公益財団法人国土地理協会

第 19 回学術研究助成

バングラデシュ・Ganges-Brahmputra-Meghna(GBM)デルタ
における地下水の塩水化・土壌の塩性化と古地理との関係

研究代表者
共同研究者

伊藤

有加

東京大学大学院新領域創成科学研究科

Rahman Masdur 東京大学大学院新領域創成科学研究科

1. はじめにバングラデシュとインドのベンガル西部に位置する Ganges-Brahmaputra-Meghna（以下 GBM）
デルタは、未固結の河川―デルタ堆積物から構成されており浅部帯水層（SGW: 浅層地下水）（後期更新世〜完新世）（地下水位 150m 以浅（mbgl））と深部帯水層(DGW: 深層地下水)（鮮新〜後期更新世）（地下水位 150m 以深）が分布する（Shamsudduha and Uddin、2007）（図 1）。
バングラデシュにおいて地下水は、1960 年代から 1990 年代にかけて飲料水、生活用水、灌漑用水として使用されてきた（Burgess et al., 2002;Ravenscroft et al., 2005; Shamsudduha et al, 2011）。
しかし、1993 年に浅層地下水においてヒ素が発見され、1990 年代半ばには全国的にヒ素が検出され汚染されたため、淡水の供給が難しくなっている（BGS/DPHE, 2001;Ravenscroft et al., 2005）。
バングラデシュの 64 地区のうち、53 地区の地下水はバングラデシュにおける飲料水に含まれるヒ素の基準値(50µg / L)を上回り、60 地区では WHO のガイドライン値とされる 10µg / L を上回っていた（BGS / DPHE, 2001）。さらに現在、デルタ沿岸域の約 84%以上の地域ではヒ素の汚染が広がっていると同時に浅層地下水の塩濃度も上昇していることから、その地域の淡水供給不足が深刻化している（Mainuddin et al., 2014；Worland et al, 2015；Naus et al., 2019）（図 2）（図 3）。また、今後気候変動による海面上昇によってさらに悪化することも予想されており、飲料水の塩水化が懸念される（Khan et al., 2011;Majumder et al., 2019)。したがって、塩分濃度が低く安全とされる飲料水として可能な水は、主に深部の地下水に残っており、少なくともデル
タ南部域においては半透水層よって浅部帯水層と物理的に分かれている（DPHE-APSU-JICA,
2006; Mahmud et al., 2017; Lapworth et al., 2018）。深井戸の設置は、ヒ素や塩水化に対して緩和させるためのオプションとして考えられてきた（Burgess et al., 2002; Ahmed et al., 2006;
Ravenscroft et al., 2013; Johnston et al., 2014; Knappett et al., 2016; Shamsudduha et al., 2019)。2009年まで塩水化などへの影響を考慮せず、約 165,000 の小容量の深井戸用手動ポンプが設置されてきた（Johnston et al., 2014)。さらに多量に汲み上げることが可能な深井戸が本研究の対象地でもあるクルナ市を含む主要な都市域で設置されている(LGED, 2005; Burgress et al., 2010; ADB,
2011; Shamsudduha and Burgess, 2019)（図 4）。現在、数十万の深井戸はヒ素および塩水化の影響がある地域に設置されており（Ravenscroft et al., 2013）、深部帯水層中の淡水の約 80%が国民に供給されている（Burgess et al., 2002; Taylor et al., 2014; Edmunds et al., 2015）。おそらく国内の飲料水の大部分は、今後も深層地下水から供給されると考えられている（Burgress et al., 2010;
Ravenscroft et al., 2013; Lapworth et al., 2018)。しかし、一部の地域においてはこの深部帯水層は汽水または塩水であることも知られている（LGED, 2005; Halim et al., 2010; ADB, 2011; Rahman
et al., 2011; Hoque and Burgress, 2012; BWDB, 2013; Zahid et al., 2016; Ravenscroft et al., 2018; Sarker
et al., 2018;Islam et al., 2017; Islam et al., 2019)。バングラデシュのデルタ沿岸域においては、塩水進入の実態の把握と方策が急務であるにも関わらずそれに関する研究例はまだ十分ではない。
また、当地域のデルタの形成過程（Umitsu, 1993; Goodbred and Kuehl, 2000;Allison et al, 2003）、
古環境の変遷（たとえば Shamsudduha and Uddi, 2007）など古地理に関する研究やヒ素汚染に関する研究（Hoque et al., 2014;Ayers et al., 2016）については、それぞれ行われているが、地下水の2

塩水進入プロセスと地層・地形発達（古地理）の関係について検討した研究例は少ない。浅層
地下水および深層地下水の塩水進入の把握、その起源と地層・地形との関係性などから統合して検討することは、将来にわたって適切に飲料水の確保及び地下水管理をしていく上で重要である。そこで、本研究では、バングラデシュ沿岸域の南西部 GBM デルタにおいて水質分析および同位体分析、古地理および地層解析によって深層および浅層地下水の塩水化の起源およびその進入の把握を地層・地形、人為的要因との関係などから検討する。

ab

図 1 a) Study area, b) Conceptual diagram (not in direction or horizontal scale), showing generalized
groundwater systems in the southern Ganges-Brahmaputra-Meghna Delta (GBM) of Bangladeshwith theirprevailing issues.
3

図 2 Spatial distribution of groundwater arsenic in Bangladesh (BGS/DPHE, 2001).

