366s
高2編 地方別 にみた地下水面は， 図 2‑3‑112の C‑D断面図に示したように，平均地形 勾配が 1/20で あ る の に 対 し，地下水面勾配は 1/35と緩やかになり，標高 500111 くらいの地点では ，地下水面は完全に洪積層 III(古富士泥流〕の中に入っている。
沖積層 ，1 II を採水対象とした井戸の 比湧出量は 100~1 ， 000 1T13/d/m とはなはだ しく変化 し，しかも地域性が認められるの対し ， ~Mj!l 層 II ， I
I
Iを対象とした井戸の比湧出量は大 体 50m3/d/m
以下 である 。 500m3/d/m以 上 の高数値帯は，国子の浦港から 山瀬 ， 淀師， 北 山にかけての潤井
川 沿いと上井出，猪之頭一富士丘にかけて分布している。 この高数値帯は地下水面の 凹部とよく一致 しており ，こ の部分が地下 水 の良好な通路になっている こ とを示 している。
(志村 馨 ・佐藤 昭)

参考文献(1) 志村 磐 (1960):富士西麓および東箆に おける地質および地下水調査について，物理探鉱，Vol.
13，No.1(2) 宮 本 昇 (1967):GeologyandGroundwateratt
heE.F
ootofV.Fuji，柴田教授退官記念論文集(3) 宮 本 昇 (1968):富士火山 1
11i
1tの水型地質学的研究(4) (1*)
水資源開発コンサノレタン
ト (1975):富士西 ・南鎚地域の水辺地質(5) 津屋弘迷 (1968):Geologyo
fVolcanoMt.Fuj
i， 地質調査所(6) 志 村 馨 (1965):電気探査法， Ai':l晃堂

17. 北富士山 麓(富士北麓〉(1) 地形・地質
富士 山は美しい裾をひいた 円錐形の火 山で， 北麓 もその例外ではない。 北 に向かつて広 がる裾の外周に沿って富士五湖があるが ， さらに北側には御坂山地が急峻な 斜面をみせてそびえている。
富士山 の￨噴出物は，い わゆる グリ ー ンタ フや花閥岩類からなる 御坂 山地で さえぎられているが，ただ 1つの流出 口である桂川 に沿って北 方に長く流下している。
北富士山麓の斜面もくわしくみる と ， 富士吉田市付近にみられるように 平滑な斜面もあるし，青木 原のように 凹凸 のはげしい地形もある。前者の平 滑な斜面は泥流 11 と古 くからいわれているが，主に火砕流の形成した地 形であり ，後者は裕治流の 地 形である。
御 坂山地が南に張り出した紅葉台の 西側には，本栖湖， 精 進 湖，西湖の三湖があり ，湖水面は三湖と もほぼ同じで標高 930m 付近にある。 紅 葉台の東側にある河 口湖の湖 水位はほぼ標高 830m と低く，前述の三湖の 7ki
立とは大きな落差がある。 一方，桂 川 の 源 流 で あ る 山中湖は湖 水面の標高がほぼ 980m.と最も高い。 この富士五湖のうち ， 111中湖 以外 はいずれも自然の 地 表水 の流 出口 はなく ，人工の水絡が本栖湖から富士川 へ，西湖から河 口湖へ， 河 口湖 か ら 桂川支流宮川へとつく られ，湖水位の調節を行っている。
北富士山 麓の層序は表 2‑3‑39に示すように，東 富士山麓と共通して いる。 北富士山麓 に は，富士火山以前に，小径jJ
獄火山 があったと い う見解もあるが，地 下 水調査の行 われた裾野に は，いままでのと ころ， この噴出物は見出されていない。
富士山 は第四紀に活動したもので， その最も古い l
噴出物は御坂山地をつくる第三紀 層を 不整 合f 関東地方の地下水;
第 3i

寺
H在岩流
Ji
V新 l
完新世

性序

層

代層
1
切火山砂球上昔¥
新J

質

垂水性
i
垂水性
不i

新期泥流
新期火山砂際下部層

透水性J溶 岩 流V
古 J
更新世

古切火 山砂球上部層
古J

古期火 山砂破下部層

垂水性?
i

反
1

垂水性
不i

御第 三紀

垂水性
不i

!II泥流
J層てはれ面ら表めのか流確泥で士口も期I晶

川ソ︑ hv

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布月分大山石つ厚しに 下
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川 はリを悶し'︒て噴こ当桂跡
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覆緑物
下 頭 こ北 れ期のるまに記出磯露いら古屋いあ

9 北富士山麓の層序の性質
3‑3‑
表 2763

古期泥流の表面は現在 の裾野の地形にほぼ調 和的である。古期溶岩 流は，この古期泥流の活動の噴出した多くの溶岩流 であり，間欠的に更新 世末まで活動が続いた ものと思われる。
あと l
古期溶岩流の活動終了後 ， 火 山活動は休止期になり ，こ の間厚い土壌が形成さ れた。また，忍野八海の東側には堰止 湖があったようで，湖成層が形成されている。
噴出後，東富士山麓の 北側 か ら 北 富 士 山館
線下部層〉のl
羽火山砂T
完新世の活動は，火山 砂磯(新J噴出があり，その後， 新期の溶岩流の流出が 間欠的に行われた。の東側にわたって，新 期泥流の l
いわゆる。
マノレピ"と呼ばれるものや， 青木原の 溶 岩 はこの新期の浴場流に 属す るもの であ る

