Silviase/jgov_v1.4_full_ann huggingface dataset:
## 3 ）熱収支を利用した水収支の推定

まず沼全体の熱収支をシミュレーションによって再現し、さらに水の蒸発熱が大きいことを利用して、再現された熱収支より蒸発量を推定することにした。熱収支を再現するためのモデルとして、実測した水温データと気象庁AMeDASなどから入手した気象データに基づく以下のシミュレーションモデルを構築した。これは、MITモデルをベースにした熱移動多層モデルである。

以下にこのモデルの基礎式を示す。

[水温の連続方程式]

$$ \frac{\partial T}{\partial t}+u\frac{\partial T}{\partial x}+w\frac{\partial T}{\partial z}=\frac{\partial}{\partial z}\bigg(K_{z}\frac{\partial T}{\partial z}\bigg)+\frac{H}{\rho C_{w}} $$

左辺第1項は加速度項、2～3項は移流項、右辺第1項は拡散項、第2項は生成・消滅項である。

生成・消滅項の大半は水面近くで起こる現象であり、次式で表せる。

$$ \left[ 生成 \cdot 消滅項 \right] $$

$$ H{=}R_{0}+R_{d}-R_{u}-EH-AH+QH_{in}-QH_{out}+GH $$

ここに太陽からの輻射熱 S の一部は水面で反射され、水中に入った光エネルギーの多くは水面近くで吸収され、残りは指数関数的に減衰しながら水中を伝わる。水中に入る光エネルギー $ R_{0} $ と水深 Z における光エネルギー $ R_{z} $ は次式で表される。

[放射熱関係]

$$ R_{0}=\left(1-\alpha\right)S $$

$$ R_{z}=\left(1-\beta\right)\times R_{0}\cdot\exp\left(-\eta\cdot z\right) $$

ここで $ \alpha $ : 水面反射率、 $ \beta $ : 水面吸收率、 $ \eta $ : 水中減衰率である。

大気・雲からの輻射熱 $ R_{d} $ と湖水からの輻射熱 $ R_{u} $ は以下のスウィンバンク Swinbank の式で求められる。

[スウィンバンク Swinbankの式]

$$ R_{u}-R_{d}=C_{1}\Big(T_{w k}^{4}-0.937\times10^{-6}\cdot C_{2}\cdot T_{a k}^{6}\Big) $$

また

$$ C_{1}=0.97\times\sigma\ ,\qquad C_{2}=1.0+0.17\times C^{2} $$

ここに $ T_{wk} $ : 水温の絶対温度 (K)、 $ T_{ak} $ : 気温の絶対温度 (K)、 $ C_{1} \cdot C_{2} $ : 係数, $ \sigma : Stefan-Boltzmann $ 定数 $ (=1.3543 \times 10^{-11} \text{ kcal/m}^{2} \cdot \text{s} \cdot \text{K}^{4}) $ 、C : 雲量である。
蒸発・凝結に伴う潜熱EHと大気との間の伝導顕熱AHはローバーRohwerの式で表される。

$$ \left[ ローバーRohwer の式 \right] $$

[潜熱]

$$ E H=\left(0.308\times10^{-3}+0.185\times10^{-3}W\right)\times\rho\times\left(e_{_{w}}-H u m\cdot e_{_{a}}\right)\times\left(L_{_{v}}-C_{_{w}}\cdot T_{_{w}}\right) $$

[顕熱]

$$ AH=\left(0.308\times10^{-3}+0.185\times10^{-3}W\right)\times\rho\times269.1\times\left(T_{w}-T_{a}\right) $$

ここで W : 風速（m/s）、$\rho$ : 水の密度（kg/m³）、Hum : 湿度、$e_{w}$ : 表面水温に相当する飽和蒸気圧（mmHg）、$e_{a}$ : 気温に相当する飽和蒸気圧（mmHg）、$L_{v}$ : 蒸発の潜熱（=595.9 kcal/kg）、$C_{w}$ : 比熱（=0.54 kcal/kg·K）、$T_{w}$ : 表面水温（℃）、$T_{a}$ : 気温（℃）である。飽和蒸気圧$e_{w}\cdot e_{a}$ は次式で求める。

$$ e_{_{w}}=4.58+0.3548\times T_{_{w}}+0.007\times T_{_{w}}^{2}+0.0003817\times T_{_{w}}^{3} $$

$$ e_{a}=4.58+0.3548\times T_{a}+0.007\times T_{a}^{2}+0.0003817\times T_{a}^{3} $$

