1)

岡山県北西部の鍾乳洞における drip water の水文学的研究*山田誠1・大沢信二2・小野達志3・二宮渉3・三島壮智4・北岡豪一51)岡山理大 オープンリサーチセンター 2）京都大 地球熱学研究施設
3) 岡山理大 院 理 4）岡山理大 理 基礎理 ５）岡山理大 理

1．はじめに鍾乳洞に形成される鍾乳石は長い物で数万年かけて形成されるものもあると言われている。そのような鍾乳石にの滴下速度は各地点によって異なるため、一度に採水できない地点も存在する。そのような地点については、ボトルを設置し、2〜3 日後に回収を行っている。

は過去の環境情報が記録されており、それを抽出すること

上記の採水の他、洞内大気のCO2濃度の測定、周辺土壌によって古環境（古気候）を読み取ることが出来ると考え中の土壌空気のCO2濃度測定、水温・気温の連続測定も同られている。過去における気候の変動は、現在から未来へ

時に行っている。また、満奇洞ではdrip waterの滴下量のの気候変動を考える上で非常に重要である。現在我々と京連続測定も行っている。

都 大 学 KAGI21-J3b グ ル ー プ は ENSO （ El Nino
Southern Oscillation）による降水異常の実態を明らかにするために、赤道域であるインドネシアの鍾乳洞において鍾乳石と石筍を採取し、古気候の復元を試みている。
鍾乳石は水から形成されたものであり、それらの形成において、水の動きが重要であることは疑う余地がない。しかし、鍾乳洞内、特に drip water の挙動についての詳細はそれほど理解が進んでいるわけではなく、不明な点が多い。また、鍾乳石の形成には鍾乳洞内の環境が大きく関与していると考えられるが、洞内環境についてもどのように変化しているのか不明な点は多く、継続的な観測による洞内環境変化を明らかにする必要があると考えられる。このような観測は実際の問題として、観測地が遠方にある場合

3．結果と考察3−1. 主要成分の特徴
Drip waterおよび洞内河川水の溶存成分は主にCa2+とHCO3−で占められており、重炭酸カルシウム型の水質を示している。また、Ca2+とHCO3−はほぼ 1：2 の関係にあり、石灰岩からの溶出を示している（CaCO3 + H2O + CO2→ Ca2+ + 2HCO3−）。鍾乳洞周辺の湧水もまた重炭酸カル
シウム型の水質を示すが、満奇洞の山体の側部から湧出している湧水以外の水のCa2+とHCO3−の濃度はdrip waterより明らかに低い。
3−2. 滴下量の変化
滴下量の連続測定は満奇洞の最奥部の採水地点においは非常に困難である。洞内環境の変化や drip water の挙て 8 月より行っている。8 月から 9 月中旬にかけてのデー動の基本原理はどの鍾乳洞でも大きくは異ならないと考タによると、滴下量は減少傾向にあり、9 月中旬に増加にえられるため、いくつかの鍾乳洞でこれらを明らかにする転じる。このように、滴下量は常に一定ではなく、変化すことが出来れば、様々な鍾乳洞に適用することが可能になることがわかる。アメダスのデータによると、満奇洞周辺ると考えられる。

の地域では 7 月中旬に多くの雨が降ったが、その後 8 月

そこで本研究では、岡山県北西部の周辺条件の異なる鍾乳洞において drip water および洞内環境の継続観測を行にかけて雨がほとんど降っていない。このことが、滴下量変化を引き起こしているものと考えられる。

っている。本発表ではこれまで得られたデータと得られた
いくつかの知見について述べる。

3−3. 洞内大気のCO2濃度変化

2．調査地と採水方法

月一回程度行っている。洞内大気のCO2濃度は、磐窟洞で調査は岡山県新見市の満奇洞、高梁市の磐窟洞の 2 つの鍾乳洞において 2006 年 4 月から行っている。満奇洞は東西南北それぞれ約 800ｍ、約 600ｍ、高さ約 400ｍの小さな山体の中腹に形成された鍾乳洞であり、集水域は非常に狭く、鍾乳洞の上部に当たる部分の岩体の厚みは 100ｍ以内と薄い。一方、磐窟洞は石灰岩の広がる地域に形成され洞内大気および土壌空気のCO2濃度の測定は 7 月より毎はほとんど変化がなく、4000ppm程度を示したが、満奇洞 で は 10 月 に 入 る ま で 磐 窟 洞 と 同 程 度 の お よ そ4000ppmを示していたが、10 月に複数回観測したところ、
1600ppmと非常に低い値を示すことがあった。これは洞内大気のCO2濃度が何らかの条件で大きく変動する可能性を示唆していると思われる。

た谷部の中腹に入り口を持つ鍾乳洞で、集水域は広く、かつ鍾乳洞の上部に当たる部分の岩体の厚みは数 100ｍと満奇洞と比べて非常に厚くなっている。

4．今後の課題
現在も観測を継続中であるが、そのデータとこれまでのDrip water の採取は月一回、満奇洞で 6 ヶ所、磐窟洞

データとを合わせて解析を進め、さらに、drip water ので 3 ヶ所の合計 9 箇所で行っている。また、湧水試料とトリチウム濃度の測定を行い、鍾乳洞内の水の挙動と洞内して満奇洞周辺で 4 ヶ所、磐窟洞周辺で 3 ヶ所の採水を環境の変化の原因について明らかにする予定である。また、行っている。磐窟洞では洞内を流れる河川（洞内河川）がこれらの結果から、水と溶存成分の挙動も含めた鍾乳石形

存在するため、その水の採取も行っている。Drip water

成プロセスにまで言及したいと考えている。

2)
沿岸域堆積物の水溶化学組成から海進・海退史を推定する試み
竹内 徹○(岡山理大・院) 北岡豪一(岡山理大) 三好教夫(同) 篠崎俊典(同・学)
気候変動の解析のおいては深海底コアの酸素同位体
分析結果から過去 70 万年間のδ 18Oの変化より
Emilianiが区分した氷期・間氷期のサイクルがよく用いられ、このサイクルをもとに様々な研究が行われている。
最近の花粉分析ではこのδ18Oの氷期・間氷期サイクルを指標として過去の植生変遷を述べる研究が多く見られる。しかし、花粉分析は出現花粉の割合
から相対的に植生変遷を判定して古環境を推定する
ため、連続した堆積物及び絶対年代が得られている試料でないと正確な植生変遷を述べることが出来な
くなってきている。従って、花粉分析の研究対象に適した地域は、長期間の堆積物を連続して堆積している湖や、14C年代測定が行われやすく連続した堆積物が採取できる湿原であり、沿岸域の不整合のある堆積物では年代の決定が難しく、また分析に適した試料を得ることが困難であったため、あまり行われていない。
日本の沿岸域の表部堆積物は、第四紀の数千年前
から数十万年前の間に堆積したものが多く分布していることが、ボーリング調査の結果から分かっている。
第四紀は人類の時代と言われているが、気候からみると氷期と間氷期を繰り返している最近の氷河時代である。その内の氷期には地球上の水が氷となって北極の高緯度地域に厚い氷床として分布し、その拡大と縮小による海水準変動が、沿岸域に海成・汽水成・陸成と異なる性質を持った堆積層を形成した。
その堆積物中には様々な要素が記録保存されていると考えられる。
沿岸域堆積物中の間隙水を化学分析して海進・海退史を論じた研究例はいくつか見られるが、花粉分析を含めて統合的にまとめたものは、ほとんど見られない。
私は、修士まで花粉分析による植生変遷からの古環境の復元について研究し、社会に出てからは岡山
平野を中心に主に山陽地域の地質調査の仕事をしている。
地質調査によるボーリング資料から、沿岸域においても地層状態や地盤の強度により海進・海退のサイクルが見られることが経験的にわかり、また、過去に閉塞的な内湾で、河川による後背湿地の地域で粘性土層を厚く堆積している地域が、分布していることも分ってきた。特に岡山平野の南部の児島湖周辺には、粘性土層と砂質土層の互層が厚く堆積していることが確認されている。粘性土層は不透水層であることから、粘性土層内に存在する間隙水の交換は非常に低いと考えられ、粘性土層内には過去の記録が保持されている可能性がある。
今回の研究は、堆積物懸濁液の電気伝導度・pH
測定及びイオンクロマトグラフィーによる化学成分の分析を実施し、種々の沿岸域堆積物について水溶
化学組成から海成と陸成の推定が行えるかどうか検討したものである。

明治後期の岡山平野

3)
沢水と降水のＣｌ濃度比から推定される流域蒸発散量の広域分布*

二宮 渉・小野 達志（岡山理大・院）山田 誠（岡山理大オープンリサーチセンター），北岡 豪一（岡山理大・理）【流域蒸発散量の推定方法】【はじめに】
流域蒸発散量は流域の水収支・水利用を考える上で重要な要素である。しかし，蒸発散量は気温，湿度，風速，植ある流域の単位面積あたりの年平均的な水収支と Cl 収支

的に見積もることは面積の大小にかかわりなく一般に困難を，次のように仮定する。
P = S + E + D+G
CP P = CP S + C D (D + G )である。これまでに多くの推定法が提案されているが，いここにCP：雨水の年平均Cl濃度，CD：流出水（沢水）のCl濃生など多くの因子によって影響を受けるので，それを定量

(1)
(2)

ずれの方法にも信頼性に問題が残されている。蒸発散過程

度，P：年降水量，S：年直接流出量，E：年蒸発散量，D：における化学物質の分別を利用する方法は，供給源として

年表面流出量，G：年地下水流出量である。降水の年平均Clの降水について化学成分の分布や長期にわたるデータがな

濃度CPと沢水のCl濃度流域CDの比から，年蒸発散量Eと年降いために，まだほとんど試みられていない。

水量 Pから年表面流出量 Sを引いた P-S の比が求められる。

中国地方東部の山陰から瀬戸内地方にいたる地域で，降水を 2 年間にわたり定期的に観測し，その広域分布と変動に関するデータが蓄積されたので，雨水の観測と同じ範囲の源流域の沢水（湧水）を採取し，その Cl 成分を降水と比（1），（2）より，
EC= 1− P
P−S
CD【考察】
Cl 濃度比を用いて推定した E/(P-E)の値は，図 4 に示すように較することにより，流域蒸発散量の推定を試みた。

