端成分 P（黄鉄鉱の酸化由来の SO42－起源流体を想定）に降水起源水が少量混合したものと考えられる．砥川の下流付近に位置する下諏訪温泉
うち，旦過の湯温泉（Tg）の δ34S 値（＋2.6‰；松葉谷ら，1980）は SO42－ が黄鉄鉱の酸化由来であることを示唆し，SPF1（SO42－に富む流体）は端成分 P と B（Cl－起源流体を想定）の混合流体であり，下諏訪温泉の深部流体は SPF1 と降水起源水が混合したものと推察される．なお，端成分
P は高ボッチ山周辺に限定的に存在する（第 4.4 節）．一方，上諏訪温泉の δ34S 値（＋16.6～19.6‰）
は SO42－が硬石膏の溶解由来であることを示唆し，CPF1（Cl－に富む流体）は端成分 A（硬石膏の溶解由来の SO42－起源流体を想定）と B の混合流体であり，上諏訪温泉の深部流体は CPF1 と降水
起源水が混合したものと推察される．諏訪湖周辺の温泉井の深度と SO42－濃度の関係を検討した結果によれば，深度 200 m より深い温泉井は Na ─ Cl に富む一方，それより浅い温泉井は SO42－に富む傾向が認められており（和田ら，1992），端成分 A，P は降水由来の SO42－ 起源流体，端成分 Bは深部由来の Cl－起源流体であると考えられる．神宮寺温泉の深部流体は CPF1 より端成分 B に近い流体と降水起源水の混合からなるのであろう（直線（4））．
Figure 3b には深部流体の温度情報は含まれていないので，深部流体温度を反映する SiO2 濃度とCl－濃度の関係を Fig. 3c に示す．なお，SiO2 濃度を用いた深部流体温度の推定法は酸性泉では不確かになるので（森・陶山，1980），No. 11 地点は示していない．図中，CPF1 の SiO2 濃度は温泉水のなかで最も高い Nos. 8, 9 地点と同じ（約 88 mg/L）であると仮定している．諏訪盆地地域の13

