公益財団法人国土地理協会

第 18 回学術研究助成（地理学および関連する分野の学術的調査・研究）

諏訪湖流域における地下水の滞留時間推定と水資源の持続性評価

研究代表者
共同研究者
共同研究者
共同研究者

榊原
堀
宮原
鈴木

厚一
瑞季
裕一
啓助

信州大学理学部理学科
信州大学理学部理学科
信州大学理学部理学科
信州大学理学部理学科

１．はじめにには，流域の地下水流動系を把握することが必要不可
欠である．また同時に，従来独立しているものとして扱

地下水は農業・工業・生活用水・飲用水等に広く利用われてきた地下水と地表水の相互関係も把握する必要される主要な水資源の一つである．地球上に存在するがある（Winter et al., 1998；嶋田・谷口，2014）
．こ

8

3

水の総量は，
約13.8×10 km であり，そのうち約97.4％

れまでに，地下水流動系や地下水・地表水の交流関係を

は塩水が占め，淡水は残りの 2.6％である約 0.35×108

扱った研究は数多く行われてきた（例えば，吉岡ほか，

3

km にすぎない（国立天文台編，2017）．淡水のなかで最2018；土原ほか，2018）．そのなかでも，地下水位変化も多いのは，氷河であり，地球上に存在する水の約 2％の直接的な把握は非常に重要な情報となることが知ら近くを占めるが，水資源としての利用は難しい．その次れている（安西ほか, 2013）．平野や盆地スケールにおに多いのは地下水であり，地球上に存在する水の約

いて，物理的手法を適用して広域地下水流動系を評価

0.6％を占めると言われている．一方で，河川や湖沼にすることは，帯水層構造や断層，河川系などの水理地質存在する地表水は 0.01％と地下水と比較してもはるか

構造，土地利用，揚水等の制約により困難が多い．それに少ない．このことからも，人間が使用することのできに対し，小宮ほか（2003）では，水質・同位体比データ

る淡水資源として，地下水の重要性は非常に高いといを用いた地下水流動評価法は，物理的手法による問題

える．さらに地下水は，地表水と比較して，降水量や外点を補完することができると述べられている．さらに

気温による影響を受けにくく，水質や水温が安定して池田ほか（2017）では，十勝平野において広域地下水流

おり，比較的容易に採取できるといった数多くの利点

動系を解明するうえで，地下水位だけでなく，一般水質，を有している（山口，2010）．

地下水温，同位体比などの環境トレーサーの利用が有効であると報告された．これらの環境トレーサーのな

これらの特徴から，国内外において地下水を水資源として利用する地域は多い．特に乾燥・半乾燥地域では， かでも，酸素・水素安定同位体比（δ18O・δ2H）は，環
水需要の大半を地下水に依存しており，経済成長の著

境中で他の物質と反応して変化することがほとんどな

しいアジア地域においても地下水は発展を支える資源

く，起源となる水の情報を保持するため，水循環研究にとして多様に利用されている（片岡，2010）．しかしなおける代表的なトレーサーとして利用されている（中がら，高まる水資源需要により，とりわけ地下水に関連

山ほか，2000）．また，地下水流動系を把握する上で，する諸問題が顕在化していることは事実である．例え地下水涵養からの経過時間として定義される地下水のば，台湾では，急速な経済発展とそれに伴う産業拡大お年代（滞留時間）もまた重要な情報である（榊原ほか，

よび人口増加による地下水の過剰揚水が地盤沈下や塩

2017）．六フッ化硫黄（Sulfur Hexafluoride：SF6）は，

水侵入を引き起こし，地下水塩分濃度の上昇と土壌質

1950 年代以降，工業用途で生成され，1960 年代から大の低下をもたらしている（Peng et al., 2014）．この気中濃度が単調増加し，特に 1980 年代からは年約 7％

ような地下水障害は国内においても発生し，大きな社の非常に早い速度で上昇し続けている（浅井・辻村，

会問題となった．高度経済成長期において，主要産業地

2010）．その特徴を利用して，国内外において若い地下帯である関東・中部・関西圏における都市域では，地下水の年代推定に用いられている．例えば，Asai et al.

水の過剰揚水により急激な地下水位の低下や地盤沈下（2011）は, 中部日本における湧水と地下水の SF6 濃度が発生した（嶋田，2012）．その後，地下水の揚水規制を測定し, 山岳地域では自然由来の SF6 の影響は少なによりこれらの地下水障害は沈静化したが，産業廃棄

いこと，さらに人為的な SF6 の汚染が少ない場合，SF6 を物等による地下水汚染や地下構造物への浮力の増加，用いた年代推定法は日本の若い地下水に対して有効で

地下水漏水等の新たな問題が顕在化している（石井・安あることを報告した．

原，2000；林ほか，2007）．したがって，地下水を水資

長野県諏訪湖流域は，八ヶ岳や霧ヶ峰を代表とする源として持続的に利用していくためには，このような山々に囲まれ，地下水資源が豊富なことから水道水源

地下水障害を防ぎ，適切な管理に基づいた地下水利用の多くを地下水に依存している地域である．しかし一を行うことが重要となる．

方で，諏訪湖や周辺河川の水質低下やアオコの発生等，地下水を適切に管理し持続的な利用を推進するため諸問題を抱えている地域でもある．そのため持続的な2水資源利用へ向けた取り組みの模索は喫緊の課題であから諏訪湖に広がる地域を中心とする諏訪湖流域を対るといえる．これまで，諏訪湖流域における地下水研究