山陽側では 0.6〜0.8，山陰側では 0.2〜0.6 と両者に明らかな違【観測方法と結果】
雨水の観測につ日本海

いが見られる。

鳥取県

なお，
S＝0 とした場合の E の分布を図 2 に○で示す。
これは，

いては，日本海からこれ以上大きくなることはないと考えられる蒸発散量 E である。

瀬戸内海にわたる

また，岐阜県森林科学研究所の茂樹ら（1997）によって範囲で 17 ヵ所（図 1）に雨量計を設置し(3)実測された表面流出を参考にして，この地域の表面流出量

岡山県を推定すると S/P は 0.25 となる。これを用いて推定した

た（なお，雨量計は蒸発散量 E を図 2 に△で示す。

蒸発が起こらない
ように細工した）。

2500

図 1 観測地点に採水して持ち帰り化学分析を行った。

年蒸発散量（Ｓ/Ｐ＝0）2000

年蒸発散量（Ｓ/Ｐ＝0.25）
1500

（ｍｍ）

量を測定すると共

年平均降水量 （2003/8～2005/7）

沢水採水地点
雨水観測地点

溜まった雨水は，雨

1000

各観測地点の年降水量は図 2 に●印で示したように標高500の違いはあるが，かなり滑らかな分布を示しており，観測034.4

範囲内の小流域に降る雨水の量は，ほぼこの分布に従うも

35.4

35.6

4.0

34.4

34.6

34.8

35.0

35.2

緯度 （°）

図 3 降水と沢水のＣｌ濃度
0.9
0.8
0.7

夏季データを用いて考察した（春夏秋冬の採水を計画中）。

0.6
0.5
0.4
0.3

Ｅ/（Ｐ-Ｓ）

濃度は大きく変わらないものと思われることから，今回はているためと考えられる。

35.6

6.0

0.0

に，一般に数年以上を要するので，年間を通じて川水の Cl

からの Cl の供給がないとすると，蒸発散による濃縮を表し

35.4

沢水Ｃｌ濃度 （2005/8）

8.0

月 23 日に行った。降水が地面に浸透してから流出するまで

い地域の表層は，雨によって十分洗い流されており，地層

35.6

2.0

った。観測は数日以上降雨のなかった 2005 年 8 月 5 日〜8

沢水の Cl 濃度は図 3 に△印で示したように降水の年平均

35.4

雨水の年平均Ｃｌ濃度 （2003/8～2005/7）
10.0

で，それよりも上流に田畑やダムのない源流域を選んで行Cl 濃度よりも高いことに注目される。日本のような雨の多35.2

図 2 年降水量と年蒸発散量Ｃｌ濃度 （ｍｍ）

一方，沢水の採水は，できるだけ雨水の観測点の範囲内

35.0

12.0

量の重みをかけた荷重平均）においても，図 3 に●印で示し
降る降水中の Cl 濃度もこの分布に従うものと考えられる。

34.8

緯度 （°）のと考えられる。また，降水の年平均 Cl 濃度（濃度に降水たように滑らかな分布を示しているので，同様に小流域に

34.6

0.2
0.1
0.0
34.4

34.6

34.8

35.0
緯度 （°）

図 4 Ｅ/(Ｐ−Ｓ)

35.2

4)
沢水のSiO2濃度と降水量の分布から推定される風化の速度過程*小野 達志・二宮 渉（岡山理大・院）山田 誠（岡山理・オープンリサーチセンター）北岡 豪一（岡山理大・理）
１．はじめに陸域に降った雨水は，浸透・流出の過程で岩石を溶かし，溶存態又は固体粒子として運び出す役割を持っている。
本研究では，岩石の風化過程を明らかにするため，年降水量の異なる種々の源流域の沢水を採取した。なお簡易雨量計を用いた雨水の観測も平行して行った。沢水に含まれる主要化学成分の中で，石灰岩を除くほとんどの岩石に含まれるSiO2に着目し，風化過程について検討した。

を仮定する。ここにQ：タンクを通過する流量，C：タン
ク内の水のSiO2濃度(=流出水のSiO2濃度)，Ci：雨水のSiO2
濃度，C*：岩石の平衡濃度，V：タンクの容積，A：岩石
単位体積当りに接する流動する水の接触面積，k：風化の速度定数，ne：有効間隙率である。雨水ではCi=0 とでき，定常状態を仮定すると，（2）
CQ = kAV (C * −C )２．観測場所
対象域は中国地方
東部地域の瀬戸内沿岸から日本海沿岸にいたる南北約 100 km，
東西約 20 km の範囲である。源流域の沢水は 2005 年 8 月に 32 ヶ所で数日以上無降雨の基底流出時に採取
し，雨水はその観測範
囲内の 17 ヶ所に設置してある簡易雨量計
で 2003 年 12 月〜2005
年 11 月までの 2 年間観測した。

K = kAV / S とすると(2)式は1 ⎛ D⎞ 1= ⎜1 + ⎟C ⎝ K ⎠C*となる。ここで流域面積を S として， D = Q / S ，（3）となる。ここに D：単位面積当りの年流出量である。 (3)式より 1 C は D との間に直線関係が推定され，その D = 0の切片は 1 / C * を表す。
３．３ SiO2の溶出◆山陽 ◇ 山陰・中国山地

A

3.0

観測地域

C （mmol/l）

1/C (l/mmol)

図１

B

SiO2濃度

△

降水量

2000
1500
0.5
1000
500
0.0

0
34.4

34.9

緯度 (°)

35.4

図２ SiO2濃度と年降水量の分布

SiO 2 濃度 (mmol/l)◆ 山陽 ◇ 山陰・中国山地
い傾向が認められ，
1.0
SiO2濃度は年降水量
Aと関係しているものと思われる。
B
0.5
そこで，流域の単位
C
面積当りの年蒸発散量（二宮ほか：沢水と
0.0
0
500
1000
1500
降水のCl濃度比から
年流出量 (mm/y)
推定される流域蒸発
散の広域分布）を参考 図３ SiO2濃度と年流出量の関係にして年浸透量を推定し，それが単位面積当りの年流出量に等しいとして，単位面積当りの年流出量とSiO2濃度の関係をプロットすると図３のように，年流出量の多い流域ほどSiO2濃度の高いものが見られなくなるという傾向がみられる。両者の関係を理解するためには，モデルが必要で
ある。
Q,C
i

岩石

３．２ 風化モデル
図４のような岩石と水からなるタンクを考え，風化の過程を考えてみる。物質収支として

Ｃ*
図４

Ｃ Q,C
風化モデル

d ( neVC )= (Ci − C )Q + kAV (C * −C ) （1）
dt

2.0
1.0
Quartz

500

1000

0

1500

10

D (mm/y)
年降水量 (mm/y)

SiO 2 濃度 (mmol/l)

0

2500

Amorphous silica

図５

1/C と D の関係

図６20

温度 (℃)

30

40*

C とSiO2の溶解度の関係(3)式を用いて実測値をプロットすると図５のように両者には直線状の正の相関が認められる。プロットを直線回帰すると，その軸との切片から平衡濃度 C * が推定される。
図５の 3 本の実線A，B，Cはそれぞれ最大，平均，最小を表し，こうして求めた C * は，平均が 0.45 mmol/lで，0.25 〜
1.11 mmol/lの範囲にある。観測域のおよその年平均気温は15℃である。推定されたC*はSiO2の溶解度と比べると，15℃における石英と無定形のシリカの間に収まるので，モデルは実状をある程度近似しえているものと考えられる。
（図６）● 山陽 ○ 山陰・中国山地
500
また，(3)式は C が流出
A
量 D とともに低下することを示す。図３の 3 本の曲250
BC
線は図５の A，B，C に対応するものである。
0
一方，単位面積当りの年
0
500
1000
1500
D (mm/y)
風化量を R = CD と定義す
図７ R と D の関係
ると
R (mmol/m2/y)

◆

1.0

3.0

0.0

0.0

３．結果・考察３．１ 分析結果
図２は採取した沢
水のSiO2濃度とその観測域の年降水量を緯度に対してプロットしたものである。年降
水量の多い流域ほど
流出水のSiO2濃度の低

15℃

4.0
C

6.0

K ⎞
⎛
（4）
R = K ⎜1 −⎟C *⎝ D+K ⎠
であり， R は D が大きいほど大きくなる。（図７）
４．まとめ
単純な風化モデルであるが，SiO2濃度が単位面積当りの
年流出量の大きい流域ほど低くなる傾向を再現することができた。また，単位面積当りの年風化量が年流出量とともに増加するということも得られた。
今後，この手法を種々の成分に適用し，河川水の水質と岩石の風化過程の理解を深めていきたい。

5)
池が原湿原におけるメタンフラックスの変動−流水の影響評価−〇清棲保弘・奥野一(富山大学・理学部)

92mg C-CH4m-2day-1、平均値は 27mg C-CH4m-2day-1

はじめに
温帯地域である本邦には様々なタイプの湿原が存在すであり、P!地点がP2 より高い値を示した。両地点にるが、富山県と岐阜県の境界付近の標高約 1000m の山岳

おけるメタンフラックスは地温とは無関係である。ま

地帯に位置する池が原湿原はそれらの一つである。この湿た、P1 地点のフラックスは地下水位と少し相関関係

原では断層活動を伴う地形を反映して流水や湧水が存在が認められるが、P2 では見られない。このことからする。湿原形成に関与しているこのような水の存在がメタ

この湿原におけるメタンフラックスは地表付近の現ン等の温室効果気体の生成や放出に与える影響を調べる

象に支配されているのではなく、泥炭土壌のある深さために、メタンフラックスのモニタリングを行い、変動要におけるメタンの生成と酸化のバランスによるもの

因との関係について検討した。

と思われる。各深さでのメタン濃度とフラックスの相観測地点と方法

関性を検討した。P1 地点では深さ 40cmの間隙水の相面積が約 22 ヘクタ−ルの低層湿原の池が原湿原において、約 300m 離れた２つの地点でメタンフラックスを計測

関性が高いが、P2 ではメタン酸化の影響が大きいた
めに、そのような関係は良く分からない(図２)。

した。P1 地点はヨシ、P2 はスゲ等によって占められてお

250
200

4

Dissolved CH (μM)

り、両地点の植生は異なる。フラックスの測定はチャンバ

300−法で 6 月から 11 月まで行われた。地温、pH、溶存酸素
濃度、Eh、地下水位は現場で計測した。フラックスはメ

R 2 = 0.6927

150
100
50
0

タナイザ−付の FID ガスクロマトグラフで測定した。降

0

200

400

600

800

1000

CH4 flux (mg C/m2 /day)

水、流水、湧水の水質分析は原子吸光光度計で行った。
図２溶存メタン濃度とフラックスの関係 P1(○), P2(●)

