陸水物理研究会報－第 36 回研究発表会（2014 能登大会）講演要旨－
主 催：陸水物理研究会
期 日：2014 年 12 月 6 日（土）～ 12 月 7 日（日）会 場：金沢大学・環日本海域環境研究センター臨海実験施設〒927-0553 鳳至郡能登町小木ム 4-1，TEL(代): 0768-74-1151
懇親会：ホテルのときんぷら（石川県鳳珠郡能登町字越坂 11-51，
TEL: 0768-74-0051）

12 月 6 日（土）9:25 開会の挨拶 施設長 鈴木 信雄（金沢大学環日本海域環境研究センター臨海実験施設）
9:27 開会の挨拶 大会委員長 鎌内 宏光（金沢大学環日本海域環境研究センター臨海実験施設）＊座長は前の発表者がおこなってください。

＜Session 1＞ 9:30～12:00
9:30 1) 気象トレンドを考慮した北海道の渇水比流量

9:45

2)

10:00

3)

10:15

4)

10:30

5)

10:45

6)

11:00

7)

11:15

8)

11:30

9)

上原弘之 ，阪田義隆，知北和久(北大・理)，中津川誠(室工大・工)，山田朋人（北大・工）工藤啓介，小池明夫(ドーコン)，濱原能成，林克恭（福田水文セ），
木村峰樹（北開水工コンサルタント），臼谷友秀（日本気象協会）
UAV（ラジコンマルチコプター）
・SfM を使用した環境計測― 観測事例と水環境計測への応用―
濱 侃 (千葉大・院)，早崎有香 (千葉大・学)，近藤昭彦(千葉大・CEReS),
田中圭(日本地図セ), 中屋志郎 (同志社大・理工)
森林流域における化学物質の流出機構
宮本拓人，知北和久，MD M. Hossain，阪田義隆，落合泰大, 上原弘之（北大・理）Sediment loading processes in a tectonic and forested catchment
MD M. Hossain1, Kazuhisa A. Chikita2, Wataru Iwasaka1 and Takuto Miyamoto1
1. Graduate School of Sci., Hokkaido Univ. 2. Faculty of Sci., Hokkaido Univ.
五島列島の水環境に関する研究
池上文香, 鈴木 敦(法政大・学), 小寺浩二(法政大・地理)，
浅見和希（法政大・学），齋藤 圭（法政大・院）
中部地方の高山湖沼の水環境に関する研究
浅見和希(法政大・学)，小寺浩二（法政大・地理），齋藤 圭（法政大・院）
火山性深湖の熱収支特性；北海道・倶多楽湖
牧野 晶，知北和久，落合泰大（北大・理），濱田浩美 (千葉大・教育)，
大八木英夫(日大・文理)，支笏湖・水とチップ会
中央アジアイシュククル湖および集水域の水環境に関する研究齋藤 圭(法政大・院), 小寺浩二, 前杢英明 (法政大・地理),濱 侃 (千葉大・院),
浅見和希(法政大・学)
熱水域の熱収支と周辺水域への影響評価‐北海道・倶多楽火山
落合泰大，知北和久，牧野晶(北大・理)，濱田浩美(千葉大・教育)，大八木英夫(日大・文理)，支笏湖・水とチップの会

1

＝＝＝ 昼休み (75 分) ＝＝＝<運営委員会> 12:00～12:50＜Session 2＞ 13:00～15:00
13:00 10) 港湾内における水路内の貧酸素水塊の分布と形成過程
藤井智康 (奈良教育大・教育)，藤原建紀 (京都大学名誉教授)

13:15 11) 沿岸潟湖の水収支・熱収支からみた地下水の役割と滞留時間
13:30 12)

13:45 13)
14:00 14)

14:15 15)
14:30 16)
14:45 17)

知北和久, 上原弘之, 阪田義隆，宮本拓人，落合泰大, MD M. Hossain (北大・理)
日本国内の大深度湖沼の水温鉛直分布と循環
濱田浩美（千葉大・教育）, 大八木英夫（日大・文理）, 知北和久（北大・理），牧野 晶（北大・理・院）
温泉・地熱資源の利活用をめざして：現状と課題
池田隆司 (北大, NPO 北海道自然エネルギー研究会)
北海道における温泉水位の歪変化に伴う線形応答
柴田智郎(京大・理，道総研・地質研)，秋田藤夫(道総研・地質研)，
池田隆司(北大)
粘土中間隙水の遅い移動に伴う水素と酸素の同位体分別
竹内 徹（(株)フジタ地質)，北岡豪一 (岡山理大)，小野寺真一(広島大)
石狩湾岸地域の被圧地下水位の上昇について
深見浩司 (道総研・地質研)
融雪期における雪面上への模擬降雨散水実験―積雪底面流出水の水同位体比とイオン濃度の時間変化―石井吉之, 中坪俊一, 森 章一,的場澄人(北大低温研),
平島寛行, 山口悟(防災科研)＝＝＝休憩(15 分)＝＝＝＜Session 3＞ 15:15～16:10
15:15 18) 山岳地域の冬季降水量は如何に変動しているか
鈴木啓助(信州大学理学部)

15:30 19) 土石流の波状流下特性とそのメカニズム
諏訪 浩（東大空間情報科学研究セ・立命館大歴史都市防災研（客員））15:50 20) 自己相似な河川網を基盤とする一般則の集合
徳永英二(中央大)16:10 21) 北陸甲信越地方の流域におけるヒトと自然の関係－流域圏と環境容量からみた日本の未来可能性－
大西文秀（ヒト自然系 GIS ラボ）
16:25 22) 魚野川流域の水循環に伴う物質移動に関する研究
小寺浩二(法政大・地理)，森本洋一（朝日航洋）＜総 会＞

16:50～17:40＜懇親会＞

18:30～

注 1）発表時間は質疑応答（2～3 分程度）を含みます。
注 2）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。

212 月 7 日（日）： 巡検（能登半島めぐり）
巡検案内者：

鎌内宏光（金沢大・実験施設）

集合：金沢大臨海実験施設・宿泊棟玄関前 08 時 00 分（08 時 30 分出発のため）

移動手段：

各自の乗用車乗り合い
ドライバー：８名（池田、上原、大西、小寺、諏訪、戸田、濱田、鎌内；敬称略）

ルート：

金沢大・臨海実験施設 → 輪島・千枚田 → 輪島・朝市 → 昼食（七尾フィッシャーマンズワーフ） → なぎさドライブウェイ → 河北潟
走行距離 ＝ 180 km, 3 時間 41 分@GoogleMap

解散：

河北潟にて、15:30 頃の予定
解散後、各自／乗り合いで、小松空港（金沢駅を経由）、もしくは能登空港へ

3

1)
気象トレンドを考慮した北海道の渇水比流量＊

上原弘之 ，阪田義隆，知北和久(北大・理)，中津川誠(室工大・工)，山田朋人（北大・工）, 工藤啓介，小池明夫(ドーコン)，
濱原能成（福田水文セ），木村峰樹（北開水工），定塚 徹（環境コンサルタント），臼谷友秀（日本気象協会）

１．はじめに
渇水比流量（日平均流量の 1 年間降ベキ順の 355
番目以降を渇水流量とし，これを流域面積で除した値）は，流域の水資源・水環境の保全や管理の指標となる重要な水文量である．渇水比流量は，流域の様々な水文条件に依存し，特に地質条件に支配的とされる（虫明 1961）．この場合，気候変動の進行に伴う渇水流量への影響も小さいと予想されるが，一方で河川の渇水流量は 21 世紀末に東北・北海道
で 10～40％増え，西日本では 20～50％減少するという試算もある（立川 2011）.
本研究では，北海道を対象に，流域内での様々な水文条件への依存性を定量的に示す渇水比流量のモデルを作成し，それに気象トレンドを与えること
で，将来的な渇水リスクの評価を行うことを目的とする．北海度は多様な地質・地形・気候条件を有し，かつ半世紀以上に及ぶ流量データも広く入手可能である．特に全道を網羅する GIS 地質データが編纂されており，渇水比流量の広域解析を行う条件が整っている．現段階では，全道の渇水比流量が整理され，現状マップを概ね再現する暫定モデルが得られている．本発表では，既存気象データからそのトレンド分析を行うとともに，トレンドを暫定モデルに入力することで北海道における渇水比流量の将来予測を行った．
２．渇水比流量モデル
北海道の 1，2 級河川の流量観測所の内，流域内
でダムや取排水の影響のない 140 流域を選定し，次に，各流域内で降水量，気温，地形，地質，土壌，
植生，土地利用成分を GIS にて抽出した（表 1）．
それらを説明因子とする渇水比流量モデル（線形回帰モデル）を仮定し，部分最小二乗法によりパラメータ推定を行い，最後に誤差項 ei をクリギング推定した．

(1)
図 2 に渇水比流量モデルマッピングの結果を示す．
３．北海道の気象とトレンド分析
北海道はわが国の北端（北緯 41.4°～45.6° 東経
139.8°～148.9°）に位置し，面積は 8 万 3 千 km2 で国土の 20％を占める．降水量と気温の平年値の分布を図 1 に示す．北海道の気候を 5 つに大別すると，
1)比較的温暖で降雪の少ない平洋側西部，2)温暖だが冬季に比較的強い風雪のある日本海側，3)夏冬ともに少雨で乾燥し冬季に厳しく冷え込むオホーツク海側，4)季節風がもたらす霧により夏は気温が上がりにくく冬に厳しい冷え込みの太平洋側東部，5)盆表 1．説明因子 X の一覧

図 1．降水量と気温の 10 年平年値

地であり夏と冬の寒暖差が激しい内陸部となる（気象庁 2010）．年
降水量は，天塩や日高の山脈を境に東西で明瞭に分かれており，道図 2．渇水比流量モデルによ央・道南の山地やる全道マップ海岸沿いで 1700～
2300mm と多く，道北オホーツク海沿岸で 750mm
以下と少ない．年平均気温は道央・道南で 7.5～
10.0℃と比較的温暖で，石狩・日高の山地で 2.0℃
以下，それ以外の海岸沿いおよび内陸部で 4.5～
7.5℃となっている．このように北海道の降水量・
気温は，地形や偏西風などの影響により多様な分布を示す特徴を持つ．
気象トレンドの解析は，総合地球環境学研究所のAphrodite データ（ http://www.chikyu.ac.jp/precip/jp/index.html ）を用いて，次式の単回帰分析によるトレンド評価を行った．

(2)
気象要素 y に対し各年 x を説明変数とし，β は回帰係数，ε は誤差項を表す．降水量は積算値，気温は平均値をそれぞれ年間および季別（冬 12-2 月，春 35 月，夏 6-8 月，秋 9-11 月）の値計 5 パターンで解析し，F 検定により勾配 β2 が有意水準 5％を満たす場

合のみ抽出した．
４．結果と考察4.1. 気象トレンド
気象トレンドのうち，渇水比流量への寄与が大き
い年降水量・夏の気温・冬の気温のトレンドを，それぞれ図 3(A),(B),(C)に示す．年降水量はオホーツ
ク海側から十勝地方にかけ減少，日本海側から日高にかけ帯状に増加傾向がみられた．また夏の気温は
道北からオホーツク海側にかけて気温増加がみられ，
冬の気温は道北および日高・十勝で低下，内陸部と知床方面で上昇する傾向がみられた．
気象庁のアメダス観測所データを用いて同一方法で行ったトレンド分析結果(図 4(B)(C) ○で示す)との比較では，夏の気温トレンドは概ね合致するが，冬は互いに背反な空間に有意トレンドが出ている．
気象庁は観測点のローカルなデータであるのに対し，Aphrodite は広域メッシュデータであり，気温の高度補正にメッシュ内平均標高を用いている．加えて
空間解像度が荒く，このことが両者の差に影響していると考えられる．

数 bj そのものが変化する可能性が考えられる．今回用いた暫定モデルは，ダムの影響のない既存観測所の流域のみのデータで推定しており，空間的に偏りがあることが，精度に影響している可能性がある．
現在，北海道全体を網羅する補間観測や水位計の設置による重点観測を進めており，これらのデータを用いて渇水比流量モデルの精度向上を図るつもりで
ある．
５．まとめ
Aphrodite 長期データのトレンドから，北海道における渇水比流量の将来予測を行った結果，全体に渇水比流量が減る傾向となり，0.1m3/s/100km2 以下の地域が道北・日高・十勝で増えることがわかった．
しかし Aphrodite データによるトレンドの補正や，観測点の不足によるモデルの精度といった部分に課題が残る．今後，Aphrodite データの特徴を探っていくこと，およびモデル精度向上のための補完観測が重要となる．

６．引用文献虫明功臣，高橋裕，安藤義久（1961）日本の山地河川の流況に
4.2. 渇水比流量
及ぼす流域の地質の効果，土木学会論文報告集，p51-62.
気象トレンドを入力したモデルによる，渇水比流
立川康人，滝野晶平，藤岡優子，萬和明，キム・スンミン，椎量の 50 年後の全道マップを図 4 に示す．現在と比葉充晴（2011）気候変化が日本の河川流量に及ぼす影響の予測，
土木学会論文集 B1（水工学），67 巻 1 号, 1-15.
べた渇水比流量は，道東の根室付近で若干の増加を
阪田義隆ほか(2014) 水文・水資源学会研究グループ「北海道の示すものの，道北および道東の上川・宗谷・網走あ
渇水比流量分布の現在及び将来予測」活動報告，水文・水たりで 0.1m3/s/100km2 以下となる領域が広範囲にみ資源学会 2014 年度研究発表会要旨集，p.98-99
られる結果となった．
気象庁（2010）北海道における気候と海洋の変動
Yasutomi N., Hamada A. and Yatagai, A. (2011):
暫定モデルから，渇水比流量に対する重み((1)式
Development of a long-termの bi)が，年降水量および冬の気温は正，夏の気温
daily gridded temperature(A)
dataset and its application
は負であったため，道東は気温が夏冬ともに増加傾
torain/snow
向であることから，モデルに入れた際に打ち消しあdiscrimination of dailyい，年降水量の増加傾向が反映され渇水比流量が微precipitation. Global
Environmental Research,
増している．次にオホーツク海沿岸では，年降水量15, 165-172.
の減少傾向が渇水比流量の減少を引き起こす結果となった．この地域は北海道の中でも降水量が比較的少なく，年降水量の減少が渇水比流量に強く影響す(B)(C)
る可能性がある．加えて夏の気温上昇も渇水比流量を減少させていると考えられる．最後に道北内陸部
および日高・十勝地域は，冬の気温低下傾向が渇水
比流量の減少に強く影響していると考えられる．北海道の将来渇水比流量は全体に減る傾向にあると言える．
以上から，解析した気象トレンドが続く場合に， 図 3．気象トレンド(A)年降水量(B)夏の気温 (C)冬の気温○：気象庁データによる有意トレンド
渇水リスクが懸念されるのは道北・日高・十勝地域である．特に十勝地域はもともと渇水流量が小さいため，特に利水や河川環境への影響が懸念される．
し か し な が ら ， 50 年 後 予 測 値 で は 0.1m3/
s/100km2 を下回る地域が広範囲になり，妥当性の検討が必要である．まず Aphrodite データと気象庁の実測データの差があることから，Aphrodite によるトレンドの補正が必要と考えられる．また現実には気象条件のみが独立に変化することは考えにくい．
例えば，気候変動に伴う植生の変化や長期的な土地利用の変化も無視できない．また長期的には回帰係
図 4．渇水比流量の 50 年後予測値

2)	
 UAV（ラジコンマルチコプター）・SfM を使用した環境計測―	 観測事例と水環境計測への応用―	 濱侃 (千葉大・院)，早崎有香 (千葉大・学)，近藤昭彦(千葉大・CEReS), 田中圭(日本地図センター)＊