計算にはAMeDAS豊富データ（降水量 mm（豊富）、気温 ℃（豊富）、風速 m/s（豊富）、日照時間 hr（豊富））と、稚内の地上気象原簿より得た湿度 %（稚内）、全天日射量 MJ/m²（稚内）、雲量（稚内）を利用し、試行錯誤的に最適境界条件を探索した。この熱収支推算結果に基づき水収支を定量的に推定した。また、得られた結果を、支笏湖での解析事例と比較した。

## 4 ．結果および考察

## （１）湿原および湖沼群における流路を通じた流出量の解明

## 1 ）サロベツ湿原2流域における観測結果

2010年7～11月における観測結果を示す。この期間全体の流出率（総流出高mm／総雨量333mm）は、落合沼で41%、道路側溝で29%であった。降雨開始から降雨終了24時間後までの期間を一つの降雨イベントとして、生起した8回の降雨イベントについて解析した結果、イベント毎の雨量と流出高の関係が得られた（図(3)-4）。なお流出高は降雨直前に生じていた流量をその遅減傾向をもとに補正し、対象の降雨イベントに対する流出のみ抽出できるようにした。両地点の雨量と流出高の関係には、ばらつきがあるものの有意な関係があった。回帰直線の傾きから、降雨後24時間の流出率は落合沼で23%、道路側溝で14%という値が得られた。
図(3)-4 雨量と流出高の関係 落合沼（左）と道路側溝（右）での解析結果。

次に降雨開始時の水位と流出率の関係を検討した（図(3)-5）。地下水位が高いほど流出率が大きくなる傾向が見られた。泥炭は表面付近ほど透水係数が大きく、深くなるにつれ小さくなる。したがって、地下水位が低いときの降雨は泥炭層に保持され流出しにくいのに対し、水位が高いときには表面付近の高い透水性により流路に至りやすいと考えられた。

図3-5 地下水位と流出率

## 2 ）稚咲内砂丘林帯湖沼群5流域における観測結果

2011年5～11月の観測より、各流域観測点における比流量の日平均を示す（図(3)-6）。同じ期間のデータが揃っている5月12日から10月17日の間（欠測期間の7月15日～8月12日を除く）について、期間流出率は最小21%（林A）、最大43%（林C）であり、やや流域間のばらつきがあった。また期別に流出挙動をみると、各流域には特徴的な流量変動があった。なお、2011年は、7月中旬から8月上旬にかけて長い無降雨期間があったこと、9月以降は多雨傾向に転じ、特に9月の降雨量は過去30年間でも最大であったことが特徴である（AMeDAS豊富データに基づく）。
図(3)-6 稚咲内砂丘林帯湖沼群5流域の比流量比較（2011年）

農Aは観測期間中の流量変動が大きかった。融雪後5月下旬頃までの間は比較的比流量が大きかったが、その後減少を続けた。ただし7月中旬以降の無降雨期にはさほど流量を減じず、安定していた。同様に流量変動が大きかったのは林Aである。林Aと林Cは共に砂丘林帯湖沼群の複雑な地形を流域に抱えている。このうち林Aは、融雪後の5月中旬頃までは比較的大きな比流量であったのに対し、6月以降は著しく比流量が低下することが多かった。林Aでは豊水期と渇水期で流域面積が10倍程度変化している可能性がある。複雑な凹地地形を上流に有しており、豊水期には流路がつながって流域面積を大きくするのに対し、渇水期には流路が途切れ、流域面積が小さくなるような地形特性となっている可能性が強い。したがって、積雪期から融雪期には流域内貯水量が増加し、流出も大きくなるのに対し、長い無降雨期間を経た後には流域が分断され流出も小さくなったと考えられる。