図 3 Shallow groundwater salinity in coastal Bangladesh (Mainuddin et al., 2014).

4

図 4 Spatial distribution of chloride (Cl-) concentrations in DGW (n=25,966) from central to southernparts of Bangladesh. Data sources are written in the caption of Figure 1.5. Cl- concentration ranges basedon Stuyfzand (1989)’s classification (Fresh: ≤150 mg/L, Fresh-brackish: 150-300 mg/L, Brackish: 3001,000 mg/L, Brackish-salt: 1,000-10,000 mg/L, and Salt: 10,000-21,000 mg/L).

2. 研究対象地域
バングラデシュとインドのベンガル西部に位置する Ganges-Brahmaputra-Meghna（GBM）デル
タは、Ganges 川、Brahmaputra 川、Meghna 川よって主に形成された（Shamsudduha and Uddi, 2007）（図 5）。本地域は、高温多湿の夏と乾燥した冬となる熱帯モンスーン気候に属し、季節によって河川の流量は変化し年間流出量の約 80％は、モンスーンの時期に流出する(Shamsudduha etal., 2007)。これはモンスーン時に、毎秒約 300 万立方フィートの水量がデルタを流れて河川卓越型デルタとして機能している。一方、河川の流速が毎秒 250,000～300,000 立方フィートまで下がる冬季は，潮汐が卓越するいわゆる潮汐卓越型デルタとなる（Bhuiyan and Dutta, 2012;

Rahman et al., 2000; Zaman et al., 2017）。

5

図 5 Location of the study area in the Ganges-Brahmaputra-Meghna (GBM) delta of Bangladesh. Digital
elevation model (DEM) of the GBM delta from NASA/METI/AIST/Japan Spacesystems, & U.S./Japan
ASTER Science Team (2009). It also includes locations of three Global Network of Isotopes inPrecipitation (GNIP) stations (IAEA/WMO, 2020), Mawmluh Cave, Meghalaya, India (Dutt et al., 2015;
Berkelhammer et al., 2012), Khulna climate station of Bangladesh Meteorological Department, andriver/surface water station (SW241) of Bangladesh Water Development Board. Paleo-coastline from Grallet al. (2018).
本地域には、最終氷期の海面低下期にかつての河川により形成された 2 つの埋没谷が分布する(BGS/DPHE, 2001;Hoque et al., 2012、2014)（図 1a）。その後、海水面上昇により約 7000 年前に現在の海岸線から約 150km 内陸まで海が侵入していたと推定されている（Allison et al.
(2003) ;Shamsudduha and Uddin, 2007; Grall et al., 2018)（図 1a）。
北西部に約 15～20m の更新世に形成された台地が分布し，南部には標高約 1～2m の低地が広域に分布している（図 1a）。またこの地域では、年間約 2～4mm で地盤沈下している(Goodbred
and Kuehl, 2000; BGS/DPHE, 2001; Shamsudduha et al., 2009; Haque et al., 2011, 2014)。GBM デルタの水理地質は、未固結の河川－デルタ堆積物から構成される浅部帯水層（後期更新世〜完新世）（地下水位 150m 以浅（mbgl））と深部帯水層（鮮新〜後期更新世）（地下水位 150m 以深）が分6布する（Shamsudduha and Uddin, 2007）（図 1b）。

3. 研究方法
本研究では、現地調査と地球化学的分析（溶存成分分析、同位体分析）、統計分析、およびボーリングデータを用いた地質解析をおこなった。
3.1 現地調査
ベンガル西部に位置する GBM デルタ上にあるクルナ市（図 1）にて 2019 年 10 月までに採水および水質測定をおこなった（図 6）なお、2020 年は社会情勢により再渡航ができず、追加の土壌・水サンプル採取などの現地調査を実施することができなかった。現地では、pH /導電率計（D-54、Horiba）を用いて pH および電気伝導率（EC）を測定した後、計 247 井戸（深部帯水層（n=166）浅部帯水層 (n=81)）の地下水を採取した（図 7）。井戸のスクリーン深度は、深部で地表面から約 155～476m(bgl)、浅部で約 15〜146 m（bgl）である。深井戸は、主に生産井と手動式ポンプ、浅井戸は主に手動式ポンプである。
溶存成分（SiO2, Cl-, and Br-）および安定同位体（δ18O and δ2H）の分析のために、各井戸から水サンプルを 30〜50 ml のポリエチレンボトルに収集した。さらに、クルナ市では 6 か所の深部（284-296 m bgl)および浅部帯水層（32〜64 m bgl）の井戸から合計 36 サンプルを採取し、炭素安定同位体（δ13C）および放射性同位体（3H and 14C）の分析用として 250 ml および 1000 mlのポリエチレンボトルに収集した。放射性同位体のサンプルを除くすべてのサンプルは、シリ
ンジとフィルターでろ過後に収集した。
約 10〜15 分間井戸水から不純物を取り除いた後、水質測定およびサンプリングをおこなった。溶解無機炭素が二酸化炭素として脱ガスするのを防ぐために水酸化ナトリウム（NaOH）で保存された δ13C および 14C サンプルを除いて、すべてのサンプルは保存料なしで保管した。

ab

図6 : Water quality testing (a) and water sampling (b) in the field.
7図7: Maps showing the study area with paleogeographic settings (Hoque et al., 2014), water sampling
spots, geochemical transect zones, and the paleo-coastline at the time of the last marine incursion (Grallet al., 2018).