１．はじめに	 ラジコンヘリ(特にマルチコプター)は小型化・低価格化に加え、ジャイロ・GPS による姿勢制御技術の向上による操作安定性もあり、カメラやセンサーを搭載し、UAV(Unmanned Aerial Vehicle)としての利用する研究が近年急増している。決められたルートで任意範囲を規則正しく飛行・計測する様は
まさに「空 飛 ぶ ス キ ャ ナ 」という表現が当てはまる。
主な用途は空撮に使用される例が多いが、搭載する観測機器を変えることで、使用者のアイデア次第
で様々な応用が可能である。そこで、本研究では今年度行ったモニタリング事例・結果を紹介する。
２．使用機器・データ	
 UAV としてラジコンマルチコプター(EEHOBBY 社：JABO H601G – ヘキサコプター,
DJI 社 Phantom1・2, enRoute 社：ZionEX700–
クワッドコプター)を使用し、空撮はデジタルカメ
ラ(可視画像：RICOH 社 GR, GoPro 社 HERO3. 近赤外画像：BIZWORKS 社 Yubaflex)を用いた。温湿度ロガーはおんどとり(T&D 社：TR-73U)を使用した。
空撮画像のモザイク、オルソ化、DSM (Digital
Surface Model)の作成は、SfM (Structure from
Motion)：Agisoft 社 PhotoScan を用い、上記のデジタルカメラで撮影した鉛直写真を使用した。
３．観測事例・結果	
 ３．１．水稲生育モニタリング	
 千葉県農林総合研究センターの協力の下、田植えから刈取りまで週 1 回を目安に観測を行った。この研究では空撮によるオルソ・NDVI 画像に加え、SfM で作成された DSM から草丈の計測も行った。
いずれも詳細かつ高精度な観測が可能で、UAVを使用することによる、生育調査の簡便化、作物品
質の向上、施肥量調整による環境負荷の軽減の可能性を示した。

３．２．気象要素の 3 次元モニタリング	 従来、気球などを用いて行っていた気温・湿度な
どの鉛直・3 次元分布の計測に UAV を使用した。
任意の範囲を自由(3 次元)に移動観測できることに加え、自律飛行を用いることで空間を階層的に計測が可能であり、微細な熱環境が把握できた。
	
  ３ ． ３ ． 外 来 植 生 調 査 （ ナ ガ エ ツ ル ノ ゲ イ トウ）	
 	  近年、外来植生の侵入による生態系・水環境などへの影響が大きな問題となっている。印旛沼流域の河川である桑納川・新川合流部ではナガエツルノゲ
イトウが繁茂し、水田への侵入、ポンプを詰まらせるなどの影響が出ている。
UAV を使用した空撮は、外来植生などの分布状
況を詳細にマッピングでき、このような生態系モニタリング・対策においても有効である。
４ ． 水環境計測への応用
デジタルカメラを使用した空撮画像では、観測点
周辺の植生(樹木、水草、アオコなど)、水位、水の色をはじめとした目でわかる周囲の状況を記録でき、
ベースマップなどとして使用することで環境認識が高まる。さらに、定期的に空撮を行うことで環境の変化(例えば、アオコの移動、降雨イベント後の湖
沼への土砂の流入、植生・地形の変化)もわかる。
サーモカメラを使用すると、湖沼などの表面温度を任意のタイミングで面的に同時かつ詳細に観測可能であり、温度の面的分布を観測できることで湖沼周辺部からの湧水の場所などの新しい知見を生み出すことができる可能性がある。
５ ．おわりに
上述のように、UAV(ラジコンマルチコプター)の観測における使用方法は様々で、目的に合わせて使用することでフィールドワークにおける 1 つの有効なツールとなる。
	  今後は、これらの観測技術の向上に加えサーモカ
メラを使用した表面温度画像の空撮を行い、水域での表面温度の分布の把握や水田で水稲温暖化対策に向けた手法を試みる。

a) 水 稲草 丈の 空間 分布
図 1． ラジ コン ヘリに よる計 測 事例b) 気 温の 3 次 元分 布

3)森林流域における化学物質の流出機構＊

宮本拓人，知北和久，MD M. Hossain，阪田義隆，落合泰大, 上原弘之（北大・理）１．はじめに河川水は生活に欠かせない貴重な水資源の一つであり,また,その終着点である湖沼や海にも大きな影響を与える。特に河川における化学物質の流出は河川の生態系に関係し,湖沼の富栄養化の原因にもなる。本研究では北海道の森林流域である生花苗（おいかまない）川流域を対象として,河川の流量・水温・電気伝導度および土壌の体積含水率について時
系列データを得た。これらのデータとイオンクロマ
トグラフィーによる水質分析により,化学物質負荷量の時系列データを得た。これらを用いて森林流域
における化学物質の流出機構を議論する。
２．対象流域の概要と方法
本 研 究 で は ，生 花 苗 川流 域 の 依 田 橋 下流 地 点（R1 地点）より上流（流域面積 62.47km2）を対象とする（図 1）。図 1 の土地被覆図から，土地利用の面積率は森林 88.3％,農地 10.6％である。R1, R3
地点では河川の水位・水温・電気伝導度と気圧，F地点（高橋牧場）では森林内の雨量・気温，森林外の気温・湿度・気圧およぶ林床下土壌の体積含水率をモニタリングした。河川流量は水位-流量曲線を作成して時系列データを得た。得られたハイドログ
ラフに対し，タンクモデル(直列三段タンク)を用いて表面流出・中間流出・基底流出に成分分離した。
また,イオンクロマトグラフィーによる水質分析の結果と電気伝導度のデータから化学物質濃度の時系
列データを得て,流量との積から負荷量(観測)を求めた。さらにタンクモデルによって分離した流出成分を用いて,以下の式から化学成分負荷量 Lcal (g/s)
を計算した。
Lcal = aQ

b

d

suf

mid

+ cQ

ここで,Q , Q , Q
suf

mid

+ eQ

base

f
base

2.33 mg/L, 0.31 mg/L であった。(1)式の b, d, f 値は水質成分発生負荷量に対応している(橘,1997)。NO3-Nの解析では b=1.2, d=0.8, f=1.3 となり，表面流出と基底流出は出水と共に濃度が高くなる洗い出し型,
中間流出は出水で希釈される希釈型であることが分かった。また，高出水時(①2013/4/7-11,②7/29-8/2,③11/26-12/4,④12/11-16 の期間)の流量と濃度のグラフを作成した。①,②では反時計回りのヒステリシ
スを示し,流量と共に濃度も増加していることから
表面流出による NO3-N の流出が大きいことが分かる。③,④では逆に時計回りのヒステリシスを描いた。この期間のタンクモデルによる成分分離は行えなかったが,これは表面流出に占める NO3-N の濃度が下がったためと思われる。また，6/4-14 にかけて
中間流出に 4mg/L を超える高濃度の流出があった。
これは,春から夏にかけての農業の影響が出ているものと思われる。
今後は他の化学成分についても解析を行うとともに,上流の R3 地点との比較を行い,より具体的に森林・農地からの流出の影響を評価したい。

(1)はそれぞれ表面流出量,中

図 1. 土地被覆図と観測点の位置

間流出量,基底流出量,a, b, c, d, e, f は経験定数である。また,分離した負荷量を流量で割ることで各成分濃度の時系列を求めた。
３．結果と討論
タンクモデルによる流出成分分離により,2013 年
では表面流出 20.33％,中間流出 11.34％,基底流出68.33％となり,基底流出が卓越した。また高出水時には,表面流出が卓越した。水質分析の結果と電気伝導度の相関を取ると,NO3-N,NH4-N,HCO3- との相関が高かった。図 2 に流量，NO3-N 負荷量(観測と計算)および流出成分ごとの濃度を示す。総負荷量の割合は表面流出 26.3％，中間流出 31.6％，基底流
出 42.1％であり，平均濃度はそれぞれ 0.35mg/L,
図 2. 流量と NO3-N 負荷量の観測値と計算値(上)と各流出成分の NO3-N 濃度(下)4)	
 Sediment	
 loading	 processes	
 in	
 a	
 tectonic	
 and	
 forested	
 catchment	
 
	
  

	
  	
  	
  	
  	
  *Md Motaleb Hossain1, Kazuhisa A. Chikita2, Wataru Iwasaka1 and Takuto Miyamoto1
	
  	
  	
  	
  	
  	
  	
  1. Graduate School of Science, Hokkaido University 2. Faculty of Science, Hokkaido University	
  1. Introduction: Exploring fluvial sedimentary processes
on catchment scale is useful for studies on the forest
management, material cycle and ecosystem of short timescale and topographic evolution of long time scale. The
fluvial transportation of sediment is also related tosedimentation, material cycle and ecosystem in coastal
regions. A considerable portion of suspended sediment
discharging into a coastal lagoon, the Oikamanai Lagoon,
Tokachi, Hokkaido, Japan (Fig. 1) annually is contributedby the forested (ca. 90% area) Oikamani River catchmentwith many tectonic faults. It is important to find out the
sediment source in such forested catchments. Here, we have
tried to find out how sediment load occurs by rainfall andsnowmelt runoffs in the tectonic and forested catchment.
2. Methodology: Grain size and mineralogy of catchment
soil and stream sediment, survey techniques, andturbidimeters provide the information that allows us tounderstand fluvial sedimentary processes and the sedimentsource and its availability. Here, a semi-distributed model,
ArcSWAT2012, is applied to time series of discharge andsediment load, which were obtained in 2011 to 2013. In
2013, we set two gauging stations, site R1 and site R3, toget discharge and suspended sediment concentration timeseries (Fig. 1). In ArcSWAT2012, the total basin area
(62.47 km2) was divided into 3 sub-basins, as subbasins
into hydrological response unit (HRU) based on soil type,land use and slope classes that allow a high level of spatial
detail simulation. In this study we have used the data ofdischarge, Q (m3/s), suspended sediment concentration(SSC; C, mg/L) and sediment load, L (kg/s) of April
2011 to November 2013 on non-frozen period of thesethree years, weather data of 2008 to 2013, and soil data.
3. Results and Discussions: The semi-distributed
SWAT model is applied to model discharge andspatially
distributed
soil
erosion/sedimentation
processes at daily time step. A reasonable agreement isobtained between the model discharges predictions andmeasured discharge at the basin outlet (Fig. 2). The
simulations of sediment load time series indicate thatmost of the sediment input is coming from sub-basin 2(Fig. 3). Most of the time sediment load at R3 greater thanat R1 (Fig. 4) indicates that the sediment is deposited
between R1 and R3. At present, the interpretation of thequantitative results is not yet satisfactory, because of lackof model parameterization at a local scale in the SWAT
model. This results from the fact that the information onhydrological structures of soil and bedrock is not sufficient.
Thus, a comparison with the other modelling is essential tounderstand the sediment loading processes on catchment
scale.

Fig. 1.	
  Observation sites in the Oikamanai river basin.	
  Fig. 2. Discharge Simulation.	
  Fig. 3. Sediment load at Subbasins 1, 2 & 3.	
  	
  Fig. 4. Sediment load at sites R1 and R3.	
  

5)
五島列島の水環境に関する研究＊

池上文香 1)・鈴木敦 1)・小寺浩二 2)・浅見和希 1)・齋藤圭 3)

1)法政大・学、2)法政大・地理学教室、3)法政大・院

Ⅰ はじめに示し、排水の影響を受けていることが示唆される。

島嶼は地理的な広がりに限りがあるために、開発

主要溶存成分をみてみると、場所によっては NaClのような外部からのインパクトに対して脆弱性を示が多く含まれていることから、風送塩の影響を受けす。南西諸島をはじめとする島嶼は豊かな水と森とていることが考えられる。また、pH に関しては沢海を有しているが、開発などの人間活動に対し大き水や湧水で弱酸性を示す所が多かった。沢水や河川く影響を受けることが懸念される(高嶋ほか 2007)。

では RpH の値との差が大きいことから地下水の基法政大学でも南西諸島(澤田 2011)や伊豆諸島(濱

底流出が多いとが考えられる。

2013)の研究がおこなわれている。そこで本研究では、

Ⅴ おわりに

現在、観光業でも注目を集めている五島列島を研究対象とし、水質の特質を比較しながら水環境の現状

宇久島や小値賀島、福江島では農業や酪農といった人間活動の影響が水質に表れていることがわを明らかにし、課題を探る。

かった。
他の島では、
植生や地質の影響が大きい。

Ⅱ 対象地域

現地調査は 2 回おこなっただけであるが、島による

五島列島は九州の最西端に位置し、長崎港から西違い、地域による差もある程度把握できた。今後は、に 100km のところにある。北東側から南西側に海塩の影響を除いた上で、地質や人為の影響につい80km（男女群島まで含めると 150km）にわたってて詳細な検討を行っていきたい。さらに継続的な現小値賀島、宇久島、中通島、奈留島、久賀島、福江地調査を続け、改めて報告したい。

島の五つの大きな島などの 11 の有人島と 52 の無人島で構成されている。全島が長崎県に属し、人口は約 7 万人、総面積は 420.87 ㎢となっている。自然海
浜や海蝕崖、火山景観など複雑で変化に富んだ地形で、ほぼ全域が西海国立公園に指定されるなど豊か

参 考 文 献高嶋温子ほか (2010)：亜熱帯島嶼西表島における河川水の水質形成と酸性降下物による影響．水環
境学会誌，30(6)，pp. 325-328．

な自然景観を有している。

Ⅲ 研究方法五島列島において、福江島、奈留島、久賀島、中通島、宇久島、小値賀島など 16 の島において、河川・沢水・湧水・地下水・貯水池を中心に現地水文観測を 2014 年 5 月 3 日-5 日、8 月 27 日-31 日と 2 回行った。観測地点は 8 月までに 179 地点おこなった。
観測項目は、気温、水温、電気伝導度(EC)、pH、RpH である。また、持ち帰ったサンプルから、TOCの測定、イオンクロマトグラフィーを使用した主要溶存成分分析を行なった。

Ⅳ 結果・考察
いずれの島も河川の水量は豊富であり、塩水遡上を受けたとされる河口域の地点以外は EC の値が地質
砂岩・泥岩（Ⅰ）の互層（洪積～鮮新～中新統)
砂岩・泥岩（Ⅱ）の互層（洪積～鮮新～中新統)
礫・砂・粘土（Ⅰ）（沖積～洪積統）
礫・砂・粘土（Ⅱ）（沖積～洪積統）
砂
ホルンフエルス
花崗岩質岩石石英斑岩・斜長斑岩・閃緑岩
玄武岩
玄武岩質砕屑物および集塊岩
角閃石安山岩
輝石安山岩
斑レイ岩
流紋岩質岩石
pH
溶結凝灰岩

EC
8.0
7.6
7.2
6.8
6.4

600(μS/cm)
300
200
100

200μS/cm 以下のところが多かった。特に宇久島や小値賀島の農業用貯水池や田畑付近の河川、福江島

0

10km

の牧場付近の河川で EC や TOC が高く、EC は 300
μS/cm を越え、TOC に関しては 4～6mg/L の値を

図 1 五島列島の地質図と EC および pH(8 月)