結果と考察
間隙水の pH は 5 から 7 で特に両地点で大きな違いはな

両地点共に土壌間隙水における溶存メタンと陽イ

かった。P1 の地下水位は P2 より高いが、地温は両地点共オン成分(Na,K,Ca,Mg)濃度は深くなると高くなり、ほぼ同じである。夏は地温が高くなるが、地下水位は逆に70〜80cm で最大になる。Ca+ Mg と Na+K の関係か低くなる (図１)。

ら、表層付近の間隙水は Ca + Mg を多く含む流水成
分と降水の混合した水であり、深層の水は Na+K が25

Temp. (℃ )20

多く含まれた地下水と降水の混合したものである。す15

なわち、この湿原に存在する水は Na.Ca 比の高い地

105022-Jun22-Jul21-Aug20-Sep20-Oct

19-Nov

下水と低い比の流水に降水が混合したものである。地

Month

(a)

温が高い夏には流水が減少するので地下水位が低下する。そのために表層土壌は酸化的になり、溶存メタ
7Water table (cm)3

ン濃度が低下するので、フラックスは減少する。これ

-1
-5
-9

に対して、春と秋には流水が増加するために土壌は還

-13
-17
-21
-25
22-Jun(b)22-Jul21-Aug20-Sep20-Oct

19-Nov

元的になるので、溶存メタン濃度が高くなり、フラッMonth

図１P1(○)と P2(●)地点の地温(a)と地下水位(b)P1 のメタンフラックスは 11〜1528mg C-CH4m-2day-1
で平均値は 335mg C-CH4m-2day-1である。P2 は 2〜クスが増加すると考えられる。
池が原湿原では土壌の表層付近に存在する流水の増減によって間接的にメタンの生成と放出が支配されていると思われる。

6)
チベット湖沼群の水環境変化に関する予察的研究
小寺浩二○（法政大・地理）・清水裕太（法政大・院）・中山祐介（法政大・学）・
村上哲生（名古屋女子大）・藤井智康（奈良教育大）Ⅰ はじめに
本研究は、中国西蔵自治区の湖沼を主とする水文環境の特性を比較陸水学および水文地理学的視点から明確にし、プマユムツォ湖の自然誌的位置づけを明らかにするとともに、水質・水温などの現地観測から、夏季のプマユムツォ
湖の陸水物理学的性質を明らかにすることを目的として行なわれた。東海大・名古屋大・中部大・名古屋文理大及び中国科学院との共同研究で、移動班とプマユムツォ湖固定班に分かれ、現地調査を行なった。

図１ チベット湖沼群の分布

Ⅱ 対象地域概要

図２ 現地観測結果（電気伝導度）
また、多項目水質計を用いて、水温・電気伝導度・pH・

プマユムツォ湖（普莫雍錯）は、北緯 90 度 24 分、東経

DO の鉛直分布を測定し、水温分布を確認後、表層・水温躍28 度 34 分の、西蔵自治区の地級都市ラサより南西約

層上層・水温躍層付近・水温躍層下層・底層の５層程度の150kmほどに位置する淡水湖で、湖面積 328.4ｍ2、湖面高採水を行い分析した。

度は 5009ｍである。西岸には、上流域に氷河を有するもっⅣ 結果・考察とも主要な流入河川が流入し、デルタ状の広い低地が形成

今回は、ラサを中心とした南北断面の調査しかできなかされている。湖東岸には、湖で唯一の流出口が存在し、東ったが、プマユムツォ湖の存在するヤルツァンポ川流域（蔵流し徐々に流路を北に向け、プマユムツォ湖の北方に位置南谷地）と、閉塞湖が多い西蔵自治区中央部（青蔵高原）するヤムドゥク湖（羊卓雍錯）に流入している。プマユムの性質の違いが明らかになるなど、気候区や大河川水系ご

ツォ湖北岸には分水界が近接し、分水界の北側はヤムドゥとの水環境の違いについての予察的な知見が得られた。

ク湖に南から流入する河川の流域となっている。

Ⅴ おわりに

Ⅲ 研究方法様々なスケールの世界航空地形図と、中国で発行された

中国西蔵自治区の水文環境の特性を明確にするためには、
これら湖沼郡が、性質の違う大河川の源流部を多く有して

中国西蔵自治区の水文に関する文献などを画像処理し、いるという特徴を考慮し、広範囲に調査する必要がある。

様々な水文情報をデータベース化し、主題図を作成した。

今後の調査では対象地域をさらに広げ、多くの水文区分を

移動観測班はそれらの情報を基に、広範囲に移動し、様々跨ぐ調査にしたい。

な陸水の水質を測定するとともに、ヤムドゥク湖について
は、水質・水温の鉛直分布の断面観測を行なった。
プマユムツォ湖固定観測班は、GPS を用いた漂流板追跡によって湖流を計測し、気温・湿度・風向・風速・日射などを測定するとともに、湖水温の連続観測を行った。

参 考 文 献チベット・プマユムツォ湖学術調査隊(2003):2001 チベッ
ト・プマユムツォ湖学術調査研究報告書,東海大学ヒマラ
ヤ遠征委員会,197p.
中国科学院(1984):『西蔵河流与湖泊』,科学出版社,238p.

7)
浅層地下水の水温の年変動から推定される水の浸透過程*大窪 文美(岡山理大・院)・北岡 豪一(岡山理大)
1．はじめに岡山県中央部を流れる旭川が山間部から平野部に移る
ところの河川敷には，天然の湧水や閉塞池が見られ豊かな
生物活動の場が形成されている。
その中の湧水において河川の水温が 18℃前後の 5 月に11℃という非常に低い値を示したので，湧水には河川や池と違った何らかの特異な過程を経た水が含まれる可能性が考えられる。河川敷とその周辺域の伏流水や地下水の流れの状態を明らかにするため，湧水及び河川敷周辺の井戸水を対象に定期観測を行っている。
今回は，水温に着目しその年変動と分布を用いて水の流れの状態について検討を行った。
2．観測場所・観測方法
図1 に定期観測の場所を示す。それぞれのプロットは，□：
湧水，◆：河川，■：池，▲：吸上げポンプ管井戸，
図 1 旭川河川敷及び観測地点△：手押しポンプ管井戸，〇：開放井戸，●：ピエゾメーターである。
なお，今回用いたピエゾメーター(Yamada et al.2002)は，
直径 10mm のアクリル製のパイプの下部 20mm の範囲に
直径 2.5mm の穴を 16 個空け，1.5〜2.5m の深さで打ち込んだ。湧水・河川・池については 1 週間おきに，井戸・ピ
エゾメーターについては 4 週間おきに,水温，水位，電気伝導度，水素イオン濃度について観測を行った。
3．解析・結果
3‐1 水温変動の振幅の減衰と位相の遅れ
井戸の水温の変動は，年変動が卓越しているので，それを正弦変動とみなして解析を行った。河川水温の年変動の振幅をA0として，河川水を基準とし，他の地点における水温の年変動の振幅比A/A0と川からの位相の遅れδを求めた。A/A0とδから，伏流水の流速を求めるために，一次元移流拡散の式を仮定する。
∂θ
∂θ
∂ 2θ
+U
=κ 2
∂t
∂x
∂x
ここに，θ：温度，κ：熱拡散係数，U：流速，U = Q / n ，Q：単位面積当たりの流量，n：有効間隙率である。境界条件として x＝０で， A0 sin (ωt + ε ) を与えると，解は

θ = A0 e −α sin[ω (t − δ ) + ε ] となる。ここに振幅の減衰係数αと位相の時間遅れδは，それぞれ，
α=

2
⎡
⎤
U ⎢ 1 ⎛⎜
⎛ 4κω ⎞ ⎞1 + ⎜ 2 ⎟ ⎟ + 1 − 1⎥x⎥2k ⎢ 2 ⎜⎝⎝ U ⎠ ⎟⎠
⎣⎢
⎦⎥

δ =

1⎛
U
⎛ 4κω ⎞ ⎞x ⎜ 1 + ⎜ 2 ⎟ − 1⎟⎜
2kw 2 ⎝
⎝ U ⎠ ⎟⎠である。振幅の減衰係数αと位相の遅れδはそれぞれ xに比例し，流速 U によってきまる。
図 2 の直線は，種々のQ に対して求めた，−αとδの関係である。これに，観測結果をプロットすると，流量Q の値は0.5〜5m/yの範囲に収まる。求められたα，δ，Q の範囲に対応する水の移
動距離 x は 1〜5m と図 2 ‐αとδの関係
なり川からの伏流水だとすると短すぎる結果となった。この地域の井戸は，4〜7m 前後の深さのものが多いことから，井戸水水温の年変動はいずれも地面からの浸透を表わしていると思われる。
なお，
河川水の温度は年間を通してほぼ気温に等しい。
従って平野地下水の水温の変動は河川水の水温変動によるものではなく，気温の変動の影響を受けた浸透水によって生じた可能性が考えられる。
3‐2 水温の分布観測で得られたデータを用いて，月ごとの水温について

図 3 水温の等値線図 (左：5 月，右：9 月)

等値線図の作成すると(図 3)，非灌漑期である 5 月は 20℃のエリアが小さく 10℃前後の水温が占めているのに対し，灌漑期直後の 9 月には，水田のある平野を中心に温度の高いエリアが広がっている。これは，3‐1 で求めた結果と矛盾してなく，平野地下水の水温が水田などからの浸透水の影響を強く受けていることを示していると考えられる。
平野地下水の等温線は，川岸近くの等温線とつながらないため，河川敷湧水の温度は，平野地下水の影響を受けていないと考えられる。
4．結果
これらの結果より，平野地下水は河川からの伏流水が井
戸水の温度変動を引き起こしているのではなく，水田からの浸透水によるものであると考えられる。また，水温の全体的な分布は，河川敷の湧水が河川の伏流水であることを示唆している。今後も，湧水や池，ピエゾメーターで水温と水質の観測を継続し，河川敷伏流水の状態を明らかにしてい
きたい。

8)
森林の保水能力と計画洪水流量について奧西一夫（国土問題研究会）

１．はじめに

た流出関数

q=f1p

（p< Rsa)とq=f2p-Rsa)(p> Rsa)

1997 年に河川法が改正され，治水・利水に加えて新たとすり替えることによって，ひと雨に関する回帰式が瞬時に環境保全を目的に河川管理がなされることになった。ま

値に関する関係式に化けてしまっている。流域委員会など

た河川管理の方法として住民参加が重視されることにな

でそのことを指摘しても，河川管理者サイドは何回も繰りり，河川ごとに流域委員会が組織されている。河川管理の返しこのような図を持ち出す。彼らのマニュアルにそう書

出発点の一つに基本高水があるが，これは河川整備基本方

いてあるので，それ以外のものを持ち出せないためである

針で定める計画規模に対応した計画洪水流量である。基本

が，一般住民の頭には次第にこの誤った図式が刷り込まれ高水に影響する要因の一つに流域（特に森林）の保水能力て行く。もちろん，正しい解釈はがあり，これは森林生態を通じて流域環境の保全問題ともつながる課題でもある。