3.2 室内分析
現地にて採水した地下水のサンプルは、以下の機関にて分析および分析依頼をおこなった。
溶存成分分析：東京大学地圏環境システム研究室(HCO3-, SiO2, Cl-, and Br-)東京大学 環境科学センター（Cl-）
安定同位体：東京大学地圏環境システム研究室、
筑波大学アイソトープ環境動態研究センター
炭素安定同位体（δ13C）および放射性同位体（3H）：（株）地球科学研究所
放射性同位体（14C ）：Beta Analytic 社（米国）
アルカリ度は酸度滴定法によって測定し、HCO3-濃度に変換した（Clark and Fritz, 1997; Kusano
et al., 2014）。 SiO2 は、色彩計を用いたケイモリブデン酸法（APHA、2017）により測定をおこなった。 Cl- と Br-は、Dionex Integrion HPIC（Thermo Scientific、USA）を備えた IonPacTM AS18
カラム及び Dionex DX-120（Thermo Scientific、USA）を備えた AS12A カラムを使用してイオンクロマトグラフにより分析した（Clark and Fritz,1997;Khalil et al.、2015）。 δ18O および δ2H は、調整可能な波長スキャンキャビティリングダウン分光法(WS-CRDS, L2130-i and L1102-i, Picarro
Inc., Santa Clara, CA, U.S.A.)によって測定された。δ13C 濃度は、サンプル中の DIC とリン酸との反応によって生成された CO2 を分析することにより、同位体比質量分析計を使用して測定した（Kusano et al., 2014）。水サンプルからの 3H 濃度は、電解濃縮（Clark and Fritz, 1997; Kusano
et al., 2014）した後に液体シンチレーションカウンタ（LSC; LB5、Aloka）によって測定され、8

結果は約 0.3 トリチウムの検出制限とともにトリチウム単位（TU）で報告した。放射性炭素（14C）のサンプルは、タンデム型加速器質量分析装置（AMS）によってグラファイトターゲットで測定した（Kusano et al., 2014; Lee et al., 2016）。これらの結果の単位は、パーセントモダンカーボン（pMC）として表した。

3.3 多変量解析得られたデータは、Minitab 19 統計を使用してサンプルの解釈のために階層クラスター分析（HCA）、主成分分析（PCA）、および因子分析（FA）により統計分析を行い、水サンプルを分類した。分析には 7 つの変数（pH, EC, Cl-, HCO3-, SiO2, δ18O, and δ2H）が解析に用いられた。
EC 及び塩化物濃度の値は、影響を最小限に抑え、外れ値の影響を減らすために対数変換した（Qian et al., 2007; Templ et al., 2008）。クラスター分析には、階層クラスターの Ward 法を用いて、類似度の間隔尺度としてマンハッタン距離を適用した（Strauss and Maltitz, 2017）。因子分
析には、抽出およびバリマックス回転の主成分法が適用された（Suk and Lee, 1999; Güler et al.,2012）。因子数は、固有値 1 より大きいカイザー基準に基づいて選択した（Liu et al., 2003; Dragon,
2006）。

3.4 地質解析
本地域の水理地質構造の断面図を多数のボーリングデータを用いて作成した。本地域では、公開されている利用可能な 3,946 のボーリングデータを取得し、それらを地質解析ソフトウェ
アである Rockworks に入力してボーリングデータベースを構築した。このデータベースを用いて複数の断面図を作成した。

4

結果と考察

4.1.地下水組成の特徴
以下に、深層地下水および浅層地下水の組成の特徴についてそれぞれ表 1 に示す。
4.1.1 深層地下水（DGW）の特徴
深層地下水の pH 値は 6.8 から 8.5 で、ほぼ中性からアルカリ性を示した。EC および塩化物
イオン濃度が大きいスペクトルが記録されており、それぞれ 536～8,900 μS/cm および 2～2,532
mg/L の範囲で変化した。HCO3- および SiO2 は、それぞれ 250 mg/L～1,305mg/L、15 ~ 54 mg/L
で変化した。Br- 濃度は 0.03～8.1 mg/L の範囲にある(表 1)。Cl-/Br- モル比は、海水の値に近い地下水で大部分が 1,000 未満であることがわかった(655±4, Alcalá and Custodio, 2008) (表 1)。安定同位体の値は、かなり広い範囲を示した(δ 18O:-6.7〜-2.7‰および δ 2H:-45.2〜-14.5‰)。炭素
安定同位体（δ 13C）の濃度は、比較的狭い範囲(-8.4〜-6.7%)に分布し、放射性炭素濃度（14C）
は 7.9 から 17.5 pMC で変化した。また 3H の変動は検出限界(<0.3 TU)を下回るように測定した。
9

表 1 Descriptive statistics of groundwater compositions in the study
Deep groundwater (DGW)a
Indices

Shallow groundwater (SGW)b

Units
Min.

Max.

Avg.

Stdev.

Min.

Max.

Avg.