6)	
 中部地方の高山湖沼の水環境に関する研究	   *浅見和希 1)・小寺浩二 2)・齋藤圭 3)  1)法政大・学 2)法政大・地理学教室 3)法政大・院  Ⅳ	
  結果と考察	 	  調査の結果を見ると、水温は基本的に 10℃前後であり、標高は高いものの、気温の上昇とともに水温も上昇することが伺える。しかし、雪渓が残存あるいは融雪水が流れ込む湖沼では 4℃前後の水温であり、雪渓や融雪水の有
無が湖沼の水環境に大きく影響していた。	
 
pH の値はいずれの高山湖沼も 5.0 前後の酸性の値となっているが、木曽駒ヶ岳では 6.0 を越え、比較的値が高い。
また一方で、木曽御嶽山では北側の湖沼と比べ南側の一ノ池、二ノ池で特に値が低くなっていた。	
 EC の結果は、ほとんどの高山湖沼で 10μS/cm よりも小さい値であったが、木曽御嶽山の南側の湖沼は値が若干大きくなっていた。	
 	
  乗鞍岳の湖沼の pH を見ると、川上(1993)の調査時よりさらに値の低下が見られたことから、酸性雨の影響が表れているものと考えられる。また、木曽御嶽山の湖沼でpH、EC の値に差が表れていたのは、火山ガスの影響によるものと示唆された。

鶴ヶ池

不消ヶ池

五ノ池

権現池

7

6.5

6

pH

  
Ⅰ	
  はじめに	 日本には数多くの湖沼が存在しており、その中には標
高 2,500m 以上の森林限界を越えた場所に存在する湖沼、
いわゆる高山湖沼がある。このような標高の高い位置にある高山湖沼は地球環境変化の影響を強く受けており、川上(1993)の調査では、乗鞍岳山頂付近の高山湖沼で酸性雨の影響とみられる pH の低下が報告されている。酸性雨をはじめとするこうした地球環境の変化を捉えるためにも、高山湖沼の研究は重要である。	
  そこで、法政大学
では、改めて、2013 年から高山湖沼の水環境の研究に取り組み始めている。ここでは 2013 年および 2014 年に実施した高山湖沼の調査の結果を報告する。
	
 Ⅱ	
  地域概要	
 調査対象とした木曽御嶽山、乗鞍岳、木曽駒ヶ岳、白山は、いずれも中部山岳地域の山である。
木曽御嶽山は長野と岐阜の県境に位置し、3,000m を越える山としては最も西にある。活火山で、かつての火口に水が溜まり、標高 2,500m 以上の高所に 5 つの火口湖が形成されている。
乗鞍岳は長野と岐阜の県境、北アルプス南端に位置す
る、現在活動休止中の火山である。約 3 万年前にできた
秩父古成層上に噴火物が堆積したできた山で、現在の乗鞍岳は約 100 万年前に始まった火山活動で形作られた。
木曽駒ヶ岳は中央アルプスに位置する。氷河の作用により形成された地形が広がり、ここに存在する濃ヶ池は
日本では数少ない氷食湖として知られ、土砂の流入により年々縮小している。
白山は石川、福井、岐阜、富山の 4 県にまたがり、日本三名山に数えられる山である。山頂には万年雪が残り、高山植物が豊富に生息している。
	 Ⅲ	
  研究方法	 木曽御嶽山は 2013 年 8 月 15・16 日と 2014 年 8 月 15日および 30 日、乗鞍岳は 2014 年 8 月 13 日、木曽駒ヶ岳
は 2014 年 8 月 24 日、白山は 2014 年 8 月 14 日にそれぞれ調査を実施した。現地では測器を用いて測定を行い、調査項目は AT、WT、EC、pH、RpH である。また、採水を行ってサンプルを持ち帰り、研究室にて TOC の分析
および ICP、
イオンクロマトグラフィーを用いた主要溶存成分の分析を行っている。このほか一部の湖沼では水温の鉛直プロファイルを得た。
	
 
	
 

5.5

5

4.5

4
1985年年7⽉月

1985年年8⽉月

1992年年10⽉月

1993年年7⽉月

2014年年8⽉月

図 1   乗鞍岳高山湖沼の pH の変化Ⅴ	  おわりに	 木曽駒ヶ岳で pH の値が若干高いことなど、これまでの高山湖沼の調査結果に対する考察を今後さらに重ねていくことに加え、この度発生した木曽御嶽山の噴火に伴う河川や湖沼の水環境の変化についても調査を行い、研究を進めていこうと考えている。	
 
参	
 考	
 文	
 献	
 
1)	
 川上智規(1993)：乗鞍岳湖沼群の水質に対する降雨の影響,環境工学研究論文集,30,73-80.	
 7)
火山性深湖の熱収支特性；北海道・倶多楽湖＊

牧野 晶，知北和久，落合泰大（北大・理），濱田浩美 (千葉大・教育)，
大八木英夫(日大・文理)，支笏湖・水とチップ会

１．はじめに現在，地球温暖化の影響は様々なところに現れている。冬季に結氷する湖として知られる倶多楽湖でも 2004 年, 2007 年, 2009 年では結氷せず，近くの登別アメダス観測点では 12〜2 月の平均気温が1999〜2009 年間で 2.3℃上昇している。
本研究では，カルデラ湖である倶多楽湖において2012 年 9 月から 2014 年 10 月の約 2 年間にわたり
水温の鉛直分布を観測し，熱収支式から貯熱量の変化を求め，熱環境の変動を調べた。

２．対象地域の概要と方法
倶多楽湖は北海道南西部白老町に位置し，札幌から直線距離で約 65km，登別温泉の東方約 2km にある。倶多楽湖の諸元を表 1 に示す。倶多楽湖は冬季
図 1. 倶多楽湖と周辺の観測点の位置に結氷する温帯湖に属する。
毎月 1 回 CTD プロファイラーを用いて水深0.1m ごとの水温，25℃電気伝導度(EC25)，溶存酸素飽和度，クロロフィル濃度，濁度の鉛
直分布を湖内 7 地点で得た（図 1）。また，倶多楽湖最深点には 2012 年 9 月から TidbiT 水温計（精度±0.2℃）30 台を係留設置した。設
置水深は 0-10 m で 1 m 間隔，10 m-130 m で10 m 間隔で，残りは 135m，140m，141m，142m，143m，144m，145m である。測定間隔は 1 時間である。
湖畔には気象ステーションを設け，気温，
湿度，気圧，全天日射量，風向，風速を 10 分
インターバルで測定した。なお，気象ステー
ションのデータが欠損した期間については，
図 2. 湖心における水温の鉛直分布(2014 年 2 月～10 月の期間)
倶多楽湖から南西 25km の室蘭，南西 6km の登別，北 16km の森野の各アメダス観測点のデータを用いて補間した。
表 1.

倶多楽湖の緒言

平均水深
最大水深
湖水面標高

105m
148m
258m

湖水面積
流域面積
湖岸線延長

4.68km2
8.16km2
8.08km３．結果
図 2 に，倶多楽湖の湖心における水温の鉛直分布を示す。2/21 には完全結氷しており，
図 3. 各観測点における水温と EC25 の鉛直分布(2014 年 10 月
湖面の水温は 0℃近くを示している。その後， 25 日)
表面水温は表層付近から上昇している。水温
躍層は季節によって異なるものの，おおむね

水深 10m～50m である。水深 80m 以深は，一年を通して 4℃でほぼ一定である。図 3 には，2014 年 10 月 25 日に観測した各測点ごとの水温，EC25 の鉛直分布を示す。湖内の各測点による水温や電気伝導度の変化は湖底を除いてほとんど見られず，倶多楽湖の水質は一様であると考えられる。
図 4 に，2012 年 9 月から 2014 年 10月までの水深ごとの水温の季節変化を示す。倶多楽湖は冬に結氷する２回循
環湖であり，各年の 12 月下旬頃と 4 月
下旬頃に水温が一様になっている。表層から水深 10m くらいまでの水温につ
図 4. 湖心における各水深の水温の季節変化(2012 年 10 月～2014 年
いて，2013 年に比べ 2014 年はやや上
10 月の期間)昇している傾向が読み取れる。表層の水深 0.1m の水温は 2013 年では25℃を超えなかったのに対し，2014 年
は 8 月に 25.8℃を記録している。水深10m の水温は，2013 年は最高 15.1℃だ
ったのに対し，2014 年は 19.4℃まで上昇している。

４．考察
倶多楽湖の水温の上昇を考察するため，倶多楽湖全体の熱収支について検討した。図 3 から，倶多楽湖の同水深の水温・EC25 を比べても変化は見られない。このことから，水質の水平多層構造を仮定した。また，倶多楽湖は流出河川のない閉塞湖であり，流入河川
も流量は 0.001m3/sec 以下(2014 年 7 月)と湖の全体積からするとごく少なく，
図 5. 計算された倶多楽湖の各熱収支項の月平均値変化(2012 年 9 月～
この熱輸送量は無視できると仮定した。 2014 年 10 月の期間)
また，地下水による熱移流も無視でき量の変化 G に注目すると，2013 年，2014 年ともにるとした。このとき，次の熱収支式が成り立つ。
3 月～9 月の期間で受熱（正の G 値）を示し，10 月
G = Rn – H – lE + QP
(1)
～2 月で放熱（負の G 値）を示した。また，倶多楽湖において 2013 年より 2014 年の貯熱量が増加していることがわかる。2013 年，2014 年ともに 5 月に
ここで Rn: 湖面での正味放射量(W/m2)，H：湖面でピークがあるが，2013 年は 139 W/m2 に対して，の 顕 熱 輸 送 量(W/m2), lE： 湖 面 で の 潜 熱 輸 送 量2014 年は 165 W/m2 と増加している。
(W/m2)，QP： 湖 面 へ の 直 接 降 水 に よ る 熱 輸 送 量22
なお，湖の貯熱量変化 の年平均をとると 2012
(W/m )，G：湖の貯熱量変化(W/m )，である。
年 10 月～2013 年 10 月の一年間で-10.2 W/m2，2013
ここで，G は収支期間 Δt の貯熱量の変化ΔS とし
年 8 月～2014 年 8 月の一年間で 7.2 W/m2 という値てをとった。この違いは，1 年間で G の積算はゼロとG = ΔS/Δt = ∫0Y [d(CpρwTw)/dt] dz(2)
ならず，深い湖の熱環境は気象変動の履歴を持って変動していることを示す。
と表すことが出来る。
今後は，気温の上昇や降水量の増加といった気候
ここで ：一年を通じて水温変化のない水深(m)，
変動が倶多楽湖の熱収支にどのような影響を与える
Cp：水の定圧比熱(J/kg/K)，ρw：水の密度(kg/m3)，か検討するつもりである。
Tw：水温(K)である。
倶多楽湖における 2012 年 10 月～2014 年 10 月のRn, H, lE, G, QP 値の月平均変動を図 5 に示す。貯熱

8)中央アジアイシュククル湖および集水域の水環境に関する研究	 ＊齋藤圭1)	
 ・小寺浩二2)	
 ・前杢英明2)・濱侃3)・浅見和希4)	
 1)法政大・院、2)法政大・地理学教室、3)千葉大・院、4)法政大・学	 Ⅰ	  はじめに	 つのイオンより下回っており、水質進化の影響がは

中央アジアのような乾燥地域では、水資源の確保

っきりと表れていた。また、NO3-も、河川や地下水が困難な故に、水環境特性の把握は極めて重要であでは検出されたものの、湖心へ近づくほど検出される。イシククルでは 1927 年からの湖水位の低下がなかった。しかし、それが規模によるものか、水質懸念されており、それに伴う周辺の湿度上昇が報告

進化によるものかははっきりしない。

されている。
（V.V. Romanovsky ほか 2013）

4:  セミョーノフカ川_2

6:  クトゥルガ川

12:  チュップ川_3

8:  チュップ川

14:  チュップ川_5

3:  セミューノフカ川

1:  イシククル（バルクチ）

2:  カムサルモ川

5:  チョンクアクスー川

15:  チュップ川_6

11:  チュップ川_2

イシククルの物質収支については、湖内の溶存物

7:  クトゥルガ湧水

1:  バルクチ川

13:  チュップ川_4

16:  ジオガラン川_2

質から、人為由来の石油物質が自然浄化されているという報告もされている。
（A.S.Karmanchuk 2002）

3:  イシククルE1

しかし、集水域全体の物質がどのようにイシククル

2:  イシククルCS 表面

4:  イシククルE2へ影響を与え、水位の低下に伴い、湖の水循環がど
27:  アクテレク川

EC

6600

3300

00

凡
NNaa++KK

物質収支を明らかにすべく、GIS 解析による湖への22:  ジューク川
19:  ジオガラン川_5(μS/cm)mmee//ll
9900

18:  ジオガラン川_4

10:  カラコル川

28:  チュラスー川い。
	  そこで本研究では、イシククルとその集水域の17:  ジオガラン川_3

20:  ジオガラン川_6のように変化していくのかという議論が極めて少な
3300

mmee//ll
9900

6600

試料名

CCll
HHCCOO33

MMgg

SSOO  44 (( ++NNOO33 ))

流入河川の溶存物質負荷量について研究を行った。

9:  ジオガラン川

25:  タムガ川

600
500
400
300
200

例

CCaa

26:  トソル川

mmee//ll
99

23:  チュンジャロ川

66

33

00

凡

21:  クズルスー川
24:  バルスコ川

33

例

試料名

NNaa++KK

CCll

CCaa

HHCCOO33

MMgg

SSOO  44 (( ++NNOO33 ))図 1	
  主要溶存成分の空間分布（2014）	
 Ⅱ	
  対象地域	 	  イシククル湖は面積 6,236 km2、貯水量 1,738 km3、●    3:  セミューノフカ川●    5:  チョンクアクスー川●  21:  クズルスー川

水深 668m の内陸湖である。塩分濃度は 6‰と、周●    6:  クトゥルガ川●  22:  ジューク川■    7: クトゥルガ湧水●  23: チュンジャロ川

高山に囲まれており、集水域面積率は低い。

Ⅲ	
  研究方法	 	  イシククルにおいて河川・地下水・湖を中心に現

mmee//ll
99

湧水●    1:  バルクチ川

辺の塩湖よりも比較的低い。周辺は 3,000m 以上の66●  17:  ジオガラン川_3●    2:  カムサルモ川●  18:  ジオガラン川_4●  19:  ジオガラン川_5

110000%%●    4:  セミョーノフカ川_2●  20:  ジオガラン川_6●  24:  バルスコ川●    8:  チュップ川●  25:  タムガ川●    9:  ジオガラン川●  10:  カラコル川●  11:  チュップ川_2

CCll ++SSOO  44 ++NNOO33●  26:  トソル川

CCaa++MMgg●  27:  アクテレク川●  12:  チュップ川_3●  13:  チュップ川_4●  14:  チュップ川_5●  15:  チュップ川_6●  16:  ジオガラン川_2

00%%

●
● 22
24
●
●
●
●
15
●●21
●1617
101327 ●1
●
●
●
4
●●
●
●
582012
18
3●
●
9
●●
28
●
●11
●2319
●
2
●●25 26●  28:  チュラスー川▲  29:  イシククル（バルクチ）▲  30:  イシククルCS 表面

▲▲
29 30
▲
▲
31
32

▲  31:  イシククルE1▲  32:  イシククルE2

00%%

14 6

■

7

地水文観測を 2012 年～2014 年夏季にかけて 3 回行

110000%% 00%%00%% 110000%%った。調査地点は 42 地点で、河川は 31 地点、湖は9 地点で行った。
地下水は東部にて 2 地点で行った。

NNaa++KK

HHCCOO33

▲ ▲
▲30
29 31

●●22
24
●●
●
●●
1517
●
21
●●
16 1
101327
●
●
●
●
●
20
●
5
●
12
●28
3■
89 4
18
●●
7
19 11
●
●●
2
23
●
● 26
● 25

MMgg

気温、水温、EC、pH を現地観測し、持ち帰ったサンプルから、TOC の測定、イオンクロマトグラフィーを使用した主要溶存成分分析、ICP-E により重金
属イオンの分析を行った。

00%%
110000%%●●●24●2827●
22
●
●
●
1
●
●
●
●
●
●
15
21
●
●
6912
●
●
11
●
8●
●
25
●
18
513
10
226
23

110000%%

32

■

7

17
20
14
416
319

CCaa

110000%%00%%

110000%% 146
00%%

▲
▲
▲
▲
293130SSOO  44 ++NNOO33

32

CCll

00%%
110000%%  

図 2   主要溶存成分の割合（2014）  Ⅳ	  結果・考察	 Ⅴ	  おわりに	 	  河川は Ca-HCO₃型で、湖北と湖南では溶存物質

	  今後は、水質進化の過程を調べるにあたって、の濃度が低い。一方、湖東と湖西では濃度が高く、地下水を重点的に調査していく予定である。

流域の違いによる地質の影響の差異が認められた。
2013 年の湖東部の地下水は EC が 1,000 以上と濃度が高く、河川よりも Mg+2 の割合が高かった。湖は蒸発による濃縮によって、Ca2+と HCO₃-が 10me/lを超えることはなかった。SO42-は、河川では Na+と Cl-やり卓越していたが、イシククルでは、この二参考文献	 Romanovsky, V. V. (2002): Water level variations andwater balance of Lake Issyk-Kul. NATO Science Series,
13, 45-57.
Karmanchuk, A. S. (2002): Water chemistry and ecology
of Lake Issyk-Kul. NATO Science Series, 13, 13-26.