象とした．

は，地下水水質・涵養標高推定・賦存量推定等を目的と気候については，内陸部特有の気候を示し，気温の日したものがほとんどであり（例えば，宮原・木下，2014；

較差および年較差が大きく，湿度が低いこと，降水量が木下，2014；宮原，2017），地下水の年代情報の取得や少ないことが特徴として挙げられる．流域のほぼ中央

地下水流動系の記述によって，水資源の持続性を評価に位置する長野県諏訪市における諏訪特別地域気象観した研究はほとんどない．

測所におけるアメダスデータによれば，1991－2019 年

したがって，本研究は，水文観測および水質，酸素・の約 30 年間の年平均気温は 11.4℃，年平均降水量は

水素安定同位体比，SF6 を含む複数の環境トレーサーを

1294.1 mm である．図 2 に諏訪市における雨温図を示用いることによって，諏訪湖流域における地下水年代

す．1991－2019 年における最暖月 (8 月) と最寒月 (1と地下水流動系を明らかにし，水資源の持続性を評価

月) の月平均気温は，それぞれ 24.0℃および–1.2℃ですることである．

あり，冬季の降水量は夏季と比較して少ない傾向がみられる．

２. 研究方法

研究対象地域では，糸魚川－静岡構造線断層帯の一30

諏訪湖流域（図 1）は長野県のほぼ中央部に位置し，25級の筑摩山地，北東部から南東部には赤岳を最高峰と20

平均気温 (℃)

流域の北西部から北部にかけて，霧ヶ峰を含む 2000 m
する 3000 m 級の八ヶ岳の山々，南西部は 2000 m 級の

気温

150

10

ている．諏訪湖の湖周は約 15.9 km，湖面積は約 13.3
2

km であるのに対し，諏訪湖流域の面積は約 531.2 km

0河川も含め，計 31 の河川が諏訪湖に流入する一方で，-5

流出は天竜川 1 河川だけの典型的な閉鎖性水域である

1005である．また，横河川，砥川，上川，宮川といった主要

250
200

15

入笠山（南アルプス北端），西部には湖南山地が連なっ
2300

平均月降水量 (mm/month)

2.1 研究対象地域概要

50
J FMAM J J A SOND0

図 2. 諏訪市における雨温図（宮原ほか，2008；降幡，2011）．流域内には，7 市町（1991－2019 年の諏訪特別地域気象村（岡谷市・諏訪市・茅野市・立科町・下諏訪町・富士観測所データを用い作成）

見町・原村）が位置している．本研究では，八ヶ岳西麓
3部と考えられている断層が諏訪湖を挟み，北西－南東

黄（Sulfur Hexafluoride：SF6）濃度分析のための試料方向に走っている．さらに，諏訪湖流域の南部では，中採取を行った．チューブポンプ（GEO-pump-CFC-a，株式

央構造線が南から杖突峠付近に達している．諏訪地域

会社地球科学研究所）を使用し，500 ml 褐色ガラス瓶

における糸魚川－静岡構造線の特徴は，一本の断層で2 本に水試料を採取した．現在の大気中 SF6 濃度は過去はなく活断層群を成している点であり，現在までに繰

の大気中濃度より高く，大気との接触は試料を汚染す

り返し断層運動が起こり，糸魚川－静岡構造線と並行る可能性がある．したがって，大気と地下水試料との接する付随断層線が発達している（森, 1999）．また，藤触を防ぐ方策を取り，採水を行った．また，SF6 濃度分

森・太田（1992）によると，諏訪盆地には多くの活断層

析用採水時には，EC と pH 測定に加えて，酸化還元電位が分布するが，その位置は不確実なものも多いと報告（Oxidation Reduction Potential : ORP）
，溶存酸素

されている．諏訪湖流域の南西側（入笠山付近）は，中濃度（Dissolved Oxygen : DO）の測定も行った．測定

生代の泥質片岩等の変成岩類が帯状に分布し，西側のには，ポータブル酸化還元電位・溶存酸素計（D-75,

湖南山地では，これらの上に新生代に噴出した火山岩

HORIBA）を使用した．

類などが覆っている．北東側でも新生代の火山岩類な地下水位観測では，既存の観測井 4 地点（w1，w2，

どが広く分布しており，霧ヶ峰や八ヶ岳等の火山群のw3，w4）の各孔内の地表面から 15 m 下方にデータロガ

噴出物や溶岩が堆積し，広大な山麓がつくられている．

ー（Onset 社 水中用水位/温度計測データロガー：HOBO

また，これらの山麓が河川によって侵食・運搬・堆積をU20）を設置し，水圧，水温の自動観測を行った．また，繰り返され，なだらかな裾野となり，諏訪盆地や茅野市各観測井において，井戸孔内気圧計測用のロガーを井の平坦部となっている．一方，諏訪湖の南東側の，上川戸孔内の天端付近に設置して自動観測を行い，気圧のや宮川が流れる低平地は，かつて湖が広がっていた場

