陸⽔物理学会報第 44 回研究発表会（2023 新潟⼤会）

期

日：2023 年 11 月 11 日（土）～ 11 月 12 日（日）会

場：新潟大学・駅南キャンパスときめいと（新潟市）

陸水物理学会報－第 44 回研究発表会（2023 新潟大会）講演要旨－
主 催：陸水物理学会 共催：新潟大学災害･復興科学研究所
期 日：2023 年 11 月 11 日（土）～ 11 月 12 日（日）11 月 11 日（土）研究発表会・特別講演・総会
11 月 12 日（日）巡検「苗場山麓ジオパーク等（津南町，十日町市）」

会 場 : 新潟大学・駅南キャンパスときめいと（講義室 A）〒950-0911 新潟県新潟市中央区笹口 1 丁目 1 番地 プラーカ 1 の 2 階
Tel: 025-248-8141
URL: https://www.niigata-u.ac.jp/university/facility/tokimate/

研究交流会：中権丸（なかけんまる）新潟駅前店

11 月 11 日（土）8:55 開会の挨拶 大会実行委員長・河島 克久氏（新潟大学災害･復興科学研究所）＊各演者・各座長は時間厳守にご協力ください。
＊発表時間 11 分は発表 8 分，質疑 2 分，入替 1 分＜Session 1＞ 9:00-10:27
9:00
1) 流域特性を考慮した水質解析―多摩川水系浅川と荒川水系市野川の比較からー＊
小田理人 (千葉大・院)，小寺浩二 (法政大・地理)
9:112) 新河岸川上流域の河川水質の変化とその要因について＊
乙幡正喜（法政大・院）・小寺浩二（法政大・地理）
9:223) 最上川流域の河川水質とその形成要因＊
山形えり奈(法政大・院)，小寺浩二(法政大・地理)
9:33
4) 深層 ANN モデルを用いた閉鎖性水域におけるアオコ発生予測技術の検討＊
猪狩彬寛 (日本工営/法政大・院)，一言正之 (日本工営)
9:445) 春採湖の氷厚の変化と将来予測*
牛塚貴博 (北見工業大・院)，亀田貴雄 (北見工業大)，吉川泰弘（北見工業大），佐藤和敏（国立極地研究所）
9:55
6) 北海道・然別湖における水温の季節変化について－2021 年からのモニタリング結果から－＊西川結香 (南山大・総合政策学・学)，大八木英夫 (南山大・総合政策学)
10:06
7) 北海道・然別湖における完全結氷・解氷までの気温と水温との関係について－2022-2023 年シーズンに注目して－＊松岡弘斗 (南山大・総合政策学・学)，大八木英夫 (南山大・総合政策学)
10:178) 干渉 SAR を用いたエジプト・ハルガオアシスおよびその周辺の地盤変動観測＊
濱 侃 (千葉大)，黒上京太郎（千葉大），松岡延浩(千葉大)
10:27-10:35 休憩＜Session 2＞ 10:35-12:00
10:35

9) 北海道・然別湖の結氷下における水温と湖水流動の状況について＊
大八木英夫 (南山大)，知北和久（北大），澤田結基 (福山市立大)，金森晶作(とかち鹿追ジオパーク)i10:46 10) 摩周湖の全面結氷日の予測 －2023 年の結果と 2024 年の予測－＊
亀田貴雄 (北見工業大)11) 屈斜路湖の全面結氷日と気象データとの関係および将来予測＊
亀田貴雄 (北見工業大)，蜂谷 衛 (環境省自然公園指導員)，牛塚貴博(北見工業大・院)
11:06 12) 青森県・青池の青色呈色に関する研究：画像の RAW ファイル使用の試み＊
花石竜治 (青森県環境保健セ)，知北和久（北大）
11:17 13) 鳴子火山・潟沼の熱的構造とその変動－序報－，
後藤章夫 (東北大)，＊知北和久 (北大)，岡田 純(気象研)，大八木英夫（南山大）
齋藤 圭（京大）
11:28 14) 2014 年噴火前後の御嶽山周辺水環境の変化について-噴火前 2013 年から 2023 年まで
10 年間の観測を踏まえて＊
小寺浩二(法政大・地理)，浅見和希(国際航業)，猪狩彬寛(日本工営/法政大・院)，
小田理人(千葉大・院)
11:39 15) 御嶽山麓の王滝川流域における硫酸イオン流出負荷量の推定＊
江端一徳(豊田高専)，松本嘉孝(豊田高専)，宇佐見亜希子((株)アルガルバイオ)，谷口智雅（三重大)
11:50 16) 御嶽山南麓における発電用取水量と河川流量の比較＊
谷口智雅 (三重大・人文)
12:00-13:15 <昼休み>＜Session 3＞ 13:00-14:16
13:15 17) 信濃川支流魚野川における冬季の水質の特徴＊
森本洋一（リバーフロント研究所）, 小寺浩二（法政大・地理）
13:26 18) 中部山岳地域の冬の気温変動
鈴木啓助 (信州大・大町市立山岳博物館)
13:37 19) 地質条件の違いによる河川水温への気候変動影響＊
鈴木啓明 (道総研)，中津川 誠 (室工大・工)，石山信雄 (道総研)
13:48 20) SWAT モデルおよび海底堆積物からみた大阪およびジャカルタ流域における栄養塩流出に及ぼす都市化の影響比較＊
小野寺真一 ・齋藤光代・王 崑陽・Rahman, MS(広島大)，細野高啓（熊本大），
梅澤 有（農工大），Ridwansyah, I，Rusydi, AF (BRIN)
13:59 21) 遠賀川流域の水質特性に関する研究＊
花田心吾(NPO 法人地域環境科学研究所)，小寺浩二（法政大・地理）
14:10 22) 沿岸物質収支に基づく島スケールでの海底湧水の空間分布評価＊
齋藤光代(広島大・先進理工)，Nguyen Hong Nhat(岡山大・環境生命)，小野寺真一(広島大・先進理工)，秋永拓弥(岡山大・環境生命/株)ニュージェック)
14:21 23) 苗場山麓ジオパークにおける風穴の観測堀内雅生 (日本工営（株）
・福岡支店)

注）進行を円滑にするため，発表者は予め備付け PC に ppt ファイルをインストールしてください（ファイルは，研究会終了後に責任をもって削除します）
14:31-14:50 休憩・準備
15:00＜特別講演：地球温暖化と近年の異常気象＞
本田 明治（新潟大学理学部／災害･復興科学研究所・教授）

16:00-16:20 討論＜総 会＞ 16:20-16:50

ii

＜表彰式＞ 16:50-17:00＜巡検説明＞ 17:00-17:05＜研究交流会＞ 18:00-20:00
・研究交流会会場：中権丸（なかけんまる）新潟駅前店（JR 新潟駅から徒歩 4 分）
〒950-0901 新潟市中央区弁天 3-1-21 菊地ビル 5F
URL: https://kajinicho-niigata.gorp.jp/
TEL: 050-5486-9764

11 月 12 日（日）： 巡検「苗場山麓ジオパーク等（津南町，十日町市）」(中型バスで移動)
巡検案内者：卜部 厚志氏（新潟大学災害･復興科学研究所 所長）
集合場所： JR 新潟駅前南口，7:45 集合，8:00 出発（7:50 バス到着）
巡検ルート: 8:00（新潟駅南口発)～関越道（新潟西 IC-越後川口 IC）～国道 117 号～
10:30 津南見玉公園（苗場溶岩流の柱状節理）～11:30 川の展望台（信濃川の河岸段丘）～12:40 昼食（十日町市・さがの）～13:50 十日町市博物館（国宝火焔型土器）～国道 253 号・17 号～14:55 浦佐駅（降車）～関越道・北陸道（大和スマート IC-新潟西 IC）～16:20 新潟ふるさと村～17：30 新潟空港（降車）～18:00（新潟駅南口解散)

iii

01
流域特性を考慮した水質解析―多摩川水系浅川と荒川水系市野川の比較からー＊

小田理人 (千葉大・院)，小寺浩二 (法政大・地理)

多摩川水系浅川の 2020 年 6 月～2021 年 9 月の期間における流域内 34 地点の EC の中央値の中で、最大値は26.7mS/m、中央値は 13.7mS/m、平均値は 14.7mS/m、最小値は 7.7mS/m であった。
荒川水系市野川の 2023 年 6 月～2023 年 9 月の期間における流域内 37 地点の EC の中央値の中で、最大値は143.0mS/m、中央値は 33.5mS/m、平均値は 38.6mS/m、最小値は 15.9mS/m であった。
EC の代表値で比較すると、多摩川水系浅川に比べ、荒川水系市野川のほうが、全体的に値が高く、最大値と最小値の差も大きい。
EC の空間分布をみると、多摩川水系浅川では、上流と下流で分布に大きな違いがみられ、上流では EC の中央値は低く、変動係数は小さいが、下流では中央値は高く、変動係数は大きい。一方、荒川水系市野川では、EC の中央値や変動係数が大きいのは、本流の中流や、中流で合流する支流の滑川とその支流の地点であり、本流の上流や下流では値はそれほど高くない。
この二つの流域の EC の違いには、流域の傾斜、土地利用、地質、排水処理の状況等が関係していると考えられる。多摩川水系浅川の上流部は、関東山地の一部であり、標高が高く、山林が分布していて傾斜は急である。そのため、人為的な汚染源は少なく、降水として流域に供給された水は急速に流出し、地質との接触時間は短い。そのため、上流部では EC は低く、流下に伴い地質との接触時間が長くなることと、人為的な影響が加わることにより EC の値が上昇すると考えられる。一方の荒川水系市野
川の上流部は、比企丘陵に位置しており、それほど標高は高くなく、傾斜は緩やかである。また、浅川と比べ上流部にも人口が多く、ゴルフ場や農用地が分布している。
上流部の傾斜が緩いため、供給された水の地質との接触時間が長く、また上流でも人為の影響が強いため、水源から EC は高い。さらに流域の自治体には下水道整備率や汚水処理率が低い自治体も存在するため、それらの影響を中流で大きく受ける。下流では、EC の低い支流が合流するため、本流の EC は中流と比べると低くなる。

１．はじめに河川の水質は、流下する流域の状況により変化するため、河川水質を調べる際には流域の情報を考慮する必要がある。東京近郊の都市河川では、高度経済成長期に生活排水による汚濁が進行し、各地で問題化した。現在では下水道の整備等により多くの地域で改善したが、一部の地域では現在も課題が残る地域がある。同一規模の流域の水質を、流域特性を考慮に入れながら解析、比較す
ることは、水質の違いの原因を明らかにし、対象流域の課題を見つけることにつながる。本研究では、東京近郊の大河川の支流 2 河川（多摩川水系浅川と荒川水系市野川）の流域特性と水質の比較から、両河川の水質の違いが何に起因するものであるのか、また両河川の課題はなんであるかを明らかにすることを目的とする。

２．対象地域の概要と方法
多 摩川水 系浅 川は 流域面 積 160.3 ㎢、幹線流 路長32.0km の一級河川である。東京都八王子市の陣馬山山中の水源から八王子市、日野市を流下する。
荒 川 水 系 市 野 川 は流 域 面積 139.6 ㎢ 、 幹 線流 路 長
33.1km の一級河川である。埼玉県寄居町のため池が水源であり、寄居町、小川町、嵐山町、熊谷市、滑川町、東松山市、吉見町、川島町が流域に含まれる。
多摩川水系浅川では、2020 年 6 月～2021 年 9 月まで現地観測を行った。荒川水系市野川では、2023 年 6 月から観測を開始し、現在（2023 年 9 月）も調査を継続中である。現地調査での計測項目は水温、EC（電気伝導度）、
pH、RpH、流量である。

３．結果と討論

４．おわりに
東京近郊の大河川の支流 2 河川の水質及び流域特性の比較から、 流域の状況が河川水質に大きな影響を与えていることがわかる。今後は荒川水系市野川における調査の継続とデータの蓄積、イオンクロマト
グラフィーによる主要溶存成分の分析などにより比較の項目を増やし、両河川の類似点、相違点とその理由をより詳細に明らかにする必要がある。

図 1 浅川の EC の空間分布（中央値及び変動係数・2020 年 6 月～2021 年 9 月）

参考文献
小田理人・小寺浩二（2023）:多摩川水系浅川の水質及び流域特性‐東京近郊河川の局所的汚濁について‐．水文・水資源学会誌，33（4），182198．

図 2 市野川の EC の空間分布（中央値及び変動係数・2023 年 6 月～2023 年 9 月）

1

02
新河岸川上流域の河川水質の変化とその要因について＊乙幡正喜（法政大・院）・小寺浩二（法政大・地理）

１．はじめに
新河岸川流域は ，かつて水質悪化が顕著な地域であったが，近年は流域下水道や親水事業で水質が改善しつつある。しかし，狭山丘陵に位置する支流の上流部においては依然水質が改善していない地域も存在している。汚染源の特定について 2020 年 12 月
より 2 年間調査をした。調査結果に基づき水質を中心とした水環境の特徴を考察する。

２．対象地域
図1

狭山丘陵周辺で水質が悪化している河川を調査対象とした。柳瀬川水系の不老川上流部，六ツ家川上流部，砂川堀流域と目黒川と空堀川中流域の 5 ヶ所である。

EC 空間分布（2020 年 12 月－2022 年 11 月平均）

黒目川の清涼飲料水工場排水放流口の TOC は 7.6であり EC は 2,196μS/cⅿであった。砂川堀放流口の TOC は 5.8 ，EC は 4,430μS/cⅿと非常に高い数値となっている。TOC が高いのは有機物が多く含まれているものと考えられる（図 2）。

３．研究方法例月調査として汚染源の特定のため 2020 年 12 月
より 2022 年 11 月まで毎月 12 地点の調査を実施した 。 現 地 で は ， 水 温 ， 気 温 ， 電 気 伝 導 度 (EC) ，
COD，pH 及び RpH を計測し採水して研究室にて
イオンクロマトグラフを使用し,主要溶存成分の分析を行う。

４．結果・考察
EC 空間分布（図 1）では，六ツ家川上流の北野
一般廃棄物最終処分場放流口(M1)で，流出水の EC
平 均 値 は 1,017μS/c ⅿ で あ る 。 2021 年 3 月 は459μS/cⅿ，2022 年 3 月は 493μS/cⅿであった。
また，2021 年 10 月の EC は 1,569μS/cⅿ、2022
年 3 月は 1390μS/cⅿであった。この地点の 3 月と10 月を比較すると EC は約 1/3 となり冬季に低い数値となっている。
黒目川の降馬橋 (KR1)の EC 平均値は 249μS/cⅿと低い数値である。ここから 100ｍ下流の清涼飲料
水工場排水放流口(KR2)の EC 平均値は 1,916μS/cⅿであり非常に高い数値を示している。最小値は2021 年 3 月が 943μS/cⅿであり最大値は 2021 年 6
月 が 2,578μS/c ⅿ で あ っ た 。 下 流 の よ し き り 橋(KR3)の EC 平均値は 422μS/cⅿであり工場排水は
約 1/4 に希釈されている。砂川堀では砂川堀放流口(S2)の EC 平均値は 2,927μS/cⅿである。薄茶色の工場排水が流れ込んでいると思われる。100ｍ下流の東永橋(S3) の EC 平均値は 884μS/cⅿとなり砂川
堀の流水により希釈されている。
pH は，空堀川の乳製品場排水放流口のある東芝
中橋 (K1)の pH 平均値は 8.2 であり下流の浄水橋(K2)では平均値 9.1 であった。両地点の RpH は 8.8
から 9.0 であるためこれは工場排水の性質と考えられる。黒目川の清涼飲料水工場排水放流口の平均
pH は 8.3 であり 2 年間を通してあまり変動は見られない。放流口の採水温は 2022 年 8 月が 35.1℃，
2022 年 11 月は 30.3℃と高い数値を示している。年間を通して高温である。