9)
熱水域の熱収支と周辺水域への影響評価‐北海道・倶多楽火山‐＊

落合泰大，知北和久，牧野晶(北大・理)，濱田浩美(千葉大・教育)，大八木英夫(日大・文理)，支笏湖・水とチップの会(A)(B)
１．はじめに
北海道南西部に位置する倶多楽火山（第四紀）は 4 万年前の噴火によって倶多楽湖（カルデラ湖、
温帯湖）を形成した。倶多楽火山の西麓に位置する
登別地熱水地域は、噴気・熱水活動が盛んであり、マグマ起源の流体の寄与が推定されている（松葉谷
ほか、1977）。今年 9 月の御嶽山噴火を契機に、この地域には 4 段階の“噴火警戒レベル”が導入され、今後周辺地域の防災対策に力が入れられていく地域
図 1. (A)登別地熱水地域と(B)倶多楽湖における観測点のである。ここでは、登別地域の各湯沼（沸騰泉池・位置
奥の湯・大湯沼）の水収支・熱収支を評価するとともに、隣接する倶多楽湖の湖底付近の水質変動を探ることで，登別熱水系が同湖へ与える影響について検討する。
２．対象流域の概要と方法
各湯沼と倶多楽湖の観測点と観測項目を図 1 に示す。地質は主に第四紀火山噴出物からなり、断層や破砕帯が NE-SW・NW-SE 方向に発達している。図1(A)の沸騰泉池で熱電対温度計（精度±2.5℃）、倶
多楽湖最深点で水温計 TidbiT（精度±0.2℃）を垂直に 34 個、湖畔と大湯沼駐車場で気温・湿度・風
速・風向・日射・雨量を連続観測している。また、
図 1(B)の赤点 7 ヶ所で調査時に CTD-Profiler を用い
倶多楽湖の水温・水質の垂直分布を得ている。観測開始期間は登別では 2013 年 10 月から、倶多楽湖では 2012 年 9 月からで、2014 年 8 月末からは倶多楽湖湖底に高精度水温計（精度±0.01℃）を設置している。他に，大湯沼と奥の湯の水温について，2013
年 1 月以降，登別温泉 KK よりデータをいただいている。なお，気象データとして，さらに大湯沼の南
西 5.4km の登別アメダス地点、24.9km の室蘭地方
気象台のデータを利用している。また，倶多楽湖の湖底コアを採取し、変水頭法で堆積層の透水係数を求めている。
３．観測結果図 2 に各湯沼の水温および気温・降水量の変化を示す。
どの湯沼も降雨に対する応答は早く、沸騰泉池では最大180mm/day の雨量に対し 40℃以上の水温低下が生じ、その後 1 週間程度で元の状態に回復したことがわかる。また、図 3 の 6 時間平均水温変動からは沸騰泉池の沸騰点の水温変動が日変動を示し、午前 6 時-12 時の水温が一番低いことがわかる。倶多楽湖湖心の湖底付近では、
profiler 観測から相対的に高い水温と電気伝導度が得られ、湖底付近に降水起源の湖水とは異なる起源の地下水・熱水が流入していることが推定される。高精度温度計は約2 ヶ月で 0.08℃の上昇と大きな変動は見せなかったものの、不規則な細かい変動を示し、profiler の水温値と概ね合致する結果となった。

図 2. 各湯沼の水温および気温・降水量の変化

図 3. 高精度水温計（青線），Profiler による倶多楽湖湖
底水温（■印）と沸騰泉池水温（赤線；右軸）の 6 時間
平均水温変動４．各湯沼の水収支・熱収支評価
登別の各湯沼で水収支・熱収支を評価した。結果として，河川流出量が正味の地下水流入量とほぼ釣り合っていることがわかった。熱の総流入量は奥の湯で平均 19.9MW、大湯沼で 68.7MW、沸騰泉池で87KW が得られた。ここで，地下水流入量を火山ガス成分（99％水蒸気）と熱水成分に分離した。その結果、正味の地下水流入量に対し火山ガスが占める
割合は奥の湯 21％、大湯沼 42％、沸騰泉池 47％と各湯沼間で大きな差が見られた。
５．倶多楽湖の熱環境とその応答
倶多楽湖の湖底水温変動より地殻熱流量の変動を評価
し、profiler より 2014 年 9-10 月の地殻熱流量が最大で21.95(W/m )と見積もられた。この変動は登別の各湯

沼での正味の熱流入量や火山ガス流入量の変動に対して遅れて応答することが考えられる。なお，湖底堆積層の透水係数は平均 8.6×10-4(cm/s)であった。
今後は、この透水係数を考慮した地下熱水流のモデ
ルを構築することを考えている。

10)	
 港湾内における水路内の貧酸素水塊の分布と形成過程	
 
	
 
	
 
＊

藤井智康	
 (奈良教育大・教育)，藤原建紀	
 (京都大学名誉教授)	
 	
 １．はじめに	 大阪湾や東京湾は、閉鎖性の強い内湾であり、高度経済成長期以後の埋立により、大きな地形変化が生じている。この地形変化は、埋立地の周辺海域や港内海域の流況に大きな変化を生じさせている。
港湾規模では、埋立によって作られた複雑な水路状地形によって、多くの停滞性の水域（よどみ地形）が作られるために海水交換や物質循環に大きな変化が生じ、栄養塩や DO（溶存酸素） 等が変化し、貧酸素水塊の形成を複雑にしていると考えられる。また、下水処理場の多くは埋立地に立地し、水路状海域に処理水が排水されている。これまでの調査結果
から、大阪湾奥部における貧酸素・無酸素水塊の多くは、港湾域内の「窪地」にできているが、下水処
理排水が流入する海域では「窪地」以外で底層の貧酸素化が見られるなど、港湾域の貧酸素過形成のメ
カニズムは非常に複雑である。しかしながら、埋立地よって作られた長さ数百から数キロメートルの水路状地形と貧酸素化との関係はほとんど分かっていない。そこで、本研究では、地形規模にあった多点の DO 測定等を多項目水質計で行い、地形内の DOと水質分布を明らかにする。
	 ２．調査方法	 港湾海域の貧酸素水塊の分布と形成過程を明らかにするために、大阪湾内の神戸港 25 か所（図 1）、
西宮港 22 か所（図 2）、尼崎港 19 か所（図 3）、
堺浜 14 か所（図 4）の計 80 か所で現地調査を行った。各調査地点では、直読式総合水質計 AAQ-177（JFE アドバンテック社製）を用い、水温、塩分、DO、クロロフィル蛍光、pH の鉛直分布を水深 0.1
m 間隔で測定した。調査は 2014 年 8 月 4 日、8 月 7日、9 月 19 日、9 月 26 日、11 月 17 日、11 月 19 日
に行った。

図 1	
  神戸港内調査地点	
 

	
 

図 2	
  尼崎港内調査地点	
 

	
 

	
 

図 3	
  尼崎港内調査地点	
 
	
 

	
 

図 4	
  堺浜調査地点	
 	
 ３．結果と考察	 3.1	
 	  神戸港内の貧酸素水塊	
 2014 年 9 月 19 日に実施した St.1～10 に沿った
測線での水温、クロロフィル蛍光、DO の分布を
図 5 に示す。St.3 付近には防波堤があり、その内側と外側では DO の分布に大きな違いが見られた。
防波堤の外側は潮流による混合作用が強いため底層部の貧酸素化が弱かったのに対し、内側は混合作用が弱いため底層部の貧酸素化が顕著で無酸素水塊が形成されていた。St.6 付近では神鋼神戸発
電所から温排水が放流されており、周辺海域より表層水温が高く、水温成層が強かった。このこと
は防波堤内の貧酸素化をさらに促進させると考えられる。

なっていた。この窪地内には、周囲よりも重い海
水が溜まっており、この部分が無酸素化していた（図 7）。

図 5	
  神戸港における(a)水温，(b)クロロフィル蛍光,(c)DO の分布．2014 年 9 月 19 日	
 3.2	
  尼崎港内の貧酸素水塊	
 尼崎港内の表層では、港内に入る St.4～6 付近
でクロロフィル傾向が高い。貧酸素水塊は水深が深い航路内で貧酸素化していた（図 6）。

図 7	
  甲子園浜における(a)水温，(b)クロロフィル蛍光,(c)DO の分布．2014 年 9 月 19 日	
 3.4	
  堺浜の貧酸素水塊	
 大和川の河口にある堺浜には，航路浚渫された深掘り跡がある．この深掘り跡には，春から夏の加熱期には，低温の重い海水が取り残され，貧酸素・無酸素化する（図 8）．

図 6	
  尼崎港における(a)水温，(b)クロロフィル蛍光,(c)DO の分布．2014 年 9 月 19 日	
 

	
 
3.3	
  西宮港内の貧酸素水塊	
 St.12 と 13 の間には，橋脚撤去後の敷居状地形があり、この敷居より東側は小規模な窪地地形と図 8	
  堺浜における(a)水温，(b)クロロフィル蛍光,(c)DO の分布．2014 年 9 月 19 日	
 

11)	
 
沿岸潟湖の水収支・熱収支からみた地下水の役割と滞留時間	
 	 ＊知北和久,	
 上原弘之,	
 阪田義隆，宮本拓人，落合泰大,	
 MD M. Hossain (北大・理)	
 	
 １．はじめに	 	  北海道の十勝地方沿岸には，年に数回，外海と沼を隔てる砂州の一部が切れて湖水が流出する潟湖群が存在する。Chikita et al. (2012)は，その一つの生
花苗沼（おいかまないぬま）について水収支評価を行い(図 1)、結果として、沼の正味の地下水流出量が河川流入量とほぼ釣り合っていること、この地下水流出が外海と沼を隔てる砂州中のレキ層を通して
被圧地下水として流出していることを示した(図 2)。
このレキ層は， 17 世紀初頭に襲った巨大津波（モーメント・マグニチュード 8.5, 津波高さ 26m）の堆積物であると判断される（平川一臣，私信）。ここ
では、さらに沼の熱収支を評価し、沼の地下水流動系とこれに関連した沼水の滞留時間について考える。
	 ２．対象流域の概要と方法	 2	  生 花 苗 沼 流 域 （ 沼 を 除 く 面 積 105.7 km ） の
DEM と観測点の位置を図 1 に示す。流域地質は，
主に新第三紀堆積岩および更新世後期火山噴出物からなる。L 地点で沼の水位と水温，M 地点で気温・湿度・雨量，P 地点で気温・雨量，T, R1, R2 地点で流入河川の水位・水温, F 地点で気温・湿度を連続観測している。測定開始期間は 2010 年 6 月からで，他に気象データとして沼の南西 8.8km のマメダス観測点および西南西 18.8km の大樹町アメダス観測点のデータを利用している。	
 	
 ３．観測結果	 	  図 3 に 2011 年における沼の水位・総河川流入量・雨量の時間変化を示す。2011 年は砂州の決壊
が 4 回起こり，結果として 1 日程度で沼水の 95%
以上が太平洋に流出している。流出口（湖口）では砂州が海水位近くまで削られ，沼の水位は海水の進入を受けながら潮位に応じて変動することがわかる。

図 1. 生花苗沼流域 DEM における観測点の位置

図 2. 砂州の内部構造と外海への地下水流出（模式図）

４．沼の水収支と熱収支	 	  ここでは，沼の閉塞時を考える。このときの水収支式は，	
 ΔV / Δt = Δh ⋅ A / Δt = (P − E	
 )⋅ A + R − (Gout − Gin ) (1)	
 で，ΔV,Δh:それぞれ収支期間Δt での貯留量変化
及び水位変化，A：湖水面積，P：水面への直接降
水量，E：水面蒸発量，R：河川流入量，Gout, Gin:それぞれ地下水の流出量・流入量（このとき，正味の地下水流出量 G =Gout – Gin）である。また，熱収支
式は，

⎡ h

	
 ΔS/Δｔ= Δ ⎢⎣ 0 {ρ wc pT ( z )}⋅ A( z )dz ⎥⎦ / Δt∫⎤

= ( R n −QH − QE ) × A + H R + H P − H G
H G = H Gout − H Gin = ρ wc pGoutTGout − ρ wc pGinTGin

図 3. 生花苗沼の水位と河川流入量および雨量の変化

(2)
(3)

ここで，ΔS: Δt 間の沼の貯熱量変化(J/m2)，cp: 定圧
比熱，T：沼の水温(K), Rn ：水面での正味放射量(W/m2)，QH: 顕熱フラックス，QE：潜熱フラックス，
HR ：流入河川による熱フラックス，HP ：降水による熱フラックス，HGout：地下水流出による熱フラックス，HGin：地下水流入による熱フラックス，ρw：
水の密度，TGout, TGin：それぞれ流出地下水，流入地
下水の温度(K).
	  今回は，収支期間として水位変動の小さい 7 月
18 日～9 月 3 日の期間を選んだ（図 3）。この理由
は，水位変動が大きい場合，潟湖の特徴として湖水面積が大きく変化し（図 4），結果としてΔV, ΔSの計算に大きな誤差を含むからである。
図 4. 湖盆図から得た生花苗沼の水位と面積との関係

5．計算結果と考察	 	
  図 5 に，(1)式に対応した水収支の計算結果を示す。Chikita et al. (2012)が示すように，河川流入量
が正味の地下水流出量 G(=Gout - Gin)とほぼバランス
状態にあり，次に貯水量の変化ΔV/Δt が水収支に影響していることがわかる。なお，この場合，沼の水位変動が小さいため，G 値の変化との間に相関は認められない。
	  図 6 に，(2)(3)式に基づく熱収支の計算結果を示す。水収支結果に対応し，河川流入に伴う熱フラッ
クス HR が正味地下水流入による熱フラックス HGとほぼバランス状態にあり，沼の貯熱量変化
ΔS/Δt も収支に寄与している。
計算された HG について，この温度が L 地点での湖底水温と同じとすれば，HG を与える正味の地下
水流出量 GH が求まる。これを水収支から得た正味の地下水流出量 G と比較したのが図 7 である。両者はほぼ 1 対 1 に近い関係にあり，熱収支評価は比較的妥当であることがわかる。しかし，実際には，
流入地下水と流出地下水の温度は異なることが考えられる。ここで，流出地下水の温度に L 地点での湖底水温を与え，Gin/Gout	  <1 の条件を与える流入地
下水の温度の条件として，TGout -TGin 1 ℃が必要

図 5. 計算された生花苗沼の水収支と水位の変動	
 であることがわかった。具体的には，収支期間 の 平 均 と し て ， Gout=1.04 m3/s, Gin=0.078 m3/s
(Gin/Gout =0.075)が得られた。結局，沼への地下水流
入 量 は わ ず か で あ り ， こ の 結 果 は Chikita et al.
(2012)における推定と調和的である。また，得られた地下水流出量 Gout から，湖水の平均滞留時間は収
支期間平均で 15.3 日と求められる。これより，閉鎖期間が 3 ヶ月程度続けば（図 3），6 回程度の水の入れ替えがおこなわれることがわかる。また，開口後に海水が沼に進入しても，重い海水は水深の大きい砂州周辺に集まり，これが選択的に外海へ地下水流出する。閉塞時に沼水が淡水に近いのは，これが原因と考えられる。
今後は，図 2 に示す砂州の堆積構造の実相を掘削と地下探査によって明らかにすることを検討してい
る。
	
 
参考文献	
 
Chikita, K. A. et al. (2012): Jour. Hydrol., 464-465, 423430.