影響による水圧変化を補正した．これらの自動観測の所であり，腐植土が多く含まれ粘土層やシルト層から頻度は 15 分に 1 回とし，約 1 ヶ月毎にデータの回収をなる分厚い堆積層が分布している（中野，1999）．また，した．また，現地調査時には水位計（ミリオンロープ水宮原（2012）によると，これらの堆積層からは天然ガス

位計，YAMAYO）にて地下水位の実測を行うことで，自動が採取され，ガスとともに栄養塩を多く含む地下水が観測の水位が正しいかどうかの検証を行った．w1，w2 の存在していることが報告されている．

観測井は，削孔長 100 m のうち，無孔区間は 0－10 m，有孔区間（ストレーナー区間）は 10－100 m である．

2.2 調査概要

w3，w4 の観測井は，削孔長 20 m のうち，無孔区間は 0－10 m，有孔区間（ストレーナー区間）は 10－20 m で

図 1 に諏訪湖流域図に加え，本研究における採水地

ある．また孔径は全ての観測井で 5 cm である．

点も示している．採水地点の座標は GPS（eTrex 30x,
GARMIN）で計測した．調査および試料採取は，2018 年

気温データは，井戸孔内に設置した水圧，水温，孔内12 月から2019 年11 月にかけて実施した．
採水時には，

圧観測用のデータロガーと同様のものを用いて，諏訪

現地にてデジタル水温計 (ASF-270T, AS ONE)とポータ

臨湖実験所にて 15 分間隔で観測を行った．降水量デー

ブル電気伝導率・pH 計（D-74, HORIBA）を用いて，水タは，気象庁ウェブサイト過去の気象データより諏訪温，電気伝導率（Electrical Conductivity：EC）およ

特別地域気象観測所におけるアメダスデータを使用しび pH を測定し，試料で 3 回共洗いした 500 ml ポリ瓶

た．河川流量および諏訪湖湖水位・湖水放流量データは，に採水した．また，地下水はベイラーサンプラーを用い

諏訪市防災気象情報システムのデータを使用した．

て採水した．降水試料は，信州大学理学部湖沼高地教育

2.3 環境トレーサー分析

研究センター (諏訪臨湖実験所) において，夏季は蒸発防止のため漏斗の円錐形部分にピンポン玉を入れた採取した水試料は実験室に持ち帰った後，可能な限採水器を，冬季は凍結防止のため漏斗にヒーターを巻り速やかに，0.22 μm のフィルタ－を用いて濾過処理

いた採水器を用いて，約 1 ヶ月間隔で回収した．現地を行った．さらに，重炭酸イオン濃度（HCO3－）測定ので測定を行う前に，pH 計は pH = 4，7 の校正を行った．

ための pH4.8 アルカリ度滴定も行った．濾過処理後の2019 年 4 月には，地下水および湧水中の六フッ化硫

水試料は，濾過した水試料で 3 回共洗いした 50 ml ポ
4

図3 より，
研究期間中の降水量は2018 年12 月から2019

リ瓶にて冷蔵保存し，項目ごとに以下の手法を用いて＋－3分析を行った．HCO を除く無機溶存イオン濃度（Na ,年 5 月にかけて少なく，2019 年 6 月から 8 月，10 月に

NH4+, K＋, Mg2+, Ca2+, Cl－, NO3－, SO42－）の分析は，イ多くなる傾向がみられた．河川流量は，宮川および上川

オンクロマトグラフ（ICS-1500，ICS-2100，DIONEX）をの両河川とも降水量の少ない12 月から 5 月にかけては用いた．ここで，EC が 10 mS/m を超える試料について少ないレベルで推移し，降水量が多い 6 月から 8 月，

は，超純水を用いて希釈し，無機溶存イオン濃度の分析

10 月にかけては多いレベルで推移する傾向がみられた．

18を行った．水の酸素および水素安定同位体比（δ O・

梅雨や台風などの影響を受けているものと考えられる．

δ2H）は，波長スキャンキャビティリングダウン分光分

また 2019 年 10 月 12 日の台風 19 号の直後，河川流量析法（L2130-i，PICARRO）により分析を行った．酸素・は急激に増加し，上川で 231 m3/s，宮川で 92 m3/s とい

水素安定同位体比では，全ての試料および標準試料をう観測期間中の最大値を記録した．一方，2019 年 8 月

10 回連続して測定し，メモリー効果を回避するために，

19 日に諏訪市において日降水量 118.5 mm の局地的に6－10 回目の測定値のうち 3 回の平均値を測定値とし激しい雨が観測されたが，この大雨に伴う河川流量のた．測定された酸素・水素安定同位体比は，国際標準試

増加はほとんど観測されなかった．したがって，対象地

料（Vienna Standard Mean Ocean Water：VSMOW）から域における河川流量は，広域の降水イベントに対応し

182の千分率偏差として，δ値で表した．δ O と δ H の分た応答を示すと考えられる．
2018 年 12 月から 2019 年 11 月までの日降水量，諏訪析精度は，それぞれ 0.05‰，0.2‰である（三洋貿易株

湖湖水位および湖水放流量の経時変化を図 4 に示す．

式会社 web）．
湧水および地下水の SF6 濃度は，Purge and Trap GC-

諏訪湖湖水位および湖水放流量のデータは，河川流量

ECD 分析システムを用い分析した．試料中の SF6 を含むと同様に諏訪市防災気象情報システムの値である．図 4

全気体を純窒素のバブリングによって追い出し，濃縮に示したように，諏訪湖湖水位は 2019 年 8 月，10 月のトラップに捕集後，SF6 のみを ECD 検出器付きガスクロ

