808第 2編地方別にみた地下水思われる。
段 階 揚 水 試 験 結 果 の 代 表 例 を 図 2‑9‑90① に 示 し た 。 上じ湧 出 量 が 200m3/d/111 から 2，500m3/d/m 程度まで大きな差がある。
揚水 試 験 時 の 最 大 水 位 低下量 と そ の 時 の 揚 水 量 か ら 求 め た 比湧 出量 の 関 係 は 図 2‑9‑90② に 示した。盆 地の中 心部 で 600m3/d/m と大きいが，周 辺 部 に な る に従 っ て 50m3/d/m と小 さくなrる。荻原川 や1jJ水川 沿いでは，伏 流 水 の 影 響 を 受 け て 局 部 的 に 大 き な 値 を 示 し て い る と こ ろ も みら
オLる。
水質 分析 (1) の結果によると ， 水温は 1 8 ~ 19 0 C， pH は 6~ 7， RpH は 6 .8 ~ 7. 2 程度であり ，総硬度は 2.
04以下と 良質なものである。とくに，Ca+は 10ppm以 下であるが， S i0 2 は 50 ~ 110ppmを示 し，本 邦 河川水 の平均で、ある 10ppmに比べて かなり多い。これは Si02 の多いしらすからなる帯水層中に賦存する た め で，滞留時間の長い深層の地 下 水が河 川水 や湧水の 3 3~ 5 3ppm に比して とくに多くなっている。なお， Na+や K+は本邦河川水 に比 しで ほ ぼ 同程 度 か やや多 い傾向を示す。
〈猿 山光男)

参考文

献(1) 木野義人 ・比留川賞 (1962):宮崎県下工業用水源概査報告，地質調査所月報 第 13巻第 10号，地質調査所(2) 地質調査所 (1968)・都城盆地水現地質図説明書 (日本水現地質図 15)，地質調査所

21. 東松浦・北松浦・西彼杵半島(1) 地形・地質
東松 浦半島から 北 松浦 半 島 を 経 て 西 彼 杵 半 島 の 先端 に至 る 地 域 は 新 第 三紀 から第四紀 初頭 に かけて噴出し た玄武岩台地が広がる。台地上 の玄武岩は著 しく風化 し，この地方特有のオ ンジャク
土 と呼ばれ る赤褐色 ないし暗灰色土となっ て おり ，土 地 利 用 が 進 ん で い る 。 降 水 量 は 年 間 1，65011m (佐位保〉に迷 す る が，夏 期 に降 雨 が少 な く ， 半 島 と い う利 水条 件 の 悪m111(唐津) ~ 2 ， 6 00 1
さが加 わ って 水 需 給 が 逼 迫 し て い る 。 地下水 は 台 地上 で 玄 武 岩 中 に 掘 ら れ た 井 戸 や ， 台地周 辺 で玄武岩類の 下部の 不整合商に 分布 す る 湧 水 が利 用されている。
地 下 水 を匠J台する玄武岩類は新第三紀 に入 って噴 出した もので，松 浦 玄 武 岩 と 呼 ば れてい る。
一般 に ，玄武岩類は厚いと こ ろで 300m にも迷するが ，大部分 2 0 ~ 30 m の溶岩流が累重したもので， ボ ー リングコアや電気検層からうかがう こ とが で きる。露頭では各溶岩流 ご とに著しい柱状節 理 がみられる こ とが多い。 このような一連の玄武岩類も 地 下水 の 賦 存 状況からみると ， いくらかの相違があり ， 玄 武 岩 類 の 位 置 す る 標 高，層 厚 ， 風化 の程度，基盤岩の 上 に分布する洪積層の有無など に よって異なっている(図 2‑9‑91)。

(2) 地下水東松浦半島は，東 部 で 中 生 代 の 花 商 岩 ， 西 部 で 第 三 紀 堆 積 岩 類 を 基 盤 と す る 。 玄 武 岩 類 は 標 高
5 0~200 1
11の台地状をなし，こ れ を 現 河 川 が 開析 して い る 。 花 商 岩 お よ び 第 三 紀 層 は 海 岸 や 河 床

でみら れ， 半 島 北 西 部 で は 玄 武 岩 類 が 海 水 準 下 に 没 し て い る 。 既 存 の 井戸 は このような地域に多第 9主 九州地方の地下水く分布し，ほとんど浅井戸であり ， 玄