古期溶岩流の活動期に おいてもまた新期溶岩 流の活動期においても ，溶岩の噴出は間欠的 では噴出があり ， その降下堆積物は溶岩 流あったが，こ の活動期に著しい火山 砂礁など降下堆積物の lと互層をなしたり ， ある いは降下堆積物 のみの厚い互層をつくっている。

) 地2(下 水

北富士山麓で帯水眉と なるのは古期火山砂磯 下部層，溶岩 流，古期火山砂磯上部 層，新 期期主:1Ir

火山砂磁下部層，新期 溶岩流，業 期 火山砂磯上部層で あり ，御坂層，古期泥流お よび新期泥流は一般に不透水性地盤である。 不透水性地盤ではあ って も，これら地層中に， 地下水は存在するが，その流動性はかなり 小 さい とい える。
古期火山砂磯下部層中 の地下水につい ては，少数の深井戸の 記録に採水をしている らしい記録。
があるのみで，その性質は明らかでな いも含め て〉でよく知られている帯水 層は，古期溶岩流/古 期火山砂 磯上 部層〈新期火山砂磯下部庖『あり ， 北富士山麓の深井戸は この帯水層から採水し てい るのが大部分である。後に述べるように，大きな湧泉 もこの帯水層中の地 下水が湧出して い るものである。図 2‑3‑116に この宇野水層の地下水 面等高線を示しで ある。
地下水面の形態と不透 水性基盤とな る古期泥流の関係をみ ると，北富士山麓の地 下水の流域は，東 部，中 部， 西部と分けることができる。
富士吉田市東南部にあ る城山や小倉 山は御坂層からなる孤丘 であり ，これと 南にのび、る富士登， 能坂峠に到る聞が北麓の東部の流域に当る。
山道の東側に露出する 古期泥流 を結んだ線 の 東 側で

368

第 2編地方別にみた地下水

日 新 j~J 溶岩

Eヨ新W
J泥 流
臼 古 !~J 溶松
田 古 !~J 泥流
目御 坂周‑‑820地下水面標高加:
φo
M

湧 泉
4km

圃圃= =
ヨ田園匡二=コEL(m)A

10009008001‑
700600O
園・・圃E24km
二ゴ図 2‑3‑116 ;It富 士 山 鑓 水 文 地 質 区l

ここでは， 山中湖西側から忍野にかけて，地下水 面が北 ないし北西に向 か つて傾斜し，地下水がこの傾斜に従って流下していることを 示 している。山中湖の西北に広がる梨ケ原では，新期泥流の下に ある火 山灰， 火山砂礁の互層〈大部分が古期火山陵上部庖に相当〉が帯水層であるが，忍野八海では古期溶岩流から湧出がみられる。忍野八海からその東側の 内野にかけての地下水面は標高約 930m くらいで平坦となっている。
北麓中部に当る紅葉台と城 山の間では，地下水面の勾配が約 1/40で北東に傾斜している。この勾配は，地表面や古期泥流上面の勾配よりも緩やかであるため ，地表面標高が高いほど地下水面までの深度が深くなるとともに，地下水面は， その標高が約 850m より高いところでは，古期泥流の表面下に沈む。この標高以下では，地下水は古期溶岩/古 期火 山砂磯上部層を主な帯水層として北西に流下し，末端の河口湖で地下水が露出するが，地下水 の流れはむしろ河 口湖の東南側で御坂山地の尾根の南側をまわって桂川 に流下する形態を示している。
北 麓の西部に当る紅葉台から西側では，地下水面の形態が前述の北 麓中部とは まっ たくちがっている。ボ ー リン グ資料によると ， 紅葉台のすぐ南側の富士山斜面で は，古期泥流が溶岩流の下に浅く存在し，これが西部と 中部の地下水の分水嶺をつくっているらしい。西湖，精進湖およ び
本栖湖の水位は近似していてよく連動することが知られており， また，湖周辺の地下水も湖水位にほぼ等しい。しかし，人工的な排水のない低水期の水位は，西 湖，梢進湖，本栖湖の1)固に少しずつ下っており ， 自然状態では，周辺の地下水も含め，水面が西側に掻く傾斜して いることを示している。本栖湖の東南側の富士山麓では，透水性 の大 きい溶岩流は厚く ， この付近の地下水位