村松容一，山野恭，千葉仁，奥村文章

温泉科学

温泉水（No. 17 を除く）は CPF1（Cl－ に富む流体；SiO2 濃度約 88 mg/L，Cl－ 濃度約 587 mg/L）と低温降水起源水（No. 18 に近い；SiO2 濃度約 13 mg/L）および加熱降水起源水（同約 88 mg/L）の両混合線に挟まれた範囲にあり，Na ─ Cl 泉（Nos. 12, 15）はほぼ低温降水起源水と CPF1 の混合，
Na ─ HCO3 泉（Nos. 9, 13, 16, St）はさまざまに温められた降水起源水と CPF1 の混合からなると考えられる．
主要溶存成分濃度の経年変化を検討した結果，No. 16 地点の泉温と溶存成分濃度に大きな変化が認められた（第 4.2 節）．Figure 3b に基づけば，1976～1981 年の Na ─ Cl 泉（Nos. 16a, b）はほぼ
CPF1 と降水起源水の混合流体，2001 年の Na ─ SO4 泉（No. 16c）は SPF1 と降水起源水の混合流体，
2012 年の Na ─ HCO3 泉（No. 16）は降水起源水をそれぞれ主な深部流体にしていると解釈される．
さらに，Na ─ SO4 泉（No. 16c）と Na ─ HCO3 泉（No. 16）の泉温が Na ─ Cl 泉（Nos. 16a, b）より約 10℃低い特徴は，低温降水起源水の混合割合の増加によって説明できることがわかる．
以上に得られた結果に基づけば，諏訪盆地地域の深部流体の主な形成機構は以下のようであったと推察される．上諏訪では，諏訪断層群を上昇してきた端成分 A と B の混合からなる CPF1 が，霧ヶ峰高原で涵養された後にさまざまに温められた降水起源水によって希釈されて塩化物泉の深部流体となった．一方，下諏訪では，端成分 P と B の混合からなる SPF1 が CPF1 に代わって関与することを除けば，SO42－に富む温泉の深部流体の形成機構は上諏訪と同様である．
（2） 松本盆地南東縁地域
松本盆地南東縁地域の温泉水の Cl－ ─ SO42－ 濃度を，鹿教湯温泉（Kk；藪崎，2012），霊泉寺温泉（Rs； 中 村・ 鈴 木，1957）， 入 山 辺 温 泉（Ir； 赤 羽・ 松 田，1952）， 玄 向 寺 温 泉（Gk； 野 口，1967），塩の湯温泉（Sn；中村・鈴木，1957）とともに Fig. 3d に示す．図中，端成分 A，P と Bの混合線は温泉分析値の豊富な諏訪盆地地域で得られたものであり（Fig. 3b），端成分 A，P，B
は諏訪盆地地域と同一である．本地域では，地理的に見て降水の涵養域にあたる美ヶ原・霧ヶ峰高
原の湧水・地下水（Y21, 22, 52, 53）が降水起源水（原点）に近い．5 地点（Nos. 3, 4, Kk, Rs, Ir）の Cl－ ─ SO42－濃度間には正相関（相関直線（1））が認められ，δ34S 値（＋16.0～＋19.9 ‰）は SO42－が硬石膏の溶解に由来することを示唆する．したがって，これらの温泉の深部流体は端成分 A とB の混合流体である SPF2（SO42－に富む流体）が降水起源水によって希釈されたものと推察される．
SO42－ 軸上にある 2 地点（Nos. 6, 7）の δ34S 値（＋1.3～＋2.0‰）は SO42－ の黄鉄鉱の酸化由来を示唆し，深部流体は端成分 P と降水起源水が混合したものと判断される．一方，玄向寺温泉と塩の湯温泉の深部流体は Cl－に富む流体（CPF2）および端成分 B がそれぞれ降水起源水によって希釈されたであろう．
Cl－ ─ SiO2 濃度図（Fig. 3c）をみると，松本盆地南東縁地域の温泉水は低温降水起源水（Y21,
22 に近い；SiO2 濃度約 12 mg/L）と加熱降水起源水（同約 88 mg/L）間の Cl－濃度がゼロに近い付
近にプロットされ，深部流体はこの SiO2 濃度間に相当する温度まで温められた降水起源水を主体にしていると解釈される．
以上に得られた結果に基づけば，松本盆地南東縁地域では，主要温泉貯留層である薄川断層を深部から上昇してきた端成分 A と B の混合からなる SPF2 が，美ヶ原～霧ヶ峰高原で涵養された後にさまざまに温められた降水起源水によって希釈されて，硫酸塩泉の深部流体が形成されたと推察
される．
4．3．3

Cl－の起源本研究対象地域で諏訪断層群などを介して深部から上昇してくる起源流体は Na ─ Cl 型であることが推察された．ここで，この Cl－の起源を考察しよう．
北部フォッサマグナの河東山地・内村─諏訪地域に分布するグリーンタフ層のうち，本研究の対14