図 6. 計算された生花苗沼の熱収支変動

図 7. 水収支と熱収支による正味の地下水流出量の関係	
 

12)	
 
日本国内の大深度湖沼の水温鉛直分布と循環＊濱田 浩美（千葉大・教育），大八木 英夫（日大・文理）	  知北 和久（北大・理学研究院），牧野 晶（北大・理学研究院・院）
１．	
 はじめに

深度の現地 pH 測定を行い，後日研究室にて主要イ	  地球温暖化による雪氷域の氷河減少や生態系へ

オン分析，酸素・水素の同位体分析を行った。

の影響は，世界各地で報告され，深刻化しているこ

３．結果と考察とは言うまでもない。本研究では，日本国内の湖沼

1）摩周湖の循環の底層水温上昇と湖水全体の水温変化に伴う結氷と底層の酸素減現象の変化に着目し，国内大深度湖沼の今後の温度

少	
  	
 

上昇が湖沼環境に及ぼす影響を明らかにすること

図 1 は春季循環を目的としている。湖沼の結氷は，水体の物理的な期前後の各層の水状態変化だけではなく，非結氷による湖水の低温化，温変化である。結氷

生物の生息環境の変化，循環現象の変化による化学

年の湖面は冬季の的な物質循環等への影響が大きい。これらの結果は，氷により蓋がされ，今後，国内の湖沼の年間の底層水温上昇や非結氷現

冷却は 100m 付近

象，水質変化の特性を見いだし，進行する地球温暖までに限定され，化に伴う日本の湖沼環境の将来予測を評価する基3℃程度を示す。一

礎資料とすることができる。

方，非結氷年は 4 月上旬に 100m の水温が 2℃まで

２．材料と方法

低下しており，湖水全体が冷却していることを示す。

	  近年，世界的にみても今まで結氷していた湖沼がこのため，図 1 の破線で示す範囲のように春季循環結氷しないか，結氷期間が短縮するなどの現象が生期の期間に大きな差が生じる。結氷年は 200m の水じてきた。また，琵琶湖をはじめとした多くの湖で温の変化が小さく，循環の期間は極めて短い。非結は，湖沼の底層水温の上昇も指摘されてきている。

氷年は全層で 1 ヶ月近い等温上昇期が認められ，結

これは地球温暖化に起因する可能性が高いと考え氷の有無で全く異なる春季循環を示すことがわかられるが，証明には連続的な水温観測と近接地域での気温観測が不可欠である。最近はアメダス観測網の発達，水温等の観測機器の進歩により，容易にデータを得ることができるようになった。しかし，現状では水温の連続観測が行われている湖沼は稀で，冬季に結氷する湖沼の循環構造や結氷条件の把握に関しては極めて少数の湖沼に限定されている。
	  そこで本研究では，結氷年と非結氷年が出現していて，すでに継続観測している摩周湖(212m)に加え，倶多楽湖(148m)においてもロガーによる継続的な水図 2 摩周湖における DO(%)の鉛直分布	 温観測を実施するとともに、不凍湖の支笏湖(360m)，った。図 2 には摩周湖における結氷年と非結氷年の十和田湖(327m)，田沢湖(423m)，本栖湖(122m)にお

溶存酸素飽和度の鉛直分布を示した。底層部の溶存

いて水温・水質の鉛直分布の観測を行った。鉛直分

酸素量は結氷年と非結氷年では相違が見られ，結氷

布測定には JFE アドバンテック社製 Rinko-Profiler

年では循環により底層に十分な酸素が供給されてを使用し，観測項目は 0.1m 毎の水温，電気伝導度，いない可能性が示唆された。

溶存酸素量，クロロフィル，濁度である。また，0-50m

2）田沢湖の水温変化と循環

までは 10m 毎，その後は 100m 毎に，残りは最高水	  図３には田沢湖の水温，DO(%)の鉛直分布を示し

深より数 m~10m 上で採水した。採水した試水は各た。12 月初旬には表層から 20m 付近までは 10℃を

示し，100m まで水温躍層を示す。DO は 20m〜25mに最大値を示し，70m までは過飽和で，100m 以深では湖底付近まで 90％以上を示している。130804
は表層の水温は 24℃に達し，80m まで強固な水温躍層を示している。DO は 100m まで過飽和でそれ以深も 96％以上と十分な酸素があることがわかる。
131231 をみると 12 月末には表層から 40m 付近まで７℃を示し，全循環には至っていない。DO は100m 以深でも 93％以上を示し，底成層の 3m ほどを除いて十分に酸素があることがわかる。140630の DO は底付近でも 96％を超えていることから春生じると考えられる。

期に酸素の供給が行われていることを示している。

3）不凍湖の水温変化と循環	 	
  図 5 には支笏湖，本栖湖，十和田湖の水温，DO(%)の鉛直分布を示した。いずれの湖沼も冬季に結氷しないことで知られている。	
 	  支笏湖は 50m 以深で年間を通じて 3.6℃程度を示し，夏には 200m 以深で酸素が少しずつ減少している。
しかし，DO は底直上でも 83%を示し，冬季から春季にかけての冷却時に十分な循環が生じ，底まで酸素が供給されることを示している。	
 	
  本栖湖は 65m 以深で年間を通じて 6℃程度を示している。1 月末ごろ全層が等温を示し，3 月末まで全層の冷却が 2 ヶ月間継続する。その間，冷却されるが，本州の標高 900m に位置する本栖湖は 4℃までは低下せず，6℃程度でとどまっている。	
 2 ヶ月間の図 3 田沢湖における水温，DO(%)の鉛直分布

冷却期は全層の循環が連続すると考えられ，底まで十分な酸素が供給されていることがわかる。夏季に

図 4 は田沢湖の表層の水温変化を示した。田沢湖はは底で酸素が消費され，100m 以深で 80%以下を示す。	
 3/22 ごろ表層の水温は 4.01℃の最低温度を示して	  十和田湖は湖心が半島と半島に挟まれる位置に偏いることから，３月中に全循環をし，底層まで酸素心しており，また半島の内側以外は水深が 100m 程度の供給が行われると考えられる。

と浅くなっている。このため，水温成層は特異な形

	  今後，地球温暖化により，冬期の水温が 4℃以下状を示し，簡単には説明できない。しかし，いずれにならなくなると循環形態や生態系に大きな影響がの季節も 150m 以深で 5℃以上の等温層が認められる。	
 	
 図 5 不凍湖における水温，DO(%)の鉛直分布

13)
温泉・地熱資源の利活用をめざして：現状と課題
池田隆司 (北海道大学・NPO 北海道自然エネルギー研究会)

１．はじめに2011 年 3 月 11 日に発生した東日本大震災と，それに伴う東京電力福島第一原子力発電所の放射能漏洩事故の後遺症は未だ深刻である．一方，国の新しいエネルギー基本計画(2014 年 4 月閣議決定)が発表され，原子力発電所の再稼働に向けた動きが活発化している．再生可能エネルギーの利活用も推進されているとはいえ，現状では日本の総発電量のうち再生可能エネルギーの割合は 10%程度に過ぎず，水力を除くと約 2.2%(2013 年)である．また，最近の電力の固定価格買い取り制度(FIT)の不備による再生可能エネルギーの受け入れにも問題が発生している．自然エネルギーの特徴と問題点を把握し，有効に利活用したいものである．ここでは，主として北海道大雪山層雲峡地域での温泉・地熱資源の有効な利活用に向けた取り組みについて現状を紹介し，内在する課題を抽出すると共に議論したい．
２．大雪山層雲峡地域の温泉・地熱資源
層雲峡温泉の歴史は古く，1850 年代に発見されて以来自然景観の豊かな温泉郷として発展してきた．
一方，隣接する白水沢区域では 1960～70 年代に良質な地熱資源が確認され開発計画が立てられていたが，国立公園内での開発規制などで上川町は 1996
年に地熱開発を凍結した．2011 年 3 月の東日本大震災の後，2012 年 3 月には環境省が新たな通知を出すなど国立・国定公園内での規制緩和が始まった．
それに伴い上川町においても地熱開発の可能性が再検討されることになった．
2-1 層雲峡温泉
層雲峡温泉は， 源泉数は温泉台帳上では 63 箇所
であるが，北海道立地質研究所(2008)のリストには
自然湧出 35 箇所，掘削井 9 井が記されている.福富・他(1960)による源泉及び湧出口の位置を図 1 に示す．これと比べると，源泉数は 2 倍程度に増えているが温泉水の湧出や流動の傾向は現状でも大差な
い．掘削井の深度は 50～80m，温度は 47.3～94.3℃，
湧出量は 200 L/min が 1 井あるが他は数十から 100
L/min 程度である．自然湧出量と合わせた総湧出量と しても 1,498 L/min 程度 に過ぎ ない．泉 質はNa-HCO3, PH 6.1～8.3 である．福富ら（1960）は，1m 深地温分布を 1958 年に測定している（図 2）．
図 2 では，12℃を基準として，5℃毎の等温泉が示されている．地温の最高温部は紅葉谷の旧日赤分院附近で，高温部がおよそ 100～200m 幅で神仙橋のある北西方向へ 1.5km 以上延びている．途中の支流上にもいくつか高温部が認められる．これら帯状高温部上では旧日赤分院附近から遠ざかるほど湧出温度が低下すると共に Cl-濃度も低下する傾向にある．

図 1

層雲峡温泉の源泉・湧出口分布（黒丸）（福富・他，1960）図2

層雲峡温泉の 1m 深地温分布（福富・他，1960）

これらのことから，旧日赤分院附近から湧出した源
温泉は帯状の層状泉を成して旧石狩川の埋没流路沿いに下流へと流動しており，途中地下水と混合して漸次温度が低下すると共に主要化学成分が薄くなっているのであろうと推定されている．福富ら(1960)
はこれらを基に，層雲峡温泉地域の温泉源による熱エネルギーの総量として Q=11.4x107 cal/min を得ている．これは，福富（1966）による温泉熱階級のⅣに相当し，濁川，洞爺湖と同じ階級に属する．
2-2 白水沢地熱区域
層雲峡温泉の西方に拡がる白水沢地熱区域の位置，地質，地熱・温泉資源評価については，池田(2013)
で概略紹介した．この中心部では，過去（1968～1972）に北海道立地下資源調査所や上川町により 8本の井戸（深度 140 m～1000 m）が掘削され，3 号
井(269m)で 140.8℃，4 号井(455m)で 164℃の蒸気噴出を確認しており，一番温度の高い 6 号井（上川町掘削）では，坑底 474.4 m で温度 200 ℃，蒸気
30～40 t/h，温度 125～129 ℃であった． 花崗岩体直下に地熱貯留層が推定されている（図 3）．
北海道(1978)は，上述のデータに基づき白水沢における地熱発電の出力期待値を図 3 に示す地熱水賦
存範囲で， エネルギー採取率：0.5，100 年間発電13)

図 3 白水沢地域の地質断面図，及び地熱水貯留想定域

全国の高温温泉の発電ポテンシャルは約2347 万 kW と 試 算 さ れ て い る （ 村 岡 ，
2008)．その約 80%が自然公園内にある．
環境省による地種区分（特別保護区，第 1
種～第 3 種）の根拠を明らかにし，その地域に適合した環境保護の許容範囲と方法を示すべきである．上述の白水沢の地熱水貯
留想定域は，第 1 種区分域に位置する．
4) 開発コストと時間の問題
地熱発電が実現するまでには，地表探査から始まり，調査井・生産井・還元井の掘削，環境影響アセスメント，発電所建設工事など初期設備投資の負担が重い．適切な発電の規模，熱資源の多段階的利用による事業主体資本の融通を行うと共に，
計画開発から国が支援する体制と資金的援助が欠かせない．時間の削減のためには，環境アセスメント
や許認可に係わる簡略化の検討が必要である．
5) 国および電力会社のエネルギー政策
国のエネルギー計画が議論不十分な故に不確実な内容のままであり，固定価格買い取り制度や発送電分離問題など課題は山積している．

（北海道立地下資源調査所，1974；八幡，2012）

可能として，出力期待値は 18.6 万 kW，深度を1,500m までとしても 12.4 万 kW，その 1/3 としても
4 万 kW が期待できるとした．
３．課題と考察
上川町では，2012 年 11 月に，地熱発電の可能性と地域との共生を図りつつ，地熱エネルギーの有効性について研究・検討することを目的として，「上川町層雲峡温泉白水沢地区等地熱研究協議会」が発足した．2013 年度には，環境現況調査，地質変質
帯調査，物理探査（MT,微動アレイ），地化学調査を，2014 年度には温泉モニタリングと環境現況調査を実施している．これらについても参考にして，温泉・地熱資源を有効に利活用するための課題として，以下の 5 項目について考えてみたい．
1) 温泉・地熱資源量の科学的評価
温泉・地熱資源量を如何に正確に見積もるかが，
有効利用の大前提となる．物理・化学的探査により地質・熱水流動構造を把握し，掘削井からの岩石コ
アや検層による透水性の測定，噴出試験による噴出量の定量的評価などを行うことが課題となる．
2) 温泉と地熱発電との共生
これまでの地熱発電所の建設にあたっては，地熱貯留層評価だけでなく，周辺の温泉の温度，湧出量，
化学成分などのモニタリングを行っている．また，発電に使用しない熱水を使って，温泉水として供給することや農水産業に活かすことが出来る．層雲峡
温泉においても温泉モニタリングを実施し，温泉業者とデータを共有しており，今後の温泉・地熱資源
利活用の青写真を描く上で貴重なデータとなる．
3) 国立公園と環境問題

４．おわりに層雲峡地域には潜在的に地熱ポテンシャルの高い区域が存在するが，上述の課題 3)国立公園内の制約が大きく，また，地形的にもアクセスの困難な場所に位置することから，この区域で地熱発電を行うには相当の困難を伴う．したがって，白水川下流域
での開発も視野に入れる必要がある．そのためには，該当地点をより詳細に調査し，貯留層の規模，亀裂・断裂系などを明らかにし，正確な地下地質構
造・熱水流動系モデルに基づいた温泉・地熱資源量の正確な見積もりと適正な環境影響評価がなされる
ことが期待される．そして，なにより，地域のエネ
ルギー利用施策とそれによる活性化を目指すという，
自治体の強い意志と地域住民のコンセンサスのもとに，多段階的な温泉・地熱資源の利活用を考えることが重要である．
参考文献
福富孝治，藤木忠美，須川明，梶原昌弘，大谷清隆，
1960，層雲峡温泉の調査，北海道温泉調査報告 Ⅶ，北海道衛生部，135-148.
福富孝治，1966, 北海道の温泉について，火山第２集，127-144．
北海道, 1978, 発電用地熱開発環境調査（上川地区）．
北海道立地下資源調査所，1974，北海道大雪山層雲峡地区の地熱資源，地熱調査報告書．
池田隆司，2013，温泉・地熱資源の利活用：大雪山層雲
峡地域の取り組み，陸水物理研究会報（第 35 回研究発表会）,10．
村岡洋文，坂口圭一，駒沢正夫，佐々木進，2008，日本の熱水系資源量評価 2008，日本地熱学会平成 20 年学術講演会講演要旨集．
八幡正弘，2012, 層雲峡白水沢地熱開発の経過，上川町
地熱研究協議会(第 1 回)資料．