第 3竿 関 東 地 方 の 地下水

は湖水位よりはるかに低く，369

これら三'湖周辺の地 下 水 は主に古期溶岩流を通って西富士山麓へと流出している可能性が大きい(図 2‑3‑116)。

(3) 湧 水富士五湖は， 北富士山麓を流下した地下水が御坂山地に さえぎら れてで きた地 下水 の露頭であるといえる。 これら五湖は，精進湖を除いて， 人工水路により水位が調節されているので，この排水量から御坂山地に流入する地表水量を差し引いたものが湖の 湧水量となる。しかし， 渇水 期にはどの湖も地表流出はなく，湖水位が一定のときには地下水の流 入と流出が平衡していると考えられる。
北富士山麓には，富士五湖のほ かに， 多くの湧水 があるが， そ の 大 き な も の は 表 2‑3‑40 に示したようなものが知られている。このほ かにも 小規模な湧水は数多くみられるが，溶岩の 下 部から湧出するものが大部分である。
代 表 的 な湧水であ る忍野八海は古期溶岩流の末端で，新期 泥 流 な ど上位の地層のかぶりが薄く ， 溶岩の露出するい表 2‑3‑40 北富士山麓の湧水
湧水￨湧 水 量 的 〉

忍野八海
養総場
月光寺
泉
71<3.
53.
00.
25不詳

くつ もの地点から湧出している。 北 富士山麓の東部の地下水は， 地 下 水面の形態からみて， 北西に流れ るが， 流下 末端 で は 御 坂山地 に堰止 められ， また，御坂山地 と城山の問で流出 口が狭められるため，地下 水の大部分が忍、野八海とその周辺で湧出しているものと思われる。
また， 富士吉田北方の宮川沿いの養 鱒 揚 の 湧水は，見掛上，新期溶岩流の崖 端の湧水のようにみえるが， 度 下のすぐ地下には， 古土壊を 挟 ん で 古 期 溶 岩 流が厚くあり ，湧 水は主としてこの古期溶岩流から供給されている。
古 期 溶 岩 流 中の 地 下 水 の 水 質 は 良 好 で あ る 。 富 士 吉 田 市 北 方 の 試 験 井 で の 地 下 水 の水温は
l1.6 C，電 気 伝導 度は 110μ ぴ/cm であった。
0新期の噴出物からの湧水は， 古期溶岩流からの湧水量に比 べると，その規模は小 さい。月光寺の湧水 は， 新期溶岩流の末端からの湧水である。富士登山道沿いの標高 1，030m の 泉 水 (f，帥の湧水は，新期泥流を不透水性基盤とし，その上にのる新期火山砂 磯上部層の 中の地 下 水 の湧出であり ， 上 水 道 水 源 と し て 利 用 さ れ て い る 。 (宮 本 昇〉

参考文献

(1) 津屋弘達 (1938a): 富士火山の地質学的並びに岩石学的研究 1. 小御獄の構造. 震研い報
16，Part2Vol.

(2) 津屋弘達 (1938b)・富士火山の地質学的並びに岩石学的研究 I
I. 青木原溶岩の分布と噴出中心，
震研い報，Vol.16，Part3(3) 西条八束 (1950): 富士五湖の湖沼学的研究 (2)，地理評，Vol.22.No. 11(4) 箭 内 寛 治 (1953): 富士五湖の資料整理，山梨大学工学部研究報告 4(5) 関東農政局計画部 (1964):昭和 3
7年度農業用大規模地下水M1'
子調査富士北麓地区調査報告書(6) 山梨県 (1966): 水資源、と利用の現況 (深井戸資料〉(7) 般国延男 (1966) 富士山域水辺地質図および説明書，地質調査所(8) 宮本昇 (1968)・富士火山山箆の 71<理地質学的研究ー火山地域地下水の代表例としてー， 東京教育大学学位論文(9) 山本荘毅 (1971):富士山とその周辺の陵水，富士山(富士山総合学術調査報告書〉富士急行株式会

073

第 2編地方別にみた地下水
上ネs，tisopehe Poleo‑Osino Lake dnt: On the Holocene diatoms i)6719(.
) NISHIMIYA. K，01(vi1lUihsanama
Y.
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erutceferiPhfYaman乱stocirtsi
MinamitsurugunD5号
士山北東路古忍野湖の地質と化石3 国立科学博物館専報第 1'1.
:7)2981) 藤山家徳 (11(島J. 伊豆大島・手I81) 地形・地質1(
伊豆大島と利島は伊豆七島の 北端に位置する火山島で，それぞれ独立成層火山体を形成する。
2

面積は伊豆大島が七島中最大で 90km である。利島は最 も小 さい。最高点の標高は，伊豆大島の 758m に対し，利島 は 506m とあまり変わら ない。
構 成 地 質 は い ず れ も 玄 武 岩 質 の 溶 岩 と 火 砕 岩 の 互 層 で 噴 出 年 代 が 新 し く 未 風 化 で あるため透000m mを超える降雨があるにもかかわらず， そのほとんどすべてが地下水性は良好である。 3，に浸透し，地表水はみ られない。 浸透した水はすみやかに深部に移行し，海に排出されるため ，地下水位 も低く ，伊豆大島の一部を除き，ほぼ海水準にあり，潮汐に伴って変動 する。海水の混

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