第 64 巻（2014） 糸魚川－静岡構造線活断層帯中部（牛伏寺断層付近）における温泉の水質および安定同位体比とその地質鉱物学的解釈象となった内村－諏訪地域の Na ─ Cl 型起源流体は主に内村層に貯留されている．本地域の北東延長にあたる河東山地の松代群発地震地域では 1965 年に群発地震が発生し，高塩分濃度の深部地下水が多量に湧出している（野口ら，1969）．この地域で 1970 年に掘削した調査井では，Cl－濃度が約 12,000 mg/L の高塩化物水が深度 1,600 m の破砕帯から湧出した実績が報告されている（吉田ら，2002）．松代温泉水の化学分析結果によれば（野口，1967），Mg/Cl 当量比（0.065～0.093）と SO4/
Cl 当量比（0.028～0.032）は現海水（Mg/Cl 当量比 0.205，SO4/Cl 当量比 0.101）より低い一方，
Ca/Cl 当量比（0.239～0.393）は現海水（Ca/Cl 当量比 0.037）より高く，海水端成分は化石海水の特徴を示している．松代温泉水の Cl－濃度，δ18O，δD 値は松葉谷ら（1980）や吉田ら（2002）によって報告されており，δ18O ─ δD 値，Cl－濃度─ δD 値間の相関直線（ML（M））を Fig. 4 に示す．Cl－
濃度が現海水に等しい（19,800 mg/L）と仮定した化石海水の δ18O 値と δD 値はそれぞれ＋6.45‰（図は割愛）と－25.2‰（Fig. 4b）と見積もられ，松代温泉の深部流体は現海水より高い δ18O 値をもった化石海水と降水の混合によって形成されたと考えられる．
Figure 4 からわかるように，松代温泉水の同位体組成と Cl－濃度は，化石海水を通る相関直線（ML（M））で近似され，その低濃度側は本研究対象地域の温泉の組成を示す範囲と重なっている．松代温泉（3 号井）の地下では奇妙山火山岩類が別所層（黒色頁岩）とひん岩類を不整合に覆っており（露木ら，2008），別所層に発達した割れ目が温泉貯留層になっていると考えられる．本研究の対象となった内村－諏訪地域の Na ─ Cl 型起源流体の主要温泉貯留層である内村層は別所層と同じグリーンタフ層に属しており，化石海水が未開発の深部に存在する可能性は高い．したがって，Cl－は化石海
水を起源にしており，端成分 B（Figs. 3b, d）はこの化石海水が降水起源水で希釈されたものと推
察される．
4．4

深部流体の水質形成機構

温泉水の主要化学成分の起源を検討するにあたっては，温泉水に含まれる各成分の海水に対する過剰・欠損量を求める必要がある．ここでは，Cl－は海水起源であると仮定して，次式より試料のM 成分の過剰・欠損量を算出した．
Δ［M］＝［M］─［M/Cl］
［Cl］
sea×

（2）

ここで，Δ［M］：試料の M 成分の過剰・欠損量，［M］：試料の M 成分の濃度，［M/Cl］sea：海水のCl－に対する M 成分の濃度，［Cl］：試料の Cl－濃度．
4．4．1

方解石の溶解作用およびイオン交換反応

Ca ─ HCO3 泉（Nos. 1, 18）の ΔCa2+ と ΔHCO3－は直線 ΔCa2+＝ΔHCO3－付近に分布しており（Fig.
5a），両成分濃度は方解石の溶解作用に規制されていると判断される．
CaCO3＋CO2＋H2O → Ca2+＋2HCO3－（3）溶液─鉱物平衡計算プログラム「SOLVEQ」（Reed, 1982）を用いて，水温における深部流体の方解石に対する飽和指数を計算した結果によれば，両温泉水は方解石に不飽和であり（Fig. 6a），この推論を支持する．No. 8 地点の ΔCa2+ は直線 ΔCa2+＝ΔHCO3－よりかなり欠損する（Fig. 5a）．この ΔCa2+ 欠損量（ΦCa2+）の絶対値は ΔNa+ よりやや高い程度であり（Fig. 5b），本温泉水は方解石の溶解作用に加えて，Na ─スメクタイトと Ca2+ に富む深部流体間のイオン交換反応を経験してきたと判断される．
2++
6Na0.33Al2.33Si3.67O10（OH）→ 6Ca0.16Al2.33Si3.67O10（OH）
2＋Ca
2＋2Na （4）

一方，No. 12 地点では ΦCa2+ 過剰量と ΔMg2+ の絶対値がほぼ等しく（Fig. 5c），方解石の溶解作用とともに，Ca ─スメクタイトと Mg2+ に富む深部流体間のイオン交換反応が行われたと推察される．
地質鉱物学的視点に立てば，No. 1 地点では美ヶ原草原で涵養された降水が地下に浸透する過程
15村松容一，山野恭，千葉仁，奥村文章温泉科学