Stdev.

pH

-

6.8

8.5

7.7

0.4

6.6

8.0

7.1

0.3

EC

µS/cm

536

8900

2034

1489

812

9260

3126

2269

Cl-

mg/L

2.0

2532.3

495.6

492.1

3.8

3110.6

797.3

853.5

HCO3-

mg/L

250.0

1304.9

415.8

105.9

280.5

1243.9

588.1

184.2

SiO2

mg/L

15.0

53.5

29.9

7.1

23.0

65.5

40.6

8.6

δ18O

‰

-6.7

-2.7

-3.7

0.7

-7.7

-3.2

-5.0

1.0

δ2H

‰

-45.2

-14.5

-21.4

5.5

-52.7

-17.8

-32.8

7.1

Br-

mg/L

0.03

8.14

2.13

1.76

0.03

8.87

2.20

2.33

Cl-/Br-

molar

557

912

733

54

647

2853

827

310

δ13C

‰

-8.4

-6.7

-7.6

0.7

-15.6

2.3

-7.1

8.1

14

C

pMC

7.9

17.5

13.1

3.3

35.7

82.4

52.3

19.0

H

TU

Below detection limit (<0.3)

3

Below detection limit (<0.3)

深層地下水のサンプルは、古流路と古河間地域（interfluves）で水質および安定同位体組成に明確な違いがあることがわかった(図 8 および図 9)。古流路地域における深層地下水は古河間地域に比べて塩化物イオン（Cl-）および二酸化ケイ素（SiO2）が高く、pH および HCO3-は低く、また安定同位体(δ18O and δ2H)は、より軽いということが明らかとなった。

10

図 8: Box and whisker plots showing variations of paleo-channel and paleo-interfluve groundwatercompositions. DGW:deep groundwater, SGW:shallow groundwater, pi:paleo-interfluve, pc:paleo-channel.

11図 9: Variations of deep groundwater (DGW) compositions in the paleo-interfluve and the paleo-channel
areas along the west-east traverse. See location of transect zone in Figure 7.

4.1.2.浅層地下水（SGW）の特徴
浅層地下水の pH 値は 6.6～8.0 で変化し、これはほぼ中性からアルカリ性であることを示している（表 1）
。また浅層地下水では、激減した安定同位体（δ18O および δ2H）とともに、塩分濃度（EC および Cl-）
、HCO3- と SiO2 ともに上昇傾向を示した。EC および Cl-濃度は、812～
9,260 µS / cm および 4～3,111 mg / L で変化し、HCO3- and SiO2 は 280〜1,244 および 23〜66 mg /L である。また、Br-濃度は 0.03 から 8.87mg / L まで変化した（表 1）。ほとんどの浅層地下水のサンプルは、1,000 未満（647〜983）の Cl-/Br-モル比を示し、1,000 を超えるモル比（1,054〜2,853）
を示す給水井戸はほぼないことがわかった。安定同位体は、それぞれ－7.7〜－3.2‰(δ18O)および-52.7〜-17.8‰(δ2H)の範囲であった。3H 濃度も検出限界（<0.3 TU）未満で測定した（表 1）。
ただし、浅層地下水には、δ13C（-15.6～+ 2.3‰）および 14C（35.7〜82.4 pMC）の濃度が高い範囲が含まれていた（表 1）。浅層地下水のサンプルでは、深層地下水のような古流路と古河間地
12

で明確な違いは認められなかった（図 8 および図 10）。

図 10: Variations of shallow groundwater (SGW) compositions in the paleo-interfluve and the paleochannel areas along the west-east traverse. See location of the transect zone in Figure 7.

4.2. 多変量解析
4.2.1. 階層クラスター解析
階層クラスタリング分析では、合計 7 つのクラスター（図 11）に分類され、C-1、C-2、C-3、C-4 が主に深層地下水（DWG）サンプル(それぞれ 98%、98%、94%、84%)であったのに対し、C-7 は主に浅層地下水(SGW)サンプル(94%)である。深層および浅層地下水混合サンプルは、
C-5(SGW:68%、DGW:32%)および C-6 (SGW: 64% , DGW: 36%)に分類された。

13

図 11: Dendrogram with an imaginary line showing seven clusters.
クラスター間における水質組成（地球化学分析結果）と安定同位体の変動を図 12 に示す。深
層地下水が優勢なクラスター（C-1~C-4）は、C-6 および C-7 よりも塩分濃度（EC と Cl-）および SiO2 は低く、高い pH および重い安定同位体(δ18O and δ2H)が含まれていた。ほぼ同様の
HCO3-濃度が C-1～C-6 で認められ、これは C-7 の濃度よりも低い。深層地下水が優勢なクラス
ターでは、C-1 は比較的低濃度の EC、Cl-、Br-、および SiO2 を示し、その後 C-2、C-3、および C-4 となる。その逆配列は、これらのクラスター間の pH および安定同位体組成でみられた。HCO3-濃度は、これら 4 つのクラスター間で少なくとも類似することがわかった。また、深層地下水が優勢なクラスターは、それぞれ異なった空間パターンを示した（図 13～14）。C-1 お
よび C-2 は、主に古河間地域に分布する(図 13)。C-1 は、古河間地の中心部に分布しているのに対して、C-2 の大部分はその東側に分布するといった特徴がみられる。C-3 および C-4 は、
主に古流路内および古河間地域の境界付近に分布している(図 14)。また C-3 の大部分は、C-4と比較して南部に分布していることがわかる。C-5~C-7 については、明瞭なパターンは認められなかった(図 15)。

14

図 12: Variations of geochemistry and stable isotopes in seven clusters.