図 2 TOC と EC の比較（202２年６月）

EC と採水温（WT）の関係は，空堀川の乳製品工場排水放流口(K1)の EC 平均 937μS/cｍであり WT
平均は 26.5℃であった。EC と WT は連動していな
い。一方，黒目川の工場排水放流口(KR2)の EC 平
均は 1,926μS/cｍあり WT 平均は 28.3℃であった。
EC と WT は変動する傾向が見られる。この地点のEC と WT は夏季に高く冬期に低くなる傾向が見られる。

５．おわりに
砂川堀では放流口からEC値が非常に高い排水が流入している。六ツ家川上流では一般廃棄物最終処
分場の浸出水がECに影響し，空堀川では中流域でEC，pHが乳製品工場排水の影響で負荷が高まっている。黒目川の中流域でも清涼飲料工場の排水の影
響でEC，TOCが高い数値を示している。継続調査を行い，主要溶存成分の分析結果を研究に反映させたい。
参考文献
乙幡正喜・小寺浩二（2023）：狭山丘陵の水環境に関する水文地理学的研究 －河川源流域の汚染源を中心に（６）－ 2023 年日本地理学会春季学術大会発表要旨集．

2

03
最上川流域の河川水質とその形成要因＊

山形えり奈 (法政大・院)，小寺浩二(法政大・地理)

１．はじめに河川水質の形成には，流域内の気象，土地利用，地形，地質のなどの地理的条件のほか，周辺に生息する生物や人間活動などの要因が複雑に絡み合う。
本研究では，山形県を流下する最上川とその支流を対象に，河川水質の形成要因を明らかにする目的のもと，現地調査の結果について考察を行った。

２．対象地域の概要と方法
最上川は，幹川流路長約 229 km（全国第 7 位），流域面積約 7,040 km2（同 9 位）の一級河川である。
当流域について，2022 年 3 月から 2023 年 6 月まで現地調査を行った。調査地点は本流支流を合わせ計 53 地点であり，現地では気温，水温，比色 pH，比色 RpH，
電気伝導度（EC）を測定し，採水を行った。2022 年 9月の河川水は，ろ過した後，大学の研究室で主要溶存成分の分析を行った。

３．結果と考察
本流の水質は，上流部の海老ヶ沢大橋（m01）と新田橋（m02）で Ca-SO4 型を示し，その後 Ca-HCO3 型となるが，村山橋（m10）で SO4 が再び増加することで一時的に Ca-SO4 型となり，その後また Ca-HCO3 型に戻る経過を取る（図 1）。米沢盆地や山形盆地など，
SO4 濃度が高い地点では pH が酸性に傾くことから，その地点における火山起源の物質の流入があると思われ，水質のイオン変化が大きかった。
0

10km

EC
変動係数
0.6

図 2 支流の水質（トリリニアダイアグラム）

NO3 は，最上流部の m01 で 0.23 mg/L，米沢市内を流
下後 1.52 mg/L に上昇し，その後長井橋（m06）で 0.72
mg/L に下がるが，最下流の庄内大橋（m17）に到達す
るまでに 1.82 mg/L まで増加する。NO3 の増加は，後述
する支流からの供給が要因のひとつと思われる。
支流の水質は， Ca-HCO3 型や Ca-SO4 型，またはその混合型に分類された（図 2）。酢川（t13）と蔵王川（t12）は，それぞれ順に平均 pH2.51，pH3.48 であり，極端な Ca-SO4 型を示した。それらが合流した後の須川は，Ca-HCO3 型から Ca-SO4 型に変化しており，流下に伴って SO4 の割合が漸減するものの，最上川合流時でも平均で pH5.05 の酸性を示し，Ca-SO4 型を維持している。このため，最上川本流の水質も須川の合流により変化が生じている。
NO3 は，米沢盆地では吉野川（t04）で 1.03 mg/L であり，濃度は高くないものの，河川流量を考慮に入れると，最上川本流への影響が大きいと考えられる。河川流量が流域内で最大の支流鮭川（t33）は NO3 が 0.69
mg/L と低い。鮭川に次ぐ河川流量の大きい須川では，本流合流前の落合橋（t19）における NO3 濃度が 2.45
mg/L であり，最上川本流への NO3 の供給源になっている。流域内で NO3 濃度が高かったのは，酢川（t13）9.07 mg/L および逆川（t17）7.13 mg/L であった。NO3は本流の下流域でも微増が認められ，調査していない
河川からの流入か本流への直接の流入が疑われる。

４．おわりに0.2

調査結果より，最上川流域の河川水質を概観し，水質形成要因を行うことで，各流域で異なる特徴が明らかとなった。今後 GIS を用いた分析を行い，水質変動の要因と河川水質およびその形成要因の議論を深めて
いきたい。

EC
変動係数
1.4
0.6
0.2

EC
(μS/cm)
400
300
200
160
120

〇：支流
□：本流
国土地理院
地理院地図（淡色地図）

参 考 文 献山形・小寺（2022）：最上川流域の河川水質-現地調査の結果から-. 陸水物理学会報, 2022, 43 巻, p5.

図 1 最上川流域の河川水質3

04
深層 ANN モデルを用いた閉鎖性水域におけるアオコ発生予測技術の検討＊

猪狩彬寛 (日本工営・法政大)，一言正之 (日本工営)
３．結果
本検討内でのケーススタディの結果，以下のデー
タセットによる予測が実績に最も近い結果となった．
①学習期間：当月～1 ヶ月前（2 ヶ月分）
②学習項目：気温,日射量,水温,pH,COD,DO,Chl-a
AI モデルとしては少ない学習データ量であったが，今回のようなアオコ予測に関しては，発生･収束時期は毎年の発生シーズンと凡そ合う結果となった．また，アオコの発生と高い相関がある水質項目
が，予測精度の向上に寄与する可能性が示唆された．
1.5

1

アオコ発生(補間)2009/1/1 0:00

降水量(前15日間積算)

2010/1/2 0:00

2011/1/3 0:00

日最高気温(前30日間積算)

日射量(前30日間積算)

2012/1/4 0:00

2013/1/4 0:00

2014/1/5 0:00

2015/1/6 0:00

2016/1/7 0:00

2017/1/7 0:00

1100

降水量

100
150

900

500

200

降水量

700

0
50

1300

300

気温

250

300

350

日射量

100
120
2008/1/1
0:00

400

2009/1/1 0:00

2010/1/2 0:00

流入量(前15日間積算)

放流量(前15日間積算)

計画水位

2011/1/3 0:00

貯水位

2012/1/4 0:00

2013/1/4 0:00

2014/1/5 0:00

2015/1/6 0:00

2016/1/7 0:00

2017/1/7 0:00

450
6
4

放流量, 流入量

80

60

計画水位
実績水位

2
0
-2
-4

40

20

流入量
放流量

0
18
2008/1/1
0:00
17

-6

計画水位, 貯水位

100

-8
-10
-12

COD(上層)2009/1/1 0:00

COD(下層)pH(上層)

2010/1/2 0:00

pH(下層)

水温(上層)

2011/1/3 0:00

水温(下層)

2012/1/4 0:00

2013/1/4 0:00

2014/1/5 0:00

2015/1/6 0:00

2016/1/7 0:00

2017/1/7 0:00
30

16
15

20

14
13
12

水温

10

10
0

9
8
7

pH

水温

pH, COD

11

-10

6
5
4
3

-20

COD

2
2008/1/1
0:00
0.2

2009/1/1 0:00

T-P(上層)0.18

T-P(下層)2010/1/2 0:00

T-N(上層)2011/1/3 0:00

2012/1/4 0:00

2013/1/4 0:00

2014/1/5 0:00

2015/1/6 0:00

2016/1/7 0:00

2017/1/7 0:00-30
3T-N(下層)
2.5

0.16
2

0.14

T-P

0.1

0.08

1

T-N

T-N

1.5

0.12

0.5

0.06
0
0.04
0.02

T-P

0
30
2008/1/1
0:00

DO(上層)-0.5

2009/1/1 0:00

DO(下層)SS(上層)

2010/1/2 0:00

SS(下層)

Chl-a(上層)2011/1/3 0:00

Chl-a(下層)2012/1/4 0:00

2013/1/4 0:00

2014/1/5 0:00

2015/1/6 0:00

2016/1/7 0:00

2017/1/7 0:00

-1
300

25
250

20

10
5
0

DO
SS

200

150

100

-5
-10
-15

Chl-a

15

DO, SS２．研究手法A）使用した AI モデル
ANN モデルの発展形として，深層学習を適用した
水質予測手法(深層 ANN モデル)を構築(図 1)．パラ
メータによる精度検証の為，中間素子数(4 ケース)及び dropout 率(3 ケース)での組合せ最適化を実施．
B）対象項目・対象期間
対象期間及び対象項目は表 1 の通りである．2008～2017 年の 10 ヶ年において，水文･気象･水質に関連する 33 項目を対象とした．データ間隔は水質項
目に合わせて 1 ヶ月毎とした(データ行数:120 行)．
C）検討方法
学習･検証期間，学習項目，モデル条件(ハイパーパラメータ)を組合せたケーススタディを実施．当
月～3 ヶ月前のデータ組合せより翌月のアオコ発生を予測するモデルを構築し，精度の高い組合せを求めた．なお，学習期間と検証期間は重複させていない(交差検証)．

曝気設備(前3日間)

アオコ
曝気施設

0.5
1500
2008/1/1
0:00

気温, 日射量

１．はじめに
第三次人工知能ブーム以降，水域における AI 技術の研究･応用･実用化が進み，適用事例は増加の一途を辿っている(Chen et al. 2020, Sit et al. 2020)．
特に洪水や気象領域での適用事例が多く，国内では河川水位やダム流入量の AI 予測が先行している(一言ほか 2016 等)．一方で水環境･水質領域での適用事例は少なく，水文項目に比べて水質項目のデータ
数が少ない事が，ネックの一つとして考えられる．
上記状況を踏まえ，荒川貯水池（彩湖）において，既存の水質観測データを用いた AI モデルによるアオコ発生予測を試み，その精度を確認すると共に，
学習項目の最適な組合せを検討した．

Chl-a

50

-20

2008/1/1 0:00

図202009/1/1 0:00

2010/1/2 0:00

2011/1/3 0:00

2012/1/4 0:00

2013/1/4 0:00

2014/1/5 0:00

2015/1/6 0:00

2016/1/7 0:00

2017/1/7 0:00

各種水質項目の変動（緑帯はアオコ発生時期を示す）

図3

2015 年，2017 年のアオコ発生予測結果

４．おわりに今後は PO4,NH4,NO2,NO3 等の別項目も考慮したケースやデータ補間・拡充による精度向上策の検討を考えている．より難易度の高い Chl-a 濃度予測の手法検討にも本結果を結び付けていきたい．

図1

謝 辞
本研究に当たり,国土交通省関東地方整備局荒川上流河川事務所より荒川貯水池(彩湖)の水質観測データをご提供頂くと共に,貴重なご意見を頂戴しました.ここに記して深く感謝いたします.

本研究における深層 ANN モデルのイメージ図
表１

対象期間

対象項目

参 考 文 献一言正之,櫻庭雅明,清雄一(2016):深層学習を用いた河川水位予測手法の開発,土木学会論文集 B1(水工学),72(4),I_187-I_192.
Chen Y, Song L, Liu Y, Yang L, Li D(2020):A Review of the
Artificial Neural Network Models for Water Quality
Prediction. Applied Sciences, 10(17), 1-49.
Sit M, Demiray B.Z, Xiang Z, Ewing G.J, Sermet Y, Demir I(2020): A comprehensive review of deep learning
applications in hydrology and water resources. Water
Science Technology, 82(12), 2635-2670.

対象期間及び対象項目

2008 年 1 月 1 日～2017 年 12 月 31 日
アオコ発生記録，曝気施設稼働状況，
降水量，気温，日射量，計画水位，実績水位，流入量，放流量，水温*，
pH*，COD*，TN*，TP*，DO*，SS*，Chl-a**上層･下層の観測値及び差分値を使用

4

05
春採湖の氷厚の変化と将来予測＊

牛塚貴博 (北見工業大学大学院)，亀田貴雄 (北見工業大学)，
吉川泰弘（北見工業大学），佐藤和敏（国立極地研究所）

１．はじめに
近年，雪氷圏での温暖化の指標として湖の結氷日，解氷日，氷厚などが注目されている．北海道釧路市内に位置する春採湖は冬季に結氷し，毎年全面結氷する(牛塚ら，2021)1)．春採湖は釧路市の沿岸部に位置し，平均水深 1.7 m，最大水深 5.8 m，面積0.36 km2 であり，比較的浅く小さい湖である．
春採湖の氷厚の経年変化や今後の将来変化は明らかになっていない．本研究では湖氷の熱収支モデルを用いた数値計算により春採湖の年最大氷厚を計算し，その経年変化傾向や気象データとの関係を明らかにする．また、将来予測モデルデータを使用し、年最大氷厚の将来変動を明らかにする．
２．使用データ
氷厚の実測データは Toukairin(1994)2)，知北ら(1997)3)などによる観測データを用いた．気象デー
タは釧路地方気象台の日平均気温，月平均気温，日最深積雪を気象庁ホームページからダウンロードして使用した．将来変動の調査には第 6 期結合モデル
相互比較プロジェクト（CMIP6）で公開されいるデータの１つである気象庁気象研究所地球システムモ
デル（MRI-ESM2.0）の月平均地表温度の将来予測データ（Yukimoto et al., 2019）4)を用いる．
３．熱収支モデル
数値計算に用いた湖氷の熱収支モデルの模式図を
図 1，計算に入力するパラメータを表 1 に示す．本
モデルでは積雪，凍結氷の 2 層についての熱伝導による熱フラックス（Qs, Qi），雪面から大気および湖水から凍結氷への熱伝達による熱フラックス（Qa，Qw）を考慮し，凍結氷底面での熱収支を計算することで凍結氷の成長量を求める．本計算には計算過程の簡単化のため，放射による熱フラックスおよび
雪ごおりの形成を含めなかった．このため，放射による湖氷の融解過程は再現できず，計算による年最大氷厚は若干大きく見積もられる可能性がある．また，雪ごおりの層がないことによる年最大氷厚への影響がある可能性がある．計算にはプログラミング
言語 Python による自作のプログラムを用いた．
積雪および凍結氷はそれぞれ均質な熱伝導率，密度をもつ層と仮定し，フーリエの法則を適用する（式 1，2）．雪面と大気の間での熱伝達はニュートンの冷却則を適用する（式 3）．
𝑘𝑘s
𝑄𝑄s = (𝑇𝑇sa − 𝑇𝑇is ) (1)ℎs𝑘𝑘i
𝑄𝑄i = (𝑇𝑇is − 𝑇𝑇wi ) (2)ℎi𝑄𝑄a = ℎsa (𝑇𝑇a − 𝑇𝑇sa ) (3)定常状態を仮定すると𝑄𝑄i = 𝑄𝑄s = 𝑄𝑄a となるため，式(1)～(3)から𝑄𝑄i は気温 Ta を用いて式(4)で表せる．