で内村層の方解石（山岸，1965）や本郷層（藤井砂岩泥岩層）の底生有孔虫（山田ら，2004）など
を，諏訪地域の 3 地点（Nos. 8, 12, 18）では霧ヶ峰高原で涵養された降水が地下浸透過程で塩嶺火山岩類の方解石を溶解して深部流体になったと推察される．また，諏訪地域の 2 地点（Nos. 8, 12）における陽イオン交換反応には，塩嶺火山岩類の火山ガラスの変質生成物などとして存在するスメ

Fig. 5 ΔHCO3 －－ΔCa2+ (a), ΔNa+－ΦCa2+, ΘCa2+ (b), ΦCa2+, ΦNa+, ΔMg2+－ΔMg2+, (ΘCa2+＋ΔMg2+), ΘCa2+ (c), ΔHCO3 －－ΔNa+ (d) and ΔSO42 －－ΔCa2+ (e)(f) diagrams for hot spring andriver waters. The sample numbers, names and symbols are the same as in Fig. 1.

16

第 64 巻（2014） 糸魚川－静岡構造線活断層帯中部（牛伏寺断層付近）における温泉の水質および安定同位体比とその地質鉱物学的解釈

Fig. 6 Water temperature versus saturation index for the deep fluids. (a) Calcite (b) Na-smectite (c)Anhydrite. The sample numbers and symbols are the same as in Fig. 1.

クタイトが関与したのであろう．
4．4．2

斜長石の風化作用およびイオン交換反応

本研究対象地域の Na ─ HCO3 泉（Nos. 9, 13, 16, Gk, St），Na ─ SO4 泉（No. 2）の ΔNa+とΔHCO3－
は直線 ΔNa+＝ΔHCO3－付近にプロットされる（Fig. 5d）．これらの温泉の貯留母岩となっている中性・酸性火成岩（塩嶺火山岩類の安山岩溶岩・火山砕屑岩，下諏訪岩体の石英閃緑岩・花崗閃緑岩，
内村層の安山岩質凝灰岩）中の斜長石は曹長石成分に富み（黒田・諏訪，1983），内村層の斜長石には曹長石化が認められている（山岸，1965）．そこで，斜長石を曹長石からなると仮定すると，温泉水の Na+ と HCO3－濃度は曹長石の Na ─スメクタイト化に規制されていると解釈される．
+－
2.33NaAlSi3O8＋2CO2＋2H2O → Na0.33Al2.33Si3.67O10（OH）
2＋2Na ＋2HCO3 ＋3.32SiO2

（5）

Nos. 2, 9, 13 地点は Na ─スメクタイトに過飽和であり（Fig. 6b），（5）式の進行を支持する．斜長石の風化作用は本研究対象地域の広範（温泉の約半数）で進行している現象である．
4．4．3