15

図 13: Spatial distributions of deep groundwater (DGW) dominated clusters a: C-1 and b: C-2.

図 14: Spatial distributions of deep groundwater (DGW) dominated clusters c: C-3 and d: C-4.

16

図 15: Spatial distributions of mixed and shallow groundwater (SGW) dominated clusters e: C-5 and C-6,
and f: C-7.

4.2.2. 因子分析
因子分析がおこなわれ、2 つの主因子が抽出された（表 2）。第一因子では、分散の約 45%を説明し、SiO2 と HCO3 の正の因子負荷、安定同位体と pH の負の因子負荷に関連した。第二因子は分散の約 33%を占め、EC と Cl―は強い負の負荷を有し、pH と安定同位体は弱い正の負荷を示した。2 つの主因子間のクロスプロットを図 16 に示す。深層地下水（DGW）が優勢なクラスター(C-1、C-2、C-3、および C-4)は主に第一因子の負にプロットされたが、浅層地下水（
SGW）が優勢なクラスター（C-7）および混合地下水クラスター（C-6）は正の側にプロットされた。C-5 の混合地下水サンプルは、DGW と SGW が優勢なクラスターの間にプロットされた。また、第二因子の軸に沿って、3 つのクラスター(C-1、C-2、および C-5)が主に正側にプロットされ、C-3、C-4、および C-6 が負側にプロットされた。C-7 のサンプルは正側と負側の両方にプロットされた。

17

表2: Loadings of Principal Factors and Communalities*

Variable

Factor1

Factor2

CommunalitypH-0.717

0.431

0.699

EC*

0.278

-0.926

0.934

Cl-*

0.060

-0.956

0.917

HCO3-

0.710

0.084

0.512

SiO2

0.829

-0.108

0.699

δ18O

-0.814

0.411

0.832

δ2H

-0.834

0.422

0.874

Variance

3.14542.32185.4672% of variance

0.449

0.332

0.781

Data in logarithmic forms.

図 16: Distributions of clusters in 2-D cross plot between first and second factors. Note: black solid lines18

indicate the loadings of variables (pH, EC, Cl-, HCO3-, SiO2, δ18O, and δ2H). DGW: deep groundwater,
SGW: shallow groundwater.
4.3. 水理地質解析
本地域の地下には、低海水準期（~117-18 ka BP）の海水準低下期に風化と侵食作用により形成された古河間地域と古流路（開析谷）(BGS/DPHE, 2001; Hoque et al., 2012; 2014)が存在していることが知られている（図 1）。また最高海面期の約 7ka BP には、前述したように現在の海岸線
から約 150km、内陸まで海が浸入していたことが推定されている（Shamsudduha and Uddin, 2007；
Grall et al., 2018）。下記に断面図の解析からこの地域の地質と帯水層の特徴について述べる。
4.3.1 堆積環境の特徴
本研究では、多数のボーリングデータから北西および南東方向の地質断面図を作成した。ここでは、代表的な 3 つの地質断面図を示す（図 17）。3 つの断面は古河間地域の縦断面図（図17a）および、古流路の沿った断面図（図 17b）
、南西から北東までの約 7kaBP の海岸線に平行する断面図（図 17c）である。
本地域の完新世の地質の特徴は、北から南すなわち内陸から海側に向かって厚くなる砂質のデルタを主に形成しており、その表層には氾濫原などの堆積物と考えられる粘土/シルト層がこの地域全体に偏在している（図 17a～c）。北部は砂質堆積物が優勢であるのに対し、南部には粘土/シルトが砂層中に挟在しており、それらの厚さは数 m～100m 以上となっている(DPHEAPSU-JICA, 2006; Shamsudduha and Uddin, 2007; Mahmud et al., 2017)。また、古河間地域の地表
面は LGM 期に長期間露出していたため、風化し酸化した後、酸化した茶色の砂上に赤い粘土の古土壌（McArthur et al., 2008; Hoque et al., 2014)が-50 ｍ～-75m 付近にみとめられた（図 17aおよび c）。古河間地域は、鮮新世－更新世堆積物上に分布し、後氷期（完新世）の堆積物に覆われている。下位の鮮新世－更新世の砂質堆積物と上部更新世の砂質堆積物の間に粘土/シルト層がくさび状に分布する特徴をもつ。これらは、既存研究でも指摘されてきた(BGS and DPHE,
2001; Shamsudduha and Uddin, 2007; Hoque et al., 2014)。この粘土/シルト層の分布は、南側に向かって厚くなり、北側ではその厚さが薄くなるまたは、存在していない場所もある。古流路に沿った断面図（図 17b）では、古河川の谷上に砂礫堆積物が分布している。LGM 期に、本地域では海水準が約-135m 低く、海水準が下がるときに古流路が形成された（Acharyya et al., 2000;
Rashid et al., 2011; Hoque et al., 2014; Grall et al., 2018; Ravenscroft et al., 2018）。その後、河川の堆積物と考えられる砂礫堆積物が堆積し、海水準の上昇とともにエスチュアリーなどの海進期堆積物（Umitsu, 1985, 1987, 1993；Islam and Tooley, 1999; Acharyya et al., 2000; Goodbred and Kuehl,
2000; Shamsudduha and Uddin, 2007; Grall et al., 2018）に覆われたと考えられる（図 17b）。
4.3.2