809N4海 町，肥前町，鎮西町に多い。
図2‑9‑91の 鎮 西 町 中 野 で 掘 削 さ れたボ ー リング D では， 200m
̲
3fdの揚水(水位降下 8m) が確認された。ボ ー リングコア や 電 気検 層 か ら明らか に 2枚‑9‑93)。 上の溶岩流が認められる(図 2位の溶岩流は亀裂が存在するが， 粘土で充填され，下位の浴場流は亀裂は少ない。子L内水位は玄武岩類の掘削中はほとんど変化せず， 第三紀層に 入って3.
5m 程 度 降 下 す る 。 第三紀層 と玄武岩類のあいだには磯層は認められず，;:L

洪積層に対 比できる可能性のある粘土例

亡コ沖毛担fEヨ玄武岩類が 39 . 40 ~40 . 55m に 存在する。

Eヨ 隊性火山右沼i
Eヨ第三紀庖
Eヨ花筒岩類
Eヨ結晶片岩類

北松浦半島は準平原化した第三紀層
巴ー→ー̲
̲l.
OIiDlを基盤とし，半島東部から北部にかけ。て中新世から更新世にかけて噴出したさく井位置

玄武岩類が分布する。 このうち，東部
77に分布する玄武岩類は 山地〈国見岳 7図2‑9‑91 東松浦，北松浦，西彼杵半島の地質概念図(経済企画庁 ωを簡略化〉m) と深い谷を形成している。管井による地下水の利用はほとんどなく，玄武岩類と第三紀EL (111)

100層との不整合面からの湧水利用が盛んに行われている。
一方 ，北 部に分布する玄武岩類は 2 00~300 m 以 下 の台地を形成し，海水準以下まで分布する。井戸は台地

50AコB
「一V

D‑2vlの標高の低い松浦市，田平町，江迎町に多く ， 東 松 浦
半島に比べて深井戸が多い。

‑9‑91 の北松浦半島の先端部に あ る 星鹿で掘削図2されたボ ー リング Cでは， 250m3fd (水位降下 7111)が確認された 。 玄 武岩の風化が著しく，コアでは玉葱状。 斗'‑‑‑'，

~

11

東松浦半島

西彼杵半島

‑50に風化した残部の芯が転石状にみら れ， 40Q‑m程 度の低い比抵抗値をもっ。玄武岩と第三紀層に挟まれる未固結層はこの地域に広く分布し， 八 ノ 久 保 磯層と l呼ばれている。ポ ー リングでは 28.
6m の厚 さがあり，

1:
ヒ品eiiIPI'，1己‑100

凡1fuGJ玄武岩類
園田 基盤岩(第三紀府ほか)

上部から粘土層，炭化物を含む粘土層 ， 砂 喋 層 と 変 化

図2‑9‑92 代表的なポーリング柱状図

深層が最も 厚く，上位では珪質な円する。このうち砂l(位置は ~1 2-9-91 参照〉

礁，中位では玄武岩の大喋と珪質岩の仁￨ヨ ，小磯， 下位では玄武岩と珪質岩の大，中礁を含む。 比第 2編地方別にみた地下水

081
深度m
Q.
0000 3050 2000 2050 1000 105o

打3は砂岩頁岩互胞から なり， 20Q‑m程 度

茎静 益
5υyー、.

h場ミ〆》也 | 玄武~，:}01‑m を示す。第三紀屈抵抗値は 40‑50Qの比抵抗値を示す。
西彼杵半島では，結晶片岩類が地表に分布するが，先端部ではこれを更新世の52‑99‑
図2玄武岩類が覆っている。大石 (021m)，似水位降下 1d(000m f， 1，の B) で3d
田原で小口 径 深 井 戸 (A)により 87m3/‑‑uW︐u‑ uq.
︐・・
必

52

剛山
山

武ご陀〉
J
¥

・‑

6uqu''u‑・ 凶v uu'u

山一03f~校5310‑
4の揚水量 がそれぞれ確認されている。大石では上部 19m まで玄武岩質の 凝 灰 '1磯岩，それ以下 は玄武岩が 85m まで続き，基 盤 に迷していない。 19m 以下は l官 u

枚 の溶岩流である ことが確認されている 。
溶岩の比抵 抗 値 は お お む ね 200‑400Q‑

54m であ るが，深 度 35‑55m でと くに大

05300Q‑mの値を 示 す 。 深 度
きく 700‑1，

込二秒 治 lて55

約 50m を掘削した時点で 逸水がみられ，2)
3 電 気 検 周 図 (D‑9‑9‑図2

水位は 3 mから 17 mまで降下した。似母衣附

田原で も 110m まで玄武岩類が続き ，基盤 岩
大村湾。
〉
くに達していない。 27m 付近， 67‑85m付 近に凝灰岩周がみられ，少な くとも 3枚 の 溶 岩
流 が堆定される。逸水は深度 50m前後と 74m にあり， 74m における完全逸水 の後は 777m 以 下 の比 抵m の水位が保たれている。 7抗値 は 88m までが 10Q‑m前後， 90 m以深で 110Q‑m前後の値を示す。
篠岩層 の発達がみられる
似 回原では露顕で1劇百は西彼杵半島北部 に 分)。 この T
49‑‑92区1(布し，更新世前期に噴 出した安山岩類や片 岩類を不整合に覆い，最大層厚は 50mに達 す