することはいささか乱暴な話であるが，極めて多面的で複雑な内容を持つこの問題を流域委員会など，住民参加の場に持ち出す場合は，思い切った単純化の必要性も否定できない。しかしそのような流れの中で，とんでもない誤解が生じている現状があるので，以下ではこの点を整理し，問題の正確な把握と一般住民の理解を両立させることについて考察したい。

ほとんどの場合に，別図に示すような総雨量と流出高の関係が持ち出される。これはひと雨雨量（流域平均）とハ
イドログラフ分離によるひと雨流出高の関係であって，そのことを正しく理解しておれば何ら問題がないものであるが，この図から誤ったいろいろな derivation がおこなわれ，多くの問題が派生している。
このような図でプロットはかなりのばらつきを示し，それは誤差であると説明されることが多いが，この問題には立ち入らない。最小二乗法で求めた傾向線（点線）と y=xのグラフとの差が保水能力であるとの説明から誤りが始まる。水収支式を想起すればすぐに分かるように，この値は遮断雨量と蒸発散量の和である。これが保水能力にも関係していることも明らかであるが，保水能力は決して単純なものではない。まして一定値ではあり得ない。
別図（横軸をx，縦軸をyとする）では傾向線を折れ線とである。

斜面の模式断面図に地表流と地中流を書き込んだ説明図が使われることは望ましいことであるが，地中流が飽和すると共に雨水の地下浸透は停止するというとんでもない記述がいくつかの専門書にあり，それを引用するためだ
けにこの図が使われることが多い。悪いことに日本学術会議の「地球環境･人間生活にかかわる農業及び森林の多面的な機能の評価について（答申）」にも同じ趣旨の（と誤解される）記述がある。もちろん正解は「地中流が飽和す

２．行き過ぎた単純化がもたらす誤り（x< Rsa)y = ∫ q(t )dt

３．検討すべき課題

計画洪水流量に対する森林の影響を「保水能力」に集約

y=f1x

x = ∫ p(t )dt

y=f2(x-Rsa)(x> Rsa)で近似している。これ自体は誤りではないが，単純化されると流れは速くなる。」重要なことは地表流と各深度の地
中流では循環の速さが違うことであり，そのために別図だ
けですべてを律することができない。しかし地中流解析を一般人にも分かるように説明することは容易ではない。
最近，林床下の地表の実浸透量は浸透能よりも低く，森林土壌はかなり飽和し難いことも分かっている。

9)
斜面崩壊の４ステージ○諏訪浩（京都大防災研）・水野高志（シュルンベルジュ（株））

2004 年 8 月 10 日未明，奈良県大塔村（現五条

時間変化と，振動波形から求めた弾性波エネルギ

市大塔）で国道 168 号沿い斜面が幅 120m，高さーの累積値を対照すると，崩壊は次の４つのステ

100m以上にわたって崩れた．崩壊土量は 20 万ージが切れ目なく経過して進行したことを示唆

m3である．斜面の変状は７ヶ月前に察知され，そする（図２）．ステージ１：すべり面が斜面全体の後，奈良県五條土木事務所によって斜面調査がに拡大し，滑動が全体に及ぶ．ステージ２：ほぼつづけられ，伸縮計などによって監視されていた．

全体が滑落中．ステージ３：滑落岩屑の主要部分

10 号台風の豪雨でいわゆる３次クリープに突入が着地中．ステージ４：主要部分が静止するまで，したが，その加速状況から崩壊は事前に予知され，である．

43 時間前に当該箇所で国道は通行止めにされて

参考文献： 諏訪浩ほか（2003）岡山県総社いた．崩壊の様子は近畿地方整備局によってビデ

市の舞鶴層群採石場斜面で起きた崩壊の復元，平

オ撮影され，映像はテレビでも放送された．

成 15 年度砂防学会研究発表会概要集；藤澤和範

崩壊による地盤振動は，防災科学技術研究所のほか（2004a）奈良県大塔村で発生した地すべり

高感度地震観測網と京都大学防災研究所の紀伊災害（災害速報），土木技術資料，49(9)；藤澤和

半島臨時稠密地震観測点の地震計にとらえられ範ほか（2004b）奈良県大塔村で発生した地すべていた（図１）．この振動波形と 2001 年に岡山県り災害（続報），土木技術資料，49(10)；大角恒雄

総社市で起きた崩壊にともなう地盤振動の波形

ほか(2005)2004 年 8 月 10 日奈良県大塔村斜面崩を比較すると，異なる崩壊であるにも拘わらず，壊時の Hi-net データ解析−斜面崩壊検知への応波形が酷似することを見いだした．滑落する崩土

用−，自然災害科学，24(3)；諏訪が地盤に及ぼす剪断力や衝撃力の時間分布が似リピンレイテ島で 2006 年 2 月 17 日に起きた地すていることを示唆する．テレビで報道された崩落

べり災害，自然災害科学，25(1)のビデオ映像から崩壊の滑落速度を求めた．その図１

地震計の位置と波形のレコードセクション

図２

振動源から放出された弾性波エネルギー累積値の時間変化と滑落速度の時間変化．４つのステージを示唆

浩(2006)フィ10)

フラクタル流域のグラフ理論
徳永英二（中央大学経済学部）

１． はじめにを， j 次流域内の i 次の分水線セグメント会合点数 J i , j に

水路網の研究から生まれたネットワークに関する諸法則

対してはは，葉脈，DLA 等，様々な分野の分岐系の解析に応用されている。最近では，演者によって開発された流域モデル(Tokunaga tree などと呼ばれている)が，２次元パーコレーションの理論に組み込まれるなど，物理学にも影響を与え始めている。ところが，水路網に関するグラフ理論は未完成である。フラクタル水路網の線や線に規制される面に関しては，いくつもの法則が提案されているが，線と線

J i, j =J i ,i + 2 − PJ i ,i −1
Q−P

Q j −i −1 +J i ,i + 2 − QJ i ,i +1
P−Q

P j −i −1 （４）が導かれる。ただし， J i ,i = 2 ， Ji,i +1 = (2 + a)Ji,i −1 ，J i ,i + 2 = (2 + a )J i,i +1 + acJ i ,i 。
源点(source)の数は，最低次の水路の数に等しいので，それを式(2)で表すことができる。

を結ぶ点に関しては極めて限られた研究しかない。今回はフラクタル流域の点に関する法則を提案し，それらと線，面に関する法則との関係を考察する。
２． 基本となる法則
水路網に関する数量的研究は，水路数の法則にはじまる。
演者が提案した自己相似な水路網における水路数の法則
は，現在下記の式(１)で表すのが一般的である。

Tk = ac k −1

(1)

ただし，Tk はある次数の水路より k だけ低次な水路で，ある次数の水路１本に側方より流入するものの数， a およびc は一つの流域内でそれぞれ一定とする。ここで μ i, j を

j 次流域内の i 次水路の数とすれば，式(１)より次式を演繹的に導くことができる。

μi , j =2 + a − P j −i 2 + a − Q j −i
Q +
P
Q−P
P −Q

(2)

ただし，

{

}

12⎤
⎡
P = ⎢2 + a + c − (2 + a + c )2 − 8c ⎥ 2
⎣
⎦

{

}

12⎤
⎡
Q = ⎢2 + a + c + (2 + a + c )2 − 8c ⎥ 2⎣⎦

上記の二つの式から，流域の構成に関して様々な式を導くことができる。
３． 線に関する法則，面に関する法則
式(1)および式(2)は，当初は線(水路)に関する数の法則とFig. 1. Ordering of points and lines

して導かれた。ただし，流域の次数は，その流域内の水路の最高次数で与えられるから，これらを面に関する数の法

５． おわりに則とみなしてもよい。水平面投影図が自己相似な流域ではパーコレーションの理論は，原子から宇宙レベルまでの

これらの式より，流域面積や水路長の法則を導くことがで臨界現象に対して適用されると考えられている。流域フラきる。また，分水線セグメントを Fig. 1 で示すように定義

クタルに関する点，線，面を関係づけたグラフ理論は今後すると，分水線セグメント数の法則や分水線セグメント長

様々な分野で応用される可能性があると考える。また，次の法則を導くことができる。この場合， a = 1 ， c = 2 。

数区分された水路合流点や分水セグメントの会合点の高４． 点に関する法則

度分布は，流域の３次元構造を表す。さらに，会合点の次

Fig.1 に示すように水路の合流点と分水線セグメントの数によって，頂点を形成するものとそうでないもの比率が会合点を定義すると， j 次流域内の i 次の合流点数 Fi , j に

どのように異なるかを分析することで，侵食段階を数量化

たいしてはFi , j = μ i , j − μ i +1, j

するための手がかりが得られるのではないかと考える。
(３)

11)
花崗岩深部の温泉開発が岩盤地下水に与える影響*庄田里恵（岡山理大・院）・北岡豪一，山口一裕（岡山理大）
水があり，揚湯にともなって，水温が低く電気伝導度の高い水が浸入してきたことを示していると考えられる。

１． はじめに
近年，全国各地で 1000 m 以上に及ぶ深い掘削による温泉開発が進んでいる。多くの深部掘削温泉では，堆積層中に貯留する深層熱水型の地層水が汲み上げられているが，花崗岩深部岩盤中の裂罅水が汲み上げられている場合がある。岩盤深部では，堆積層に比べると間隙率や透水性が著しく低い
ため，規模の大きい破砕構造が無い限り一般に揚湯量には限りがあると考えられる。岩盤深部からの温泉では，一般に十分な揚湯量が得られず，また，揚湯によって水温，水位の低下や水質の変化などが引き起こされる場合が多く，安定した温泉採取が課題となっている。
本研究では，花崗岩深部の温泉で揚湯試験を行ったところ，
揚湯中に水温，水位，水質に著しい変化がみられたので，温泉揚湯によって，周囲の岩盤中の地下水に与える影響について検討した。