硬石膏の溶解作用およびイオン交換反応

松本盆地南東縁地域の硫酸塩泉（Nos. 2～5, Ir, Rs, Kk），上諏訪地域の塩化物泉・炭酸塩泉（Nos.
14～16），砥川（No. 10）の ΔCa2+ と ΔSO42－間に正相関が認められる（Figs. 5e, f）．このうち，松本盆地南東縁地域の硫酸塩泉（Nos. 3～5, Ir, Rs, Kk）および上諏訪地域の湖柳温泉（Kr）の δ34S
値は＋13.6～＋19.9‰（Table 1；松葉谷ら，1980）を示し，硬石膏（含石膏）の溶解に由来する日本のグリーンタフ型温泉の δ34S 値（＋15～＋33‰；Sakai and Matsubaya, 1974）にほぼ含まれることを勘案すると，これらの温泉水と河川水は硬石膏の溶解を経験してきたと推察される．入山辺
温泉，霊泉寺温泉，上諏訪の 3 地点（Nos. 10, 14, 15）の深部流体は硬石膏にほぼ飽和ないし不飽
和であり（Fig. 6c），この推論と整合する．
Figure 5e からわかるように，松本盆地南東縁地域の Na ─ SO4 泉（Nos. 3～5, Kk）は直線 ΔCa2+＝ΔSO42－より ΔCa2+ にやや欠損している．この Ca2+ 欠損量（ΘCa2+）と ΔNa+ 間には逆相関が認められ（Fig. 5b），これらの温泉水は，硬石膏の溶解作用に加えて，内村層（本郷層）の安山岩質凝灰岩や霧ヶ峰火山岩などに含まれる Na ─スメクタイトと Ca2+ に富む深部流体間のイオン交換反応を経験してきたと判断される．
上諏訪地域以南に分布する多くの温泉（Nos. 14～16a, b, c, 17）では直線 ΔNa+＝ΔHCO3－より過++剰な ΔNa（ΦNa；Fig. 5d）と（ΘCa2+＋ΔMg2+）間に逆相関が認められ（Fig. 5c），斜長石の風化作用および硬石膏の溶解作用に加えて，Na ─スメクタイトと（Ca2+, Mg2+）に富む深部流体間でイオン交換反応が行われたと推察される．
+
6Na0.33Al2.33Si3.67O10（OH）（Ca2+, Mg2+）→ 6（Ca, Mg）（OH）
2＋
0.16Al2.33Si3.67O10
2＋2Na （6）17

村松容一，山野恭，千葉仁，奥村文章

温泉科学

また，塩壺温泉（St）は直線 ΔMg2+＝－ ΘCa2+ 付近にプロットされ（Fig. 5c），硬石膏の溶解作
用とイオン交換反応が示唆される．地質鉱物学的視点に立てば，イオン交換反応に関与するスメク
タイトは守屋層（吉野，1982），内村層，塩嶺火山岩類の火山ガラスの変質生成物，茅野岩体を構成する斜長石の風化生成物などとして存在すると考えられる．
以上からわかるように，硬石膏の溶解作用は本研究対象地域の広範（温泉の約半数）で行われており，端成分 A（Figs. 3b, d）の形成に関与している．粘土鉱物に対する主要な陽イオンの吸着力の大きさは Ca2+ ＞ Mg2+ ＞ Na+ であり（藤貫ら，1967），本研究対象地域で行われた深部流体とス
メクタイト間のイオン交換反応はほぼこれに従うものの，その反応は多様であるとともに，広範（温泉の約半数）に進行している現象であることがわかる．
4．4．4

硫酸還元反応松本盆地南東縁地域の硫酸塩泉（Nos. 3～5, Ir, Rs, Kk）に含まれる SO42－は硬石膏の溶解に由来することが推定されたが，δ34S 値は＋ 13.6～＋19.9‰の変動幅をもっている（Table 1）．地下のやや深所では，微生物は SO42－呼吸（硫酸還元）を行うようになる（長沼，2003）．硫酸還元菌による硫酸還元が進行すると，温泉水に残留する SO42－の δ34S 値は次第に高くなり，硫酸還元に伴う硫黄同位体分別が一定であれば，SO42－濃度の対数に対して δ34S 値をプロットすると直線関係になる（ 永 田・ 宮 島，2008）．Figure 7 か ら わ か る よ う に，6 地 点（Nos. 3～5, 15, Ta,Kr） の δ34S 値 とΔSO42－ 間には逆相関トレンドが認められており，松本盆地南東縁地域の硫酸塩泉（Nos. 3～5, Ir,
Rs, Kk）における δ34S 値の変動は硫酸還元反応によって説明可能である．したがって，Nos. 3～5
地点で ΘCa2+ 欠損量の絶対値が ΔNa+ よりやや低いのは，硫酸還元反応が影響しているのであろう（Fig. 5b）．この硫酸還元反応は関東山地北縁（村松ら，2010a）や房総半島～茨城県南東部（村松ら，2012）などで報告されている．
No. 2 地点の δ34S 値（＋11.9‰）は硬石膏よりやや軽く，硫酸還元反応を示唆する δ34S 値と ΔSO42－間の逆相関トレンドから大きく外れる（Fig. 7）．本地点は松本市街地にあり，硬石膏の溶解作用に加えて生活排水起源の SO42－も含まれるために，δ34S 値が硬石膏よりやや軽くなったのであろう．
4．4．5