大雨による一時的な上昇はみられたものの，河川流量

マトグラフ（GC-8AIE，SHIMADZU）に導入した．湧水おの変化とは異なり，多雨の影響による大きな変化はみ

よび地下水の SF6 濃度は fmol/L で表示する．繰り返しられなかった．しかしながら，湖水放流量は，降水イベ

測定による溶存 SF6 濃度の分析精度は 3.8％である．

ントに応答し増加する傾向がみられた．諏訪湖は 31 の流入河川に対し，流出河川は天竜川の 1 河川のみであ

３．結果

る．過去，諏訪湖は氾濫を繰り返していたことから，

3.1 水文データの時空間変化

1936 年以降，諏訪湖から天竜川への放流量を管理し諏
訪湖湖水位を調節することを目的として，釜口水門が川（上川・宮川）の流量の経時変化を図 3 に示す．降水建設された（長野県 web）
．図 4 のように，降水量に対量は諏訪特別地域気象観測所におけるアメダスデータ，

する湖水位変化の応答が明瞭ではないことは，釜口水

80

50

60
40

100

20

宮川流量 (m3/s)

0100

Dec Jan Feb Mar Apr May Jun Jul Aug Sep Oct

80

50

60
40

100

20
0
Dec Jan Feb Mar Apr May Jun
2018 2019

150
0

Jul

Aug Sep Oct

150

1.5

0

1.0

50

0.5
0.0

300

100

基準水位：758.045 m
Dec

Jan

Feb

Mar

Apr

May

Jun

Jul

Aug

Sep

Oct

諏訪湖からの放流量 (m3/s)

0

降水量 (mm/day) 降水量 (mm/day)

上川流量 (m3/s)

100

諏訪湖水位 (m)

河川流量は諏訪市防災気象情報システムの値である．

降水量 (mm/day) 降水量 (mm/day)2018 年 12 月から 2019 年 11 月までの日降水量，2 河

200

150
0
50

100

100

0

150

Dec Jan Feb Mar Apr May Jun Jul Aug Sep Oct

2018 2019

図 4．降水量・諏訪湖湖水位・諏訪湖から図 3．降水量と河川流量の時間変化（諏訪特別地域気象観測所・
諏訪市防災気象情報システムデータ）

天竜川への放流量の時間変化（諏訪特別地域気象観測所・
諏訪市防災気象情報システムデータ）5

た．

門により放流量および湖水位が管理されているためといえる．また，2018 年 12 月から 2019 年 11 月までの日

3.2 水質の特徴

降水量および各観測井（w1，w2，w3，w4）における地下水位の経時変化を図 5 に示す．諏訪湖湖岸からの距離

2018 年 12 月から 2019 年 11 月までの気温と 4 地点

が 0.13 km，0.90 km，2.70 km，4.80 km である w1，の観測井における地下水温の経時変化を図 6 に示す．

w2，w3，w4 の観測井は，それぞれ異なる水位変化がみ40

水温, 気温 (℃)

られた．w1，w2，w4 の 3 地点における観測井では，水位の変化幅に違いはあるものの，
2018 年12 月から2019
年 2 月中旬にかけて地下水位は緩やかな低下傾向を示したが，２月末から 3 月上旬の降水イベント以降，水位は上昇に転じ，この上昇傾向は 8 月中旬まで継続し

30
20
気温
w1
w2
w3
w4

10
0

-10

た．その後，9 月における降水量の減少に伴い，地下水2018 2019

位の上昇は止まり緩やかな低下傾向を示したが，10 月の降水イベント後，地下水位は再度上昇した．特に変化

図 6．気温・地下水温の時間変化

幅の大きかった w1 の観測井では，観測期間中に約 1.39

調査期間中の気温は，2019 年 8 月に最高気温 34.7℃，

m の地下水位変化が観測された．一方，w3 における観2019 年 1 月に氷点下 9.7℃を記録し，大きな季節変化

測井では，他の 3 地点と比較して，観測期間中に大きがみられた．これに対し，地下水温は観測井ごとにほぼな水位変化は観測されなかった．しかしながら，2019 年

一定の値で安定していた．

10 月 12 日の台風 19 号の直後には，全ての観測井にお毎月の頻度で採水をした地下水・河川水・湖水・降水

いて，20 cm 程度の地下水位上昇が観測された．このよの主要無機溶存イオンの分析結果をトリリニアダイア

うに観測井ごとに水位の変化幅に大小はあるが，地下グラムとして図7 に示す．
トリリニアダイアグラムは，水位の上昇は，多雨期や台風などの広範囲にわたる大菱形のキーダイアグラムと左右の下についた三角ダイ

雨の後に起こる傾向がみられたことから，対象地域にアグラムからなる．キーダイアグラムは，陽イオンをアおける地下水位変化も降水との関係があることが示唆

ルカリ金属イオン（Na＋+ K＋）とアルカリ土類金属イオされた．
観測期間を通じた地下水位変化は，
w1 で756.67

ン（Ca2+＋Mg2+），陰イオンを炭酸イオン（HCO3－）と非－758.05 m，w2 で 759.89－760.42 m，w3 で 760.56－

炭酸イオン（Cl－＋NO3－＋SO42－）に分類し，その組成を％760.88 m，w4 で 762.12－762.60 m，湖水位の変化はで表示する．また，三角ダイアグラムは，左下に陽イオ