帯水層の特徴鮮新世－更新世および完新世の砂層は、本地域の主な帯水層である。北側の帯水層は主に粗粒の単層から二層レイヤーとなっており、これらは南側に向かうほど細粒な多層システムレイ
19

ヤーに変化している（Ravenscroft et al., 2018）（図 17a、b）。深部の帯水層は鮮新世―更新世の砂層、浅部の帯水層は更新世～完新世の砂層中に形成されている。浅部帯水層と深部帯水層の分離は、水平方向に連続した粘土/シルト帯水層の存在により南側で明瞭となっている（DPHEAPSU-JICA, 2006; ADB, 2011; Mahmud et al., 2017）（図 17a、b）。また、－150m までの地層ユニットは、古河間地域で厚く、古流路の地域では比較的薄いことも特徴である（図 17c）
。古河間
地域に沿う古土壌を境に浅い帯水層を上部と下部の浅部帯水層に分かれている（図 17a、c）。本
地域の地下水は、基本的に北西から南東方向に流れ、動水勾配は 0.01m/km と小さく（BGS andDPHE, 2001; Shamsudduha and Uddin, 2007; ADB, 2011; Majumder et al., 2019）、すなわちゆっくりとした流れである。

20

図 17: NW-SE schematic cross-sections along paleo-interfluve (a) and paleo-channel (b), and SW-NE
schematic cross-section (c).

4.4.地下水の塩水化の起源
地下水の塩水化の起源について分析結果から検討する。δ18O and δ2H 間のクロスプロット (図18)では、すべてのクラスターがおおむね local meteoric water lines (LMWLs)の下に分布するか、もしくはそれと非常に近いところに分布しており、これは、深層地下水と浅層地下水の両方とも基本的には局所的な降雨に由来することを示していると考えられる。またこれらの結果は本地域における既存研究の結果とも一致している(e.g., Aggarwal et al., 2000；Dowling et al., 2003;
21

Zheng et al., 2005; Stute et al., 2007; Mukherjee et al., 2007;Hoque and Burgress, 2012; Worland et al.,2015; Mihajlov et al., 2016; Ravenscroft et al., 2018; Majumder et al., 2019)。しかし、現在の降水は、検出限界（0.3TU）未満の 3H 活動から認識されるような地下水源はない（表 1）。すなわち、少なくとも 1950 年代以前に涵養が起こっていたことが示唆される。同様の調査結果は、既存研究でも報告されている（e.g., Aggarwal et al., 2000；Dowling et al., 2003; Zheng et al., 2005;Worland etal., 2015; Mihajlov et al., 2016; Majumder et al., 2019)。図 18 では、深層地下水が優勢なクラスター（C-1, C-2, C-3, and C-4)が重い部分にプロットされ、浅層地下水が優勢なクラスター（C-7）は軽い部分にプロットされている。これらの対照的な分布パターンは、深層地下水(7.9 to 17.5 pMC)と浅層地下水(35.7 to 82.4 pMC)の放射性炭素濃度（14C）活動が異なることが関係しており（表1）、すなわち深部と浅部の地下水の涵養時期および塩水化した時期が異なることを示している。
Cl- 濃度と Cl-/Br- モル比のクロスプロット（図 19）では、ほとんどすべてのクラスターが海水(655±4)（Alcalá and Custodio, 2008)を示すラインに沿って分布しており、これは海水または沿岸域の降水の可能性が考えられる。すなわちどちらも地下水の塩水化の起源となり得ることを示唆している。

図 18: Cross-plots between δ18O and δ2H of different groundwater clusters. Note: Local meteoric waterlines (LMWLs) were drawn based on the nearby three Global Network of Isotopes in Precipitation (GNIP)
stations, of which locations are shown in Figure 2.1. The relative positions among the clusters can be seenin Figures 12 (g) and (h).

22

図 19: Cl- vs Cl-/Br- molar ratios of different groundwater clusters. Seawater value (655±4) from Alcalá
and Custodio (2008).

4.5. 深層地下水の塩水化の形成プロセス
深層地下水の塩水化がどのように形成されてきたかを検討するため、Cl- and δ18O 間のクロスプロットを作成した（図 20）。図 20 では、Cl- の増加に伴い δ18O は全体的に減少傾向を示しているが、これは単純な淡水と塩水の混合傾向とはいえないと考えられる。すなわちかなり軽い
δ18O と高い濃度の Cl- 端成分の存在の可能性を示唆している。また、C-1～C-3 は混合線内に分布しており、C-4 はより軽い安定同位体に向かってわずかにオフセットして分布している（図20）。これらの結果と深層地下水が優勢なクラスター（C-1～C-4）の空間分布図（図 13～14）から、淡水および汽水の深層地下水の形成は古地理と過去～近年のフロープロセスが関連しているものと考えられる。
ここでは、深層地下水の塩水化の形成過程について上記の結果と地層解析の結果から次のよ
うに考える。まず海水準が最も下がった時期（LGM: Last Glacial Maximum）に、地下水は主に北/北西から南/南東に流れ、古流路と古河間地の両地域の地下に淡水の地下水（すなわち、C-1）を形成したと考えられる（図 21）。その後、海水準は約 15,000 年前まで急速に上昇を開始し、後氷期の海進期には、古河川の谷に堆積物が堆積し、埋没谷となり、その後エスチュアリーが形成された（図 22）。海進期に C-3 および C-4 は、重力により引き起こされる垂直浸透によっておそらく汽水と淡水の混合した地下水で、本地域に形成されたものと考えられる（図 22）。