14)	
 北海道における温泉水位の歪変化に伴う線形応答	 	 ＊柴田智郎(京大・理，道総研・地質研)，秋田藤夫(道総研・地質研)，	
 	
 池田隆司(北大・名誉教授)	
 
	
 

	
 
１．はじめに	 	  温泉水は地下深部の情報を反映しているため、地震や火山活動などの影響を受け、変化することが報
告 さ れ て い る （ Igarashi	  and	
  Wakita,	  1991;	
 Shibata	 et	
 al.,	 2008）。北海道周辺では十勝沖、釧路沖、根室沖などプレート境界を震源とする巨大地震が繰り返し発生し、道内各地の温泉の水位が変化している（Akita	
 and	
 Matsumoto,	
 2004;	
 Shibata	 et	
 al.,	 2010）。	
 	  一般に、温泉水は地下水に比べ歪変化に対し、鋭敏に反応することが知られていることから、温泉の水位観測を行い、歪変化に対する応答を調べた。	
 	
 ２．水位観測と解析	 	
  北海道内の未利用状態にある 19 の温泉井の水位を連続観測し（図１）、これらの温泉井戸の詳細は
表１に示した。温泉の水位は、投込圧力式水位計を用い、10 分間隔で自動的に測定される。測定されたデータは、データロガーに記録される。水位の測定誤差は、水位計で異なるが 5〜10 ㎜程度である。	
 
	
 
	
 

図１．観測地点	
 

	
 

	
 
	
  観測した水位変化は、歪潮汐プログラム BaytapG（Tamura	
 et	
 al.,	 1991）を用い、理論潮汐・気圧変化に対する応答を計算した。また、1990 年以降、
北海道周辺ではマグニチュード７以上の地震が６回発生しており、それぞれの地震で水位が矩形波のような変化を示している。矩形波状の水位変化と解析解から求めた地震による地殻歪との関係を求めた。	
 
	
 
	
 

表１．井戸の詳細	 Site  

深度度(m)  スクリーン位置
(m)  

地質状況
*1  

AB  
AK1  
AK3  
JS  
KN  
KT  
NW  
OB1  

120  
118.5  91.8  
1103  792  974  1010  
1328  

59.5-‐‑‒109  
72-‐‑‒115.7  24-‐‑‒91.8  570-‐‑‒1078  
500-‐‑‒792  
638-‐‑‒947  
580-‐‑‒1000  
950-‐‑‒1060  OB4  1400  

1235-‐‑‒1400  

OB6  
SK  
SP1  

220  
85  
657  

SP2  
SP3  
SR2  

657  
1001  
508  

164.5-‐‑‒192.5  
45.2-‐‑‒80  
287.9-‐‑‒309.9,  354.1-‐‑‒376.2  539-‐‑‒597  
800-‐‑‒1001  –  Qs,  Pv  Pv,  Mv  Pv,  Mv  
–  
Mv  
–  
Ms  
Ps,  Ms,  PTs  Ps,  Ms,  
PTs  
Ps  
Ms,  Mv  
Qs  

TS  
TS2  
YC  
YN  

416  
1500  
200  
68  

–  
–  
150-‐‑‒200  48-‐‑‒68  Ps  Ps,  Ms  Ps,  Pv,  Ms,  Mv  Mv,  Ms  –  Mv  Ms,  Mv  

海岸から
の距離離
(km)  
1.8  
52  
50  
16  
11  
9.3  
1.0  
50  
45  
47  
0.38  
12  
12  
15  
0.15  
58  57  0.35  
0.08  *1	 Qs:	 第四紀の堆積岩,	
 Ps:	
 鮮新世の堆積岩,	
 Pv:	
 鮮新世の火山岩,	
 Ms:	
 中新世の堆積岩,	
 Mv:	
 中新世
の火山岩,	
 Pts:	
 先第三系の堆積岩.	
 	
 ３．結果と考察	 	  多くの観測井では、地震による水位変化は帯水層の地殻歪の変化に比例しており、歪感度を求めた。
しかし、３観測井では、水位の変化が歪変化とは比
例せず、逆に負の歪感度を示す。これらの井戸の負の歪感度は、地震の揺れによる温泉水以外の帯水層からの漏入や一時的な帯水層の透水係数の増加が原因と考えられる。	
 	  また、歪感度を用いると帯水層を構成している岩石の体積弾性率を得ることができ、一部の火山岩や堆積岩を対象とした帯水層の水位変化から求めた体積弾性率は、他の文献で見られる砂岩の値を示す。
一方、火山岩を対象としたものは花崗岩の値に等しいことが明らかになった。	
 	
 ４．参考文献	 Akita, F., Matsumoto, N., 2004. GRL 31.
doi:10.1029/2004GL020433.
Igarashi, G., Wakita, H., 1991. JGR 96.4269-4278.
Shibata,T., Akita, F., Hirose, W., Ikeda, R., 2008 JVGR,
173, 113-121.
Shibata, T., Matsumoto, N., Akita, F., Okazaki, N.,
Takahashi, H., Ikeda, R., 2010. Tectonophysics 483,
305-309.
Tamura, Y., Sata, T., Ooe, M., Ishiguro, M., 1991. GJI
104, 507-516.	
 	
 

15)	
 
粘土中間隙水の遅い移動に伴う水素と酸素の同位体分別	
 
	
 
＊

竹内	
  徹（(株)フジタ地質)，北岡豪一	
 (岡山理大)，小野寺真一(広島大)	
 	
 １．はじめに	 水の水素と酸素の同位体は、水の相変化と地層との物質交換によってその濃度を変えるので、自然界の水の動きや水の由来を調べるのに便利な天然トレーサである。地球上の大部分の水は、天水の循環系の中で議論されるが、深部堆積層に貯留する高塩分水について
は、その特異な同位体組成から天水由来かどうかの議論が 1970 年代から続いている。
世界各地の深層地下水の水素と酸素の同位体組成
は、地域の天水線よりも酸素に富む側にシフトする場合が多い。そのシフト量は水素同位体で 45‰程度、酸素同位体で 15‰程度までの範囲であり、多くが勾配 3 前
後の直線的な関係にある（Clayton, et al., 1966; White, et

崎平野の深層温泉水の上に重ねたものであるが、表層の粘土層間隙水の同位体組成が深層温泉水と同じトレンドの上に位置していることが注目される。

al., 1973; Matsubaya, et al., 1973; Sakai and Natsubaya, 1974;
網田ら, 2005; 甲斐・前川, 2009; 大沢ら, 2010）。このような同図 2．沖積粘土層中のδ18O の鉛直分布

位体組成をもつ水に対し、粘土鉱物との交換平衡（Becker and Clayton, 1976）、鉱物変質に伴う層間水の侵
出（大沢ら, 2010）、深部流体の寄与（網田ら, 2005）などの観点から議論が行われている。一方、水が粘土薄膜を通過する際に同位体分別が起こることが実験的に明らかにされ （Coplen and Hanshaw, 1973）、深部地下水の同位体組成が天水の循環系の中で議論できる可能性が示唆された。しかしその議論はこれまでに十分に行われているとはいえない。
岡山平野には、深さ数 m から十数 m の範囲に沖積粘土層が広く分布している。年代測定によると 9,000 年
前以降の縄文期に堆積した新しい地層である。その間
隙水は高塩分である。水素と酸素の同位体比を測定したところ、天水よりも酸素の重い側にシフトしていることが分かった。これをもとに、深部地下水の同位体組成の形成過程について議論を試みる。

３．討論（粘土層における同位体分別）	
 深部堆積層からの深層地下水や深層熱水は、粘土層に挟まれた透水性の地層から採取されたものと考えられる。堆積層中の間隙水は、堆積の進行に伴う加重増加によって絞り出された残渣といえる。
Coplen and Hanshaw（1973）は、粘土の薄膜に水を濾過させる実験を行って、残液に重い同位体が濃集し、濾過液には重い同位体が少ない同位体分別を見出した。
また、酸素同位体比と水素同位体比の変化が、残液、濾液を含めた全体で、勾配が約 3.1 のひとつの直線的な関係にあることも見出した。その勾配は多くのフィールドで観測される結果とよく符号したものであり、甲斐・前川（2009）や村松ら（2014）は、深層地下水に濾過過程
による同位体分別の可能性を指摘している。
粘土の間隙水には、イオンや土粒子の周りに電気的に束縛され、構造化した水分子がかなり存在している（Israelachivill and Wennestrom, 1996)。電気双極子である
水分子は、土粒子の表面電荷とイオンによって粘土粒子の周りで電気的に構造化している。Sofer and Gat（1972,1975）、および Stewart and Friedman（1975）は、塩を純水に溶解させると、溶液中の水の同位体比が純水の値よりも下がる（イオンの種類と塩濃度によって異なる）ことを実験的に明らかにし、イオンの水和層に重い水分子が凝集していることを示唆した。粘土層中の間隙水においても土粒子の周りのイオンの水和相に重い水分子が濃集していると考えられる。土粒子のまわりに束縛された水分子は、自由な水分子にくらべて動きが遅いので、粘土層との境界で同位体分別が起こると考えられる。

２．測定結果（沖積粘土層間隙水の同位体組成）	
 図１．沖積粘土層中の間隙水と深層温泉水（大沢ら、2010）の同位体組成

図 1 は、間隙水の同位体組成を示したものである。
Cl- 濃度および水素と酸素の同位体比は、深さとともに高くなり（図 2）、同位体比の天水からのシフト量は塩分濃度が高いほど大きい。図 1 は、大沢ら（2010）による宮４．討論（同位体分別のモデル）	
 土粒子表面に吸着した水分子は容易に動かないと考えられるので、水の動きに伴う同位体分別にはイオンに水和した水分子の挙動によるところが大きいと考えられる。そこで、粘土中の間隙水を構成する水分子を自由な水分子と土粒子の周りの拡散層にあるイオンに水和した水分子の 2 種類に分けて考える。動水勾配下で

は、水和水分子は移動速度が遅いため、残液に取り残されると考える。
簡単のため、粘土層が粘土粒子を含まない間隙水に接していて、水は水理的に粘土層側に移動する条件にあるとする。粘土層内の水分子は、ひとつの平均的な熱力学的状態にあるとして同位体濃度は一様とする。粘土層に入る手前の間隙水の同位体比を Rf 、粘土層内である。粘土層の境界でおこる同位体分別係数の値は、
おそらく、純水と濃厚溶液間の水和分別係数の値からそれほど離れていないものと思われる。
６．討論（結果）	
 部の間隙水の同位体比を Rc とし、同位体分別係数を濃度比 α = Rc Rf で定義する。粘土層の入口で交換平衡： (HDO)f + (H 2O)c = (H 2O)f + (HDO)c が成り立っているとすれば、分別係数 α はこの反応式の平衡定数に対応される。
この反応式は、速度過程における平衡状態を表す。
ある体積の水に主要同位体（H、16O）からなる水分子が
18
N A 個、重い同位体（D、 O）含む水分子が N B 個入っ

図 3．シフト量 Δδ 18 の残渣 fraction f による変化
Oていて、動水勾配によってそれらが粘土層に浸入する状況を考える。単位時間に粘土層に浸入する分子数は手前の分子数に比例するとして比例定数（速度定数）をk A と k B とおくと、 dNA dt = kA N A と dNB dt = kB N B で表される。 kB kA は上記反応式の平衡定数であるから α と
おくと、 dNB N B = α ⋅ dNA N A (1) となる。初期条件に
添字 0 を付して積分すると、 (N B N B0 ) = (N A N A0 )α となる。 N B N A は同位体比（D/H、 18O/16O）であるから Rで表し、 N A N A0 は残液の体積割合とみなせるので fで表すと、 R R0 = f α −1 (2) という Rayleigh の蒸留式が得られる。
堆積は、水中に浮遊する土粒子が沈降するところから始まる。堆積が進むにつれて地層が圧密されて間隙
率 n になったと考える。これは間隙水の体積割合 f が 1から n に低下したことである。δ 表記： δ = (R RSt − 1) を使うと（ RSt は標準試料の同位体比）、Rayleigh の関係(2)は Δδ = δ − δ 0 ≈ (α − 1)ln f (3) で近似できる。したがって、水素と酸素の同位体比の変化の比（勾配）はΔδ D Δδ 18 = (α D − 1) (α O − 1) (4) となる。多くの深層水
O

で勾配 Δδ D Δδ 18 が約 3 になっているのは、水素と酸O

素の分別係数の間にこの関係があることを示唆している。
５．討論（分別係数の値について）	
 分別係数の値は未知であるから、とにかく、種々の分
別係数 αD と fraction f を与えて残渣のシフト量 Δδ D を計算してみる。また勾配 Δδ D Δδ 18 を 3 として αD に対O応する αO を求め Δδ 18 も計算する。結果、 Δδ D と Δδ 18OO

は αD と αO によって大きく変わり、また、 f が小さくなるにつれて際限なく大きくなる。実際の条件はこの中に含まれると考えられる。問題は、実際の Δδ D と Δδ 18 の上限
Oがどのような条件によってつくられるかである。
Stewart and Friedman (1975)によると、濃厚溶液中の水素同位体比は純水よりも低く、塩濃度が高まるにつれて下がる。分別係数の値は、凝縮過程で 1.08、蒸発過程
で 0.922、高塩分溶液の純水に対する値は 0.99～0.999

図 4．圧密による同位体組成の変化

図 3 と図 4 は、 αD = 0.99の場合、 f > 0.01の範囲をプロットしたものである（ f の値が 0.01 以下では、 Δδ D とΔδ 18 O の値が実際のシフト量の範囲を超える。間隙率が0.01 よりも大きい地層に対応されるべきものである）。
α D の値を 0.98、0.97、0.96 にすると f の範囲はそれぞれ、0.1、0.2、0.3 以上となって、深部堆積層の間隙率の値として次第に合理性から離れる。シフト量の上限を規定するのは、深部堆積層（粘土層を除く）の間隙率であることに気づかされる。濃厚溶液における水和の分別係
数と深部堆積地層の間隙率を考慮すると、 α D の値として 0.98～0.99 の程度（ αO では 0.983～0.993）が推定される。この値は、実際のシフト量の上限を与える地層（粘土層除く）の間隙率が 0.1～0.01 でることを意味する。
一方、岡山平野の沖積粘土層の間隙水では、勾配 3の直線が天水線と交わる点までの偏差を読み取ると、Δδ D = 15 ‰である。これは、みかけの αD として、上記の0.99～0.98 を使うと、 f の値として 0.4～0.5 に対応され、浅層の間隙率として実際と矛盾しない値になる。
７．まとめ	
 深層地下水の同位体組成は、粘土層を介した水の動きに伴う同位体分別で説明可能であり、天水循環の範囲内の現象として理解される。不透水層である粘土層内では、水の動きは極めて遅いので、同位体分別による組成変化は極めてゆっくりと進行してきたものと思われる。なお、ここに言う天水は往古の天水である。