３．２ タンクモデル
揚湯中の水温低下は，温泉水が湧出するまでに地下のどこかで冷たい水が入り込み，混じってでてくる状況が想像される。
温泉水が最終的に落ち着く温度
Q
は，温泉水と地下水の混合比でT∞決まるので，それを見積もるため
V，TQに，次のようなモデルで考察をT試みた。
地下に空洞（タンク）を考え，揚湯とともにタンク内の温度Tと異なる温度T∞の水が入って混合するものと想定する。タンク内では水がよく混合し，タンクの壁を通しての熱の出入りは無いものとして，タンク内の水温変化を観測温度の変化と一致するようなT∞を推定する。

２． 方法
観測場所は，奈良県生駒山東麓部に位置し，2000 年 2 月に，深度 1685 m まで掘削された温泉井において，2003 年 11
月～2005 年 11 月の期間に 1 回 7 時間程度の揚湯試験を定期的に毎月行った。この温泉井は二重管構造をしており，取水口であるストレーナーは 2 箇所（深度 1340 m～1435 m，1562 m～1595 m）に切られ，その中間付近の深度 1557 m まで内側に揚湯管（ストロー管）が設置されている。柱状図によると，周辺地域の地温勾配は約 2.0℃/100 m である。また，花崗岩の岩中にいくつかの風化花崗岩層の記載がある。
観測は，源泉から揚湯された温泉水の全量を流出させ揚湯
中の水温，水位，電気伝導度，pH，揚湯量の変化について行
い，採水した温泉水は実験室に持ち帰り主要溶存化学成分を分析した。

ln

３．３ 長期変化
タンクモデルでの解析結果より各揚湯試験における最終温度T∞ は長期的に低下傾向が認められる。滞留時間τには明確な増加減少傾向はみられず，平均 3.5 時間程度である。
図２に掘削当時からの最終温度と静水位の長期変化を示す。T∞は，全体的にある温度に落ち着くようなパターンが伺えるため，水温変化に対する時間変化が指数関数的であるとして解析したところ，実線で示したように 2005 年 11 月現在では，
T∞が最終的に落ち着く温度Tfinalは 34.2℃，滞留時間は約 2.5年となった。T∞は，掘削当時からおよそ 5 年間で約 8℃低下している。この差は，地温勾配から考えると約 400 m以上浅層の地下水が温泉水層に浸入していることを示している。一方，静水位は，掘削直後地表下 33 mであったが，時間とともに直線
的に年当たり約 3.7 mの割合で低下し続けている。
これらのことから，開発直後より揚湯中における水位の大きい低下によって，岩盤の中の水が広範囲で移動し，温泉水層
より浅層の地下水が温泉の浸入していると考えられる。また，掘削当時に比べて水質も変化を続けている。特に，浅層由来とされる窒素成分が検出されたこともあり，約 1600 m の深部までごく浅層の地下水が浸入するようになったと考えられる。

36
35
0 1 2 3 4 5 6 7 8
Elapsed Time (h)pump ON

50

pump OFF(WT : peak time)

45
40
35
0 1 2 3 4 5 6 7 8
Elapsed Time (h)図１. 揚湯中における水温と電気伝導度の変化の一例(横軸は揚湯開始時間からの経過時間を表す)

45
T∞ (℃ )

揚湯中における水温と電気伝導度の変化の一例を（2004年 11 月 22 日測定）を図１に示す。水温は，揚湯開始とともに急速に上昇しピークに達する。その後は時間経過とともにある一定の温度に落ち着くように低下し，ピーク温度よりも約2℃以上低下する。これは，地温勾配から考えると，温泉水層
よりも 100 m 以上浅層の地下水が浸入していることを示している。また，水温のピークがみられる時間は，ストロー管の孔底付近の水が湧出口に到達する時間に相当する。電気伝導度
は，水温のピーク直後に急激な低下がみられ，その後は時間経過とともに値が回復している。これは，揚湯直前には井戸の孔底付近の温泉水層には，水温が高く電気伝導度の低い

40

T final: 34.2℃
τ： 2.5 years

35
30'99 '00 '01 '02 '03 '04 '05 '06 '07

Time (y ear)

Static Water Level (m)37Electric Conductivity (mS/m)

Water Temperature (℃ )38pump OFF(WT : peak time)(1)

ここに，T：タンク内温泉水の温度，T∞ ：流入する水の温度（最終温度），V：タンクの容積，Q：通過量（揚湯量）である。タンク容積を通過量で割った値V/Qは，タンクの内における水の滞
留時間とみなせるのでそれをτで表した。種々T∞の値を与えると，ln（T-T∞）と時間tの間で直線となる条件が存在するので，
このタンクモデルは実際の状況をある程度近似しているものと思われる。

３． 結果と考察
３．１ 揚湯中の変化
pump ONT − T∞t= −τ
T0 − T∞-30-3.7 m/year

-40
-50
-60

'99 '00 '01 '02 '03 '04 '05 '06 '07

Time (y ear)

図２. 掘削当時からの最終温度と静水位の長期変化(黒色のプロットは掘削当時の値を示す)

12)

13)
有珠山 2000 年噴火に伴う洞爺湖温泉源周辺の地下水流動変化*三浦康・池田隆司（北大・理・地惑ダイナミクス）柴田智郎（北海道立地質研）
１、はじめに洞爺湖温泉は 1910 年の有珠山噴火の際に有珠山北麓の洞爺湖畔に誕生した温泉である(図 1)。温泉源は揚湯による温度低下により次第に湖岸から山側に移り、現在は図 1 に示した泉源井(深度
76~150m)が共同管理されている。しかし有珠山
は現在も活発な活動を続けており、泉源への影響も大きい。
2000 年の有珠山噴火の際には井戸の水位上昇、

図 1、洞爺湖温泉の源泉位置

温泉水の温度上昇、化学成分の変化などが観測された。これらのデータ及びその後現在までの変化から、有珠山 2000 年噴火に伴う洞爺湖温泉源周辺における地下水流動の変化を考える。

２、地下水流動系と噴火後の変化
これまでの研究では、洞爺湖温泉周辺では四十三山爆裂火口付近の地下深部からの熱水が断裂
系を伝って上昇し、層状泉を形成しながら湖側に流下していると考えられている。四十三山爆裂火口群に近いほど泉温が高く化学成分も濃くなっている。2000 年噴火時の泉温変動では急激な温度上昇（K4,K5,K6）、2 つのピークを持つ(K1,K3)、といった 2 つのパターンが認められた(図 2)。そのことから 2 種類の流動系の存在が示唆される。
図 2、2000 年 1 月〜2003 年 1 月までの泉温変動

３、結果と考察2000 年 8~12 月に観測された水頭から水頭分
布図（図 3）を作成した。その結果、四十三山爆
裂火口群および K1 付近の地下深部から上昇する
熱水による 2 つの流動系が存在することがわかった。1985 年に観測された各泉源の水頭は標高83.06~83.90 ｍであったのに対して、 2000 年
8~12 月に観測された水頭は標高 82.65~84.4ｍとばらつきが大きくなっている。これは噴火の影響によるものと考えられる。さらに K3 付近では低水頭域が形成され、噴火時の化学成分の変動が他

図３、2000 年 8~12 月の水頭分布図(数字は標高、の泉源とは異なることから 3 つ目の流動系の存m)(図 1 の枠内を拡大)

在が示唆された。

14)
地震に伴う地下水位変化−トリガーの発見とその発生メカニズムについて−
浅井康広（財団法人地震予知総合研究振興会 東濃地震科学研究所）
１．はじめに変動（1Hz）および地下水位の同時観測結果から、地地震に伴う地下水位変化の観測例は多く、それら

下水位地震応答のPeak量は歪地震動および傾斜地震

は 2 つに大別される。一つは、[A] 断層モデルによ動の最大全振幅に比例すること、歪地震動・傾斜地

る観測点での歪変化に対する多孔質被圧帯水層のレ震動記録がある閾値以上の時に地下水位地震応答がスポンスで説明可能な水位変化である。
もう一方は、生じていることが判明した。歪地震動および傾斜地[B] 断層モデルから期待される歪変化では説明の出

震動の閾値は 3×10‑7 strain、2×10‑4 radianである。

来ない水位変化である。後者に関する近年の研究でこれらの地下水位地震応答記録に、有限 1 次元多は、地震動がトリガーとなり観測点近傍の帯水層中孔質帯水層中における間隙水圧上昇・拡散モデルをの透水性が変化、その間隙水圧変化が拡散するとい適用し、観測点周辺の地質構造調査結果および水理う発生メカニズムが提案されているが、同一観測点

学的特性を考慮した結果、TGR350 における地下水位における地震動の観測を行っていないか、または、

地震応答は、観測点近傍に存在する地質断層の透水あっても観測例が少ないため、トリガーの性質が特性が閾値を越える地震動によって変化した結果発生定されたとは言い難い。また発生メカニズムに関しするというメカニズムで説明可能であると考えられても、観測点周辺の水理地質構造は掘削記録と水理る。

試験から推測した情報であって、実際の構造を考慮

990128 CENTRAL NAGANO PREF

したメカニズムではない。

990316 NW SHIGA PREF

990821 CENTRAL WAKAYAMA PREF

990921 TAIWAN REGION (Chi-chi)
991107 NW OFF KINKI DISTRICT

地震に伴う地下水位変化の検出と、これまで定性

000607 NW OFF HOKURIKU DISTRICT

的にしか示されなかった地下水位地震応答のトリガ

991129 CENTRAL AICHI PREF

ーの特性、および、観測点周辺の水理地質構造と調することを目的として、岐阜県瑞浪市の戸狩地殻活
動総合観測点 350m 孔（TGR350）において地下水位連続観測を 1998 年 5 月に開始した。

010106 SE GIFU PREF

Amplitude [meter]

和的な地下水位地震応答発生メカニズムを明らかに

001006 WESTERN TOTTORI PREF

010927 MIKAWA BAY REGION
030526 NORTHERN MIYAGI PREF

030926 SE OFF TOKACHI
040727 SE GIFU PREF

200cm

２．観測結果：トリガーの発見と地下水位地震応答

100cm

040905 SE OFF KII Peninsula

発生メカニズム
0cm

2005 年 6 月までの約 7 年間の期間に、17 例の近041226 SUMATRA-ANDAMAN

地および遠地地震に応答した地下水位変化（地下水050109 CENTRAL AICHI PREF

位地震応答）を検出した。これらの変化の特徴は「全050320 OFF E FUKUOKA PREFてが水位上昇」であり、上述の変化 [B]にあたる（右図）。最大の地下水位地震応答は、2004 年紀伊半島南東沖地震（Mj7.4, 震源距離 250km）の 2.078mである。TGR350 内における高速サンプリングによる地殻