黄鉄鉱の酸化作用

高ボッチ高原周辺にある酸性 Fe ─ SO4 泉（Nos. 7, 11；pH＝2.5～3.1）の δ34S は軽い値（－7.1～＋2.0‰）を示している（Fig. 7）．このうち，No. 7 地点は金掘の廃坑から自然湧出しており，この南東に分布する高ボッチ累層には松本岩体の貫入に関連して生成した黄鉄鉱・輝水鉛鉱が鉱染状にFig. 7 Relationship between δ34S value and ΔSO42 － concentration for hot spring waters. The sample
numbers, names and symbols are the same as in Fig. 1.

18

第 64 巻（2014） 糸魚川－静岡構造線活断層帯中部（牛伏寺断層付近）における温泉の水質および安定同位体比とその地質鉱物学的解釈
発達しており（長野県地学会，1957），黄鉄鉱の酸化作用を受けてきたと判断される（Appelo andPostma, 2005）．
黄鉄鉱の反応FeS2＋7/2・O2＋H2O → Fe2+＋2SO42－＋2H+

（7）

鉄酸化細菌による鉄酸化作用

4Fe2+＋O2＋4H+ → 4Fe3+＋2H2O

（8）

Nos. 6, 8 地点は Fe と SO4 を含み，軽い δ S 値（No. 6 地点は＋1.3‰）を示す点で酸性 Fe ─ SO4
2－

34

泉と共通するが，中性～弱アルカリ性（pH＝6.3～7.9）である．高ボッチ累層には石英・黄鉄鉱（方解石）脈が特徴的に発達すること（吉野，1982），および両温泉は Ca2+ と HCO3－をかなり含むことを勘案すると，深部流体の形成には地表付近における黄鉄鉱の酸化作用に加えて，方解石の溶解作用による中和が関わっていると推察される．しかしながら，No. 6 地点の Ca2+ 濃度は方解石の溶解作用によるものよりかなり過剰であり，その理由は明らかでない（Fig. 5a）．
CaCO3＋H+ → Ca2+＋HCO3－（9）

砥川沿いの輝石ひん岩（下諏訪岩体の先駆的貫入）の割れ目から自然湧出する No. 11 地点は，
No. 7 地点と同様に深成岩体縁辺に位置しており，Fe と SO42－は黄鉄鉱の酸化作用に由来すると考えるのが妥当であろう．砥川の河口付近の下諏訪に旦過の湯温泉と No. 12 地点が分布する（Fig. 1）．
こ の う ち， 旦 過 の 湯 温 泉（pH＝7.7） は Fe，SO42－，Ca2+，HCO3－ を 含 み（ 野 口，1960； 稲 垣，1983），δ34S 値が＋2.6‰（松葉谷ら，1980；Fig. 7）を示すことから，深部流体は黄鉄鉱の酸化作用と方解石の溶解作用を経験してきたと考えられる．一方，No. 12 地点も同様の化学・安定同位体組成を有するが，Fe は未検出である（Table 1）．恐らく，pH が極端に低くならなかったために，
Fe3+ は Fe（OH）．
3 として沈殿してしまったのであろう（Appelo and Postma, 2005）+
Fe3+＋3H2O → Fe（OH）
3＋3H 

（10）

黄鉄鉱の酸化作用が水質形成に関与する温泉は松本・下諏訪岩体の貫入に関連した黄鉄鉱の鉱化作用を受けた高ボッチ山周辺，すなわち Fig.1 に示した δ34S 値＝＋2.8‰の等安定同位体比線の内側に限られ，端成分 P（Figs. 3b, d）の形成に関与している．
4．4．6