758.71－759.11 m（いずれも平均海水面基準）であっ

ン，右下に陰イオンの組成を表示する．その結果，諏訪50

地下水位 (m: a.m.s.l.)100758.5 12/6 1/5
w1
758.0
757.5
757.0
756.5
760.5 Dec Jan
w2

2/4

Feb

3/6

Mar

4/5

Apr

5/5

May

6/4

Jun

7/4

Jul

8/3

Aug

9/2

Sep

10/2

Oct

11/1

Nov

12/1

150

100％

降水量 (mm/day)

0

地下水
湖水
河川水
降水

Dec

0％

0％

760.0

100％ 0％759.5
761.5Dec Jan Feb Mar Apr May Jun Jul Aug Sep Oct Nov Dec
w3

0％ 100％

761.0
760.5
763.0 Dec Jan
w4

Feb

Mar

Apr

May

Jun

Jul

Aug

Sep

Oct

Nov

Dec

100％
100％

762.5

0％

762.0
Dec Jan Feb Mar Apr May Jun Jul Aug Sep Oct Nov Dec
2018 2019

100％

図 5．降水量と地下水位の時間変化

Ca2+

0％

0％

図 7．水質組成
6

0％
Cl-

100％

湖近傍の低標高地域で採水をした河川水では，ほとん

における地下水中の各種陰イオン濃度および陽イオン

どが Ca-SO4 型（非炭酸）と Ca-HCO3 型の中間型の水質組濃度の経時変化を示す．その結果，調査期間を通じて，成であった．一方，標高約 1650 m の河川は Ca-HCO3 型

地下水の主要陰イオン成分は全ての試料において HCO3の水質を示し，トリリニアダイアグラム上でそのほか－の河川とは離れた位置にプロットされ，河川間でも水であり，w3 の地下水においては Mg2+が高い濃度で認め

質組成の違いがみられた．また，湖水のほとんどは，キられた．また各イオンの明確な時間変化の傾向はみらーダイアグラムのほぼ中央に分布した．調査期間を通れなかった．

であるのに対し，
主要陽イオン成分はNa+もしくは NH4+

して，降水の水質組成は見かけ上変化が大きかったが，3.3 水の酸素・水素安定同位体比の特徴

これは，降水に溶存するイオン濃度が他の環境水と比較し，低いことが要因と考えられる．また，地下水のイ

毎月の頻度で採水をした地下水・河川水・湖水・降水

オン濃度（絶対値）は，他の採水対象の環境水（河川水，の酸素および水素安定同位体比の関係を表したデルタ

湖水，降水）よりもはるかに高い傾向がみられた．このダイアグラムを図 10 に示す．図 10 の破線は降水試料

ことは，宮原（2012）で，観測井が位置する堆積層からの安定同位体比データの回帰直線である．この回帰直はガスとともに栄養塩を多く含む地下水が存在してい線 (R²=0.96）を研究対象地域の地域天水線とすれば，ると報告されたことと整合的な結果である．また，2019

その式は，傾き 8.67，切片 21.75 を持つ一次関数で示

年 4 月と同年 10 月において，w1，w2，w4 の地下水は，すことができる．また，調査期間（2018 年 12 月から

溶存イオン濃度は異なるが，Na(K)-HCO3 型を示し，w3 の2019 年 11 月）における降水量加重平均値は δ18O は–地下水のみ Mg-HCO3 型を示した．図 8，図 9 に各観測井

11.02‰，δ2H は–76.63‰であった．調査期間を通じて，
降水は δ18O が–16.5‰から–7.9‰，δ2H が–121.0‰か

1800

w1

1200

ら–42.0‰の範囲を示した．一方，地下水は δ18O がAnion (mg/L)

600–12.0‰から–11.1‰，δ2H が–82.3‰から–77.7‰の範0
Dec Jan Feb Mar Apr May Jun Jul Aug Sep Oct Nov Dec
320
240
w2
160
80
0
Dec Jan Feb Mar Apr May Jun Jul Aug Sep Oct Nov Dec
1400
1050
w3
700
350
0
Dec Jan
300
w4
200

Feb

Mar

Apr

May

Jun

Jul

Aug

Sep

Oct

Nov

Dec

100
0

Dec Jan Feb Mar Apr May Jun Jul Aug Sep Oct Nov Dec

囲を，河川水は δ18O が–12.4‰から–10.8‰，δ2H が–85.6‰から–74.0‰の範囲を，湖水は δ18O が–11.7‰
から–10.0‰，δ2H が–80.2‰から–69.8‰の範囲を示した．調査期間を通じて降水の同位体比は大きく変化したのに対し，地下水・河川水・湖水の同位体比の変化幅

HCO3ClSO42NO3-は小さかった．また，調査期間を通じて宮川における河川水の同位体比は，上川における同位体比よりも大き2018 2019-30

図 8．地下水中の各種陰イオン濃度の時間変化

-50

210
140

w1

0
40 DecCation (mg/L)

20

Jan

Feb

Mar

Apr

May

Jun

Jul

Aug

Sep

Oct

Nov

Dec

Feb

Mar

Apr

May

Jun

Jul

Aug

Sep

Oct

Nov

Dec

δ2H (‰)