0
0

30

60

90

120

150

Days relative to Earthquake origin time

図 TGR350 における地下水位地震応答

180

15)
物理探査及び掘削による断層破砕帯構造と水の相互関係
池田隆司（北海道大学大学院 理学研究院）
1．はじめに内陸の直下型地震が繰り返し発生する活断層の挙動には水が大きく関与していると言われているが，その実態は未だ明らかではない．物理探査，掘削井を利用した検層と孔井内実験，岩石コア試
験，および長期観測などの総合的な研究によって
断層破砕帯の構造や物性を知ることが出来る．中部日本の活断層での研究を例に，特に断層破砕帯と水の相互関係について考える．ここでは，阿寺
断層，長野県西部地震断層，および野島断層に注目する．これらは，M 7〜8 級の地震が起きる可能性のある活断層だが，構造や活動状態が全く異なっている．
2. 阿寺断層

4. まとめ断層周辺の構造については，比抵抗探査や重力探査によって詳細なイメージがつかめるようになってきた．破砕帯周辺の水の存在も推測される．
しかし，剪断面極近傍の物理的性質，特に強度や透水性は，掘削井での原位置測定や岩石コアを用いた実験的研究によるしかない．

天正地震（1586, M 7.8）で動いた可能性がある．電磁気探査や重力探査などから非常に幅が広く複雑な断層構造が明らかとなっており，繰り返
し断層が活動している様子が分かる．しかし，孔井内での水圧破砕法による応力測定結果では，最大水平圧縮応力（SHmax）の方位が断層運動に抗する方向に求められ，現在地震活動が不活発であることと調和的である．
3. 長野県西部地震断層

図 1：長野県西部地震断層近傍の比抵抗（飯尾・他，2000）

1984 年長野県西部地震（M 6.8）断層を横切るような測線で，電磁気探査（MT）を行った（図 1）．
断層の上盤側に低比抵抗帯が広く分布し，この領域では地震活動度が低いことが分かる．また，地震波速度によるクラック密度と水の飽和度との解析から，飽和度の小さい領域のクラックに水が浸透するときに地震が起こるというモデルが考えられている（竹田・他，1999）．
3. 野島断層
1995 年兵庫県南部地震（M 7.2）の際に，震央に近い淡路島の地表面に出現した．断層を貫く
1800m（掘進長）の掘削により，断層破砕帯のコアが採取され，その分析や物理検層により詳細な
断層破砕帯構造が明らかになった．また，実験室での岩石コアの強度と透水性の測定から，断層破砕帯は高クラック密度，低強度，高透水性である
ことが明らかになった．しかし，より狭い剪断面の極近傍では低透水性となっている．これは細粒の粘土と変質鉱物の集積によるものである（図 2）．

図 2：野島断層破砕帯近傍の剪断強度（上）と透水係数（下）．
(after Lockner et al, 1999)

16)
アラスカ・ユーコン河の流出特性について＊

知北和久1・工藤 勲2・城戸大作1・和田知之1・成田悠一1・岡田一樹1・Y. Kim3
1. 北大・理・陸水 2. 北大・水産 3. アラスカ大・北極圏研究セ

はじめに

土砂流出量は 30%以下である．この理由として，

米国・アラスカ州のほぼ南半分は北極圏(北緯 66°

YKB 地点下流でのタナナ川からの高濁水流入と流域33′)より南にあり，州の中央を流れるユーコン河

土砂の降雨侵食の効果が考えられる．

5

流域(面積 8.57×10 km)は永久凍土帯を含む亜寒帯気候に属する（図 1）．しかし，同流域の南側分水界にはアラスカ山脈，ランゲル山地などの高山帯があり，マッキンレー山（標高 6,194m）をはじめとする山に氷河が存在する．特に，支流のタナナ川とホワイト川の源頭部に氷河域が集中しており，氷河融解流出の影響でユーコン河流量の 29 %は両川の流量で占められている．
本発表では，1999 年，2005 年，2006 年に実施したユーコン河流域での観測結果をもとに，同川の流出特性を気象要素との関係から明らかにする．
観測方法とデータセット

図 1. ユーコン河流域と観測点．

図 1 に流域内の観測地点を示す．これらの地点は米
国地質調査所(USGS)の流量観測点にあたり，我々は，上記の年の氷河融解期(6 中旬〜9 月上旬)に河川の濁度・水温のモニターリングを実施し，採水によって，水中の懸濁物質濃度(SSC)，懸濁物質の粒度・密度・灼熱減量，主要溶存イオン，同位体比に関する分析を行っている．他方，流域内の NOAAなどの気象観測点では気温・雨量データを取得する
ほか，PC 地点と PLS 地点では独自に雨水採取，気温・湿度，雨量の観測を行っている．
ユーコン河の流出特性
図 2 に，河口から約 170km 上流にある PLS 地点と中流部 YKB 地点で得られた流量・SSC・水温・土砂流出量の時間変化を示す．灰色部分が氷河融解水の流入期間で，PLS 地点の SSC・土砂流出量に大きな変動と水温の低下が見られる．しかし，同地点の最大土砂流出量は融解期後の降雨期に記録され，この理由として，降雨流出による流路起源の土砂の侵食が考えられる．また，YKB 地点では PLS 地点に比べ，図 2. 流量・SSC・水温・土砂流出量の時間変化

17)亜寒帯河川流域における流出機構＊

和田 知之（北大・理・地惑）・知北 和久（北大・理・地惑）・城戸大作（北大・理・地惑）・成田悠一（北大・理・地惑）・工藤 勲(北大・水産)

はじめに

1. タンクモデルによる流量再現

亜寒帯地域には、山岳域に氷河、上流～下流部に永NEN 地点の 6~9 月ハイドログラフに対し、タンクモ

久凍土が広がる河川が存在し、アラスカ・タナナ川

デルを用いて数値計算した。その結果、相関係数

もその一つである。春季～秋季の河川への涵養とし0.74~0.9 と再現性の高い結果が得られた（図.2）。モては融雪・降雨・氷河融解・永久凍土融解があり、デルでは、流域を氷河域と永久凍土域の二つに分け、損失は主に森林からの蒸発散と河川流出である。近降水は観測量を入力、氷河融解は PDD 法を用いて気年の地球温暖化に関連して、氷河融解が増加すれば、温から推定した。その結果、氷河融解域の面積占有

河川流量にも大きな影響が出る可能性がある。土砂率は全流域の 5.6%にも関わらず、全流量に占める寄流出に関しては、基盤への氷食作用により氷河底で

与は 33%(02 年)~56%(04 年)に上ることがわかった。

大量の土砂生産と流水侵食があるが、永久凍土域は

2. タンクモデルによるSSC・SiO2再現

土壌層が強固なため侵食されにくく河川への土砂供

氷河域からの計算流量の累乗に比例した量の土砂を給は少ない。一方、下流域の生物生産に大きく寄与

排出させてSSCを再現した結果、相関係数 0.67~0.92

する化学物質の起源は，多くが永久凍土域と思われと比較的よい再現性を示した（図 3）。SiO2濃度は流る。本研究の目的は、流出に対する氷河域・永久凍量と逆相関しており、安定的な基底流出がその起源

土域の寄与を明らかにし、温暖化等に伴う環境変化と考えられるので、計算基底流量のSiO2濃度を 221への応答を定量的に評価することである。

μmol/lに固定し他の計算流出成分で希釈すると、相調査流域・観測方法

関係数 0.87 と精度よく実測値を再現できた。

2000~2005 年に、ユーコン河の支流タナナ川のNEN

これらの結果から、懸濁物質は氷河域起源、SiO2は地点で懸濁物質濃度(SSC)を連続観測した(図 1)。

基底流出起源であり、それぞれの流出量は気温と降2005 年 6~9 月は採水により、水中のSiO2とPO4濃度

水量から推定可能であることがわかった。

を測定した。同地点の流量データはUSGSより、流図 2. 流量の再現結果

域 15 地点の気象データはNOAA・WRCC・USGSより入手した。氷河は、PC地点付近及びPoint.1 付近の南西部に広く存在している。

氷河域

流量(m3/s)

流域面積:6.63×104 km2

SSC(mg/l)

100km

図 1. タナナ川流域の位置と観測点.
結果と考察

図 3. SSC の再現結果

18)
氷河流域における流出の特性と気候変化に対する応答＊

成田悠一 ・ 知北和久 ・ 城戸大作

・

Y. Kim(北大･理･地惑) (北大･理･地惑) (北大･理･地惑)(アラスカ大・北極圏研究セ)

はじめに

Degree Day 法で計算した期間内の各年の氷河融解量と亜寒帯流域における山岳氷河は，夏の融解期において水

観測雨量から，流域への年間の水入力を計算した．そのの主要な供給源となっている．また，山岳氷河の質量収

水入力量(計算値)と年積算実測流量の残差をとり，その支は，気候の変化に敏感に反応することが知られており，残差の値から Gulkana 氷河流域の融解流出特性を分析

2001 年の IPCC 報告では，近年の地球の温暖化によってした．

縮小が急速に進んでいると報告されている．本研究では，

結果と考察

アラスカ州・ユーコン河の支流 Tanana 川の流域源頭部

長期データの解析によると，Phelan Creek の流量は 1990にある Gulkana 氷河において，長期の流量・気象デー

年代後半から緩やかな増加傾向を示し，2001 年から急

タから，氷河の融解流出特性と融解量・気候変化との関激な増加へと移行したことがわかる（図 2）． 一方，気係について考察する．

温は 1980 年代から上昇し，1998 年から急激な上昇へと対象流域と方法

移行する．気温上昇期の Positive Degree-Day 法による解

Gulkana氷河流域は流域面積 31.6km2で，全流域の 64%

析では，「実測流量と計算された流域への水入力との残は氷河で覆われている．氷河末端から約 1km下流 のPC差」と「Gulkana 氷河の冬季質量収支」との間に逆相関

地点(図１)にはUSGS水位観測点があり，Gulkana氷河かがあることがわかった．冬季質量収支は，冬の氷河上のら流出するPhelan Creekの流量が長期間観測されている．

積雪量を表す量であるため，この結果は，Gulkana 氷河

また，氷河モレーン上(標高 1,480m)のUSGS気象観測点の融解量が短期間の気温変動のみならず冬季積雪量な（図 1 のWS地点）で，気温・降水量が連続測定されてど気候要素の変化にも影響を受けることを示唆する．
50

量・気象データ，質量収支データを用い解析を行った．
実際の解析では，まず 1968 年〜2005 年間の長期データ

流出高 (ｍｍ/d)

冬季及び夏季に質量収支観測が継続的に行われている．
本研究では，1968〜2005 年の融解期 (6 月〜9 月)の流流出高(6月～9月平均)気温(6月～9月平均)45から，年間及び月間の平均値を算出し，Gulkana氷河の流出特性を定性的に考察する．次に，1990 年代から見8.0