農Bと林Cは比較的類似した比流量であった。林Cは5流域の中で最も流域面積が大きい。双方の流域とも、融雪後の5月末までは比較的大きな比流量を示した。6月下旬から8月下旬にかけて渇水となり比流量もやや減少したが安定しており、さほど低下しなかった。

一方、最も小さな流域である林Bは、地形的にも起伏に富むことから、応答の良い（変動の激しい）流出を呈した。

## （２）環境同位体による地下水・地表水交流特性の影響解明

## 1 ）湖沼への地下水流入の有無と水質形成

2009年から2011年までの調査で採水された試料のEC、pH、ラドン濃度、主要イオン濃度の平均値を表(3)-2に示す。

ラドンは、帯水層を構成する土粒子に含まれるラジウム（ $ ^{226}Ra $ ）のα崩壊により生成される放
射性の希ガス元素である。ただし、半減期が3.8日と非常に短く、揮発性であることから、供給源のない地表水にはほとんど含まれず、地下水中には地表水よりも高濃度で存在する。広域の観測孔における地下水中のラドン濃度（2009年採水）は、沖積堆積物A1（表(3)-1）中の地下水に相当するG01およびG02で2.05、2.03Bq/L、砂丘砂層Sd（表(3)-1）中に相当するG03で1.84Bq/Lであった。

また、砂丘列帯に2010年に設置した観測孔の地下水については、砂層から採取した試料（2010、2011年）のラドン濃度は平均1.59Bq/Lであった。一方、各湖沼のラドン濃度は検出限界以下（ND）であった。また、砂丘列帯を流れるワンコの沢は0.10Bq/Lで、地下水と比較して極めて低い濃度であった。対象とした湖沼群は、地形図および踏査より河川等の地表流出入がないことが確認されている。また、湖水のラドン濃度がNDであることから、湖沼には砂層を流動する地下水の流入はないか、あるいは流入があったとしても極微量で採水時にはラドンは放射能壊変によって既に検出限界以下に減少していたと考えられる。よって、対象とした湖沼群は、降水を主たる供給源とする閉鎖性湖沼であると判断できる。

2009年に採水・測定された湖水、河川水、地下水のトリリニアダイアグラムを図(3)-7に示す。湖水中の主要イオンの組成は、非重炭酸ナトリウム型を示す。橘ら（1996）⁹および堀内ら（1997）¹⁰は、湖沼群の東側のサロベツ原野において降水によって涵養された湿地表層水が、非重炭酸ナトリウム型の水質組成を示すことを報告している。トリリニアダイアグラムにおいて、湖沼群の水質は上述の湿地表層水と同様の領域にプロットされることから、湖沼の水質は湖沼周辺（湖底含む）の泥炭土壤と平衡状態となることで形成されていると考えられる。湖沼群の水質は地下水の水質組成とは異なっており、ラドン濃度から推定された地下水流入のない閉鎖性湖沼という結論と整合的といえる。また、湖水のpHは4.20～6.83で比較的低い。一般に、泥炭土壌は、塩基に飽和されていないカルボキシル基により高い酸性を示す（庄子 1976）¹¹ことから、湿地表層水の影響が湖水に表れているといえる。ただし、湖水のNa⁺/Cl⁻組成比は海水のNa⁺/Cl⁻組成比（=0.86）に近く（図(3)-8）、風送塩の影響も水質形成に寄与していると考えられる。
表(3)-2 湖水、地表水、地下水の水質一覧（平均値）