5

𝑇𝑇wi − 𝑇𝑇𝑎𝑎
(4)
1
ℎ
ℎ
+ s+ iℎsa 𝑘𝑘s 𝑘𝑘i
湖水から凍結氷底面への熱フラックス𝑄𝑄w は氷厚の実測データと計算結果が合うように調整し,一定値(5 W/m2 )とした．
凍結氷の厚さℎi の日成長量は氷底面での熱フラッ
クスの収支から計算した．氷底面に対して流入する
熱フラックスを正とすると，氷の日成長厚さは式(5)で求められる．
𝑑𝑑ℎi 𝑄𝑄i − 𝑄𝑄w
=
(5)
𝑑𝑑𝑑𝑑
𝜌𝜌i 𝐿𝐿i
結氷開始のタイミングは全面結氷日から推定した．
𝑄𝑄i =

温度分布

大気
積雪
凍結氷

0℃

湖水

湖底

図 1. 湖氷の熱収支モデルの模式図
表 1．数値計算に使用したパラメータ値
パラメータ
計算時間間隔
86400 秒（1 日）
氷の熱伝導率 ki
2.3 W/(m ∙ K)
雪の熱伝導率 ks
0.15 W/(m ∙ K)
氷の潜熱 Li
336.6 kJ/kg
雪の潜熱 Ls
336.6 kJ/kg
氷の密度ρi
917 kg/m3
雪の密度ρs200 kg/m3
雪面-大気の熱交換係数 hsa
25.0 W/(m2 K)
湖水から湖氷への熱フラッ
5 W/m2
クス Qw
凍結氷底面温度 Twi
0℃
積雪深の調整係数 k0.3４．結果
図２に 1990 年，1992 年，1996 年の計算結果および計算に使用した気象データを示す．1992 年は実測値を再現できているが，1990 年，1995 年は実測値を再現できていない．
図 3 に数値計算で求めた 1962 年から 2023 年までの年最大氷厚の経年変化を示す．t 分布検定で 5％で有意となる減少傾向があり，2.6 cm/10yr のペーリオである．SSP1-2.6 以外の結果は全て t 分布検定
で有意な減少傾向があり，減少傾向は SSP2-4.5 が
1.2 cm/10yr，SSP3-7.0 が 2.2 cm/10yr，SSP5-8.5 が 2.7
cm/10yr であった．
モデル計算では実測値を再現できない場合もある
ため，図 3～5 でも実際の氷厚と計算値に誤差があるデータが含まれる点に注意が必要である．
年最大氷厚（cm）

スで年最大氷厚は薄くなる傾向にあることがわかった．
図 4 に 12～3 月平均気温と数値計算で求めた年最大氷厚の関係を示す．相関係数は 0.45 であり，t 分布
検定で 5％で有意であった． 最小二乗法により 12～
3 月の平均気温 T を用いると年最大氷厚 hmax は式(6)で表せた．
ℎ𝑚𝑚𝑚𝑚𝑚𝑚 = −4.57𝑇𝑇 + 21.53 (6)図 5 に式(6)と MRI-ESM の地表温度の将来予測データの 12～3 月の平均値から求めた年最大氷厚の将
来変動を示す．ここでは CO2 の排出シナリオが異なる 4 種類の結果を示しており，SSP5-8.5， SSP3-7.0，
SSP2-4.5，SSP1-2.6 の順に CO2 の排出量が多いシナ

70
60
50
40
30
20
r = 0.44, p < 0.001
1001960 1970 1980 1990

2000

2010

2020

図 3. 1962 年から 2023 年までの年最大氷厚の経年変化および直線回帰の結果．
70

年最大氷厚（cm）

60
50
40
30
20

r = 0.45
p < 0.001

10
0

-8

-6
-4
-2
12～3月平均気温(℃)

0

図 4. 12～3 月平均気温と年最大氷厚の関係

年最大氷厚（cm）

50
40
30
20
10
0
2010

2030

SSP1-2.6

2050
SSP2-4.5

2070

2090

SSP3-7.0

2110

SSP5-8.5

図 5. 春採湖の年最大氷厚の将来予測．SSP1-2.6～
SSP5-8.5 は異なる CO2 排出量による将来の気温変化を使用した結果．
1) 牛塚貴博ら (2021)：北海道釧路市の春採湖の結氷と気象データの関係. 雪氷研究大会（2021・千葉）講演
予稿集, 131–131. doi:10.14851/jcsir.2021.0_131.
2) Toukairin, A. (1994): Frequency and Variation of RadiallyGrown Meltpatterns on Ice Plates Caused by TideGenerating Force. Proceedings of the 9th International
Symposium on Okhotsk Sea and Sea ice, 9, 301-306.
3) 知北和久，福山龍次，坂本博明，中路晃平(1997)：
閉鎖性汽水湖における死水の挙動特性―釧路市・春採湖での結氷期観測から―．北海道大学地球物理学
研究報告，60，13-28．
4) Yukimoto, S. et al., (2019)：MRI MRI-ESM2.0 model
output prepared for CMIP6 CFMIP. Version 20231018.
Earth System Grid Federation. https://doi.org/10.22033/
ESGF/CMIP6.625

図 2. 1990 年，1992 年，1996 年の氷厚の計算結果
および計算に使用した気象データ．黒の実線で凍結
氷厚さの計算値，白丸で凍結氷の厚さの実測値を示す．同日に複数地点での観測データがある場合は白丸が凍結氷の厚さの平均値，エラーバーが標本標準偏差を表す．1990 年および 1992 年のデータはToukairin (1994) 2),1996 年の実測データは知北ら(1997) 3)を使用した．

6

06
北海道・然別湖における水温の季節変化について－2021 年からのモニタリング結果から－＊西川結香 (南山大・総合政策学・学)，大八木英夫 (南山大・総合政策学)

１．はじめにとかち鹿追ジオパークは，2013 年 12 月 16 日に日本ジオパークネットワークとして認定され，北海道・鹿追町全域の貴重な地形と自然環境を保全に務めている。その範囲は，北海道・鹿追町全域で，町の北部は大雪山国立公園に指定され，主なジオサイ
トのひとつに然別湖があり，観光事業や学習活動の場として活用されている。本ジオパークでは『凍れ』をテーマに掲げており，然別湖の周辺には日本最大級の広さを誇る風穴地帯で日本最古の氷を含む
永久凍土が確認されことなど自然的特徴がある。また，完全結氷することがこの地域にとって観光資源であり，結氷現象への理解および予測は必須である。
しかしながら，2023 年，全世界的に統計開始以降，夏季の平均気温が最高となるなど，温暖化の進行により結氷しなくなることが懸念されている。本湖では，2021 年 10 月より水温のモニタリング観測が開始され，主に然別湖の最深地点における水温の季節変化について議論する。
２．対象地域の概要と方法
然別湖の最大深度はおよそ 98 m であり，標高804 m の高標高地に位置している。鉛直的な水温・水質の観測を結氷期（2023 年 2 月），夏季（2023
年 9 月）に実施した。観測項目は，深度・水温・電気伝導度・濁度・クロロフィルを CTD（JFE アドバ
ンテック社；RINKO-Profiler）を用いて観測した。
また，最深地点では表層から 0.5 m・1 m・2 m・20
m・50 m・90 m・95 m・98 m に水温計（ Onset 社
水中用温度計測データロガーなど）にて測定した。

３．結果と討論
図 1 には,2021 年 11 月 1 日〜2023 年 8 月 31 日までの最深地点における表層から湖底までの日平均水温について等温線図で示した。表層の水温は，2023
年の夏季は，2022 年に比べて高い水温を記録した。
その差は，2022 年 7 月 30 日に 20.9 ℃で最高値に達し，2023 年 8 月 26 日に 24.2 ℃で最高値となり，
約 3℃も高い水温が観測され，水深 5 m にまで高い水温の層が形成されていた。なお，2023 年 7 月下旬には表層水温が 22.2 ℃に達しており，7 月下旬に最高水温に達するのは例年の現象と推察される。
気象庁は，2023 年 9 月 1 日に，「今夏（6～8 月）の全国の平均気温が 1898 年の統計開始以来最高」と発表しており，本地域の水温環境の影響を与えたといえる。また，例年より 1 ヶ月もの間の表層への熱の蓄積の影響は，2023-2024 年における結氷現象に影響を与えると予測される。
さらに，深水層の水温の季節変化に着目すると，
90・95 m 層と 98 m 層では水温変動のパターンは全く異なる。特に，90・95 m 層では，2022 年・2023
年ともに全面結氷期間中に最低水温を記録する。一
方，98 m 層では，2022 年・2023 年ともに全面結氷
期間中に最高水温を記録し，約 0.001℃/日の湖底から地殻熱の供給が見積もられた。最深地点の湖底より約 2 m 上部は，鉛直分布の観測結果から貧酸素層が形成されており，湖水循環に伴う全循環は，全層に達していないことが明らかとなった。
付記：湖調査にあたり，北海道大学知北和久先生，とかち鹿追ジオパーク専門員の金森晶作博士らの協力を頂きました。

025

Water Depth(m)

20

15

50
10

5

90
98

Nov. Dec.
2021

図1

Jan.

Feb. Mar. Apr. May June

July Aug. Sept. Oct. Nov. Dec.

2022

Jan.

Feb. Mar. Apr. May June
2023

July Aug.

0

WT (℃)

最深地点にける表層（1m）から湖底（98m）までの日平均水温．グレーの部分は前面結氷期間を示す.

7

07
北海道・然別湖における完全結氷・解氷までの気温と水温との関係について－2022-2023 年シーズンに注目して－＊松岡弘斗 (南山大・総合政策学・学)，大八木英夫 (南山大・総合政策学)

１．はじめに北海道・然別湖は，冬季に水が凍る結氷湖である。
12 月下旬～翌年 3 月下旬は，本湖の結氷期間であり，湖上に氷と雪を使った建物（しかりべつ湖コタン）が作られ，結氷する湖沼を観光資源として活用されている。しかし，近年の気候変動の影響により，世界的に湖の結氷期間の短期化や不凍湖化が報告されている。例えば，アメリカ海洋大気庁（NOAA）は，2023 年 2 月 13 日，世界的大湖沼であるアメリカの五大湖のうち氷に覆われている結氷面積の割合はわ
ずか 7 %で，この時期に予想される 35～40 %を大きく下回り、この時期としては過去最小であるとの観測結果を報告している。このように，気候変動の影
響は，氷と雪を観光資源としている然別湖への影響が多きことが予測され，結氷日の関係は重要な幹事行である。そこで本研究は，然別湖の水温観測とともに気温および結氷期間について議論する。
２．対象地域の概要と方法
然別湖は北海道の中心からやや南東部に位置し，然別火山群に囲まれ，火山群の成長によりヤンベツ
川が堰き止めて形成された火山性の堰止湖である。
周囲は 13.8 km、最大深度は 98m であり，標高 804m に位置し，北海道の湖で最も標高の高い湖である。
鉛直的な水温・水質の観測を，結氷期（2023 年 2月）および夏季停滞期（2023 年 9 月）に実施した。
観測項目は，深度・水温・電気伝導度・濁度・クロ
ロフィルを CTD（JFE アドバンテック社；RinkoProfiler）を用いて観測した。また，最深地点では表層から 0.5 m・1 m・2 m・20 m・50 m・90 m・95
m・98 m に水温計（HOBO U-22 など）を設置し測定した。また，然別湖畔に日射及び風向風速を気象ス
テーションにて観測し，加えて，気圧計および水位計を設置した。
現地の結氷状況については，衛星画像（ Sentinel-2 の True Color ） を EO Browser（ https://apps.sentinel-hub.com/eo-browser/ ）から入手し，積雪の状況から結氷率を求めた。完全
結氷日については，現地のとかち鹿追ジオパーク推進協議会などからの聞き取り調査によって決定した。
３．結果と討論
図 1 には，2022 年 9 月 1 日～2023 年 9 月 1 日の最深地点における表層（1 m）と湖底（98 m）の日
平均水温を示した。然別湖では，表層と湖底の水温が等温となる，すなわち全循環が生じた日付について注目すると，2023 年 12 月 1 日に 4.5 ℃で等温となった。ただし，等温となった期間は短く，12 月 2日には表層水温は 4.3 ℃，3 日には 4.2 ℃となり，

8

湖底は 4.5 ℃のままで逆列成層が形成された。
衛星画像からは，12 月 8 日には湖岸の日陰部分
から湖面結氷が始まっているのが確認できる。この時の表層水温は 3.4 ℃である。12 月 18 日より結氷率は増加しはじめ，12 月 20 日に約 70 %になった。
気温は，12 月上旬の平均気温が-7.5 ℃であるが，12 月 15 日～20 日に日平均気温が-10.4～-13.6 ℃と冷え込んだことから，湖面結氷の発達に至ったと考えられる。12 月 25 日には，ほぼ全面的に結氷しており，この時の表層水温は 0.7 ℃である。現地聞き取りによる全面結氷日は，12 月 26 日である。
湖水全循環をした時期を起点に，湖畔の気温計測値
から積算寒度を算出すると 205.4 ℃となった。聞
き取り調査によれば，2004 年より全面結氷日の記
録が残されており，平均的に 12 月 25 日±10 日頃に全面結氷することが明らかとり，これらを基にした積算寒度の値については，今後，さらに解析を進めていく。表層水温は，12 月 26 日以降，翌年 3 月
10 日まで 1.0 ℃を概ね下回っている。
2023 年 2 月 22 日には，最深地点で CTD による水温計測を実施した。このとき，水深 3.0 m までの水
温は 1.0 ℃以下であった。この日の氷厚は 27 cm，
積雪深は 34 cm であった。なお，湖面全体の氷厚は，一定ではなく 27 ～56 cm であり，最深地点の氷厚がもっと小さかった。また，この頃の気温は，2023
年 2 月 28 日には日平均気温が氷点下を脱し 0.4 ℃となり，以降寒暖を繰り返し，気温は上昇傾向にある。2022-2023 シーズンの全面解氷日は，2023 年 4月 30 日とされているが，3 月上旬の湖面結氷率は
衛星画像からは 100 %で，少なくとも表層水温は 3月上旬から水温が上昇に転じており，この頃から湖面の氷の厚さが薄くなり，気温ないし日射の影響が表層の水温に影響を与えたものと考えられる。

図 1 2022 年 9 月～2023 年 9 月までの最深地点における表層（1m）と湖底（98m）の日平均水温変化
付記：湖調査にあたり，北海道大学知北和久先生，とかち鹿追ジオパーク専門員の金森晶作博士らの協力を頂きました。