流出高 (5年移動平均)"気温 (5年移動平均)"

7.0

40

6.0

35

5.0

30

4.0

25

3.0

20

2.0

15

1.0

10

0.0

5

-1.0

0

-2.0
1968

られる急激な気温の上昇期に着目し，Positive

気温(℃)

いる．
また，Gulkana 氷河では 1966 年から 2006 年まで，

1973

図 2

1978

1983

年

1988

1993

1998

2003

Gulkana 流域の流出高と気温の推移．

水収支の残差Gulkana 冬季質量収支
4.0E+07(m 3 )

3.0E+072.0E+07
1.0E+07
0.0E+00
1997

1998

1999

2000

2001

2002

2003

2004

2005

-1.0E+07

図 1

アラスカ州 Gulkana 氷河流域．

図 3

実測流量と計算水入力の残差と冬季質量収支．

19)

流域特性を考慮した流域負荷の推定に関する一考察
清水裕太○（法政大・院）・小寺浩二（法政大・地理）

Ⅰ はじめに汚濁負荷の問題を取り扱う上で様々な推定方法が用いられているが、原単位法に見られるように、汚濁発生源だけに着目してしまいがちである。河川流域においては地質や土壌など自然条件が各々の支流域で異なるため、水質やその形成過程も異なるように流域の特性を把握することがバックグラウンドとして重要である。本発表では、荒川流域の支流である入間川水系を対象に、従来考えられてきた物理的水文要素を加味した汚濁負荷推定に関する推定と検証をする。今回はその途中結果を報告する。

Ⅱ 研究方法図２ 流域の特性値（人口と勾配比:3 次）

1/50000 地形図より水系網図を作成し、ストレーラー
法、ホートン法、シュリーブ法の３種類の次数区分を

良い相関を得ることができた流域と、若干相関が良く行った。支流ごとに流域面積、流路延長、河川・地形なったものの一致しない流域が出力された。この時、勾配量を計測し、それらを集計して分岐比・勾配比・

良い相関であったのは都市化された河川であった。主長さ比を求め、河川の特性値とした。面的要素として、な発生源である人為的要因の分母、人口量を与えるだ

GIS データセットより表層地質・土壌・地形分類・植けで、都市河川では大幅に相関が良くなったが、山間生被覆、土地利用を抜き出し、流域の特性値とした。

流域では悪く、推定値よりも末端部での観測結果の方

さらに人為的影響として、町丁目別人口量、農耕地のが低い結果を表した。対象水系内の一小流域である小耕種と作付面積、下水道普及率を入力した。それら各畔川流域の連続観測結果からの勾配や河川延長等から要素を GIS を用いて流域ごとに汚濁発生量を算出して流域全体の浄化係数をまずは大雑把に考慮に入れるこ

推定値とし、流域末端部にて測定された負荷量と比較とが必要となってくるのではないか。

し、河川の流域特性が算定負荷量にどれだけ影響しているかを考察した。

Ⅲ 結果・考察

Ⅳ おわりに
従来考えられてきた行政界ベースの負荷量算定は、

既存の汎用の原単位のみで推定したところ、末端部

人口や排水処理率など統計データを加工せずに使用すでの負荷量とは異なった。これらの値は様々な報告をることができるため、簡易に推定しやすいという観点

もとに均された値であるため、このような結果となっから多くの場面で用いられてきた。しかし、水は現実た。汎用原単位値に流域特性値を入力してやると、に流域界の内側を様々な経路、形態で流動していることから流域単位ベースで考えることが必要となってくる。

参 考 文 献吉田勲,安井敏員(1992): 河川の自浄化作用に関する研究―2―埴見川の自浄化係数について,鳥取大学農学部研究報告, 45 1992.11 p33〜38
増田貴則(1999)：地理情報システム(GIS)を用いた流域
環境情報の統合化と汚濁負荷量の推定，水，41(7)，図１ 流域末端部における経年変化

1999.6，p16‑22．

20)
土地開発に伴う流出特性変化の機構に関する研究(1)*八木澤一城(北大・理・地惑)，知北和久（北大・理・陸水）

福山龍次 （道環境研究セ）

はじめにな年(1987 年)のデータで構築したパラメータを使用した

北海道北東部に位置するサロマ湖は、古くから養殖漁場

場合(ケース B)である。ほとんどの降雨イベントはどちらとして利用されてきた。近年、サロマ湖に流入する河川

かのモデルで再現でき、そのうち半数以上がケース B での流域内で酪農業が盛んになり、これによるサロマ湖の再現できた。この結富栄養化が懸念されている。また、流入河川のうち最大

果、降雨イベント期流量を有する佐呂間別川の流域では、融雪期や集中豪雨

間の「表面流出高 /時に河川が氾濫し、洪水の被害が深刻化している。した

降水量」の値は、土がって、サロマ湖の流入河川に関する研究は、これら 2地開発が活発となっつの問題を解決するために非常に重要である。本報告でた 1991 年以降に上昇

は、北海道・佐呂間別川流域の上流部を対象とし、約 30傾向が見られた。こ年間における土地開発によって、その降雨流出特性がどれより、1991 年以降のように変化したかを流出解析によって明らかにする。

の土地開発が、流出

データセット特性に影響する可能

解析対象のデータとして、佐呂間別川中流の佐呂間町・性が高いことが判明

永代流量観測所における日流量データと AMeDAS の気した。

象データを 1976 年〜2002 年の 27 年間分入手し、流量デ

図1. 調査流域ータの欠足の多かった 1978 年、1983 年を除いた 25 年分
データの 6 月〜11 月データを用いた。入手した気象デー
タを基に Penman 法より可能蒸発量を求め、その後短期水収支法を用いて実蒸発散量を算出した。また、1976 年、1987 年、1991 年、1997 年の土地利用図を入手し、GIS を用い森林、畑等の土地利用ごとの被覆率を計算した。この結果、1991 年から 1997 年にかけて土地開発が進み、森林と田が減少して農地と都市部が増えていること、土地開発が河川の周囲を中心に行われていることがわかった。

図 2. 土地利用図

流出特性変化の検証
6 月から 11 月までの期間で、流出高の降水量に対する割合を計算した結果、土地開発に伴った変化は明瞭には認められなかった。次に、降雨に対する流量の応答変化を検証するため、直列 3 段のタンク・モデルを用いて流量の再現を行ない、流出成分を分離した。この中でパラメータを 2 組考えた。1 つは降水量・流量ともに平均より少ない年(1986 年)のデータで構築したパラメータを使用した場合(ケース A)、もう 1 つは降水量・流量ともに平均的

図 3. 再現性の良かったイベントにおける表面流出
高と有効降雨の割合の年平均値．

21)
児島湖に注ぐ笹ヶ瀬川流域内のため池の水質とその変動＊小山 佳毅1 大住 奈美子2 大窪 文美1 西田 尚史3 北岡 豪一41)岡山理大・院 2)岡山理大・学 3)（株）ニチダイ 4)岡山理大

1 はじめに瀬戸内海地域では年降水量が少ない事から灌漑用などを目的とするため池が多く存在する。ため池の水は周辺の河川や地下水に流出するため，児島湖に流入する笹ヶ瀬川流域に存在するため池の水質は，児島湖の水質にも影響を与えているものと思われる。
ため池の水質形成の過程を明らかにするため，ため
池表層水の定期観測とため池内部の鉛直構造の観測
を行った。

岡山空港

笹ヶ瀬川本流

吉宗川

45

菅野新池

40

奥田下池

35
EC（mS/m）

2 調査方法定期観測と鉛直構造の観測地点を図 1 に示す。定
期観測は，2005 年 5 月から 2 週間おきに表層の水について行い，現地では，それぞれ気温，水温，pH，
電気伝導度(EC)，水位，溶存酸素濃度(DO )を測定し採水を行い，持ち帰った水の化学分析を行った。
鉛直構造の観測では，水温，pH，電気伝導度，溶存酸素濃度について，水面から 18cm 下の位置から40cm ごとに測定を行った。

全層にわたる水温の低下が見られた。これは水温成層がくずれた後，池全体で水温が徐々に低下している事を示している。
図 4 に電気伝導度の深さ分布を示す。8 月の観測では 1.2m から 3.5m に深くなるにつれて EC の値が減少していたが，10 月の観測では両方とも表層から底層にかけてほぼ同じ値を示した。8 月の EC の深さ分布の状態が混合したとすると，上層と底層の値の中間になると思われるが，10 月 7 日の観測ではそれよりも低い値を示している。
そして 10 月中に全層にわたり，EC の増加が見られた。この時期の表層
水の EC の増加はほとんどの池で認められる。なお，
定期観測で採水した表層水の化学分析を現在行っているが，池によって化学組成にかなりの違いがあり
変動の原因にも種々の要因が考えられる。

小畑調整池

30

囲池

25

中池

20

香橋池

15
奥田上池

10
冠光寺池

5

濁池

0

田原川

A M J
2005

J A S O N D J F M A M J
2006

J A S O N D

図2 電気伝導度の変動
水 温 (℃ )1020

E C (m S / m )
30

12

0
0.5

観測地点 (◆)

3 結果・考察電気伝導度の変動を図 2 に示す。電気伝導度については，変動が大きいため池と変動の小さいため池がある。変動の大きい池では池によって変動の要因が異なるのではないかと思われる。変動の要因を探るため，深さ 4m のため池で水温と EC，DO の鉛直
分布を 2006 年 8 月に 1 回と 10 月に 2 回の計 3 回測定した。
図 3 に池の水温の深さ分布を示す。水温は 8 月の観測では表層と底層とで約 10℃の温度差が見られたが，10 月に行った 2 回の観測ではいずれも，表層と底層とに水温の温度差がほとんど見られなくなり，