Number of sampling points	EC
[mS/m]	pH	$ ^{222} $ Rn
[Bq/L]	Na⁺
[mg/L]	K⁺
[mg/L]	Mg²⁺
[mg/L]	Ca²⁺
[mg/L]	HCO₃⁻
[mg/L]	Cl⁻
[mg/L]	SO₄²⁻
[mg/L]	NO₃⁻-N
[mg/L]
2009年探水
Lake028	37	14.95	6.74	ND	21.71	0.60	3.20	2.05	20.93	30.44	1.55	ND
Lake051	20	21.40	5.84	ND	29.62	0.27	4.07	2.38	9.14	50.61	10.12	ND
Lake060	11	7.74	5.49	ND	12.13	0.47	0.76	0.57	8.31	16.35	1.91	ND
Lake064	15	21.02	6.83	ND	29.25	1.52	4.18	1.86	20.32	44.78	2.74	ND
Lake065	10	30.38	4.20	ND	35.93	0.15	7.11	6.14	0.00	64.45	32.06	ND
Lake072	18	20.23	6.12	ND	27.42	1.21	3.76	2.25	9.49	45.11	10.82	ND
Lake106	1	18.14	5.29	ND	11.05	0.95	5.52	6.44	0.00	23.99	35.05	ND
Lake107	1	7.94	5.07	ND	3.67	0.49	2.25	2.21	0.00	6.56	16.55	ND
Lake112	1	11.43	6.58	ND	10.37	0.12	3.43	3.24	12.19	15.25	15.55	ND
広域河川水	20	17.56	7.63	-	20.26	3.05	2.52	5.20	38.11	24.69	7.98	0.12
広域観測孔	3	36.84	6.70	1.97	32.00	1.65	7.83	14.00	93.49	34.90	9.97	ND
ワンコの沢	2	27.20	6.85	0.10	33.98	2.92	7.09	5.34	36.58	52.60	5.51	ND
2010年探水
Lake028	37	143.4	7.23	ND	23.04	1.70	2.17	2.54	13.84	34.35	4.45	ND
Lake051	1	65.9	6.70	ND	10.00	0.57	0.90	1.67	6.10	15.89	3.91	ND
Lake060	1	201.3	6.92	0.11	31.35	1.31	2.93	1.71	12.19	51.46	8.77	ND
Lake064	1	89.4	6.46	ND	12.36	0.96	0.91	1.20	6.10	20.82	3.02	ND
Lake065	1	207.0	7.07	ND	30.75	2.29	3.58	2.54	24.39	52.01	3.81	ND
Lake072	1	290.0	6.45	0.14	44.39	3.57	4.26	3.09	12.19	78.10	14.66	ND
Lake106	1	206.0	6.98	ND	30.60	1.90	3.77	2.38	12.19	51.62	11.25	ND
Lake107	1	173.3	5.99	ND	21.16	1.41	3.33	4.54	6.10	41.72	11.94	ND
Lake112	1	115.1	5.87	ND	12.50	1.22	2.75	2.47	6.10	26.16	6.34	ND
サロベツ川	1	325.0	5.32	ND	46.87	0.49	4.62	6.17	6.10	78.54	21.40	ND
広域観測孔	2	206.4	7.04	ND	26.17	2.89	4.09	6.85	67.07	28.22	6.53	0.54
ワンコの沢	2	204.2	6.96	3.79	16.16	1.04	6.28	14.10	76.22	17.54	13.35	ND
新規観測孔	7	268.0	6.99	0.39	35.53	2.27	5.81	6.44	42.68	57.05	6.70	ND
排水路	1	148.7	5.35	1.98	21.06	1.00	2.43	3.18	9.58	28.37	18.72	ND
2011年探水
Lake028	1	226.0	7.21	ND	20.85	1.52	2.86	1.84	6.10	35.84	4.39	ND
Lake051	1	194.4	6.34	ND	27.79	1.33	3.62	1.49	12.19	48.04	6.86	ND
Lake060	1	96.5	6.90	ND	10.35	0.94	1.08	0.67	6.10	18.27	2.46	ND
Lake065	1	263.0	6.06	ND	38.05	1.09	3.49	1.80	6.10	61.36	9.28	ND
Lake106	1	167.7	7.85	ND	23.01	0.64	2.52	2.16	12.19	38.76	3.90	ND
Lake107	1	324.0	4.70	ND	44.08	1.14	6.08	5.22	N.D.	90.35	10.04	ND
Lake112	1	160.2	5.77	ND	19.40	0.71	1.97	2.17	12.19	34.58	1.89	ND
新規観測孔	7	155.7	5.37	0.58	16.36	2.97	2.22	1.95	6.10	28.90	6.33	ND
排水路	1	175.8	5.67	0.34	22.90	1.88	3.70	2.70	6.10	36.99	15.74	ND