08
干渉 SAR を用いたエジプト・ハルガオアシスおよびその周辺の地盤変動観測＊濱侃 (千葉大)，黒上京太郎（千葉大），松岡延浩(千葉大)１．はじめにエジプト・ナイル川の西に広がる砂漠地帯は西方砂漠と呼ばれ，エジプト国土の約 90％を占める。
西方砂漠には，いくつかの大きなオアシスが点在し，オアシスは降水量がほとんどないため地下水に依存した生活が営まれている。ニューバレー県に位置す
る ハ ル ガ オ ア シ ス （ 24°35′N to 26°00′N ，30°47′E to 30°83′E）は，西方砂漠最大のオア
シスで南北方向に広がっており，その長さは 100kmを超える。オアシスの水資源はヌビア砂岩帯水層か
らの掘削井戸および湧水である。地下水賦存量などの実態は不明であるが，新たな涵養のない地下水を利用していると考えられる。ハルガオアシスから西に 150km 離れたダハラオアシスもヌビア砂岩帯水層の水を利用しており，ここでは顕著な地下水位低下が報告されている。
地下水位の低下に伴い発生する現象に地盤変動，
地盤沈下がある。そのメカニズムは粘土層の間隙水が絞り出され粘土層が収縮する不可逆な沈下のほかにも，季節的な地下水位の変動に連動したものなどがある。このいずれも人工衛星から観測したデータ
を 用 い た Interferometric Synthetic Aperture
Radar （干渉 SAR）を用いて年間数 mm の地盤変動をモニタリングできることが報告されているが，地下水に依存したオアシスを対象に地盤変動をモニタリングした研究事例はない。
そこで，本研究では干渉 SAR を用いてハルガオア
シスにおいて地盤変動をモニタリングすることを目的とした。規則性のある地盤変動を確認できればハルガオアシスの地下水賦存量の実態解明につながる
基礎的な情報になりうる。

使用した Sentinel-1 は C-band SAR であり，地上分解能が高い一方で，植生に反応してしまいその下の地盤変動を観測できない。そのため，解析期間で後方散乱特性が変化しない点を抽出し，それらのピク
セルのみで変動を計算する Persistent Scatterers
Interferometry（PSI）処理を行い，植生の状態変化などの地盤変動以外の要因の影響を小さくした。
実際の現地の様子は，2023 年 8 月 4～12 日に現地を視察して確認し，地盤変動を示す証拠になりうるものの写真を撮影した。
３．結果と考察
図 2 左には DEM で見たオアシスの地形，図 2 右には干渉 SAR で得られた変動量を示す。オアシスは図の中央部に南北に縦長く立地している。図 2 右ではオアシスで局所的に 4mm/yr を超える沈下が確認できる。この地域は地下水の涵養は殆んどないと考えられるため，地下水利用にともなう地下水位の低下が予想される。したがって，地下から地下水がなくなったことで発生した地盤沈下が観測されている可能性がある。実際，現地では井戸の抜け上がりも確認できた。ただし，地殻変動による沈下や，溶解による陥没，風食の可能性もあるため，原因の特定には地下水位の変動とあわせた考察が必要である。
対照的に西側は 4mm/yr を超える隆起が確認できる。ここはバルハン砂丘が存在し，バルハンの形状
から北風により形成されたとわかる。バルハン砂丘の分布範囲はオアシスに沿って南に行くほど大きくなっている。従って，オアシス西側では北部から供給される砂が堆積することによる隆起が確認できていると考えられる。

２．手法
本研究は，European Space Agency's (ESA)が提供する SAR データセットである地上分解能約 10m のSentinel-1 データを用いた。このデータセット用
いて，図 1 に示す順序で解析を行った。なお，本研究の対象地は砂漠で，風食による砂の移動が多い。
そのため 2 時期の変化を比較する際に，地盤変動以外の要因の影響を受けることが懸念された。加えて

図 2. 干渉 SAR でとらえたハルガオアシスの地盤変動（左：DEM で見た地形，右：年間の変動量）：2019
年 12 月～2021 年 12 月の変動．オアシス内では4mm/yr を超える局所的な沈下が確認できる．

図 1. 干渉 SAR 解析のフローチャート．

9

09
北海道・然別湖の結氷下における水温と湖水流動の状況について＊

大八木英夫 (南山大)，知北和久（北海道大），澤田結基 (福山市立大)，金森晶作(とかち鹿追ジオパーク)
１．はじめに
気候変動の影響を最も強く受ける水環境は，水温と凍結現象とされている。然別湖では，冬季に湖上に雪と氷を使った建物が造られ，湖の結氷を観光資源にしている地域でもある。また，とかち鹿追ジオパークの域内であり，然別湖の周辺には，夏でも溶けない氷を含む永久凍土など，寒冷な地に特徴付けられる自然環境が構成要素となっている。ジオパークのサイト内では，保全すべきものを定点観測対象とすることが重要であり，それが地域資源の保護につながる。特に，凍結現象が観光資源になっている
然別湖の水温環境の解明は急務であり，2021 年 10月より水温モニタリングを開始した。本発表では，結氷中における水温環境について議論する。

0

0

5/0
A3

Water Temp.(℃）
5/0
A5

5
Center102030Depth(m)

40
50
60
70

２．対象地域の概要と方法
然別湖は，標高 804 m と北海道内では最も高い場所に位置する。最大深度は 98 m，流入河川（主にヤンベツ川）と流出河川（然別川）のある開放湖である。観測は，湖内で主に 9 地点（A2～A9・Center；最深地点）で実施し，各地点において水温，
電気伝導度（EC），溶存酸素（DO），濁度，クロロ
フィルの鉛直観測（JFE アドバンテック社；RINKOProfiler）を実施した。また，そのうち 3 地点で直読 式 電 磁 流 向 流 速 計 （ JFE ア ド バ ン テ ッ ク 社 ；AEM213-DA）を用いて，およそ深さ 5 m 毎に流速・流向の計測を行った。

80
90
100

図1

A3・A5・Center（最深地点）の水温鉛直分布

A3

0

A5

Center

1.00

10
20
0.75

30

３．結果と討論
図 1 には，然別湖内の観測地点 A3・A5・Center（最深地点）について，水温鉛直分布を示した。調
査日は，2023 年 2 月 22 日の全面結氷している期間である。各地点の水温は逆列成層で，水深 10 m にかけて水温が上昇し水温躍層が形成されている。また，例えば A3 では水深 40～50 m のあたりで 3.78
～4.11 ℃の水温変動がみられる。さらに，A5 では
水深 60 m ほどのあたりで 4.31 ℃と中層が最も水温が高くなっている。このように，結氷下における然別湖全体で水温の微変動が認められる。
図 2 には，A3・A5・Center（湖心）について，水
平方向の流速分布を示した。Center（湖心）の水深
20 m で約 1.0 m/s の値が観測されるなど，水平方
向で最も高い速度が観測された。また，水深 30～
40 m や 50～60 m で 0.4～0.7 m/s の流速が確認される一方，水深 40～50 m では概ね 0.4 m/s 以下の流速であった。水温鉛直分布については，湖全体で中層部にて層状ではなく，全面結氷下においては，
吹送流がなくなり，密度流も弱くなるため傾斜流が表れた結果であると考えられる。

Depth(m)

40
50

0.5

60
70
0.25

80
90
100
0

図2

1
2
3
ヤンベツ川河口からの距離（km）

0.00
SP(m/s)
4 流出→

A3・A5・Center（最深地点）の水平方向における流速分布

本研究は，科研費「火山性大深度湖沼における湖面凍結条件と気候変動による水温環境への影響評価：
23K00981」における成果の一部である。

10

10
摩周湖の全面結氷日の予測 －2023 年の結果と 2024 年の予測－＊

亀田貴雄 (北見工業大学)

１．はじめに亀田ら(2022a)1) は 1974 年から 2021 年までの 48
年間での摩周湖の結氷観測データを用いて，摩周湖の結氷と気象条件との関係を明らかにした。この中で，摩周湖は閉鎖系の湖のため冬期の結氷に夏期の気温が影響しており，それを用いると前年 9 月 1 日に翌年の摩周湖が全面結氷になるか部分結氷になるかが予測できることを報告した。また，昨年の陸水物理学会で亀田ら(2022b)2) は 1974 年から 2022 年までの 49 年間での摩周湖の結氷と気象条件との関係を報告し，2023 年の全面結氷日は 2 月 21 日±12.3日（2 月 8 日～3 月 6 日）と予測できることを報告した。
今回は 2023 年の摩周湖の実際の結氷状況と 2024
年の結氷予測を説明する。なお，年は寒候年（1 月以降の年）で示す。
２．2023 年の結果
亀田ら(2022b)2) での 2023 年の予測は川湯での2022 年 6 月 1 日から 8 月 31 日までの日最高気温の
平均 21.788℃を使った結果であり，2022 年 9 月 1
日時点での予測であった。その後 11 月 1 日以降の冬期気温を用いて 2023 年 1 月 1 日，1 月 16 日にも全面結氷日を予測し，摩周結氷プロジェクトメンバ
ー* に情報を提供した。(株)弟子屈町振興公社は亀田ら(2022b)2) の予測結果を示した上で，ツイッター
で「みんなで摩周湖の結氷を予想しよう！」を実施
し，589 件の応募があった。
このような状況で 2023 年の摩周湖の結氷シーズンを迎えたが，摩周湖は全面結氷にならなったため，予測は外れた。2023 年の摩周湖の結氷観測は，第一展望台からの目視，第三展望台からのインターバ
ルカメラ，ドローンによる観測を用いて実施した。
表 1 に 2021 年以降のこれまでの摩周湖の結氷予
測と実際をまとめた。
３．2023 年の予測が外れた原因
亀田ら(2022a)1) は夏の気温は使わずに，冬の気温だけからも摩周湖の全面結氷がある程度予測できることを示した。この場合，川湯の 2 月の月平均気温（ −8.9℃ 以 下 ） を 使 う と 正 解 率 88.6% ， 適 合 率
95.5%で摩周湖の全面結氷と部分結氷が分類できる

こ と を示 した （ 正解 率と 適 合率 の定 義 は亀 田ら(2022a) 1) の 付録 1 参照）。図 1 は川湯の 2 月の月
平均気温の経年変化と摩周湖の全面結氷（白丸）と部分結氷（黒丸）を示す。2023 年 2 月の川湯の月
平均気温は−9.0℃のため，月平均気温の観点からは
2023 年の摩周湖は全面結氷する気象条件であった
ことがわかった。
一方，実際に摩周湖が全面結氷するかどうかは，
実際には日最低気温，日最高気温，風速，積雪およ
びこれらがどのようなタイミングで起こるかが影響していると考えられる。そこで，最も影響が大きいと想定できる基準温度以下の日最低気温の日数と全面 結 氷 と の 関 係 を 調 べ た 。 基 準 温 度 は −20℃ ，−15℃，−10℃として調べた。その結果，摩周湖は川湯での日最低気温が−15℃以下の日数が 6 日以上あると，全面結氷年と部分結氷年を最も正しく分類できることがわかった（正解率は 84.8%）。図 2 はこの時の結果を示す。
2023 年 冬 期 は −15℃ 以 下 の 日 数 は 3 日 間（2023/1/3，1/4，2/4）であり，あと 3 日間，基準を満たす日があれば摩周湖は全面結氷した可能性が84.8%と考えられることがわかった。

図 1. 川湯の 2 月の平均気温の経年変化と摩周湖の全面結氷年（白丸）と部分結氷年（黒丸）．全面結
氷年と部分結氷年を最も正しく分類する境界温度（−8.9℃）を赤線で示した．

*

摩周湖の結氷に関心がある方々をメンバーとして，摩周湖の結氷に関する情報交換を行うこと及びメンバーからの結氷に関する情報を必要に応じてインターネットで発信し，地域観光に貢献することを目的とする。プロジェクトメンバー：亀田貴雄（北見工業大学），牛塚貴博（北見工業大学大学院博士前期課
程 1 年），蜂谷 衛（環境省自然公園指導員），嶋戸健祐（摩周湖観光協会／弟子屈町振興公社），守屋憲一（摩周湖観光協会），菊地 忍（弟子屈町振興公社），藤原将男（弟子屈町郵便
局／摩周湖観光協会），神子島智樹（（有）摩周企画 摩周湖のあいす）

図 2. 川湯での日最低気温が−15℃以下の日数と摩周湖の全面結氷年（白丸）と部分結氷年（黒丸）．
全面結氷年と部分結氷年を最も正しく分類する回数（6 回）を赤線で示した．

11

４．2024 年の予測
川湯での 2023 年 6 月 1 日から 8 月 31 日までの日最高気温の平均は 24.330℃であったため，亀田ら(2022a)1) に記載した方法に基づくと， 2024 年の摩周湖は 3 月 2 日±15.5 日（2 月 15 日～3 月 18 日）に全面結氷すると予測できた（表 1）。ただし，
1974 年から 2023 年までの 50 年間の観測で摩周湖
が最も遅く全面結氷したのは 3 月 2 日（2005 年）のため，2024 年の摩周湖は全面結氷しない可能性が考えられる。この結果は（一社）摩周湖観光協会
がプレスリリースを出して冬期観光に役立てている(https://prtimes.jp/main/html/rd/p/000000009.000107745.
html)。なお，2023 年の川湯での夏期の日最高気温の平均（24.330℃）は，1978 年以降の川湯で最も高い値であった。
表1

結氷年

予測日

参考文献
1) 亀 田 貴 雄 ， 蜂 谷 衛 ， 仁 平 慎 吾 ， 細 川 音 治（2022a）：摩周湖の全面結氷条件の解明およびそれに基づく 2021 年 2 月の全面結氷日の予測．
雪氷，84(5), 68−88.
2) 亀 田 貴 雄 ， 蜂 谷 衛 ， 仁 平 慎 吾 ， 細 川 音 治（2022b）：摩周湖の全面結氷条件の解明およびそれに基づく 2021～2023 年冬期の全面結氷日の予測．陸水物理学会会報－第 43 回研究発表会（2022 釧路）講演要旨，10−11.