16)	
 石狩湾岸地域の被圧地下水位の上昇について	
 
	
 
深見浩司	
 (北海道立総合研究機構	
  地質研究所)	
 	
 １．はじめに	
 北海道立地下資源調査所（現略称：道総研	
 地質研究所）では，1971 年から札幌市北部～石狩湾岸
において，地下水位・地盤沈下の調査研究を開始したが，観測体制を整えながら現在まで継続されてきた．本研究会においても，その状況について何度か報告したが，石狩湾岸地域では，2013 年 4 月から，
上水道水源が地下水から表流水に転換された．このため，地域の主要帯水層である深度 100m 以深の被
圧地下水からの地下水揚水量が大きく減少した．その影響を受けた直近の 2014 年 9 月までの地下水位観測データをまとめたので，報告する．	
 	 	 ２．調査流域の概要	
 
図 1 は石狩湾岸地域の地下水位・地盤沈下観測所の位置を示す．石狩湾岸地域では，1980 年代から，住宅団地や工業用地で地下水の利用が増加した．
1999 年には，工業用水が地下水からの水源転換が行われたものの，地下水揚水量の減少は少量にとどまり，	
 1984 年から行政施策として開始された地下環境モニタリングが，2013 年の上水道の水源転換まで継続されてきた．	
 地下環境モニタリングにより，地下水揚水と地下水位変動の関係も，ある程度明らかとなってきたた
め，上水道水源が水源転換されれば，地域の 100m
以深の地下水位は回復するとの予測もなされていた．
このため，2013 年には，行政施策としての地下環境モニタリングを終了することになったが，地下水
位・地盤沈下の観測は，その後も，継続することが
できた．	
 	
 
	
 
３．観測結果	 
図 2 には，観測開始から 2014 年 9 月までの 100m
以深を対象とした観測井の長期的な経年変動をまとめた．1970 年代後半～1980 年前半に一時的な水位上昇があったが，基本的には，地下水位は低下傾向を示した．2000 年代になると，低め安定となって3地下水位（海抜，m ）
2
1
0
-1
-2
-3
-4
-5
-6
-7
北発寒A
-8
分部越A
-9
新港東Ｂ
-10
-11
	
 	
 	
 	
 	
 1971
	
 	
 	
 	
 	
 1976

	
 
図１．地下水位・地盤沈下観測所位置図	
 推移していた．この水位変動は，地域の地下水揚水量の変動に大きく依存していた．	
 上水道が表流水へ転換された 2013 年 4 月から，
図 2 で示されたように，全ての観測井で地下水位の急上昇が観測された．地下水位の上昇は，上水道水
源に近い石狩市の住宅団地周辺だけではなく，近傍の地下水揚水の影響で地下水位低下が最も大きかっ
た内陸部の観測井（北発寒 A）でも，ほぼ同程度の回復速度であった．	
 2014 年 9 月までの観測データによれば，まだ推移の回復は継続しており，深部帯水層群の地下水位は，この 1 年半で 1980 年代頃の水準までは回復しているようである．	
 

分部越A
屯田B

樽川B
北発寒A

山口B

屯田B

樽川B

石狩N o1

山口B

	
 	
 	
 	
 	
 1981

新港東B

	
 	
 	
 	
 	
 1986

石狩No.1

	
 	
 	
 	
 	
 1991

	
 	
 	
 	
 	
 1996

	
 	
 	
 	
 	
 2001

	
 	
 	
 	
 	
 2006

	
 	
 	
 	
 	
 2011

図 2．深度 100m 以深を対象とした観測井における月平均地下水位の経年変動（1971～2014 年）	
 

17)	
 
融雪期における雪面上への模擬降雨散水実験	
 
	
  	
  	
  	
  ―積雪底面流出水の水同位体比とイオン濃度の時間変化―	 	 ＊石井吉之,中坪俊一,森章一,的場澄人(北大低温研),平島寛行,山口悟(防災科研)	
 	
 １．はじめに	 	  積 雪 全 層 が 0℃ と な る 融 雪 期 に ， 雪 面 上 に100mm 以上の大雨が降った時を想定した模擬降雨
散水実験を，北海道母子里において 2011～2013 年の 3 融雪期に実施した。積雪底面からの流出が顕著に現れる場合とほとんど現れない場合とが観測された。流出状況は散水量や積雪深には関係がなく，その時の積雪の層構造に応じて多様，すなわち，積雪
内部で鉛直下向きの浸透が顕著な場合と水平方向の流動が顕著な場合のどちらもが起こり得ることが改めて明らかになった。本報告では，主として 2013年 4 月 30 日(積雪深 116cm)に行った鉛直浸透が顕著な場合の実験(総量 120mm 相当の模擬降雨散水実
験)における積雪底面流出水の水同位体比とイオン濃度の時間変化について考察した。
	 ２．実験方法	 	  具体的な実験方法等は昨年報告済みなので省略す
る(陸水物理研究会報 2013(別府大会要旨集 14)参照)。
	 ３．結果と考察	 	
  同 位 体 比 の 重 い 岩 内 町 海 洋 深 層 水 の 脱 塩 水(δD=0 ‰) を 1m×1m の領域に 207 分間にわたって散水したところ，散水開始後 40 分から積雪底面流出が始まり，90 分後にピークとなって以降はほぼ一定の流出量が続いた(図 1)。207 分に散水を終了した後は，220 分頃から流出量が急激に減少し始め，
360 分にはピーク流出量の 1/10 以下まで少なくなった。総雨量 120 mm に対する総流出量は 85 mm，流出率は 0.71 であった。トレーサーとして用いた δDの時間変化は，散水前の－102‰から流出量のピー
クまで一気に－39‰まで重くなり，その後も－18‰まで漸増した。しかし，模擬降雨の δD まで近づく
ことはなかった。逆に，流出量が激減後も－20～－30‰を保ち続け，この時の模擬降雨が全流出量に占める割合は 6～7 割もあった。積雪全層水を古い水(δD =－96‰)，模擬降雨を新しい水(δD =0 ‰)とみなして成分分離した結果，流出水中の模擬降雨の割
合は 0.67 となり，散布した水の 2/3 が積雪底面から流出したことが分かった(図 2)。なお，重力排水が十分に進んだ散水終了から 15 時間後の全層積雪水と底面流出水の δD はそれぞれ－82.4‰，－35.4‰であった。一方，Na，K，Mg，Ca の各イオン濃度の変化は Na と K，Ca と Mg とがそれぞれ類似した変化を示した。Na 濃度は実験前の積雪全層水よりも模擬降雨の方が大きいため，流出水の Na 濃度は散水開始 40 分後から 90 分後にかけて急増加するが，150 分にかけて一旦減少した後に再び増加し，散水終了後は高い濃度のままでほぼ一定値となる(図 3)。

δD が漸増する時間帯に一時的に減少し再増加するという同位体比とは異なった濃度変化を示した。
Ma と Ca 濃度は模擬降雨の方が小さいので Na 濃度とは逆向きの変化になるが，150 分後に減少していた濃度が再び増加し，散水後は Na 濃度と同様にほぼ一定値となった。
	  流出量と δD は変化のタイミングがよく対応する
ので、図 2 のような単純な 2 成分混合で考えられる。
しかし、Na 濃度は濃い水を薄い積雪層に散布したにもかかわらず、さらに濃い水が流出するので、雪粒間での再凍結や水みち形成などの機構を考える必要がある。	
 
	
 
	
 
	
 

	
 
	
 
	
 
図１．底面流出量と同位体比の時間変化	
 
	
 

	
 
	
 
	
 
図 2．新しい水と古い水の流出量の時間変化	
 	
 散布水の Na 濃度（3.16mg/L）

	
 
	
 
	
 
	
 

	
 
	
 
	
 
図 3．底面流出水の Na 濃度の時間変化	
  	
 

18)	
 
山岳地域の冬季降水量は如何に変動しているか	 	 鈴木啓助(信州大学理学部)	
 
	
 
	
 
	
  山岳地域の生態系は地球規模での環境変動に
岳地域における気象観測網を整備してきた。こ対してきわめて脆弱である。これは、その生態
れまでに観測を開始している地点は、槍ヶ岳(標系が温度条件や水文条件などの厳しい極限環境
高 ： 3070	 m)、 乗 鞍 富 士 見 岳 (2798	
 m)、 白 馬 岳
下で成立していることや、気温が高度とともに(2740	 m)、燕岳(2710	
 m)、中央アルプス千畳敷
減少するため、気候変動などの影響がより狭い(2630	 m)、西穂高岳(2355	
 m)、車山(1870	
 m)、
空間で発現することを意味している。また、わ霧ヶ峰高原(1682	
 m)、志賀高原(1620	
 m)、乗鞍が国の日本海側地域は世界でもきわめて稀な多休 暇 村 (1590	
  m) 、 上 高 地 (1530	
  m) 、 乗 鞍 高 原
雪地帯として知られ、そこでは、降雨にもまし(1450	 m)の 12 カ所である（図 1）。しかしながて降雪によってもたらされる多量の降水が、水ら、最も長く観測を続けている地点でも 11 年強資源としてきわめて重要になる。冬季のシベリであり（乗鞍休暇村が 2002 年 11 月から）、
ア大陸では、強い放射冷却によって背の低い熱
年々変動を定量的に議論できるまでには至って的高気圧が形成される。この高気圧は、南側にいない。	
 聳えるチベット・ヒマラヤ山塊に阻まれるため	  上高地地区での比較的長期間の気象観測デーに南下できずに、太陽高度が低い冬の間にそのタを入手することが出来たので、ここでは、上勢力は次第に強化される。そのシベリア高気圧
高地も含めた中部山岳地域における近年の気候から東側に吹き出す寒冷で乾燥した気塊は、暖変動について報告する。	
 流である対馬海流が北上する日本海に流れ込む	 と、下層から熱と水蒸気の供給を受けて不安定となり、次々と積雲対流を生み、それが次第に成長してわが国の日本海側地域に上陸する。この積雲内では、豊富な水蒸気と寒冷な温度によって降雪粒子の形成が盛んである。さらに、日本列島の真ん中を走る脊梁山脈にぶつかり強制上昇させられることにより多量の降雪をもたらすことになる。そのため、わが国の脊梁山脈には、世界的にも稀なほどの大量の雪が堆積し、春になるとともにそれが融け貴重な水資源となっている。雪は堆積しはじめる初冬から融雪に
よって消雪するまで、積雪として流域内にとどまることにより天然の白いダムとしての役割を果たしている。	
 	
  雪は水資源としての役割のみならず、雪崩などによる地表面の機械的な削剥や残雪凹地形成などの地形形成作用、そして、積雪の断熱効果
による植物の凍害からの保護や土壌への適度な図 1．信州大学鈴木研による気象観測網	 水分補給、さらには強風からの保護などにより、植物や動物にとって冬季の適度な生息環境を提供している。	
 	
  地球規模での気温上昇などの環境変動が、中部山岳地域にいかに影響を及ぼすのかは、植生
分布や昆虫などの生息域の変化、そして水資源としての積雪量の変動を考える際にきわめて重要な課題である。にもかかわらず、中部山岳地
域では気温などの最も基本的な気象観測すら十分になされていない現状がある。そこで、高標
高地点での気象観測データのデータベース化を
図 2．乗鞍休暇村における気温と積雪深の変動	
 目的として、信州大学鈴木研究室では、中部山

19)	
 土石流の波状流下特性とそのメカニズム	 諏訪	
  浩（東京大学空間情報科学研究センター・立命館大学歴史都市防災研究所（客員））2014 年 8 月 19 日から 20 日にかけて，広島市
で集中豪雨があった。このため，市街地に隣接す
る山地斜面で表層崩壊が多発し，谷筋 75 箇所で土石流が起きて，74 名が犠牲になった。安佐南区
八木地区の谷筋一箇所では，土石流が少なくとも3 回流れ下り，被害が拡大した。安佐北区可部東
地区では，土石流による遭難者を救助中の消防署員の一人が，救助した 3 歳の少年を抱えたまま，二波目の土石流に巻き込まれて犠牲となった。
土石流は繰り返して流れ下ることが多い。このため，これまでも，土石流の被災地で災害対応中の方が犠牲になる事例が散見される。
水路実験では，土石流は一波しか起こすことが出来ないが，実際の土石流は，一波で終わることは少ない。複数回繰り返すことのほうが多い。
長野岐阜県境の焼岳に刻まれた侵食谷の一つ，
上々堀沢の土石流観測現場でも，土石流は波状流下する。図に示す例では，15 分間に土石流段波が9 波流下している。そのうち，5 波はちょうど 1
分間隔で流下していて，周期性が強い。
長江上流，雲南省を流れる蒋家溝という谷筋では，土石流が起き始めると，数時間にわたり段波が繰り返す。この地の土石流も周期性が強い。１
～2 分ないし数分間隔で通過する。段波の数は数百に達することが普通である。土石流の材料に占める粘土やシルトの含有率が大きく，かつ固体粒子濃度が著しく大きい。このため，流動中は粘っ
こく，静止時には塑性を呈す。
インダス川上流カラコルム山中のアア川では，気温が上昇する真夏に，土石流が数日にわたり繰
り返し起こることがある。流下に周期性が見られ，発生頻度に日周変化も認められる。流域の上流，
標高が 4500 m より上部は氷河に覆われている。
氷河からの融氷水の流出特性が土石流の発生流下を規制していると推定される。
これら土石流の発生流下特性とそのメカニズ
ムは以下のようにまとめることができる。
１）焼岳上々堀沢で起こる土石流波状流下のうち，周期性が認められるものは，急な斜面上の土石流に生じる流れの不安定性に起因する，と考えられる。周期性が低い，あるいは周期性が認められない段波の流下は，大きな降雨強度に同期して生ずるものである。
２）蒋家溝で見られる土石流の波状流下は，土石流発生源付近で生じている，剪断強度を有する

擬塑性体の間欠流動開始プロセスと，流動中に生じる流れの不安定性に起因する段波形成プロセスのどちらか，あるいは両方に起因している，と考えられる。擬塑性体の間欠流動開始は，谷底の高濃度スラリーの厚みが増大して，スラリーにかかる剪断力がスラリーの剪断強度を上回るときに生じる。
３）アア川の土石流は，気温上昇の著しい盛夏に，氷河の融氷が強まり，流出に不安定が生じて，流出水量が激増するときに対応して起こる，と推定する。周期性が認められるのは，そのような流出不安定に周期性があるためであろう。
４）広島の 2014 年土石流災害現場では，渓流の上流に斜面崩壊箇所が複数認められるケースがあった。そのような場合には，段波流下に周期性は生じにくい。しかし，流れの不安定性が重なる場合には，流れ下るうちに副次的な段波が生まれ，それらには周期性が生じる，と考えられる。
現象は以上のように分析できる。しかし，土石流の被災現場では，土石流の発生流下は波状的に繰り返す性質があることに注意し，とにかく危険な場所からの避難を徹底する必要がある。救助・捜索活動については，二次災害を招来しないような配慮，すなわち，作業者の安全を確保するための態勢維持が必須である。

焼岳上々堀沢を流れ下る土石流のハイドログラフ
参考文献：Suwa, H. (2003) Repetition of debris flows
on sunny days at a torrent in Karakorum, Proc. 3rd
Inter. Conf. on Debris-Flow Hazards Mitigation, ed.
by Rikkenmann & Wieczorek, Balkema, 1025-1035.