$ ^{*} $ ND: Not Detectable
図(3)-7 採水試料のトリリニアダイアグラム

図3-8 採水試料の $ Na^{+}/Cl^{-} $ 組成比

2）湖水への蒸発の影響と湖沼の形状との関係

広域河川水における平均標高とδ $ ^{18} $ 0の関係を図(3)-9に示す。広域河川水のδ $ ^{18} $ 0は-10.95～-9.46‰の範囲にあり、平均値は-10.28‰である。ここでは平均標高として、採水地点より上流側の集水域の平均標高を用いている。海岸から本流域内で最も標高の高い幌尻山（427m）までの距離は約30kmであり、流域は緩勾配の地形となっているため、流域内の高度効果は明瞭ではない。しかし、平均標高とδ $ ^{18} $ 0は負の相関を示し、沿岸部付近の地表水のδ $ ^{18} $ 0は-10.0～-9.5‰程度と考えられる。

これに対し、湖水のδ $ ^{18} $ 0は高い値を示し、2009年に採水した試料の各湖沼の平均値は-7.71‰

図(3)-9 広域河川水の平均標高と $ \delta^{18}O $ の関係

（Lake107）～-5.06‰（Lake051）の範囲にある（表(3)-3）。Lake028を除いた湖沼のδ¹⁸Oの標準偏差は0.06～0.22‰である。Lake028については、北側ほど安定同位体比は高く、南側は低い傾向にあり、δ¹⁸Oは-8.41～-5.41‰と北側と南側で3‰の差がみられた。バラつきは水質でも見られ、Lake028を除く湖沼のECの標準偏差は0.22～1.46mS/mであるのに対し、Lake028は標準偏差が2.15mS/mであった。Lake028は本地域の湖沼群で最大の湖沼であり、他の湖沼に比して湖沼内でのバラつきが相対的に大きいといえる。
表(3)-3 2009年採水試料の $ \delta^{18}O $ および $ \delta D $

Number of sampling points	$ \delta^{18} $ O [ $ \%o $ ]	$ \delta $ D [ $ \%o $ ]
Avg.	SD	Avg.	SD
Lake028	37	-6.46	0.76	-51.57	3.14
Lake051	20	-5.06	0.22	-46.30	0.94
Lake060	11	-5.08	0.09	-44.94	0.84
Lake064	15	-5.47	0.05	-45.66	1.03
Lake065	10	-5.90	0.12	-48.66	1.47
Lake072	18	-6.41	0.06	-50.16	0.78
Lake106	1	-6.57	-	-53.12	-
Lake107	1	-7.71	-	-59.51	-
Lake112	1	-5.29	-	-48.96	-
Stream water	20	-10.28	0.44	-64.72	1.45
Wankono-sawa	2	-10.02	0.00	-62.97	0.20
Groundwater	3	-9.91	0.83	-64.55	7.23

$ ^{*} $ Avg.: Average, SD: Standard Deviation

図(3)-10に2009年から2011年までの採水試料のδ^{18}O-δD ダイアグラムを示す。湖沼群で採水された湖水は、広域河川水、ワンコの沢、地下水とは異なり、天水線（LMWL、Local Meteoric Water Line）（Matsubaya et al. 1973）の傾きからずれて蒸発線（LEL、Local Evaporation Line）上に分布し、その傾きは3.91である。決定係数R^{2}は0.89であり、湖水の安定同位体比分布は蒸発線の回帰式によって説明可能といえる。したがって、各湖沼の安定同位体比は蒸発に伴う動的同位体分別の影響を受けているといえる。ただし、蒸発の影響は湖沼により異なる。