70

30

地下水
河川水
湖水

w2

10
120 Dec Jan
90
60
w3
30
0
25 Dec Jan
w4
20
15
10
5

Mar

Apr

May

Jun

Jul

Aug

Sep

Oct

Nov

Dec

-90

-110

Na+
Feb

降水

-70

NH4+
K+
Ca2+

-130

Mg2+

δ2H = 8.67δ18O + 21.75
R² = 0.96

-17

-15

-13

-11

δ18O (‰)

Dec Jan Feb Mar Apr May Jun Jul Aug Sep Oct Nov Dec

2018 2019

図 10. デルタダイアグラム

図 9．地下水中の各種陽イオン濃度の時間変化
7

-9

-7

w1

δ2H (‰)

-76

w2

w3

w4

囲を示した． SF6 濃度が最も高い湧水地点は，採水地点-78

標高が 1633 m である女の神氷水であり，最も低い湧水-80

地点は，採水地点標高が 898 m の大清水であった．ま-82

た，3 地点の観測井（w1，w3，w4）における地下水の溶

-84
Dec
-11.0

Jan

Feb

Mar

Apr

May JunJul

Aug SepOct

存 SF6 濃度は，諏訪湖湖岸からの距離が 4.80 km 離れた

Nov Dec

δ18O (‰)

山地-平野境界部に位置する地下水（w4）を除き，検出-11.4

限界以下であった．
しかしながら，w4 の地下水では0.14-11.8fmol/L の微量の SF6 濃度が検出された．この w4 におけ-12.2

る地下水の SF6 濃度は，湧水の SF6 濃度と比較しても明Dec Jan FebMar AprMayJun Jul AugSep Oct NovDec2018 2019

らかに低い値を示した．

図 11．地下水の安定同位体比の時間変化

４．考察

い値を示した．さらに上川上流と上川下流を比較する

4.1 環境水の起源と，上流で同位体比が小さく，下流で大きいという傾向

調査期間中の全ての試料は，デルタダイアグラム（図がみられた．湖水に着目すると，夏季（5 月－9 月）に10）上で地域天水線に沿うようにして分布した．したがかけて同位体比が大きくなる傾向がみられた．一方，地って，本研究で採取した水試料は全て降水起源である

下水における同位体比は，湖水，河川水と比較して，経と考えられる．中野（1999）は，上諏訪地域の温泉水に時変化が小さい傾向がみられ，夏季を除くと，ほとんどおいて，本研究と同様に酸素・水素安定同位体比により，の地下水は湖水と河川水の間の値を示した．4 地点の観温泉水の大部分が火山ガスの影響をほとんど受けてい測井における地下水の安定同位体比の経時変化を図 11ない降水起源であることを報告している．そのため，本に示す．図 11 より，地下水の安定同位体比はわずかで研究で諏訪地域にて採取した地下水，河川水，湖水が降はあるが，月ごとに変化がみられた．しかしながら酸水起源であると示唆されたことと整合的な結果である

素・水素安定同位体比とも，湖水のように夏季に大きくと考えられる．

なるという明確な変化傾向はみられなかった．

また，デルタダイアグラムから降水の同位体比は，地下水，河川水，湖水と比較して値のばらつきが大きい傾

3.4 溶存 SF6 濃度

向がみられた．酸素・水素安定同位体比から定義される

2019 年 4 月に採取した湧水および地下水における溶動的分別の指標であるd-excess は水の起源の特定や混存 SF6 濃度の分析結果を空間分布として図 12 に示す．

合過程を論ずる研究等，多くの水循環に関わる研究に湧水の SF6 濃度は，1.07 fmol/L から 4.12 fmol/L の範用いられている（例えば，檜山ほか，2008；田上・一柳，2016）．d-excess は水蒸気団の生成時に決まり，海面上の気団の相対湿度が低いほど，海面から海水が急速に蒸発し，同位体的に非平衡が生じて値が大きくなる．本
研究において採取した降水のd-excess の経時変化を図13 に示す．その結果，d-excess は 2018 年 12 月から
2019 年 2 月，2019 年 11 月で相対的に高い値を示し，
d-excess (%)

30

降水

25
20
15
10

5
Dec Jan Feb Mar Apr May Jun Jul Aug Sep Oct Nov Dec

2018 2019

図 13．降水の d-excess の時間変化
8

特に 2019 年 1 月，11 月には d-excess が 20 以上の値を湖水と地下水の相互作用を検討する上で必要不可欠で示した．一方，2019 年 3 月から 9 月では相対的に低いあると考えられる．

値を示した．日本における降水の d-excess は冬季に高また，デルタダイアグラム（図 10）上で湖水の一部

く，夏季に低いという季節変化が数多くの研究で報告

は，地域天水線よりも下方にプロットされている点がされている（例えば，小宮ほか，2003；田上・一柳，2016）．

ある．それらの水試料の採水時期を確認すると，夏季（5本研究対象地域においても他の地域と同様に，d-月－9 月）であった．このことは，夏季の気温が高い時

excess は冬季に高く，夏季に低い変化を示すことが明期においては，蒸発に伴う同位体濃縮が湖水で生じてらかとなった．2019 年 1 月，11 月に降水の d-excess がいることが考えられる．しかしながら，地下水試料では急激に増大した原因としては，水蒸気の起源域が変化