23

20: Cross plots between Cl- and δ18O of DGW dominated clusters.
この海進期のステージにおいて、河川流出と同様に過去の降雨を示す δ18O の値は、LGM 時期に形成された値と比較しておそらく軽かったことが示唆されている (Dutt et al., 2015)。また
C-4 は調査地の北側（図 14）かつ浅い場所（図 23）に位置することから、C-3 は海進期に C-4
よりも早く形成されたと考えられる。C-2 における塩分濃度の変化は、C-1 と C-3/C-4 間の混合
（図 24）に関連しており、これは人為的な揚水効果と自然プロセスによって起こったと考えられる。

24

図 21: Conceptual diagrams showing the estimated water movement at the time of LGM along the paleointerfluve (a) and the paleo-channel (b). The positions of the cross sections are supposed to be the same as
those in Figures 17a and b.

25

図 22: Conceptual diagrams showing the hydrological condition at the time of postglacial transgression
along the paleo-interfluve (a) and the paleo-channel (b). The positions of the cross sections are supposed
to be the same as those in Figures 17a and b.

26

図 23: Depth variations of deep groundwater wells in C-1, C-2, C-3, and C-4.

図 24: Map showing the deep groundwater level contours (BWDB, 2013) and possible direction ofgroundwater flow. The locations of C-2 samples are also shown.
27

4.6. 浅層地下水の塩水化プロセス
δ18O と δ2H 間におけるクロスプロットの結果 (図 18)では、LMWLs に沿うようにまたはやや下の部分で混合地下水が優勢なクラスター（C-6）と塩分濃度が高い浅層地下水が優勢なクラス
ター(C-7)がプロットされている。塩分濃度は低いが濃縮された安定同位体を含む C-5 のサンプ
ルは、深層地下水が優勢なクラスターと重なるようにプロットされている。C-6 に割り振られたサンプルは、狭い範囲にプロットされているが C-7 のサンプルは広い範囲にプロットされている。Cl- と δ18O 間のクロスプロットにおいて (図 25)、60%以上が浅層地下水で構成される C5～C-7 のクラスターは、海水に関連する傾向は特に示していないが、わずかに減少する傾向がみられる。

図 25: Cross-plots between Cl- and δ18O of mixed (C-5 and C-6) and shallow groundwater (C-7) dominatedclusters.
図 19 では、海水または沿岸の降雨、あるいはその両方の可能性が浅層地下水の塩水化の発生源であることを示している。しかしながら、浅層地下水の塩水化のプロセスはかなり複雑と考えられ現時点の結果のみからは、明確にすることは難しいと考えられた。現段階で考えられる
浅層地下水の塩水化プロセスについては以下が挙げられる。
仮説 1:
近年の海水の侵入は、浅層地下水サンプル中の 3H 濃度が検出限界以下であるため、浅層地下水の塩水化には当てはまらないと考えられる。しかし、現在のベンガル湾の表水は 3H 濃度の上昇を示している(図 26)。また、ガンジス川の河川水も高い 3H 濃度(6.7TU、Majumder et al.,2019)が含まれている。したがって、感潮河川を介して塩水化した浅層地下水は検出可能な 3Hが存在する可能性があると推定される。
28

ベンガル湾アラビア海

図 26: Vertical profiles of 3H in the Indian Ocean (Rao et al., 1994).
仮説 2:
浅層地下水の塩水化は、少なくとも 1950 年代よりかなり前から古汽水から塩水に変わった可能性が次の 2 つの理由から考えられる。ひとつは Cl- and δ18O 間のクロスプロットにおいて、δ18O 値が Cl-濃度の上昇とともに減少するといった傾向を示している（図 25）。これは、単純に淡水と海水の混合傾向を示しているとは考えにくい。次に、浅層地下水中の放射性炭素（14C）の濃度が 35.7pMC から 82.4pMC に変化していることである。
仮説 3浅層地下水でみられた塩分濃度の上昇は、完新世初期から中期にかけての淡水と海水イベン
トの両方が強かった期間に、デルタの形成プロセス中の堆積物とともに残存した古汽水/海水の可能性が以下の理由から考えられる。浅層地下水の塩分濃度の上昇は、主に深度約 20～60m（図27）の堆積物中に存在することがわかった。これらの堆積物は、後氷期の海進期～高水準期に堆積したものと推定される（図 28）。さらに、図 29 は、塩濃度(Cl-)の上昇がクルナ市の南東部にある 4 つの浅層地下水のサンプルである 44～37pMC の放射性炭素（14C）濃度活動の減少に対応していることを示しているからである(図 30)。
29

図 27: Distribution of shallow groundwater salinity (Cl-) with depth

図 28: Radiocarbon ages of sediments with depths (legends are refernces).