各湖沼へ供給される降水のうち蒸発により失われる割合(r)は以下の式より推定される：

$$ r=\frac{E}{I}=\frac{\delta_{I}-\delta_{L}}{\delta_{E}-\delta_{L}} $$

図(3)-10 採水試料の $ \delta^{18}O-\delta D $ ダイアグラム

ここで、$I$ は湖沼への流入量、$E$ は蒸発量、$\delta_{L}$ は湖水の安定同位体比、$\delta_{I}$、$\delta_{E}$ は流入、蒸発のそれぞれの安定同位体比である。対象湖沼群は降水を供給源とする閉鎖性湖沼であるので、$I$ は降水量とみなすことができる（ただし、周辺地からの微小な集水を含む）。$\delta_{L}$ は、各湖沼の$\delta^{18}O$ の平均値とした。また、降水の平均的な安定同位体比を代替しているとみなして、ワンコの沢の安定同位体比を$\delta_{I}$ とした。$r$ の推定には、測定精度の高い$\delta^{18}O$ を用いている。各湖沼の$r$ は14.4～71.9%と推定され、平均値は45.1%である。修正Penman-Monteith式より求めた2009年8月までの過去1年間の本地域の年間実蒸発散量は383mmであった。同期間の降水量879mmに対する実蒸発散量の割合は41.6%であり、$r$ の平均値45.1%とほぼ同程度といえる。

表(3)-4 に各湖沼の水深、開水面面積、湖水体積を示す。また、湖底地形の例として図(3)-11
に Lake028 の等深線図を示す。開放水面の小さい Lake106～112 については調査地点である 1 点の水深を用いている。一般に、湖沼の水深に対して開放水面面積が大きい形状の湖沼は、貯留量に対して大気にさらされる水面面積が大きいことから、蒸発が大きくなる傾向にある（Rouse 2000; Turner et al. 2010） $ ^{13)} $ $ ^{14)} $ 。図 (3)-12 に湖

表(3)-4 湖沼の水深および開放水面面積

lake	observation points	water depth [m]	water surface area $ [10^{3}\times m^{2}] $
Avg.	SD	Max.
028	114	1.34	0.54	2.77	425.5
051	40	0.67	0.39	2.04	114.1
060	22	1.39	0.75	2.83	16.6
064	30	1.75	0.30	2.62	90.7
065	19	0.67	0.25	1.40	16.2
072	25	2.19	0.57	3.42	77.4

沼の水深、開放水面面積と r との関係を示す。開放水面面積が小さい Lake 106、107 は r が小さく、面積が大きい湖沼は r が大きくなる傾向にある。しかし、開放水面面積が増加したとしても、水深が深い場合は r が小さくなる傾向にあるといえる。

図(3)-11 Lake028の等深線図

図(3)-12 湖沼の水深、開放水面面積と $ r\varnothing $ 関係

Lake 028はジュンサイ沼と呼ばれ、浮薬植物であるジュンサイ（Brasenia schreberi, water shield）が湖面を被覆していることが現地で確認された。根からの水の吸収では同位体分別は生じないが、植物による湖面の被覆によって湖水の蒸発は抑制される（Ramey 2004） $ ^{15} $ 。このため、Lake 028は他の湖沼より大きい開放水面面積（ $ 426 \times 10^{3} m^{2} $ ）を有するが、ジュンサイによる蒸発の抑制に伴いrは小さい値を示していると推測される。Lake 028以外の湖沼では目立った浮薬植物の繁茂が確認されず、rは図(3)-12に示すように、湖沼の水深、開放水面面積の大小関係から概ね説明可能である。

## 3 ）地下水流動状況と湖沼群の位置付け

Born et al. (1979) $ ^{16)} $ は、湖沼を地下水の流れとの接続状況から、流出湖（discharge lake）、涵養湖（recharge lake）、通過湖（flow-through lake）の3タイプに分類した（図(3)-13）。本
研究で対象とした各湖沼は、地下水の流入が認められないことから、流出湖・通過湖には相当せず、涵養湖に分類される。湖沼群が分布する砂丘列帯は海食崖として接していることから、豊徳台地から西側へ供給される降雨の集水域は狭小であり（図(3)-14）、豊徳台地側からの砂丘列帯への地下水流入は極めて小さいと推測される。よって、湖沼群は地下水流動系における涵養域に位置した涵養湖といえる。