2021～2024 年の摩周湖の全面結氷予測と実際．

全面結氷日

全面結氷日

（予測）

（実際）

2020 年 9 月 1 日

2021 年 2 月 22 日±13.0 日

2021 年 1 月 1 日

2021 年 2 月 10 日± 8.5 日

（寒候年）

予測誤差

出典

2 月 14 日+8 日

亀田ら（2022a）

2 月 14 日−4 日

亀田ら（2022a）

2 月 14 日−6 日

亀田ら（2022a）

2022 年 3 月 1 日±13.8 日なし－

亀田ら（2022b）（2 月 15 日～3 月 15 日）（部分結氷）－

亀田ら（2022b）－

亀田ら（2022b）－

亀田ら（2022b）

－

－

－

－

－

－

（2 月 9 日～3 月 7 日）
2021

（2 月 1 日～2 月 19 日）
2021 年 1 月 16 日

2021 年 2 月 8 日± 8.6 日（1 月 31 日～2 月 17 日）

2021 年 9 月 1 日

2022

2023

2024

2022 年 1 月 1 日

2022 年 3 月 10 日± 9.5 日

なし（2 月 28 日～3 月 20 日）（部分結氷）

2022 年 1 月 16 日

2022 年 3 月 11 日± 7.6 日

なし（3 月 3 日～3 月 19 日）（部分結氷）

2022 年 9 月 1 日

2023 年 2 月 21 日±12.3 日

なし（2 月 8 日～3 月 6 日）

（部分結氷）

2023 年 1 月 1 日

2023 年 2 月 27 日± 5.8 日

なし（2 月 21 日～3 月 5 日）

（部分結氷）

2023 年 1 月 16 日

2023 年 2 月 22 日±11.8 日

なし（2 月 10 日～3 月 6 日）

（部分結氷）

2023 年 9 月 1 日

2024 年 3 月 2 日±15.5 日

今後（2 月 15 日～3 月 18 日）

1211
屈斜路湖の全面結氷日と気象データとの関係および将来予測＊

亀田貴雄 (北見工業大学)，蜂谷 衛 (環境省自然公園指導員)，牛塚貴博(北見工業大学大学院)

１．はじめに屈斜路湖では本発表の第 2 著者の蜂谷により，1984 年冬期から結氷観測が実施され，2023 年冬期までの 40 年間の全面結氷日が記録されている．本
研究ではこのデータを用いて，１）屈斜路湖の全面結氷がどのような気象条件で起こるのか，２）全面結氷日の将来予測，を明らかにすることを目的とす
る．観測は屈斜路湖を見下ろす美幌峠，藻琴山展望駐車公園および屈斜路湖に接する国道 243 号線，道道 52 号線から目視および双眼鏡を用いて実施した．
なお，以下の記述での年は寒候年（1 月以降の年）で示す．
２．観測結果図 1 は 1984 年から 2023 年までの屈斜路湖の全面結氷日を示す．全面結氷日は最も早い年で 1 月 11日（2013），最も遅い年で 2 月 26 日（2009）であり，平均すると 2 月 1 日±10.8 日（1 月 22 日～2 月12 日）であった．ここで，全面結氷日とは湖岸の一部の未結氷部を除いて，湖の全面が 24 時間以上結氷した時の初日と定義した．観測期間中，2007
年，2015 年，2020 年の 3 年間は部分結氷で，全面結氷にならなかった．なお，図 1 では統計的に有意な傾向は存在しなかった．
３．全面結氷日と気象データとの関係および 1890
年以降の全面結氷日の推定
図 1 で示した全面結氷日と屈斜路湖の周囲の気象庁の気象観測点（川湯アメダス，弟子屈アメダス，
網走地方気象台，釧路地方気象台）の冬期の月平均気温および月最低気温との関係を調べた．その結果，屈斜路湖の全面結氷日は網走地方気象台の 1 月から
2 月の平均気温データと最も相関が高いことがわかった（r = 0.81, p < 0.001）．図 2 はこの関係を用いて推定した 1890 年以降の屈斜路湖の全面結氷日を白丸で示す．1890 年以降，屈斜路湖の全面結氷日
は+1.0 日/10 年で遅くなっていることがわかった．
これはこの地域での冬期の温暖化が影響していると考えられる．
一方，羽田・西尾(1934)1) は屈斜路湖畔の仁伏での観測に基づき，1934 年冬季の屈斜路湖の全面結
氷日を 2 月 5 日と報告した．図 2 では 1934 年冬季の全面結氷日は 2 月 4 日であり，ほぼ一致している
ことがわかった．ただし，羽田・西尾(1934)の観測は仁伏のみでの観測であり，仁伏から目視で観測できない領域が未結氷であった可能性も考えられるため，実際の全面結氷日は 2 月 5 日よりも 5 日程度遅かった可能性がある．
鴉汀 (1913)2) は屈斜路湖半のコタンでの観測として 1912 年と 1913 年の屈斜路湖の全面結氷日を 1 月

13

5 日，（1912 年）12 月 22 日と報告している。図 2ではこれらの年の全面結氷日は 1 月 28 日，1 月 8日であり，鴉汀 (1913) の結果は図 2 よりもそれぞれ 23 日間，17 日間早かった．鴉汀 (1913) の観測も
屈斜路湖畔での観測のため，全面結氷日は 5 日程度遅くなる可能性があるが，20 日間前後は本研究よりも早い全面結氷日を報告している可能性がある．
当日は屈斜路湖の全面結氷日と網走での流氷接岸
初日と関係が存在する理由，屈斜路湖の全面結氷日の将来予測についても説明する。
参考文献
1) 羽田良禾，西尾新六(1934)：冬期に於ける屈斜路
湖の調査報告．陸水学雑誌，4, 92–95．
2) 鴉汀 學人(1913)： 屈斜路湖の 結氷，地學 雜誌,
25(7), 522–553, doi:10.5026/jgeography.25.522a※鴉汀學人（あていがくじん）は日本の陸水学の先駆けの田中阿歌麿氏（1869−1944）の筆名．

図 1.

屈斜路湖の全面結氷日（1984-2023）．

r = 0.35 (p < 0.001)

図 2. 1890 年以降の屈斜路湖の全面結氷日．黒丸（1984-2023 年）は実測値，白丸（1872-1983 年）は網走での 12−2 月の平均気温を用いた推定値．

12
青森県・青池の青色呈色に関する研究：画像の RAW ファイル使用の試み＊

花石竜治（青森県環境保健センター)，知北和久（北海道大学北極域研究センター）
像解析をより正確に行うために，色の加工がなされていない RAW ファイルの使用が期待されている。
今回，これを用いた解析を試みたので報告する。

１．はじめに
光学的に純水に近く青色を呈する water body の呈色機構については，演者ほかの研究以前は，水の分子散乱によるものと定性的に理解されてきた。
演者ほかは，それまで湖水の「青さ」の原因が未解明であった青森県・青池（あおいけ）の呈色機構研究を 2016 年から行ってきた。演者ほかの呈色計
算法[1]は，散乱の一次近似のもとで光線逆方向追跡法により各呈色機構（湖底乱反射，水の分子散乱および懸濁物質のミー散乱）による湖面各点の呈色を高速に算出する。
これまでの研究では，デジタルカメラが出力したJPEG ファイルの画像データをビットマップにキャスト変換し解析してきた。しかし，JPEG ファイル
は色が加工されて出力された可能性があるため，画２．対象地域の概要
青池は，津軽国定公園内の世界自然遺産白神山地の山麓にある十二湖（じゅうにこ）に属する山間小湖で，湖岸長 125 m，最大水深 8.8 m であり，十二湖の越口ノ池（こしぐちのいけ）湖群の最上位に位置する（図 1）。同湖は地下水の湧出のみにより涵養されているとされ[2]，湖水の滞留時間は 14 日と見積もられている[1]。
青池の水質については過去に数例の報告があるが，水以外に着色物質は検出されておらず，可視光の吸収スペクトルは，純水と同じと報告されている[3]。

図 1. 青池と関連湖沼の位置図および海面からの高度 50 m あるいは 100 m 間隔の等高線図．

３．方法(1)使用したデジタルカメラ
Panasonic 社 のコ ンパク トデジタルカ メラ DCTZ90 を使用した。
(2)RAW ファイルの現像本研究では，デジタルカメラが出力する RAW フ
ァイルの処理（RAW 現像）を，既製のフリーソフト RawTherapee[4]で行った。採用した処理は，(1)ホワイトバランスを撮影時のカメラの設定値にすること，(2)カラーノイズ低減，および(3)レンズプロフ
ァイルによる歪曲収差の補正であり，出力を深さ 8ビットの RGB 値を持つ TIFF ファイルとした。なお，研究の過程で，Python による自作ソフトウェアでの処理も試みたが，カラーノイズ低減を完全にはできなかった。
(3)デジタルカメラ感度係数およびホワイトバラン
ス係数の実験的決定，画像解析
感度係数などは Hanaishi and Chikita[1]の方法で決定した。画像解析は，Hanaishi and Chikita[1]の方法
によりホモグラフィー変換行列を求めた上で，湖面上に木の葉が少ない早春の青池画像（2022 年 4 月
21 日撮影），および木の葉が覆い，木漏れ日が観14測される初夏の画像（2022 年 5 月 25 日および 6 月
8 日撮影）を解析した。なお，今回は，観測定点のほか，第二の観測点から撮影した画像も解析した（図 2 キャプション参照）。
４．結果(1)感度係数およびホワイトバランス係数
感度係数 𝛽 = 1.54 およびホワイトバランス係数（緑の青に対する強調因子）𝑤 = 1.24 が得られた。
(2)早春の青池湖面画像解析
図 2 に観測定点および第二の観測点から撮影した
画 像 の 解 析 結 果 を 示 す 。 図 3 に は Hanaishi and
Chikita[1]の方法で使用した色情報(RGB)の当てはめの状況を示す。
(3)木漏れ日画像解析
図 4 に木漏れ日光軌跡の解析結果を示す。
５．考察
RAW ファイルを元にした画像解析の結果，弱いながらも懸濁物質によるミー散乱による正の寄与を与え，JPEG ファイルを解析に用いてミー散乱の寄与がないとした Hanaishi and Chikita[1]の結論を補正

原 TIFF 画像（明暗補正
し て い ない）

使用したピクセル位置（黄:採 用, 赤:不 採
用, 黄 色 曲 線:
湖岸線）

使用した色情報

シミュレー
ション すべ
ての寄与

湖底乱反射
の寄与

水の分子散
乱の寄与

懸濁物質の
ミー散乱の
寄与

(a)

(b)
図 2. 観測定点および第二の観測点から撮影した画像の解析結果．(a)観測定点 (𝜂 = 60 °，𝑤 = 7.4 m) から 2022/4/21 11:32
JST 撮影．(b)第二の観測点 (𝜂 = 68 °，𝑤 = 6.7 m) から同日 11:33 JST 撮影．ここで，𝜂 は湖面中央から見た観測点の方位の西からの角度，𝑤 は湖岸から観測点までの水平方向の距離．使用し，また再現された色は sRGB 値で表示した．これらの(a)と(b)のシミュレーションは，それぞれ図 3b および c で示した当てはめの結果得られたパラメータによった．

色光吸収を受けるため，湖面の呈色に対するミー散乱の寄与は緑青色になると考えられる。
図 3 および図 4(d) に示すように，モデルによる当てはめは概ね良好であった。

(a)観測定点から撮影した 7 画像(10:04~12:34)による．𝑛 =371．
(a)原画像(b)解析した光軌跡 (c)再現した光軌跡（黄色正方形）(b)観測定点から撮影，ただし，下記(c)に直近の 3 時刻
(10:56~11:32)において撮影した画像による．𝑛 = 158．

(d)積分値の当てはめの状況
図 4. 木漏れ日光軌跡の解析結果．2022 年 6 月 8 日 13:59
JST 撮影．(d)の横軸：絶対座標系における 𝑥 座標 (m)，縦軸：光軌跡に直交した方向での線形 RGB 値の積分値 (m)．
(c)第二の観測点から撮影した 3 画像(10:57~11:33)による．𝑛 = 247．
図 3. 画像の RGB 値当てはめの状況．横軸： 画像から採取した線形 RGB 値，縦軸：モデル式による理論的推定値．

する結果となった。図 3 に示した当てはめで，ミー
散 乱 係 数 は ，(a) 0.05 m ，(b) 0.03 m ，(c)0.03 m と求められた。
図 3 で，画像撮影時刻の範囲が狭い(b)(c)において当てはめの決定係数が高いことから，撮影時刻の範囲を広く取った場合，単一の光学的パラメータセットによる当てはめは精度が悪くなると考えられた。
なお，ミー散乱係数は波長に依存しない（白色的）と仮定したが，散乱光が取る光路において，水の赤

15

６．結論
RAW ファイルを使用することにより，Hanaishi
and Chikita[1]の結論を補正する結果が得られた。すなわち，青池の青色は湖底乱反射，水の分子散乱および懸濁物質のミー散乱における，水の光学的性質
としての光散乱と光吸収により説明されると結論された。
＜文献＞[1] Hanaishi and Chikita, Limnology (submitted).
[2] 吉村(1935):地理学評論 11:437-454.
[3] 花石ほか(2017): 青森県環境保健センター年報
28:56-62.
[4] https://www.rawtherapee.com/

13
鳴子火山・潟沼の熱的構造とその変動ー序報ー
後藤章夫 (東北大)，＊知北和久 (北大)，岡田純(気象研)，大八木英夫（南山大），齋藤圭（京大）
１．はじめに
仙台市の北北西約 54 km にある鳴子火山は，直径約 7km の不鮮明な輪郭をもつカルデラとその中央部の溶岩ドーム群からなる（図 1）。この火山活動として，過去 1 万年間に 5 回の噴火（いずれも溶岩
ドーム中央部の潟沼付近と推定）があったとされる。
本研究では，先行研究との比較から，これまでに分かった潟沼の熱的構造の変化について議論する。
２．対象地域の概要と方法
潟沼は東西 400 m，南北 300 m の火口湖で，最深
図 1. 鳴子火山・潟沼と観測点の位置（一点鎖線は分水界）
点は図 2 の✛点(約 21 m)である（Goto et al., 2022）。
図 2 から，潟沼の湖底には中央部のやや南に水深約10 m の鞍部があり，これにより湖盆が北西側と南西側に分かれ，北西側に最深点がある。2021 年は
図 2 の〇点，2022 年は最深点に水温ロガー8 台の係留系を設置し，1 時間間隔で水温を測定している（図 3）。また、随時、プロファイラーで水温・電導度等の鉛直分布を求めた。2023 年 4 月には湖岸
M 点に気象ステーション，沖合 L 地点に水圧ロガーを設置し（図 1），気象と水位の変動を調べている。ここでは，図 2 の湖盆図を用い，成層期の水温変動から計算された熱流量について議論する。
図 2. 湖盆図(2021 年作成)と係留系設置点
３．結果と討論
図 4 に，2021 年の成層期における潟沼の水温変化（右）と 1989 年の変化（左）との比較を示す。
1989 年の場合，一つの水温躍層がほぼ同水深(4 m深)にあり，これを維持したまま全体が昇温している。これに対し 2021 年の場合，幾つかの水温躍層を持ち，これが維持されて全体が昇温している。ただし，その増加率はほぼ同じで，それぞれ 0.090℃/
日，0.105℃/日である。2021 年について，水温躍層
上端が 12～14 m 深にあるとし，これ以深の貯熱量変化を求めると総熱量として 0.048～0.131 MW となった。これを 1989 年と比較すると桁が一つ小さな値となった。他方，2021 年分布の水深
5 m 付近にあるもう一つの躍層を上端として計算すると 1.30 MW となり，1989
年の 1.51 MW と同程度となった。つまり,
水面熱収支が影響する表層は，共通して
せいぜい水深 5 m までの範囲であり，これより深部では，湖底から同程度の地殻熱流量によって昇温が起こっていることが示唆される。全体の水温構造がなぜこのように変化したのか，今後，潟沼に対する水・化学物質・熱の収支評価を通して明らかにしていきたい。
参考文献：Goto et al. (2022): JpGU

図 3. 潟沼での観測方法

図 4. 成層期の水温変化

16142014 年噴火前後の御嶽山周辺水環境の変化について- 噴火前 2013 年から 2023 年まで 10 年間の観測を踏まえて‐＊

小寺浩二(法政大・地理), 浅見和希(国際航業), 猪狩彬寛(法政大院/日本工営), 小田理人(千葉大・院)
ム型で濃度も高かった。濁川ではさらに Na と Cl も高濃度だった。山頂域湖沼群の水質もほとんど硫
酸カルシウム型で, 二ノ池は特に高濃度だった。