o 500 1000mる。礁は安 山岩，砂岩，頁岩，珪質岩の 円 磯」
一一一一一L一一一
一一L一

己 1'1'E庖
図 様目 制n i積層地〉らなる。
玄武岩
岩波

第三紀屈の上に噴 出した玄武岩質溶岩流は20‑30m ごとに累重 が み ら れ る が ， 西 彼 杵、 地下水位~~\; I:jj事~戸

半島で は， 1枚 の溶岩流の厚 さが 60m以 上さく 井位置に達する。 これは，玄武岩類が噴出する以前‑

4 似問原周辺水文地質図
9‑9‑図2百からなる 山地がすでに準平原化し，に第 三 紀j

第 9竿 九州地方の地下水

181

比較的緩やかな地形であったのに対し，片岩類からなる 山地 は起伏に富んだ 地 形 をなし， 溶岩 流が流れる谷地形があった こと によるものと考えられる。したがって，地下水は片岩類の谷地形 を埋めた玄武岩類の中の方が 1弁当りの揚水量が大きい。第三紀層の上に噴出した場合には，基 盤が海水準以下に存在する地域で井戸 の 分 布 が 多 い 。 ま た ， 井 戸 の 分 布 は せ い ぜ い 標 高 200m以深層およびその粍￨下の台地 に限られ， それ以高では井戸に変って湧水利用が多くなる。八ノ久保1
当層は玄武岩類と基盤の聞に存在し，玄武岩とともにこの地方の有 力な;貯水層であり，西方ほど厚 く な る 傾向がみられる。
山本昭夫〉(参考文献4)・土地分類調査(佐賀県〉
719(1) 経済企画庁 (. 長崎半島
22) 地形・地質1(
長崎半島およびそれ に会合する西彼杵半島の基盤岩は結晶片岩類からなり，西彼杵変成 岩類といわれている。一方，島原半島や多 良岳に近いところでは，古第三紀の砂岩， 頁岩類が分布する 。
これらの基盤岩の 上位には，新第三紀の 火山岩類が分布する。中新世初期の角閃石安 山岩 や火山角磯岩で，安 山岩類はプロピライト 化 し，このプロピライトは西浦上変朽安 山岩と呼ばれている。一方， 更新世前期の安 山岩類や同質の凝灰角磯岩が長崎半島の基部一帯に分布し， これ らは長 崎火山 岩類と 称されている 。更新世中期の玄武岩 類 も小規模に分布している。
長崎半島基部は沖積平野の 発達が貧弱であり，第四紀層 中から の地下水取水は望めない。 この)。
図 2‑9‑95
ため ，長 崎火 山岩類や西浦上変朽安 山岩類を対象とせざるを得ない () 地下水2(地下水は主として更新世前期の長崎火山岩類と中新世のプロピラ イトの中で開発され，古第三紀屑 ，段丘および崖錐土佐積物の中で， 小規模な 地 下水利用が行われている。
この地域は地下水開発の最もむずかしい地域の 1つで，地下水は主として裂かに期待されるため

3

調査は空中写真や既 存 地質資料を検討したうえで， 詳 細 な 水 文地質 踏査 に 頼 らざるを得ない。

裂かが物理的に観測され に くい量であり ， しかもその中に水の循環があるか否かの 判 断 はさらに困難なものになる。したがって，調査地域の地下水 の有 1!~ や作井の位置は安 山 岩類の分類や湧水の位置など広域的な水収支調査から決定される こと になる。 上述のよう に，開発が困難な反簡，
図 2‑9‑96)。
d以 上 の大量の地 下 水が得られる こと がある (000m 3fl井当り 1，なお，長崎半島の先端， 野 母崎町の樺島に上水 用 の 地 下 ダ ム リ 5造られている。 1972年に地下水補強工事として施工されたもので，結晶片岩を基盤とする沖積 谷をグラウト工法によって締め函養施設を備えたものである。 これ以後， 1979， 80年 に 基 盤 の 風 化 部 の 締 め
炭水施設， i切り ， 1切りをより完全にするため ，補 強 工事が行われている。
山本昭夫〉〈'のものである。
1110013，計画日取水量 210143* 平均堤高 18111，締切長 74111，貯水容量 9，