涵養型の湖沼であることは、同じ地点（OW-03およびOW-04）の2つの観測孔で、上位の泥炭層を対象とした孔の地下水位が下位の砂層を対象とした孔に比べて高く（図(3)-2）、下方へ流動が示唆されたこととも整合する。また、水位回復試験で得られた透水係数は泥炭層で $ 10^{-5}\ m/s $ 程度、砂層で $ 10^{-4}\ m/s $ 程度であり（表(3)-5）、このことから湖水が比較的透水性の低い泥炭層によって受け皿のように保持されていることが推察される。

図(3)-13 地下水流動に関連した湖沼の分類（Born et al. 1979） $ ^{16)} $

左：流出湖 中：涵養湖 右：通過湖

図(3)-14 砂丘列帯における湖沼群の位置及び湖沼からの蒸発と帯水層への涵養割合（断面図は川上ら（2010） $ ^{5} $ ）、岡ら（2006） $ ^{3)} $ に加筆して作成）

表(3)-5 水位回復試験の結果から算定された透水係数

OW03S（泥炭層）	OW03D（砂層）	OW04D（砂層）
2.11×10^{-5} m s^{-1}	1.51×10^{-4} m s^{-1}	8.77×10^{-5} m s^{-1}
砂丘列帯の地下水は、湖水と同様に非重炭酸ナトリウム型の水質組成を示し、Na⁺、Cl⁻が卓越する傾向にある（図(3)-15）。ただし、砂丘列帯の台地側（OW-03、04）と沿岸農地側（OW-01、02）で地下水の水質組成はやや異なり、上部の湖水とそれぞれ類似した組成を示す。これは湖水、地下水ともにその地点の降水によって涵養されることで水質が形成されているためと考えられる。また、排水路の水質組成は直近の地下水（OW-01、02）の組成と類似しており、これら地下水が排水路へ流出していると推測される。

図(3)-15 砂丘列帯横断における地下水中主要イオンの組成（2010年6月） 赤線は地表面、青線は水面を示す。

自記計によって観測された地下水位および水温の変動をそれぞれ図(3)-16、17に示す。地下水位は降水に対して2日程度で反応しているが、地下水温と気温の相互相関関数は概ね40-70日でタイムラグが大きい。この水位変化は圧力伝播によるもので、水温変化は地下水の移流や熱伝導によって遅れていることが推察される。一方、OW01とOW05の水温は、OW03と比較すると、7月から8月にかけてのまとまった降水時に水温が上昇している。これは、まとまった降水時には大間隙を通過するような速い流れが発生している可能性を示唆している。

図(3)-16 自記計で観測された地下水位の変動

図(3)-17 自記計で観測された地下水温の変動
湖沼群へは地表流出入と地下水流入が存在せず、降雨による供給と蒸発による損失と地下水流出のみにより水収支はバランスしている。湖沼群へ供給される降水に対して、地下水として流出する割合は、平均54.9％と推定できる。湖沼群は地下水流動系における涵養域で帯水層と接続しており、湖水は地下に浸透した後、地形・基盤面の傾斜に沿うように西側（日本海側）へ流動・流出していると推測される。砂丘列帯に設置した観測孔の地下水位は、東の豊徳台地側から西の海側へ向けて低下している（図(3)-18）。砂丘列帯の縦断方向の動水勾配は1/1,392（Lake060～106）、1/1,133（Lake028～060）であるのに対し、台地に近いLake060から農地の排水路までの動水勾配は1/147である。これらより、地下水流動は砂丘列帯を縦断する方向よりも、横断する方向へ卓越していることが示された。湖沼群の水位は、供給源としての降水量・降水パターンの変化、水面からの蒸発量の変化のみならず、下流側に位置する流動・流出域の地下水位変化に左右されるといえる。湖沼群の水環境を保全するためには、流動・流出域の地下水管理が必要であり、特に下流側に位置する沿岸農地の地下水管理が湖沼群の水文環境保全に重要であるといえる。