１．はじめに長野県と岐阜県の境に位置する御嶽山が, 2014 年 9 月
27 日に水蒸気爆発により噴火した。発生した火山噴出物は山頂付近の湖沼や周辺河川に入り込んで, 水環境への大きな影響があった。高山湖沼研究として噴火前に現地調査を行い平常時の水質を把握していた法政大学
水文地理学研究室では, その後約 10 年間にわたって継続調査を行ってきた。今回は, その結果を改めて整理し,
噴火前後の水質変化を明確に示したい。
２．研究方法山頂域の調査は, 噴火前の 2013 年 8 月に 1 回, 2014
年 8 月に 2 回行っており, その後, 規制解除に従い調査範囲を広げながら, 入山できる夏場は月 1 回の調査を 3 年続け（周辺河川は通年で）, その後は, 徐々に頻度を減らしながらも, 年 2 回（7 月・10 月）の調査を継続してきた。
現地調査項目は AT,WT,pH,RpH,EC 等である。また, 一部の地点では他項目自記録計を用いて鉛直方向の水質測定を行い, 横断面図等を作成した。さらに採水してサンプルを持ち帰り, 研究室にて TOC,
主要溶存成分の分析を行っている。
３．結果と考察（１）1979 年噴火との比較
噴火 1 か月後の周辺河川の水質組成は, 1979 年と今回で非常に似通っており, 空間分布も一致していた。しかし, 濁川では 1979 年が硫酸カルシウム型なのに対し, 今回は塩化ナトリウム型で差異があり,
各成分濃度も異なっていた。また, 二ノ池では, 硫
酸カルシウム型で共通しているが, 今回の噴火後の方が濃度が高いことがわかった。
（２）御嶽山周辺河川の変化
南麓を流下する濁川と濁川合流後の王滝川は, 噴
火後白濁し pH が低く電気伝導度（EC）が高い状
態が長く続いたが, 次第に透明度も高くなり, pH 値が上がり EC 値が下がってきた。東麓の一部河川でも噴火後同様に pH や EC に変化が見られたが, 濁川と比較して早く噴火の影響が解消された。また, 融
雪よりも豪雨時に水質変化が激しいことがわかり,堆積している火山噴出物からは, 豪雨時に成分が多く溶出することがわかった。
（３）山頂域湖沼群の変化
火口からの距離に応じて差がみられ, 最も近い二ノ池で pH が低く EC が高く, 噴火の影響を最も強く受けていた。また, 距離のある三ノ池, 五ノ池でも噴火前より pH が低くなり EC が上昇していたが, 四ノ池ではほとんど変わらず湧水により常に流水があることが影響していると考えられた。
（４）水中の主要溶存成分
河川水質は基本的に低濃度の重炭酸カルシウム型で, 噴出物の影響を受けた河川では硫酸カルシウ

図 1 山頂域の水質(2014～2017)

図２ 二ノ池の水質変化（Cl-と SO42-の比率）

４．おわりに噴火後 3 年の調査を経て, 約 15 年で水質が改善すると予測したが, 9 年を経て二ノ池・濁川を除き, ほぼ平常時の水質に回復しつつある。
今後も調査を継続し, さらに水質変化を追跡していきたい。
参考文献
小寺浩二・浅見和希・齋藤 圭（2015）：御嶽山
噴 火(140927)後 の 周 辺 水 環 境 に 関 す る 研 究(1).
2015 年度日本地理学会発表要旨集（春）,115．

1715
御嶽山麓の王滝川流域における硫酸イオン流出負荷量の推定＊

江端一徳(豊田高専)，松本嘉孝(豊田高専)，
宇佐見亜希子((株)アルガルバイオ)，谷口智雅（三重大)１．はじめに2014 年に噴火が発生した御嶽山南麓には王滝川が流下しており，その下流には，中京圏の工業用水や農業用水などの水源となっている牧尾ダムがある.
火山噴火口周辺は火山ガスや硫黄酸化物が堆積しており，王滝川左岸の支川の一つに，その火口が存在
する谷を源流にもつ濁川は硫酸酸性を呈している.
そのため，濁川が王滝川本川に合流すると水質が大きく変化することが分かっている 1).一方で，右岸側は，火山噴火の影響を受けていない河川が存在し，それら複数の支川が流れ込み王滝川を形成している.
さらに，両岸の支川堰堤では，水力発電用の取水が行われており，その取水量の大小が王滝川本川に流れ込む水量や水質へ影響を及ぼしている 2).そこで，本研究では，火山域に特徴的な硫酸イオンに着目し，王滝川本川での取水量の有無を考慮した硫酸イオン
流出負荷量を算出することを目的に調査を行った.
２．対象地域の概要と方法
調査は 2018 年から 2021 年において，王滝川流域の滝越，下黒沢，濁沢川，伝上川，うぐい川，松原の各地点で流量観測と採水を行った.採水した試料
は，実験室に持ち帰り，イオンクロマトグラフィー（IC-300，TOA DKK）により，硫酸イオン濃度を分析した.
硫酸イオン流出負荷量は，松原地点において評価した.実測値は，松原地点の流量と硫酸イオン流出
負荷量との関係より得られた L-Q 式より算出した.
一方で，計算値は，まず，各支川において 3 段タン
クモデルによる流量計算を行った.その後，計算流量と実測の硫酸イオン濃度を掛け合わせ負荷量を算出し，実測値同様に L-Q 式を作成した.そして，得られた L-Q 式から各支川の負荷量を算出し，それら結果を足し合わせ，計算負荷量とした.なお，うぐい川については，実測値の標本数が少なかったた
め，調査期間の平均濃度を計算流量に掛け合わせ，負荷量を算出した.
研究考察としては，下黒沢，濁川，うぐい川の堰
濁沢川

滝越

硫酸イオン流出負荷量(kg/yr)

180
160

実測
計算(取⽔考慮)計算(取⽔考慮なし)

140
120
100
80
60
40
20
0
2018

2019

2020

2021

図 2. 堰堤取水量の有無を考慮した硫酸イオン流出負荷
量の経年変化４．まとめ
王滝川流域における支川堰堤での取水量の有無を考慮し，硫酸イオン流出負荷量を 4 年間に渡り算出した.その結果，取水があった場合，年間流出負荷量の約半分が牧尾ダム下流の王滝川本川へバイパスされ，流下していることが明らかとなった.
参考文献
1） 松本ら（2020）: 御嶽山南麓の王滝川流域における河川水質分布と pH の短期的変化, 陸の水,
87:11-22.
2） 谷口ら（2020）：御嶽山南麓の王滝川中流域における河川環境, 陸の水, 87:45-52.

牧尾ダム

濁川

３．結果と考察
図 2 に松原地点における堰堤取水量の有無を考慮
した硫酸イオン流出負荷量の経年変化を示す.まず，実測値と取水を考慮した計算値を比較すると，どの年も実測値の方が計算値よりも大きい結果となった.
また，PBIAS による誤差評価を行った結果，2019
年が 43.8%と最も誤差が大きい結果となった.この理由として，タンクモデルの計算結果が他の年と比較して実測値よりも過小評価しており，流量計算誤差によるものだと考えられた.
次に，取水量の有無による硫酸イオン流出負荷量の計算結果を比較すると，平均して取水により約半分の硫酸イオンが牧尾ダムより下流の王滝川本川へと流出していることが明らかとなった。
200

伝上川

下黒沢

堤取水量を基に，取水量を考慮する場合と考慮しない場合とで，それぞれ硫酸イオン流出負荷量の算出を行い，比較した.

松原
王滝川ダム

本研究の一部は科学研究費補助金基盤 B（19H04318，代表：田代喬），河川基金（2023-5311-003,代表：江端一徳）によって実施された.また，水位や堰堤取水量については，（独）水資源機構ならびに関西電力（株）よりデータ提供いただいた.この場を借りて謝意を示す.

うぐい川

図１. 王滝川流域図（国土地理院 電子国土 Web より
引用）

18

16
御嶽山南麓における発電用取水量と河川流量の比較
谷口智雅 (三重大・人文)を取り、測線上下流 1～2m で大きな礫を事前排除した。各地点の水深観測数は、川幅と河床の安定性を考慮して 0.05～0.25m 間隔とし、流速は 60%水深の一点法で行った。発電用の取水量については、取水
地点毎に日平均水量（m3S-1）で示されており、現地調査日の数値を用いた。
３．結果と考察
現地観測流量（計算上の取水推定量）と統計デー
タの取水量は近似値を示し、相関がみられる（図2）。各取水地点で見ると、濁沢川は 2020 年 8・11
月、2021 年 8 月、2022 年 5・8 月で取水推定量0.427～1.567 m3S-1。鯎川は 2021 年 8・11 月、2022
年 5・11 月で現地観測流量 0.747～2.918 m3S-1。大又川は 2019 年 11 月、2020 年 8 月、2022 年 5・8 月
で現地観測流量 0.247～0.569m3S-1 である。それぞれの地点の現地観測流量と取水量を比較すると鯎川
と大又川は比較的一致し、濁沢川ではばらつきがみられる。鯎川と大又川は河川全幅スリットによる取
水で全量取水可能な取水口に対して、濁沢川は取水前の観測流量が取水口から距離があり、部分取水がされている。現地観測流量ともばらつきがあり、取水量が制御されていることがわかる。
４．おわりに現地観測流量と統計データの取水量は近似値を示
すが、取水口の形態によって相関が異なっている。
今回分析を行った支流以外で取水形態の把握できていない施設もあり、より詳細な取水堰堤の位置と合わせて取水形態を把握することが今後の課題である。

１．はじめに2014 年 9 月 27 日に噴火した御嶽山を対象に、噴火が陸水に与えた影響、火山地域における陸水環境の生態的・化学的な調査・研究を行っているが、地域の水循環や水収支の把握には、自然的な水の流れだけでなく人工的な移動や水利用を含めて理解することが重要である。さらに、物質収支の観点から河川流量の把握は不可欠である。このため、現地での流量観測と合わせて、公的な機関などの水位観測による流量データや水道取水量などの統計資料なども利用して、地域の水移動や水環境の把握を行っている。しかし、水位観測に基づく流量や水利用による
計画取水量などの数値は現況と異なる場合もある。
このため、現地調査による観測流量データと水利用施設の取水量の比較検討を行った。
２．研究方法王滝川流域おける人工的な水移動ついては、谷口（2023）による王滝村の上水道、田代（2016）による水力発電などの水資源開発についての報告などがあり、取水地点や導水管などの水移動システムの概略については理解されている。王滝川での観測流量
は全体で 2015 年 9 月から現在に至るまでに 16 回期間、延べ 165 地点数で行っている。この中から今回検討した流量データは、2019 年 10 月から 2022 年 8月の期間のものである。本発表では御岳発電所の水力発電用の取水量と現地観測の流量の比較検討を行うが、王滝川支流での取水は 11 箇所で行われており、許可取水量（2022 年度）の合計は 10.58 m3S-1 になる。そのうち、取水堰堤が確認され、取水前の流量観測が可能な濁沢川（許可取水量；1.9m3S-1）、
鯎川（許可取水量；3.23m3S-1）、大又川（許可取水量；0.77m3S-1）を対象とした（図 1）。なお、鯎川
と大又川は流水状況に応じて取水前後での流量観測を行い、濁沢川については、取水口下流の濁沢川橋
下流柳ケ瀬地点と取水堰上流約 3kmの伝上川と濁沢川の合流直前地点（一部さらに約 0.7km 上流の伝上川大橋地点）で流量観測を行った。
流量観測はなるべく河床が安定している横断測線

現地観測流量（ms-1）

3.5
y = 1.0655x + 0.0007
R² = 0.8865

3
2.5
2
1.5
1
0.5
0

0

0.5

1

1.5

2

2.5

3

取水量（ms-1）
図2

図1

現地観測流量と取水量の関係

本研究は JSPS 科研費・基盤研究(B)『自然災害／資源開発を受容する火山山麓地域の自然共生に向けた水文水質・生態機構の解明、研究代表者；田代喬（課題番号 19H04318）』の一部として実施した。また、堰堤取水量については、関西電力（株）
よりデータ提供頂いた。

対象地域（地理院地図より作成）

19

17
信濃川支流魚野川における冬季の水質の特徴＊

森本洋一（リバーフロント研究所）, 小寺浩二（法政大・地理）Ⅰ

はじめに
日本海に流入する河川は多雪地域を流れるため，春先から初夏にかけて，融雪水の影響を受けた特徴的な水質がみられる。さらに，新潟県のような温暖積雪地域を流れる河川は，積雪期間中においても融雪の影響がみられるなどの理由で，水質の変動が大きいと考えられる。そこで筆者らは，谷川岳を源流に持つ魚野川流域において，積雪期や融雪期における水質の特徴や変動，及びそれらの要因を明らかにするために，主に 2009 年から 2011年にかけて河川水質調査及び積雪調査を行ってきた。本稿では，2009 年 12 月から 2010 年 3 月の調査結果に基づき，流域の河川水質の変動とその要因について考察した結果を報告する。

ることからも，本流上流部の高 EC 値の原因は人為的な影響が大きいと考えられる。溶存成分では，
Na+，Cl-の成分が卓越しており，また，SO42-成分も比較的多くみられる。また，人為的な影響が少ない
支流（大源太川上流部）における，12 月から 3 月の EC の平均値は，2.8 mS m-1 と低いものの，1 月
や 2 月の EC 値が上昇しているという特徴がみら
れた。
Ⅳ

おわりに
今後は，冬季の本流や支流の水質形成要因について，溶存成分や積雪調査結果（積雪深，密度，積雪
水質）から 詳細な解析を進めていきたい。

Ⅱ

研究方法
河川水質の調査は，魚野川本流と 2 次流以上の比
較的大きな支流で週 1 回または 2 週に 1 回実施した（流域の次数区分はストレーラ法による）。調査項
目は，気温，水温，電気伝導度，pH-RpH とし，採水したサンプルの一部について主要溶存成分分析（Na+ ，K+ ，Ca2+ ，Mg2+ ，Cl- ，NO3- ，SO42- ，HCO3- を行った。また，積雪期間中は積雪深，密度，積雪水質調査を実施した。
Ⅲ

結果考察
森本ほか（2023）によれば，非降雪期の魚野川
本流の水質は上流，中流，下流で EC 値やその変動の傾向や水質組成が異なり，多くの地点では融雪水の影響により 4 月や 5 月に EC 値が低下している（5 月の上流及び中流部における EC の平均値はそ
れぞれ，4.0 mS m-1，6.4 mS m-1 である）。EC 値が最も高いのは中流部であり，Na+ ，Ca2+ ，Cl- ，
SO42-といった温泉水に含まれる成分が多い。上流部の水質は，中流部とは異なり，4 月に高い EC 値
（8.2 mS m-1）を記録し，変動が最も大きい。なお，
この高い EC 値の理由は凍結防止剤成分（NaCl）の影響と考えられる。
2009 年 12 月から 2010 年 3 月の降雪期における魚野川本流の EC 値は上流部で特に高い。EC の変動
は，上流部や中流部の一部大きくなっている。12月から 3 月の EC の平均値は 21.4 mS m-1 である。
上流部では 12 月から 3 月の EC 値が高くなってい

20

Average value od EC(0912-1004) mS m-1

0~5

5~10

Daigenta river(Daigenta bri.)