深 さ （ ｍ）

図1

16

18

20

0
06/8/806/10/7
06/10/23

0.5

1

1

1.5

1.5
深 さ （ ｍ）

500m

14

2
2.5

2
2.5

3

3

3.5

3.5

4

4

4.5

4.5

図 3 水温の深さ分布

図 4 EC の深さ分布

4 今後の課題
今後の課題として，定期観測を継続し，鉛直構造の観測を頻繁に行う事とともに各深さの採水を行って，ため池の水質形成過程を明らかにして行きたい。

22

22)
笹ヶ瀬川上流域における水質の季節変動
山 口 一 裕 (岡 山 理 大 )・ 水 野 慎 二 (岡 山 理 大 ･理 )・ 北 岡 豪 一 (岡 山 理 大 )
田原川流域には第三紀層が分布しておりその地質の影響を受けているものと考えられる。年間を通して他の河川に比べて高い値を示した。Cl-と同様にまとまった降水時には，降水の影響を受けてSO42-は低い値を示した。しかし，全体を通して年間変動はみられない。NO3--Nは上流から下流に行くにつれて上昇しており，下流では高濃度を示した。そこで，田原川周辺の地下水(井戸，湧水)の水質調査を行った結果，井戸水の中には高濃度のNO3-を含むものが存在していた。地下水中のNO3-は主に人為的な要因によるものが考えられ，その影響が河川水に表れたものと考えられる。また，夏季でのNO3-は低く，冬季では高い値を示した。夏季では水温が高く，生物活動によりNO3--Nが消費され濃度が低くなっているのではないかと考えられる。灌漑期による水量の増加によって濃度が希釈されている可能性も考えられる。
次に，河川中の有機物汚濁の指標として用いられる COD を測定した結果を図 2 に示す。4 月から 8 月にかけ上昇し，10 月から 1 月にかけて低下している
ことが分かる。EC の大きな低下がみられた時期ではCOD が大きく上昇している。これは，降水により周囲の流域からの汚濁物質の混入や，川底の堆積物が撹乱されたためではないかと考えられる。その後の観測においても降水時には EC が低下し，逆に CODが上昇することが明らかになった。また，EC とは逆に降水量の多い 2006 年の COD は少雨であった 2005
年に比べて比較的高い値を示した。
笹ヶ瀬川上流部

１．はじめに
岡山県南部に位置する児島湖では，湖水水質の汚染が続いている。その原因の一つとして，流入河川の中で流入面積が最大である笹ヶ瀬川の影響が考えられる。水質汚染の原因として生活系，産業系，自然系の負荷が考えられる。笹ヶ瀬川上流域では多くの農地やゴルフ場があり，下流部では都市化に伴い商業地や住宅地が増加している地域である。
そこで本研究では，笹ヶ瀬川上流域での水質を定期的に観測し，地域の土地利用状況と水質の年間変動を検討した。
２．観測･実験方法
2005 年 4 月から笹ヶ瀬川上流域において笹ヶ瀬川
本流(7 地点)と支流の吉宗川，田原川(上流と合流前の 2 地点)の計 11 地点で定期観測を行っている。
現地にて気温，水温，pH，EC，流量(1 地点)を測定し採水を行った。室内実験において，イオンクロ
マトグラフィーによる陽イオン(Na+，K+，Mg2+，Ca2+)と陰イオン(Cl-，NO2-，NO3-，SO42-)，硫酸滴定法に
よ る HCO3- 及 び 過 マ ン ガ ン 酸 カ リ ウ ム 法 に よ る
COD(化学的酸素要求量)の測定を行った。

笹ヶ瀬川中流部
笹ヶ瀬川下流部
吉宗川
田原川

EC(mS/m)

３．結果･考察
河川別における EC の年間変動を図 1 に示す。各河川とも 4 月から 6 月，11 月から 1 月にかけて上昇する傾向がみられる。この時期は流量が少ないため
40
上昇し，2 月以降は流量が増加するため低下していると考えられる。2005 年 7 月 12 日を含め図 1 に示すように EC が大きく低下しているのは雨量が多く， 30
降水による影響が考えられる。2005 年 4 月から 200620
年 2 月頃とそれ以降とでは降水量の多い 2006 年のEC が比較的低く，少雨であった 2005 年の EC は高10い傾向がみられる。高い EC は基底流出(地下水)の影
響を強く受けているものと考えられる。地点別での0
年間平均の EC は笹ヶ瀬川本流では上流から下流に4 5行くにつれて上昇する傾向がみられる。田原川での2005
EC は高い値を示し，
笹ヶ瀬川は流下に伴い上昇しながら各支流の影響をも受けていると考えられる。そ9
こで，笹ヶ瀬川下流部，田原川の EC が高い原因を8
探るため各河川の化学組成について調べた。
7
6
笹ヶ瀬川は下流に行くにつれてCl- が少しずつ上5昇し，下流部では平均 31.46(mg/l)と高濃度を示した。
4
笹ヶ瀬川下流部では人為的な要因により増加してい3
2るものと考えられる。夏季に比べて冬季でCl-が高い
1傾向がみられる。しかし，笹ヶ瀬川上流部では年間0
変動はみられない。まとまった降水時には，降水の4 5
影響を受けてCl-は低くなり，降水量の多い 2006 年
2 005のCl-は比較的低い値を示した。
田原川では上流･下流ともSO42-が高い値を示した。

6

7

8

9 10 11 12 1

2 3

4

5

6

7

8

9

2006 (年)観測日(Months)

図 1.EC の 年 間 変 動

COD(mg・O2 /l)

笹ヶ瀬川上流部
笹ヶ瀬川中流部
笹ヶ瀬川下流部
吉宗川
田原川

6

7

8

9 10 11 12 1

2 3

4

5

観測日(Months)

図 2.COD の 年 間 変 動

6

7

8

9

20 06(年)23)

阿武隈川上流域・釈迦堂川における河川水質の経年変化－排水処理施設の整備が河川水質に与える影響を含めて－

中山祐介○（法政大・学）・小寺浩二（法政大・地理）・清水裕太（法政大・院）Ⅰ はじめにⅢ 阿武隈川における水質の経年変化

大河川流域においても、農業集落排水施設を始めと現地水文観測から、排水処理施設からの排水が河川する排水処理施設整備の促進により、流域全体の水質

水質へ影響を与えていることが明らかとなったが、排状況は良化傾向を示している(黒澤ほか,1999)。だが、水処理施設の整備状況の変化を踏まえ、流域の河川水

現地水文観測から、排水処理施設整備が進むにつれ、

質の経年変化を調べる必要が出てきた。

施設からの排水の点的負荷や、人為的な流量変化によ阿武隈川は、上流部にて負荷を受け、その後支流にり汚濁濃度が高まっている小流域も存在し、本流に与よる希釈と自浄作用により水質を良化させながら北流える影響も大きいことが分かった。

するという特徴を持つ。主要地点における BOD 濃度のそこで本報告では、下水道整備が進み汚水処理人口

経年変化から、水質は良化傾向を示していることが分

普及率が上昇している一級河川阿武隈川の上中流域をかる。田町大橋地点では、白河市からの生活雑排水の対象に、過去の観測結果から河川水質の経年変化を調

流入でやや BOD 濃度が高い。特に昭和 50 年以前においべ、今後の流域水質管理上の問題点を検討し、より良ては、製紙工場の排水の影響が顕著であったが、行政

好な水環境をいかに創造するかを模索しようとするも指導により河川への流入負荷量は削減され、平成 6 年のである。

以降は工場の経営方針の変更によって排水は流出しなくなっている。

Ⅱ 現地水文観測2005 年６月から月一度の頻度で継続している現地水文観測から、農業流域である阿武隈川の主要支流の釈迦堂川では、年間を通した水質の変化から、用水の影
響で６月の灌漑期の水質が悪化する傾向が分かった。
この傾向は、阿武隈川本流を含め、流域に共通して言えることである。
また、現地水文観測から、農業集落排水施設の排水口を上流と下流で挟む形での近い２地点で、明確な水図２ 主要地点での BOD 経年変化

質の違いが読み取れた。それを受け、農業集落排水施設の排水の影響を受けていると思われる別の地点に自Ⅳ 結果・考察

記録計を設置したところ、その結果から施設の排水の面的な総負荷量は減少しているものの、施設の排水影響で点的負荷が高まっていることを読み取ることが地点では点的負荷がかかり、人為的な流量変化によりできた。

汚濁濃度が高まっている小流域も存在し、本流に与える影響も大きいことが明らかとなった。

Ⅴ おわりに今後は水質と処理施設の関連を把握し、施設の建設の段階で活用されるような成果をあげるべく、さらに研究を進めていきたい。また、小流域ごとに原単位を用いて汚濁負荷を算定した研究を進めている。

参 考 文 献黒澤幸二・高橋幸彦・佐藤洋一・中村玄正・牧瀬統・
図１ 自記録計記録結果（前川原・見晴地点）（2005/8/2２～2005/8/25）

松本順一郎(1999)：阿武隈川上流域の汚濁発生と水質特性、用水と廃水、41‑11、pp.1024‑1032．

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中国・広東省鼎湖山における河川水質について＊鈴木啓助・楊柳 (信州大学理学部)

１．はじめに中国は近年、急激な経済発展や人口増加にと年も 2 月まではほとんど降水がなく、3 月以降
降水量が多くなっている（図２）。

もなう食料増産などにより、エネルギーや肥料

公園内の小流域での流量変化の例を図 3 に示の消費量の増加が著しい。このような人為活動

すが、降水に対する流量増加の応答が極めて速の活発化は、酸性物質の排出の増大を招き、環やかである。また、これから降水も短時間に集境への影響も顕在化している。酸性物質の中で、中していることがわかる。

窒素は制御が困難で、生態系内での挙動が複雑であるため、アンモニア、硝酸など生物が利用可能な形態の窒素の循環量増加は世界的にも大きな関心を集めている。
そこで、中国南部広東省の自然公園内の小流域において、河川からの化学物質、特に酸性化寄与物質の流出に着目して研究を始めたので、概略を報告する。
２．調査方法
調査対象流域は、中国広東省広州市の西方約

図１．南方植物研究所における月降水量80 km に位置する鼎湖山自然公園内の小流域である。鼎湖山自然公園は、東西約 5 km、南北約 4km の広がりを持ち、標高は 50 m から 1000 mであり、比較的起伏の大きな山地にある。公園
内には、入り口である低地側に中国科学院南方植物研究所や公的な施設があり、標高の高い場
所には 3 つのお寺があるのみで、自然状態が保たれている。また、公園内に入るためには入園料が必要であり、当然ながら耕作などの農業活動も行われていない。
公園内の南側を西から東へ流れる渓流と北側を北西から南東へ流れる渓流の数地点で、 2005

図２．南方植物研究所における日降水量

年 11 月から数ヶ月毎に渓流水を採取し化学分析を行っている。さらに、公園内のひとつの流域
では、自記水位計と三角堰による流量観測と渓流水採取を行っている。
３．結果
鼎湖山自然公園内の中国科学院南方植物研究所における 2005 年の月降水量の変化を図１に示す。2005 年の年降水量は 1615mm となっており、3 月から降水量が増加し、雨期は 9 月まで続き 10月以降は降水がほとんど観測されなくなる。2006

図３．小流域における流量変化の例