30

図 29: Cross plot between Cl- concentrations and 14C activities of shallow groundwater (SGW) in the
Khulna city

図 30: Distribution of 14C activities of SGW within the Khulna city.
仮説 4:
図 29～図 30 の結果から、汽水/淡水が取り込まれた後、天水または河川水とともに涵養された地下水流は、クルナ市内の北西から南東への 14C 活動の減少傾向から推測されるように、浅い帯水層を淡水の地下水にした可能性が考えられる。
31

仮説 5:
図 19 で海水ラインの上部に比較的高い Cl-/Br-モル比(>1000)を含む 5 つの浅層地下水サンプル(深度 70m bgl 未満)は、下水・排水またはわずかに溶解した岩塩のいずれかによる影響の可能性が考えられる。しかし、これらの浅層地下水サンプルには NO3-および/PO43-は含まれていなかったため、下水・排水からの影響は考えにくい。また岩塩溶解による影響は、より高いモル比の可能性が指摘されている(Alcal and Custodio、2008)。現在、岩塩は、図 31 のように長期間の乾期に形成され、その後モンスーンの時期になると溶解することは有名である。バングラ
デッシュでは溶解した岩塩は、潮汐低地のような場所で水平方向にも垂直方向にも移動する。
このようなプロセスは、湿地、エスチュアリーな環境の下、相対的海水準変動イベントに伴ってデルタが形成された最近の地質時代に形成されたものと考えられる。しかし、より高い Cl/Br- モル比が現在の水文気象学的プロセスまたは過去のプロセスに関連しているかどうかは不明である。

図 31: A layer of salt developed in dried up surface in southern coastal region of Bangladesh(https://www.thedailystar.net/news/saline-creeping-into-croplands)
仮説 6
浅層地下水の塩分濃度と安定同位体の範囲が広い要因としては、1) 完新世のデルタ形成過程におけるデルタ堆積物とそれと同時に残存した淡水および汽水/海水の可能性、2)さらに混合によりもともとの浅層地下水組成を変えるようなローカルな地下水流動プロセスによって説明できる可能性が考えられる。

32

5．結論・課題
本研究では、バングラデシュ南西の GBM デルタ沿岸域において地下水塩水化の起源とそのプロセスを検討するために深層地下水および浅層地下水の地球化学的分析と地層分析をおこなった結果、以下のようなことがわかってきた。
1）深層地下水サンプルの水質および安定同位体組成の分析結果は、古流路地域と古河間地の地域で明確に異なっていた。古流路エリアにおける深層地下水は、古河間地域に比べて EC、塩
化物イオンおよび SiO2,は高い値を示し、pH と HCO3-の値は低くかつ安定同位体（δ18O および
δ2H)は軽いことがわかった。一方で浅層地下水については古流路および古河間地域で上記の分
析結果に明瞭な違いは認められなかった。
2) 深部および浅層地下水サンプルに対して、多変量解析をおこなった結果、7 つのクラスターに分類された。深層地下水が優勢なクラスターは、主に浅層地下水であるクラスターよりも低濃度の EC および Cl-および SiO2 を示し一方で pH は高く、重い安定同位体をもつといった特徴がある。また深層地下水が優勢なクラスターは、異なる空間パターンも示した。
3) 深部および浅層地下水は基本的に、δ18O and δ2H のクロスプロット結果からローカルな降水が由来である可能性が本研究により示唆された。一方で現在の天水は、3H 活動の検出限界（0.3
TU）を下回っていることから、これが地下水源ではないと考えられる。
4) Cl-/Br-モル比の結果から海水または沿岸域の降水が深部および浅層地下水の塩水化の要因の可能性が推測された。
5) 深部・浅層地下水の塩水化のプロセスは、塩化物イオンの増加に伴って δ18O が全体的に減少する傾向がみられるため、現代の海水由来とは考えにくく、過去の地形形成と関連することが推定された。深層地下水の塩水化のプロセスは、最終氷期の最盛期以降の海進期のエスチュ
アリーにおける古汽水が要因と推測された。古流路地域で形成されたエスチュアリーの汽水は密度比のために淡水の深層地下水に浸入したと考えられる。その後、古流路地域の汽水地下水
は、都市の揚水と自然プロセスの両方により水平方向に流れ、古河間地域の淡水性の地下水と混ざり、現在もわずかに深部に汽水性の地下水を形成したと考えられる。
浅層地下水の塩水化プロセスについては、現段階の結果からは現在の海水が進入したことが要因という可能性は少なく、少なくとも 1950 年代よりも前から古汽水から塩水に変化したものと推定された。浅層地下水の塩分濃度の上昇は、完新世初期から中期にかけての海水準イベン
トにおけるデルタの形成過程の堆積物とともに残存した古汽水/海水であると推測された。しかし、浅層地下水の塩水化プロセスは、単純ではなく岩塩溶解、もともとの浅層地下水組成を変えるようなローカルな地下水流動なども関係している可能性が推定されるため、今後土壌分析も含めてさらに検討していく。

謝辞
本研究は、公益財団法人国土地理協会第 19 回学術研究助成を受けておこなわれた。記して謝意を表します。

33

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