10~15

c

Coefficient of Variation(0912-1004)

15~20

c

20~25

>=0.2
0.2-0.4
0.4-0.6
0.6<=

25~30

Upstream point(Sengendaira bri.)

図 1 EC の平均値と変動係数(2009 年 12 月～2010 年 3 月)

参 考 文 献森本洋一・小寺浩二(2023)：魚野川における非降雪期の水質変動特性とその要因,陸水物理学会誌，
5，17-28.

18
中部山岳地域の冬の気温変動
鈴木啓助 (信州大学・大町市立山岳博物館)
１．はじめに標高が低い気象官署の年平均気温とそこの緯度との間には、明瞭な直線関係が認められる。しかしな
がら、標高が高い気象官署の年平均気温とそこの緯度は、この直線関係から外れる。これらの標高が高い気象官署について、冬季の気候変動を検討した既報（Suzuki, 2011）では、必ずしもすべての地点で
年最低気温が上昇傾向を示したり、降積雪深が減少傾向にあるわけではないことがわかった。
また、諏訪湖では御神渡りが現れない「明けの海」
が 2023 年冬までの 5 季にわたり続いた。さらに、「近頃の冬は寒い日が少なくなった」との声をよく聞く。一方で、信州大学鈴木研究室による高標高の13 地点での気象観測結果から、2003 年から 2017 年までの 15 年間では、一部の観測地点では年平均気温の低下傾向が確認されるが、年平均気温の上昇傾向は認められないと報告されている。さらに、中部山岳地域のアメダス観測地点のうち、1000 m を超える標高での 8 地点でも、2003 年から 2017 年の間では年平均気温の変動傾向は統計的に有意ではないと報告されている（鈴木・佐々木，2019）。
前述の既報から 10 年以上が経過していること、
さらに、諏訪湖の「明けの海」が続いていることから、中部山岳地域の冬は暖かくなっているのか否かを検討する。
２．使用するデータ
ここでは、気象庁のホームページからダウンロー
ドすることができる、中部山岳地域の気象官署および所謂アメダス観測地点のデータである。中部山岳
地域の気象官署は、標高が高い順に富士山、軽井沢、
河口湖、諏訪、松本、高山、飯田、長野、甲府の 9地点、アメダス観測地点は、標高が高い順に野辺山、菅平、田代、草津、開田高原、奈川、原村、山中、
東御、浪合、宮之前の 11 地点である。
３．結果
気象官署などの地上気象観測地点の緯度と年平均
気温の平年値の関係を見ると、標高が 300 m を超える観測地点を除くと明瞭な直線関係を示す。年平均
気温ではなく、季節平均気温との関係を見ると、冬（12・1・2 月）、春（3・4・5 月）、秋（9・10・
11 月）では直線関係を示すが、夏（6・7・8 月）では直線関係を示さなくなる。夏は南西諸島から本州中部までの気温差が、他の季節に比べて小さくなる
が、東北から北海道では、他の季節と同程度の気温差である。その結果、日本全体では、地上気象観測
地点の緯度と夏の季節平均気温の関係は直線的ではなくなる。平均気温が 1℃異なるために南北に移動

21

しなければならない距離は、冬で 93 km、春で 117
km、秋で 136 km になる。日本列島における地上気
象観測地点の季節平均気温の南北差は冬季に最も大きく、春、秋、夏の順に小さくなっている。
気象庁による日本の気温の経年変化は、全国 15地点の気温の平年値からの偏差で検討される。15地点は、1898 年以降観測を継続している気象庁による気象観測所の中から、都市化による影響が小さ
く、特定の地域に偏らないように選定されている。
日本の年平均気温偏差の経年変化をみると、1898
年から 2022 年まで、全体的には 1.3℃/100 年の割
合で気温が上昇している。しかし、日本の年平均気温偏差はコンスタントに上昇しているわけではなく、大まかに 3 つのステージに分けられる。年平均気温
偏差の年々変動は大きいが、1898 年から 1945 年まで、1946 年から 1988 年まで、そして 1989 年から2022 年までである。なお、2019 年からの 4 年間は年々変動が小さくなり高止まりの傾向が見られており、新たなステージに入っている可能性がある。日本の年平均気温偏差は、40 年程度の安定期の後にジャンプして次のステージに移行するようであり、
長期的な温暖化傾向の議論と数十年単位の気温変化の議論は区別する必要がある。
中部山岳地域の気象官署 9 地点の気温の観測期間
は、長野の 134 年間から諏訪の 78 年間までと、それぞれ異なるが、富士山を除く 8 地点では観測期間における年最低気温の上昇傾向が顕著である。富士山では、年最低気温の上昇はほんのわずかであり、統計的に有意な変動傾向ではない。中部山岳地域の気象官署 9 地点で観測期間が最も短いのは諏訪の1945 年からである。そこで、1945 年から 2022 年までの 78 年間の年最低気温の経年変化を検討すると、いずれの地点でも上昇傾向にある。しかしながら、富士山のみ有意水準 10％でも上昇傾向が統計的に有意ではない。他の 8 地点では、年最低気温の上昇
傾向が有意水準 1％以下で統計的に有意である。
Man-Kendall 検定による tau の値は、-1 と+1 の間の値を示し、絶対値が大きいほど変動の増減傾向が有意であることを示す。中部山岳地域の気象官署 9地点で、近年 78 年間の年最低気温の上昇傾向を示
す tau の値が最も大きいのは高山で、次が松本である。反対に、tau の値が最も小さいのが富士山で、次いで軽井沢である。軽井沢では近年 78 年間の年最低気温の上昇傾向は、有意水準 1％以下で統計的に有意であるが、他の 7 地点に比べて上昇傾向が緩やかである。標高が低く、近年になりいわゆる都市化されている地点では、戦後の年最低気温の上昇傾向は有意である。一方、標高が高い地点では、年最低気温の上昇傾向は小さいことがわかる。

19
地質条件の違いによる河川水温への気候変動影響＊

鈴木 啓明(道総研)，中津川 誠(室工大・工)，石山信雄(道総研)

１．はじめに
気候変動に伴い，積雪寒冷地では冷水性種の生息
適地の縮小など，水温上昇による河川生態系への影響が懸念される．
河川水温を左右する要因の一つに，地下水の流入の程度が挙げられる．Ishiyama et al. 1) は一般に地下水の流入が多いとされる日本の火山岩分布域で，夏期の平均水温が相対的に低く保たれることを報告し，過去の夏期水温と気象要素の関係をもとに，流域地質に応じた将来の河川水温を予測した．一方，流域地質に応じた河川水温を，プロセスベースのモデルで推定する手法はなかった．
そこで著者らは熱収支及び流域水収支を考慮した，流域の地質の違いを反映した水温推定モデルを開発
し，河川水温の将来変化を予測した 2)．本研究では既往研究 2)より長期間を対象により多くの流域で河川流量と水温の再現及び水温の将来予測を行い，その特性を解析した．
２．方法
2018 年 3 月から 2021 年 9 月まで，北海道空知川
上流部・金山ダム流域（図 1）の主に第四紀火山岩（以下「火山岩」）が分布する小流域 1,4，及び主に中生界が分布する小流域 101,103 で水位と水温を測定し，日平均水位をマニングの平均流速の式により流量（比流量）に換算した．この比流量と水温を，
後述のモデルで算出した値の再現性検証に用いた．
さらに，上記の小流域で構築したモデルが，空知川水系中流部の 5 つの小流域（p7, p11, p12, f5, f11：
図 1）でも適用できるか検証した．
積雪と融雪のプロセスを組み込んだ大気・陸面過程モデル 3)を用いて，1km メッシュごとに日別の降水量，融雪量及び蒸発散量を計算した．入力する気象データとして，現況（2018 年 3 月から 2021 年 9月）再現には農研機構メッシュ農業気象データ 4)を，
過去気候（1985-2004）と将来気候（2081-2100）の計算には上田ら 5)のダウンスケーリングデータを，それぞれ流域水収支が釣り合うよう降雪相当水量を補正したうえで使用した．
大気・陸面過程モデルから得た 1km メッシュごとの有効降水量を菅原 6) の 4 段タンクモデルに入力
し，斜面流出量を求めた．火山岩分布域では，地下水の伏流を考慮してタンクモデルのタンク 4 段目の底に孔を追加し，その孔から浸透した水量が，その小流域の下流の空知川本流で流出すると仮定して計算した．タンクモデルのパラメータは，最適化手法の一つである SCE-UA 法を用いて小流域ごとに探索した．斜面流出量を合計し，Kinematic Wave 式を用いて河道追跡を行い，河川流量を算出した．

河川水温については，斜面からの流出水の水温フラックスと水面熱収支式に基づく大気・水面間の水
温フラックス（水温フラックスは流量と水温の積，
m3s-1K）を計算し，順次加えて河道追跡を行い，水温フラックスの和を流量で除して日ごと・メッシュ
ご とに 推 定 し た． 斜 面 か ら の流 出 水 に つい て はSuzuki et al.2) と同様に，タンクモデルの各タンクからの流出成分ごとに異なる水温を与え，将来気候の地下水温は（a）地下水温が過去気候と変わらない
場合，（b）地下水温が気温と等しく上昇する場合の両極端の場合を仮定し，2 通りで計算した．
３．結果と考察
3.1 流量と水温の再現
比流量の再現のうち小流域 1 及び 101 の結果を図2 に，水温の再現のうち小流域 1，101，p11，f5 の結果を図 3 に示す．比流量の Nash-Sutcliffe 係数（NSE）は 0.93 及び 0.60，水温の NSE は 0.74～

図 1. 対象流域．国土地理院「地理院地図 Vector」に加筆して作成．赤色の小流域は火山岩分布域，
黒色の小流域は中生界分布域に該当する．

図 2. 小流域の比流量の現況再現結果22

0.88，RMSE は 1.3～1.9 で一定の再現性が認められ，
Suzuki et al.2)に比べより長期間，より多くの流域で，地質条件による水温の違いが表現された．なお，1
つの小流域(p7)では流量・水温とも再現性が不良であった（図省略）．これは小流域 p7 が隣接流域にまたがる火山麓扇状地から構成され，地表水と地下水の流れが大きく異なるためと考えられた．
3.2 流量と水温の将来予測
火山岩分布域，中生界分布域の地質別に（いずれも p7 を除いた 4 流域平均），過去気候と将来気候における河川水温の予測を図 4 に示す．地下水温の将来変化に関する不確実性（図 4 a, b）があるものの，火山岩分布域では年間の水温変動が比較的小さ
く，夏期の水温は中生界分布域より低く保たれた．
火山岩分布域と中生界分布域のそれぞれにおいて，
日平均水温が 20℃を超過した日（以下，「高水温日」）における前 2 日間降水量及び比流量を図 5 に示す．火山岩分布域の高水温日は，前 2 日間降水量が 100 mm 以上，比流量が 0.1 m3s-1km-2 以上の場合が多かった．一方，中生界分布域では前 2 日間降水量及び比流量がこれより小さい場合も高水温日が多数出現していた．
これは，火山岩分布域では高水温日が，比較的気温の高い日の大雨によって表面流出が優勢となり，出水した場合に限定されるのに対し，中生界分布域
ではこうした場合に限らず，少雨の場合などにも，高水温がより頻繁に生じるためと考えられた．
以上から，火山岩分布域では，夏季水温が中生界
分布域よりも平均的に低く保たれるだけでなく，高水温の頻度及びその原因となる気象条件も限定的であると考えられた．これは，火山岩分布域は将来気候下でも高水温をより回避できるとした Ishiyama etal. 1)の統計的関係に基づく予測を，プロセスベースのモデル予測に基づいて裏付けたものである．
謝辞
本研究は国土交通省河川砂防技術研究開発公募 地域課
題分野（河川生態）の助成（FY2018～FY2022）を受けて実施した．（地独）北海道立総合研究機構の長坂有氏及び長坂晶子氏には水位，流量及び水温の観測データを提供頂いた．記して謝意を表します．
参考文献
1) Ishiyama et al., Underlying geology and climate
interactively shape climate change refugia in mountainstreams. Ecological Monographs, 93, e1566, 2023.
2) Suzuki et al., Climate change impacts on stream watertemperatures in a snowy cold region according togeological conditions. Water, 4, 2166, 2022.
3) 臼谷ら，石狩川流域における水循環の定量化について，水工学論文集, 49, 229-234, 2005.
4) 大野ら，実況値と数値予報，平年値を組み合わせた
メッシュ気温・降水量データの作成. 生物と気象, 16,
71-79, 2016.
5) 上田ら，北海道を対象とした流域水収支の検証に基づく高解像度ダウンスケーリング気候情報の推定，
土木学会論文集 B1（水工学）, 76, 2, I_25-I_30, 2020.
6) 菅原，流出解析法，共立出版，1972．

図 3. 小流域の河川水温の現況再現結果

図 4. 過去気候と将来気候（RCP8.5）の河川水温の推定．
a：地下水温が過去気候から変わらないと仮定．
b：地下水温が気温と同じだけ上昇すると仮定．

図 5. 将来気候における高水温日の前 2 日間降水量，及び比流量の地質別の比較．地下水温が気温と同じだけ上昇すると仮定した場合の計算．

23

20
SWAT モデルおよび海底堆積物からみた大阪およびジャカルタ流域における栄養塩流出に及ぼす都市化の影響比較＊

小野寺真一 ・齋藤光代・王 崑陽・Rahman,MS(広島大)、細野高啓（熊本大学）
梅澤 有（農工大）、Ridwansyah,I・Rusydi,AF (BRIN)
用することで、今後、より古い時代のリン流出を復元することが可能であることを意味する貴重な成果といえる。
その結果からリン流出を復元すると、1900 年ころまでさかのぼることができ、人口増加が著しかった 1960 年代の高度経済成長期よりはるか以前の戦前の時期において、リン流出の増加がみられたことを示す。この要因は、単に都市化にともない人口が増加し栄養塩排出量が増加するだけでなく、都市の建設などにともなう地表の攪乱や土砂の流出などが大きく寄与していたと考えられる。
同様の傾向は、ジャカルタ湾でもみられた。すな
わち、ジャカルタ湾の人口急増（都市化）は 2000
年以降が最大であり、その一方で、リン流出はそれ以前にみられている。今後さらにさまざまな情報を集め、検証していく予定である。

１．はじめに流域から沿岸への物質輸送は人間活動（都市化や農業）の影響により世界規模で増大しており、その定量化は海洋環境の保全、生物生産の確保や炭素固定などの点で重要であり、SDGs の達成において必須である。SWAT モデルは流域規模で栄養塩流出を予測する上で有益なモデルであり、特に土地利用や気象・流量情報があれば、長期的に復元が可能であり、大阪湾では水質情報のない 1950 年ころまで栄養塩流出が復元され（Wang et al.2022）、その汚染強度が明らかになってきた。一方、海底の堆積物情報も年代とともに計測することで流域環境（汚染強度）の復元に活用されてきたが、保存性の良い重金属に限られていた（Hosono et al.2010）。
本発表では、長期の栄養塩流出を復元し都市化の影響を明らかにすることを目的とし、現在実施中の
APN Global P（2019-2024；PI 小野寺）、科研国際
B（インドネシア 2021-2024;代表小野寺）などの大阪湾流域、インドネシアジャカルタ湾流域における成果を紹介したい。
２．対象地域および方法
調査は、大阪湾流域（大和川、淀川；図 1）およびインドネシアジャカルタ湾流域を対象とした。それぞれ湾内では海底堆積物を採取し（地球研、谷口P による）、年代測定や重金属測定はすでに実施されている（Hosono et al.2010）。また大和川における栄養塩流出についても、すでに SWAT モデルを用いて解析が行われている（Wang et al.2022）。
堆積物については、炭素、窒素を分析するとともに、リンについては画分分析（交換性 P、鉄結合体
P、自生 Ca 結合体 P、岩屑性燐灰石 P、難溶性有機態 P）を行った。ジャカルタ湾においても、同様な分析を行った。
SWAT モデルでは、大和川で詳細にデータを収集し、流量・水質データを用いて校正、検証した上で、過去 80 年間（1940 年以来）の長期間の栄養塩流出について解析を行ってきた。その成果をもとに、今回は淀川流域にも展開した。また、ジャカルタ湾流域についても、同様に SWAT モデルを用いて解析を行った。ただし、下水道などのデータが十分ではな
いため、精度は確保できていない。
３．結果と考察
今回の重要な成果は、リン画分のうち、自生 Ca
結合体リンが SWAT による流出量と正の良い相関を得た点にある。それ以外の画分では、正の相関は得られなかった。この結果は、堆積物のリン画分を利図 1. (a)大阪湾堆積物採取地点（OS1, Hosono etal.2010）と淀川流域の(a)支流域と(c)土地利用図

参考文献
Hosono et al.2010,J.Geochem.Explor.,107.
Wang et al.2022,STOTEN,843.