20)	
 
	
 	
 	
 	
 	
 自己相似な河川網を基盤とする一般則の集合	
 
	
 
	
 
	
  	
  	
  	
  	
  	
  	
  	
  	
  	
  	
  	
  	
  	
  	
  	
  	
  	
  	
  	
  	
  	
  	
  	
  徳永	
 英二(中央大)	
 	
 １．はじめに	 （一般則の集合）が作られることとなった。	
 	
  ここでいう一般性（universality）とは見かけ上
４．考察	
 は異なるメカニズムが同じ挙動に至ることをいこの一般則集合は，完全にランダムに作られう。このような概念は，スケーリング(scaling)則るグラフを特殊例（ a = 1 ， c = 2 ）として包含が非整数次元もふくめての様々な事象の説明にする自己相似な形の集合である。演者は，この適用され，一般化するにつれて，幾つかの学問集合を構成する対象の構造に対しては，共通な分野で基本的な役割を果たすものと見なされて熱力学的な説明が可能であると考えている。
来ている。地形学・水文学はこの概念の形成に
５．参考文献	
 重要な役割を果たした。この分野での実質的なDodds, P. S. and Rothman, D. H. (2000): Scaling,
出発点は，Horton による水路の次数区分とそれuniversality, and geomorphology. Annu. Rev. Earthによって導かれる排水網構成の法則の提案であPlanet. Sci., 28: 571-610.
る。それによって，非線形である水路網の構成が数量的に記述されることになる。演者はこれ
ら次数区分と法則を考察する中で，自己相似な排水網モデルとそれを表す式を導いた。そのモデルによって，水路（河川）とは質的に異なる
対象，地震の余震統計，白色ノイズ等が説明されるのである。
２．自己相似な水路網	 	
  自己相似性とは，ある図形の一部を拡大した
とき，その形がその部分を含むより大きな部分と同じような形になる性質をいう。自己相似な排水網は， Tk = ac k −1なる式で定義される。すな
わち， Tk はある次数の水路 1 本に流入するそれより k 次低次な側枝水路の数， a および c はそれ
ぞれ同一排水網内では定数である。自然の排水網は上記の式を統計的に満足する。
３．一般則の集合	
 一般則の集合という用語は，“universality class”の和訳である。前述の自己相似な排水網モデル
は，既に葉脈，木の枝，水圧破壊によって生じる分岐水脈（拡散律則凝集：DLA）等多くの分岐系事象に適用されている。
対象が分岐系に限られるのであれば，そこに「一般則の集合」という概念を持ち出す必要はない。ところが，近年，Zaliapin and Kovchegov
により，自己相似な排水網モデルが，2 次元面に描かれた自己相似な曲線と結びつけられることが証明された。それに及んで，マルコフ連鎖，
ブラウン運動，白色ノイズ，地震に関するグー
テンベルグ-リヒターのスケーリング則等が，自己相似な排水網モデルに取り込まれることとな
り，そのモデルを基盤に，見かけ上は異なるメ
カニズムを有するが同じ挙動に至る事象の集合

21)	
 北陸甲信越地方の流域におけるヒトと自然の関係 	
 －流域圏と環境容量からみた日本の未来可能性－	
 
	
 
大西	
 文秀（ヒト自然系 GIS ラボ）	 	
 １．はじめに	 	  近年では、環境や資源やエネルギー問題、さらに災害問題が顕在化し低炭素・低リスク社会への移行が急務である。多くはヒトの活動の集積が自然の包容力を超えることにより発生し、その改善や再生にはヒト・自然系を示す指標としての環境容量の視点が必要と考えられる。さらに地球規模の環境問題も流域での諸問題が集積され発生するとの認識が進み
流域環境容量の視点が重要になりつつある。	
 本年は、石川県の能登町で陸水物理研究会が開催されるため、北陸甲信越地方とその流域圏のヒトと自然の関係を環境容量としてとらえ報告する。また
地理情報システム・GIS を用いた環境情報の可視化により、日本の未来可能性を考え高めていきたい。	
 	
 ２．試算方法	 	  ヒトと自然の関係を示す環境容量は、ヒトの活動の集積と、自然が持つ包容力の関係を測る指標として、分母にヒトの活動の集積、分子に自然の包容力を持つ割算としての概念を設定した。また我々の生
活や生存と密接な関連を持つ、CO2 固定容量、クーリング容量、生活容量、水資源容量、木材資源容量の 5 種類の指標を設定し、環境を総体としてとらえ	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
図 1.環境容量の概念と 5 指標の構成
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
凡例
凡例
	
 
図 3.北陸甲信越の地勢と標高	
 包括的な理解を進め、その相互関係を探ることを目指した。これらの 5 指標により、地球温暖化、水資
源、食糧資源、森林資源などの地球規模から、都市のヒートアイランド、人口問題、ゲリラ豪雨のような地域レベルの課題まで、低炭素・低リスク社会を推進するうえで重要視される現象に対応させた。	
 	
  具体的には、CO2 固定容量は、森林資源が持つCO2 固定量と人間活動による排出量の関係で、主に地球温暖化に関する指標。クーリング容量は、本来森林により覆われた地表面が有した冷却量と現在の地表面が持つ冷却量の関係で、主にヒートアイラン
ド現象に関する指標。また生活容量は、生存に必要な都市や生産緑地面積から試算した自給可能人口と現人口の関係であり、食料自給や人口問題に関する指標。水資源容量は、降水の地中浸透量による潜在水資源量と水需要量との関係で、水資源や洪水災害問題に関係する指標。そして木材資源容量は、森林の成長量から試算した可能木材供給量と人間活動による木材需要量との関係を示すものである。図 1、2 には本試算で設定した環境容量の概念と 5 指標の試算方法の概要を示す。	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
図 2.環境容量の 5 指標の試算方法
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
凡例：2000年値
	 図 4.北陸甲信越の地勢と流域

図 5.北陸甲信越の自治体と流域３．結果と課題	
 北陸甲信越地方の環境容量は、CO2 固定容量が17.8％(9 地方中 4 位)、生活容量が 78.4％(同 3 位)、
水資源容量が 821.5％(同 2 位)、また神通川流域はCO2 固定容量が 30.4％(109 流域中 46 位)、生活容量が 65.4％(同 77 位)を示した。図 3～11 にはそれらの自治体区分 3D-GIS 解析図等を示す。図 12～19には、同地方内の流域と全国の地方毎の環境容量を抜粋してレーダーチャートに示す。北陸甲信越地方
やその流域は総じて高い環境容量を有している。	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 

	
 
一方、大都市圏では容量は極めて低く、環境負荷
や災害リスクの大きさや脆弱性を危惧するとともに他地域への依存が極めて大きい状況を定量的に把握することができた。都市域の自立性の向上や災害リ
スクの低減など、国土の地方構成の適正化の推進が急務と考えられる。都市は単独では持続できない。
都市を支える地方の存在や、都市と自然域、流域の上流、中流、下流、また農山村と都市の関係の再考
が、未来可能性を高めるために必要と考えられる。	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
凡例：2000年値
凡例：2000年値
凡例：2000年値
	 	 	
 図 6.北陸甲信越の CO2 固定容量
図 7.北陸甲信越の生活容量	 図 8.北陸甲信越の水資源容量
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
凡例：2000年値
凡例
凡例：2000年値
	 	 図 9.神通川流域の地勢と水系
図 10.神通川流域の CO2 固定容量
図 11.神通川流域の生活容量
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 図 12.神通川流域の環境容量 図 13.信濃川流域の環境容量 	
 図 14.九頭竜川流域の環境容量 図 15.手取川流域の環境容
	
 量
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
	
 
図 16.北陸甲信越の環境容量 図 17.北海道地方の環境容量 	
 図 18. 関東地方の環境容量
図 19. 東海地方の環境容量	 	 【参考引用文献】	
 	 1)	
 大西文秀(2013)『流域圏からみた日本の環境容	
 2)	
 大西文秀(2011)『環境容量からみた日本の未来	
 量』,222p,大阪公立大学共同出版会.	
 可能性』,184p,大阪公立大学共同出版会.	
 13)

図 3 白水沢地域の地質断面図，及び地熱水貯留想定域

全国の高温温泉の発電ポテンシャルは約2347 万 kW と 試 算 さ れ て い る （ 村 岡 ，
2008)．その約 80%が自然公園内にある．
環境省による地種区分（特別保護区，第 1
種～第 3 種）の根拠を明らかにし，その地域に適合した環境保護の許容範囲と方法を示すべきである．上述の白水沢の地熱水貯
留想定域は，第 1 種区分域に位置する．
4) 開発コストと時間の問題
地熱発電が実現するまでには，地表探査から始まり，調査井・生産井・還元井の掘削，環境影響アセスメント，発電所建設工事など初期設備投資の負担が重い．適切な発電の規模，熱資源の多段階的利用による事業主体資本の融通を行うと共に，
計画開発から国が支援する体制と資金的援助が欠かせない．時間の削減のためには，環境アセスメント
や許認可に係わる簡略化の検討が必要である．
5) 国および電力会社のエネルギー政策
国のエネルギー計画が議論不十分な故に不確実な内容のままであり，固定価格買い取り制度や発送電分離問題など課題は山積している．

（北海道立地下資源調査所，1974；八幡，2012）

可能として，出力期待値は 18.6 万 kW，深度を1,500m までとしても 12.4 万 kW，その 1/3 としても
4 万 kW が期待できるとした．
３．課題と考察
上川町では，2012 年 11 月に，地熱発電の可能性と地域との共生を図りつつ，地熱エネルギーの有効性について研究・検討することを目的として，「上川町層雲峡温泉白水沢地区等地熱研究協議会」が発足した．2013 年度には，環境現況調査，地質変質
帯調査，物理探査（MT,微動アレイ），地化学調査を，2014 年度には温泉モニタリングと環境現況調査を実施している．これらについても参考にして，温泉・地熱資源を有効に利活用するための課題として，以下の 5 項目について考えてみたい．
1) 温泉・地熱資源量の科学的評価
温泉・地熱資源量を如何に正確に見積もるかが，
有効利用の大前提となる．物理・化学的探査により地質・熱水流動構造を把握し，掘削井からの岩石コ
アや検層による透水性の測定，噴出試験による噴出量の定量的評価などを行うことが課題となる．
2) 温泉と地熱発電との共生
これまでの地熱発電所の建設にあたっては，地熱貯留層評価だけでなく，周辺の温泉の温度，湧出量，
化学成分などのモニタリングを行っている．また，発電に使用しない熱水を使って，温泉水として供給することや農水産業に活かすことが出来る．層雲峡
温泉においても温泉モニタリングを実施し，温泉業者とデータを共有しており，今後の温泉・地熱資源
利活用の青写真を描く上で貴重なデータとなる．
3) 国立公園と環境問題

４．おわりに層雲峡地域には潜在的に地熱ポテンシャルの高い区域が存在するが，上述の課題 3)国立公園内の制約が大きく，また，地形的にもアクセスの困難な場所に位置することから，この区域で地熱発電を行うには相当の困難を伴う．したがって，白水川下流域
での開発も視野に入れる必要がある．そのためには，該当地点をより詳細に調査し，貯留層の規模，亀裂・断裂系などを明らかにし，正確な地下地質構
造・熱水流動系モデルに基づいた温泉・地熱資源量の正確な見積もりと適正な環境影響評価がなされる
ことが期待される．そして，なにより，地域のエネ
ルギー利用施策とそれによる活性化を目指すという，
自治体の強い意志と地域住民のコンセンサスのもとに，多段階的な温泉・地熱資源の利活用を考えることが重要である．
参考文献
福富孝治，藤木忠美，須川明，梶原昌弘，大谷清隆，
1960，層雲峡温泉の調査，北海道温泉調査報告 Ⅶ，北海道衛生部，135-148.
福富孝治，1966, 北海道の温泉について，火山第２集，127-144．
北海道, 1978, 発電用地熱開発環境調査（上川地区）．
北海道立地下資源調査所，1974，北海道大雪山層雲峡地区の地熱資源，地熱調査報告書．
池田隆司，2013，温泉・地熱資源の利活用：大雪山層雲
峡地域の取り組み，陸水物理研究会報（第 35 回研究発表会）,10．
村岡洋文，坂口圭一，駒沢正夫，佐々木進，2008，日本の熱水系資源量評価 2008，日本地熱学会平成 20 年学術講演会講演要旨集．
八幡正弘，2012, 層雲峡白水沢地熱開発の経過，上川町
地熱研究協議会(第 1 回)資料．

22)	
 群馬県大間々扇状地における地下水環境の変遷に関する研究（２）*小寺浩二 1)・小島千鶴 2)1)法政大・地理学教室

2)地域環境科学研究所

Ⅰ   はじめに  群馬県は全国でも有数の農作物生産量を誇るが、地下
水硝酸態窒素汚染が著しい。特に大間々扇状地のある赤城山南麓一帯は県内最大の農業生産額を誇る地域で、過去の調査からも高濃度の硝酸態窒素が確認されている。
大間々扇状地の地下水に関する研究では、阿由葉(1970)
が、降雨の影響が約 2 ヶ月遅れて現れ、扇央域の高い塩
化物イオン濃度は漬物排水の影響であることを明らかにした。関谷(1996)は、薮塚面の水温が年間を通じて比較的高いことを、岩田(2004)は扇端部分の過半数の地点で硝酸･亜硝酸態窒素が高濃度であることを示した。
本研究では、これら先行研究を踏まえて、大間々扇状地薮塚面の地下水環境の長期的な変遷を明確にし、地下水汚染源の特定と今後の対策について考察する。

Ⅱ   地域概要  図 1   水質の空間分布（平均値）  大間々扇状地は赤城山南麓に位置し、5 万年以上前に、
古渡良瀬川の浸食・運搬・堆積作用によって形成され、
標高 200m 付近を扇頂とし、標高 50m 付近の太田市・新田町・伊勢崎市を扇端とする南北約 18km、扇端幅約 13kmの扇状地で、西側には起伏に富んだ桐原面が広がり、東側の薮塚面は侵蝕谷がなく起伏が小さい。
渡良瀬川が扇状地最東部を流れ、桐原面と薮塚面の間には早川貯水池を源流とする早川が貫流し、扇端には北
西から南東にかけて利根川が横断する。薮塚面に河川は存在せず、渡良瀬川より引かれた岡登用水路が流れる。
扇端の新田町では江戸時代まで 118 箇所程の湧水が確認できたが、現在では 28 箇所を数えるのみとなった。

Ⅲ   研究方法
対象地域における過去の調査結果を整理し、長期的な環境変化を明確にした上で、新たに観測網を整備し、地下水だけでなく河川・用水路の観測網も配置して、河川
水・地下水の交流についても検討した。今回は、2012 年
6 月～2013 年 5 月に行った現地調査結果と過去の記録を比較して考察する。現地では、AT, WT, EC, pH, RpH, 水
位などを観測した後採水して、主要溶存成分を分析した。

Ⅳ   結果と考察  大間々扇状地の EC の値は相変わらず高く、数カ所では、1970 年頃に指摘された漬物排水に由来すると思われる高塩分濃度の地下水が観測され、硝酸態窒素濃度が高い地域も示された。局所的に EC・ｐH が高い地点もあり、流動や用水との交流を考慮した検討や工場などの汚染源の存在についての考察も必要である。

図 2   地下水・河川水のトリリニアダイアグラム  Ⅴ   おわりに  年間を通した水質観測の結果を整理することで、季節変化を明らかにすることができた。また、地下水の流動に伴う水質変化、河川水との交流に関しても明確となった。今後は、硝酸汚染の起源に関して、同位体分析結果を用いるなどして解析を進めていきたい。

参   考   文   献  阿由葉元(1970)：群馬県大間々扇状地における地形と自由地下水について,駒沢大学文学部研究紀要, 28,A107-A129
岩田浩二・斉藤達之・青井透・大塚富男(2004)：
大間々扇状地地下水の高い窒素濃度の現状とその由来についての検討, 環境工学研究論文集, 41,683-691