このような傾向はみられず，湖水との明瞭な関係性はしたこと，または起源域における湿度環境が急激に低同位体比データからも示されていない．そのため，湖水下した可能性が考えられる．
また，
降水のd-excess は，と周辺地下水の交流は限定的であると考えられる．

一般的に日本海側起源の水蒸気では高く，太平洋側起

4.3 湧水・地下水年代

源の水蒸気では低くなることが知られている（藪崎2010）．しかしながら，水蒸気の起源を詳細に示すには，SF6 をトレーサーとして用いた地下水年代推定法は，複数地点で長期間観測した同位体比データや標高，気大気中 SF6 濃度が，1960 年以降単調に増大しているこ

温，風向，降水量等を考慮する必要があり，本研究のみとを利用した手法である．詳細な手法については，榊原

では明確にできないため，諏訪地域にもたらされる降ほか（2017）をご覧いただきたい．研究対象期間におけ水の起源の解明は今後の課題である．

る北半球平均値としての大気中 SF6 濃度は，9.9 pptv から 10.3 pptv であり（USGS, 2019），研究対象地におけ4.2 地下水と湖水の交流関係る実測した大気中 SF6 濃度は 9.1 pptv であった．その地下水の流れは，河川等の地表水とは異なり，圧力水ため，研究対象地域の大気中 SF6 濃度の経年変化は，北頭と重力水頭の和である水理水頭（水理ポテンシャル）

半球平均値と同等とみなして，本研究では年代推定のによって支配されている（内田ほか，2005）．地下水のインプットデータとして用いた．また，年代推定のため

水理水頭は直接計測することは難しいため，通常，基準には地下水流動モデルの決定が必要であるが，本研究面から地下水面までの距離（水柱高：mH2O）として表さ

では詳細な地下水流動過程のモデル化は難しいため，れる．平均海水面標高を基準として，湖水面と地下水面

便宜的に，ピストン流モデル（非混合モデル）と完全混の関係性を検討すると，w2，w3，w4 の 3 地点における合モデルの適用をした．両モデルは，地下水流動モデル

地下水位は，湖水位よりも常に高く水理ポテンシャル

で両極端なものであり，通常，実年代は，非混合と完全が大きいことがわかった（図 4，図 5）．このことから，混合モデルを考慮した時の推定年代の間の数値を示す

陸域（諏訪湖の上流側）から湖方向への地下水流動が卓と考えられる．そのほかのパラメータ設定として，涵養

越していることが示唆される．一方，w1 の地下水位は，

温度は湧水・地下水の水温，涵養標高は採水標高と流域

湖水位よりも常に低く水理ポテンシャルが小さかった．

最高標高の平均値として設定した．さらに，過剰空気量

また w1 は諏訪湖湖岸との距離が約 130 m であり，隣接（excess air）は，一律 1 ml/kg として年代計算に用しているにも関わらず，地下水位と湖水位の変化は応いた．

答していない様子も見て取れる．このことから，w1 に推定年代を空間分布として，図 14 に示した．湧水のおける地下水と湖水は水理的に連続していないことが推定年代は，
非混合モデルで2.0 年から26.0 年を示し，考えられる．しかしながら，本研究において研究対象と完全混合モデルでは2.5 年から 48.0 年を示した．
また，した地下水観測井は，地表面から地下 10 m まではスク

湧水年代は，標高の高い地点ほど若く，標高の低い地点

リーンが無い状況である．すなわち，地表面下 10 m まほど古いということが明瞭であった．地下水の推定年でにおける地下水に関連するデータは取得できていな

代は，湧水と比較して明らかに古く，SF6 濃度が非検出

いことになる．したがって，今後，諏訪湖流域の浅層地であった地下水の年代は，少なくとも 50 年よりも古い下水に焦点を当ててデータを取得することは，諏訪湖と考えられる．ただし，SF6 をトレーサーとして用いた
9

るが，年代が数年程度と若いことから，湧水点よりも上流域にもたらされた降水が，地下水に涵養されてから速やかに湧水として流出していると考えられる．溶存
イオン濃度の絶対値がそのほかの地域と比較して小さく，地質との接触時間が短いと考えられることも，この考えを支持している．また（Ⅱ）では（Ⅰ）よりも低い
SF6 濃度（1.0－3.0 fmol/L）が検出され，年代は 10 年
以上を示す湧水が多くある．そのため，（Ⅰ）よりも地下水流動距離がやや長いことが示唆される．一方，（Ⅲ）
では，山地-平野境界部（w4）においてのみ微量の SF6 濃度（0.14 fmol/L）が検出され，それ以外の地点では検出限界以下であった．このことから（Ⅲ）では，（Ⅰ）
や（Ⅱ）の湧水群よりも流動距離が長い，もしくは，非常に停滞している地下水が存在していることが示唆される．
地下水年代推定法は50 年よりも古い地下水では誤差が諏訪地域の水資源は湧水や地下水に依存しているが，大きく，具体的な年代が推定できない．そのため，当該それらの水源地は諏訪湖近傍地域ではなく，山地に面