24

21
遠賀川流域の水質特性に関する研究＊

花田心吾(NPO 法人地域環境科学研究所)，小寺浩二（法政大・地理）
冬に高くなり，COD，TOC は春及び秋に高くなり，

１．はじめに遠賀川流域は北九州都市圏の主な水源としての重要なpH は夏に高くなる傾向が明らかになった。夏と比較し役割を果たしている。しかし，流域人口約 60 万人以上て秋から春にかけてその値が高くなるのは降水量が少なが居住しているにも関わらず低い下水道整備率や河口堰

くなりその濃度が高まるからと考えられる。pH は夏のによる水の滞留など水質への影響が懸念される。本研究日射により水中の藻類の光合成が活発になることの影響

では，現地での河川の水のサンプル採取とそれらの水質が大きいものと思われる。

解析を通じ，流域の水環境の特性を明らかにする。現地Ca の比率が全体的に高い傾向にある一方で Cl はどこ

測定項目の季節的，空間的考察により夏期に pH の値がの地点でも低い値を示した。また，他の地点よりも EC

下がるなどの特性が明らかになっているが，今回は主要が高く，生活雑排水や廃棄物処分場による汚濁負荷が高

溶存成分も交えて考察する。

いと考えられる地点(2 第二新延橋，10 新浮洲橋，12 鴨生橋)はそれぞれ違ったシュティフダイアグラムの形状

２．研究方法を示した。そのため，負荷の強度や負荷を与えている要

現地調査は 2021 年 8 月から二か月の一度のペースで因や物質が違うものと考えられる。一方でこの 3 地点は行った。地点数は最大で 81 か所(2023 年 6 月)で，流域SO4 が他の地点と比較して値が高い。また，中間市や北内の本流，支流を網羅的に選定し，現地では気温，水温，

九州市八幡西区の新興住宅地を流れる笹尾川でも西川のpH，RpH，電気伝導度(EC)，COD を測定し，研究室

第二新延橋と同じようなイオンバランスであるが，西川では TOC 計を用いた IC，TOC の測定とイオンクロマ

ほど高くない。

トグラフィーを用いた主要溶存成分の分析を行った。

３．結果と考察
2

1
7

4

2

5

×2
6

9

6

8
15

9

10

16
10

11

17

11

13

18

19
12
14

図２ 主要溶存成分トリリニアダイヤグラム

４．おわりに

図 1 主要溶存成分と EC の空間分布(2021 年 10 月)

今回の調査により，複数の汚染河川があることが明らかになった。それぞれのイオンバランスは違った傾向を

電気伝導度は，年間を通じ下流に行くにつれて数値が示し，違った影響を受けているものと思われる。ベット

上がっていくが，特異的に数値が高くなる場所（西川，

タウン的な性格が残り企業の工場も多数あり，河川への山田川，庄内川各流域など）があり，水質に問題がある

人為的な影響が懸念される。具体的な汚染の原因や水質と考えられる。それらの地点の下流への影響も懸念され組成の過程やメカニズムを解明することが今後の課題でる。特に河口堰の外で本流に合流する西川は利水の重要ある。

度が低いこともあるのか，通年で高い傾向がある。
アンモニウムイオンは EC の高かった支流を中心にそ参考文献の値が高くなっている。彦山川方面の値は高くない。ま庄司智海・森山克美・古賀憲一(1998):遠賀川流域におた，下流部で合流する新興住宅地を流れる支流の値も高ける汚濁負荷流失解析への GIS の利用， 環境工学研

い。各現地測定項目の値の季節的変化はそれぞれ EC は究論文集， 35， 95-100.

25

22
沿岸物質収支に基づく島スケールでの海底湧水の空間分布評価＊11

齋藤光代，2Nguyen Hong Nhat，1 小野寺真一，2,3 秋永拓弥
広島大・先進理工, 2 岡山大・環境生命, 3（株）ニュージェック

１．はじめに海 底 湧 水 （ Submarine Groundwater Discharge:
SGD）は海底部を介した地下水の流出と定義され、地球上の水・物質循環において重要な役割を果たしていると考えられている。特に、地下水は地表水よりも高濃度の溶存成分を含む傾向にあることから、沿岸域の栄養塩（窒素、リン、ケイ素）や炭素の循環、沿岸生態系に及ぼす影響が指摘されている。
沿岸生態系の中でも特に、海草や海藻類の群落である藻場は、陸域の森林にも匹敵する炭素固定能を有するとして、近年「ブルーカーボン」と呼ばれ、地球温暖化や海洋酸性化の緩和機能が注目されている。また、藻場は沿岸域の海底に形成されるため、
SGD の影響を直接的に受けやすいと考えられる。一方で、その分布や生育環境に及ぼす SGD の影響は十分明らかにされていない。そのため本研究では、藻場が分布する瀬戸内海の島嶼沿岸域を対象に、ラドン（ 222Rn）および溶存態ケイ素（DSi）収支に基づ
き SGD の空間分布を評価することを目的とした。

を推定した。その結果、2021 年 8 月においては、
222
Rn 濃度に基づく収支から推定された SGD は 7.6～
24.3 Bq/m3（平均 14.2 Bq/m3）、DSi 濃度に基づく
SGD は 7.3～26.5 mg/L（平均 16.1 Bq/m3）となり、濃度分布の傾向にしたがい、全体的に島の南側において北側と比較して高い値を示すとともに、双方による推定値がおおむね近い値を示した。島の南側において北側よりも SGD が大きい理由としては、より地形勾配が急で河川が発達しておらず、水収支における SGD の割合が高いことが考えられる。また、以上の結果から、花崗岩を基盤とする対象地域においては DSi についても 222Rn と同様に地下水のトレーサーとして有用であることが示された。

２．対象地域の概要と方法
対象地域は広島県・尾道市の瀬戸内海沿岸に位置する生口島であり、島の面積が約 31km2、周囲が約34km で、基盤地質は花崗岩である。また、島全体
を通して急勾配な山地地形を呈するが、島内最高標
高の観音山（約 472m）は南西部に位置し、島の北部に対して南部、西部、東部はより急勾配となっており、河川があまり発達していない。
2021 年 8 月および 2022 年 11 月に曳航観測を実施し、生口島の周囲において表層海水の塩分、水温、
クロロフィル a、およびラドン（222Rn）濃度の測定を行うとともに、試料を採取し実験室で栄養塩類（溶存無機態窒素：DIN、溶存無機態リン：DIP、溶存態ケイ素：DSi）の測定を行った。
３．結果と考察
島一周の SGD の空間分布を評価するため、本研究
では、一般に地下水のトレーサーとして用いられる
222
Rn に加え、対象地域において地表水よりも地下水中で高濃度を示す DSi にも着目し、それらの濃度に基づく収支計算を行った。沿岸海水の 222Rn 濃度
は 21～54 Bq/m3（平均 34 Bq/m3）、DSi 濃度は 0.5～0.9 mg/L（平均 0.6 Bq/m3）の範囲でそれぞれ空間分布がみられ、どちらも全体的に島の南側において北側と比較して高い傾向がみられた。
これらの空間分布に基づき、Zhu et al.（2019）の方法にしたがい、生口島の周囲を 18 の領域に分割 し 、 そ れ ぞ れ の 領 域 に つ い て Hwang et al.
（2005）の 222Rn および DSi 収支式を適用し、SGD

図 1. 222Rn 濃度（上）および DSi 濃度（下）に基づき推定された島スケールでの SGD の空間分布

本研究では、上記調査と同時に UAV（ドローン）を用いた空撮により沿岸藻場の空間分布を把握するとともに、海水中の環境 DNA を分析し、主に魚類の種組成や多様性の解析も実施しており、今後は SGD
が沿岸域のブルーカーボンとその生態系に及ぼす影響を明らかにしていくことが課題である。
謝 辞 ： 本 研 究 は 科 学 研 究 費 補 助 金 （ 20KK0262 、
21H03650、22K19869、代表：齋藤光代）の支援により行われました。

26

23
苗場山麓ジオパークにおける風穴の観測堀内雅生 (日本工営（株）・福岡支店)
す位置を，放射温度計およびサーミスタ温度計で探し，その位置に自記録温度計(RTR-502)を設置した。
また、外気温測定のために、冷気が及ばない冷風穴
周辺の木立にも同様の温度計を設置し、温度の長期変化を記録した。
観測は，山伏山で 2020 年 6 月 21 日 17:00～同年
10 月 23 日 12:00 まで，結東では同年 6 月 20 日
16:00 から 2021 年 8 月 28 日まで，見倉では同年 6
月 20 日 14:00 から 2021 年 8 月 28 日まで、それぞれ実施した。

１．はじめに夏季を中心として山地の斜面より冷風を吹き出す
場所を、風穴と呼ぶ。風穴の活用は、主に明治時代
以降，蚕種の保存施設や果実の冷蔵庫として活用されていた。近年は電気冷蔵庫普及によって、使用事例は少なくなった。しかし、現代でも、観光スポットとしての活用や、災害等による停電の際も継続して研究用の蚕種を冷蔵保存できるよう，風穴をバッ
クアップ冷蔵庫として活用している事例もある。
また、風穴は上記のような人間による利活用以外にも生態系維持の面で重要な役割を果たしている．
風穴に面した空間の気温や地温は低温に維持されており，低温環境に適応した動植物の隔離分布地として機能している(Růžička et al. 2012)．
風穴は、周辺の気温等をはじめとする気候条件に
よって温度が左右される可能性があり、その場合は温暖化等の影響による風穴温度変化が生じることも考えられる。そこで、複数の風穴にて観測を行い、周辺気候条件と風穴温度の関係を整理することが、まず重要であると考えられる。
筆者は四国地方の温暖な気候条件下における風穴
温度観測を継続しているが、2020 年度に新潟県津
南町で風穴観測を行う機会があり観測を実施、幅広い気候条件下での風穴観測事例の拡充を行った。

図 2 風穴のサーモカメラ画像
３．結果
観測を開始した 2020 年 6 月下旬では、山伏山風
穴では 0.2℃、結東風穴では 2.4℃、見倉風穴では3.3℃を観測した。同年 8 月末には、山伏山風穴で4.3℃、見倉風穴で 4.9℃、結東風穴で 4.1℃を観測した。夏季は外気と比較して約 15℃程度低温を示している。また、夏季の風穴温度の特徴として、日較差がほぼ見られないことが挙げられる。
一方、冬季は風穴温度が外気温ほどではないものの、日較差をもって変動する傾向が見倉・結東の両風穴で確認された(山伏山風穴は冬季のメンテナン
スが不可能のため観測できていない)。
今回観測した津南町の風穴 3 地点と、別途筆者が同時期に観測した四国地方の風穴の夏季風穴温度を比較すると、相対的に周辺の年平均気温が高い四国地方の風穴では風穴温度が高く、相対的に年平均気温が低い津南町の風穴では、風穴温度も低い結果となった。

２．対象地域の概要と方法
対象とする風穴は，信濃川左岸側，津南町北西部の山伏山北側斜面に位置する山伏山風穴と信濃川右岸側より合流する，中津川の左岸に位置する結東風穴と右岸に位置する見倉風穴である。

図１ 対象地域
山伏山風穴の標高は 804.4m，周辺の年平均気温(平年値)は 8.4℃である。冷風穴部は石組みがされ，蚕種貯蔵の遺構となっている。結東風穴の標高は608.2m，年平均気温(平年値)は 9.8℃である。冷風穴周辺にはエゾヒョウタンボクが自生している。見
倉風穴は，標高 769.5m，年平均気温(平年値)は8.2℃である。
気温観測は各風穴の冷風穴部で最も低い気温を示

27

４．今後の展望前述の通り、異なる周辺気候条件下における風穴の同時観測によって、風穴温度は周辺の年平均気温に左右される可能性が示唆された。今後の展望であるが、これまでの観測結果より、風穴斜面への降雨によって風穴温度が上昇する可能性が示唆されている。今後は、風穴への降雨による熱供給等の検討を進め、降雨を含めた外部要因に対する風穴の応答について、検討を進めていく。
＜参考文献＞
Růžička, V., Zacharda, M., Němcová, L.,Šmilauer, P. and Nekola, J.C. 2012.
Periglacial microclimate in low-altitude scree
slopes supports relict biodiversity. Journalof Natural History 46:2145-2157.

陸水物理学会報Ⓒ陸水物理学会

第 44 回研究発表会（2023 新潟大会）
期

日： 2023 年 11 月 11 日（土）～ 11 月 12 日（日）会

場： 新潟大学・駅南キャンパスときめいと実行委員会：委員長 河島 克久
発 行： 2023 年 10 月 24 日
発行者： 陸水物理学会＜会

長 ＞ 鈴木啓助＜ 運営委員長 ＞ 知北和久
＜ 運 営 委 員＞ 網田和宏，池田隆司，石井吉之，井内国光，浦野慎一，遠藤修一，大八木英夫，小野寺真一，倉茂好匡，小寺浩二，阪田義隆，谷口智雅，
戸田 孝，濱 侃，林 武司, 藤井智康
＜ 事 務 局 ＞ 〒001-0021

札幌市北区北 21 条西 11 丁目

北海道大学北極域研究センター
Phone: 011-772-4292
Mail: chikita@sci.hokudai.ac.jp
URL: http://jsph.sub.jp/