人為的影響

松本市街地の No. 1 地点は軽い δ34S 値（＋3.0‰）を示している（Fig. 7）．この温泉周辺の地下水には NO3－（4.9～14.5 mg/L）が含まれ，周辺に住宅地・商業施設・工場などが密集していることから，
人為的影響が予想されている（藪崎，2012）．販売量が上位の台所・洗濯用合成洗剤の水溶液にはNa+, Cl－ , SO42－，NO3－などが含まれ，合成洗剤水溶液と生活排水の δ34S 値はそれぞれ－4.2～－0.7‰，＋6～＋10‰をそれぞれ示すことを勘案すると（村松ら，2010b），No. 1 地点の SO42－ , Na+, Cl－には生活排水が影響している可能性が考えられる．

5． ま

と

め

糸魚川─静岡構造線活断層帯中部（牛伏寺断層付近）の松本盆地南東縁～諏訪盆地地域に分布する温泉を対象に，主成分および酸素・水素・硫黄安定同位体分析を実施するとともに，温泉水の主要溶存成分濃度の経年変化を調査した結果をもとに，地質鉱物学的視点に立って深部流体の流動機
構と水質形成機構を検討した．得られた結果は以下のとおりである．
（1）本研究対象地域の温泉は霧ヶ峰火山を熱源にしており，松本盆地南東縁地域には Na ─ SO4 泉，
諏訪盆地地域には Na ─ Cl 泉と Na ─ HCO3 泉が多い．東北地方太平洋沖地震に起因する主要溶存
成分濃度の顕著な変化はほとんどの温泉で認められない．
（2）松本盆地南東縁地域と諏訪盆地地域の SO42－ に富む温泉水の δ34S 値はそれぞれ＋1.3～＋
16.3‰，－7.1～＋19.6‰であり，硬石膏の溶解作用と硫酸還元反応のほか，松本・下諏訪岩体の貫19村松容一，山野恭，千葉仁，奥村文章

温泉科学

入に関連した黄鉄鉱の鉱化作用を受けた地域では黄鉄鉱の酸化作用，松本市街地では生活排水が関与していることを示唆する．
（3）上諏訪地域の塩化物泉の深部流体は諏訪断層群に貯留される Cl－に富む流体（CPF1），下諏
訪地域の SO42－に富む温泉の深部流体は同断層群に貯留される SO42－に富む流体（SPF1）が，霧ヶ峰高原で地下に涵養された後にさまざまに温められた降水起源水と混合することによってそれぞれ形成された．一方，松本盆地南東縁地域の硫酸塩泉の深部流体は主に薄川断層に貯留される SO42－に富む流体（SPF2）が，美ヶ原～霧ヶ峰高原で涵養された後にさまざまに温められた降水起源水と混合することによって形成された．３種の流体のうち，CPF1 と SPF2 は端成分 A（硬石膏の溶解由来の SO42－起源流体）と端成分 B（深部由来の Na ─ Cl 起源流体）の混合，SPF1 は端成分 P（黄鉄鉱の酸化由来の SO42－起源流体）と端成分 B の混合によってもたらされたと考えられる．
（4）Na ─ SO4 泉の水質は硬石膏の溶解作用，イオン交換反応，硫酸還元反応，Fe ─ SO4 泉と Ca─ SO4 泉は黄鉄鉱の酸化作用，方解石の溶解作用，Na ─ Cl 泉は斜長石の風化作用，イオン交換反応，
硬石膏の溶解作用，Na ─ HCO3 泉は斜長石の風化作用，Ca ─ HCO3 泉は方解石の溶解作用，生活排水にそれぞれ主として規制される．
謝

辞
本研究を行うにあたって，温泉施設管理者ならびに関係者の皆様には温泉水の採取にご協力頂きました．また，匿名の 2 名の査読者および編集委員会委員長井上源喜先生には，懇切丁寧なご指摘を頂きました．以上の方々に深く感謝いたします．
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