地域の地下水の具体的な年代推定には，別手法の適用した比較的標高の高い場所に集中している．水源地のが求められる．これは今後の課題としたい．一方，地下

具体的な場所はこの報告内には示さないが，それらの水の中で w4 の地点では微量（0.14 fmol/L）の SF6 濃度

分布と本研究の推定地下水年代の分布から考えると，が検出された．この場所は，山地-平野の境界部に位置

水源の水年代はおおむね数年から10 年程度ではないかするため，降水による地下水涵養のほかに，山体地下水と推察される．地下水年代は，言い換えると，地下水のの寄与が存在する可能性が示唆された．内田ほか（2010） 使用後から元の地下水量に戻るまでに要する時間のこは，基盤岩やその上部に断層などが存在する場合，断層とである．その意味で，地下水年代が古い諏訪湖近傍のは地下水流動の阻害や水みちとしての機能を生じさせ地下水と比較し，水源地の地下水年代は比較的若いとる可能性があることを報告した．本研究対象地域では，考えられるため，水資源の持続性の観点からは，持続的山地-平野境界部付近に，糸魚川－静岡構造線断層帯のな水資源利用が可能な選択をしていると思われる．し一部と考えられている大規模な断層が存在している.

かしながら，地下水年代は数年以上を示すことから，もしたがって，山地-平野境界部に位置する w4 の地下水

し仮に，水源地下水を枯渇させるような揚水を行ってにおいて，この断層が水みちとなる地下水涵養（山体地

しまった場合，その水源地下水の回復には数年以上を下水の涵養）が生じている可能性があると考えられる．

要する可能性が指摘できる．また，諏訪湖流域における地下水の起源は降水であり，特に上流域における降水4.4 地下水流動系と水資源の持続性が主な地下水涵養源であると先に述べた．すなわち，水本研究より得られた上記の結果と考察に基づき，諏

資源の持続性を評価・検討していくためには，評価すべ

訪湖流域における地下水流動系を次のように 3 区分すき水源地の点的な情報だけではなく，その地点を最下ることで検討する：標高 1600 m 付近に位置する高標高流部とした流域全体の水収支や地下水涵養量を左右す

地域湧水群（Ⅰ），標高 780 m－1000 m 付近に位置するる土地利用状況の把握，さらに，降水量変化の将来予測

低標高地域湧水群（Ⅱ），標高 760 m 付近に位置する 4等を着実に実施していかなければならないと考えられ地点の観測井の地下水（Ⅲ）．これまでに述べたように，る．

本研究で採取した環境水は全て降水起源と考えられる

湖水と地下水の交流においては，本研究の結果から，ため，地下水（湧水）の涵養源は諏訪湖流域に降る降水

流域上流部から諏訪湖方面への地下水流動が卓越してであるということが前提となる．まず（Ⅰ）の地域であいることが示唆されたが，湖水と周辺地下水の相互作
10えられた．

用は限定的であると考えられた．そのため，水資源の観点からは，諏訪湖の役割は限定的であると考えられる．
しかしながら，本研究によってモニタリングを実施し

4. 地下水と湧水の溶存 SF6 濃度は，採水地点標高が高た諏訪湖周辺地下水は諏訪湖の東側地域に限られる．

いほど高く，採水地点標高が低いほど低かった．
SF6

そのため，諏訪湖全体として，諏訪湖が地域の水資源で濃度をもとに，地下水・湧水年代を算出すると，高ある地下水にどのように寄与しているのかは，不明な

標高地域ほど年代が若く（<50 年），低標高地域の部分が多い．さらに，諏訪湖という大きな地表水の存在

地下水・湧水ほど年代が古い（>50 年）ことが分かが，地域の水資源だけでなく，観光・産業・さらに洪水った．

発生防止等の防災の面にも役割を担っている．地域の将来を考え，発展させていく上では局所的な水循環の5. 山地-平野境界部の地下水では，微量の溶存 SF6 濃

研究だけでなく，流域全体の環境として，今後研究を実度が観測された．当該地下水の付近に大規模な断施していく必要があると考えられる．

層が存在しているため，断層を水みちとした地下水涵養が山体部と平野部の境界で生じている可能

５．結論

性があると考えられた．

本研究は，長野県諏訪湖流域における地下水年代と地下水流動系を明らかにし，水資源の持続性を評価す

6. 諏訪湖流域には場の条件によって，水質・年代・涵

るという目的で，水文観測・水試料の採取を実施した．

養過程・流動過程が異なる地下水が存在すること

水文データ解析と各種環境トレーサーの定量分析を実が示唆されたことから，持続的な水資源管理を推施することで，以下のことが明らかになった．

進していく上では，地下水を量・質の両面からモ
ニタリングを継続し，流域全体の水循環の動態を詳細に把握していくことが重要である．

1. 地下水位は諏訪湖近傍の一地点を除き，観測期間
中，常に湖水位よりも高い位置にあった．このことは，地下水の水理ポテンシャルが湖よりも常に大謝 辞

きいことを示し，流域上流部から諏訪湖方面の地

本研究を行うにあたり，長野県諏訪市役所の生活環境課の皆様には，大変お世話になりました．とりわけ，諏訪市観測井戸の研究利用に関して便宜を図っていただきました．ここに記して，御礼申し上げます．

下水流動が卓越していることを示唆した．一方，諏
訪湖近傍の地下水位は湖水位よりも常に低く，湖水位と地下水位変化の関係性も乏しかった．これ

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地下水は，土壌や岩石と長時間接触することや温泉水との混合による水質形成過程を経ていると考11

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