図(3)-18 砂丘列帯横断方向の地下水面形状（2010年6月）

## （３）熱収支を利用した水収支の推定

## 1 ）泥炭土壌の貫入試験結果

基準点SP0で行ったコーンペネトロメーターによる貫入試験結果を図(3)-19に示す。この地点（SP0）では、表層の貫入抵抗が500 kN/m²という大きな値を示し、深くなるに従い低下し、深さ0.8～1.6 mでは最も低く100 kN/m²以下となった。深さ2m以深では、深くなるに従い貫入抵抗は増加し、深さ3.60 mでは400 kN/m²となり、さらにその下では急激に増加し約900 kN/m²となっていた。この最も表層で高い貫入抵抗がみられたのは、ほぼ全ての地点で共通しており、泥炭上に植生が成立している地点の一般的特性と考えられる。またその下の貫入抵抗が低い層は、泥炭の堆積がゆるく多量の水を含んでいる層であり、最下の抵抗の大きな層は、泥炭層の基底にある砂質層と考えられる。このことはピートサンプラによる調査結果とも合致していた。

図(3)-20に、SP-100からSP430を結ぶ調査線の横断測量結果を示した。図には、地表面高、水位および地下水面高、貫入試験およびピートサンプラーを用いて調査した泥炭層基底の高さを示した。貫入試験によって推定された泥炭層の基底と、ピートサンプラーによって推定された泥炭層
の基底はおおむね一致していた。この泥炭層基底、砂質層上面をみると、この横断面では、湖沼#28と#39以外に、SP150からSP300の間に窪みがあることが分かった。貫入試験結果から、泥炭が緩く堆積しているのは、3つの窪みのうち湖沼#39を含む最も東側の窪みであることが分かった。また地下水面の最高水位点はSP200とSP250の間にあり、両沼の水位はこれより低かったことから、SP200とSP250の間に分水界があると考えられた。このように基底地形と地下水面の点から、#28と#39の間に地下水の流動はなく、それぞれ独立していると考えられた。よって、以後の熱収支シミュレーションについては、高い計算精度が期待できる、開放水面面積が小さく、水深が深い#39について行うこととした。

図(3)-19 貫入試験結果 測量基準点（SP0）での例。

図(3)-20 横断測量結果 貫入試験およびピートサンプラーによって推定した基底面（砂層上面）、および湖沼・地下水位（G.W.L.）も示した。

## 2 ）水温観測

#39における2010年の水温計測結果を図(3)-21に示した。9月の中旬までは深い層ほど水温が低く温度変化が少ない傾向が午前2時、午後2時の両方で認められた。しかし表層5cm（深さ0.05cm図中赤線）をみると、午前2時では深さ0.55cmと概ね同じ温度であるのに対し、午後2時では毎日顕著に変動している。これは、昼間は輻射熱・顕熱などが水面を通じて伝わりやすいため、正の水温成層が形成されている暖候期には暖められた水が表面近くに集まって表面水温だけが極端に上がるためと考えられる。しかし暖候期であっても夜間には、放射冷却・顕熱伝達・潜熱(蒸発熱)伝達などで外に向かって出て行く熱が多く、表層の水温が直下の層の水温よりも低くなることで微小な規模の対流が起こり、両者が混合し、図(3)-21の午前2時の図のように表層（深さ0.05m）と直下（深さ0.55m）の層が混合されて均一に近い水温を示すものと考えられた。9月下旬と10月中旬の水温をみると、各層の水温が均一になりその直後に逆転する現象が観察された。これは温帯地域の湖沼に見られる秋季循環という現象で、表層水が過剰に冷却された結果、低層水よりも低温かつ重くなり下に潜り込んでいく現象で、これにより表層と低層の水が循環していることが分かる。
図(3)-21 湖沼#39における深度別水温の変化 午前2時（左）と午後2時（右）の結果を示した。矢印は秋季循環を示す。

図(3)-22は同じ#39の昼間の水温分布等温線として経時的に表した図である。4月末には全層の水温が一桁で、不安定な状態にあるが、日射が強まり気温も上昇してくると表面から徐々に熱せられ、拡散や伝導によって熱は、深い方へ伝わっていき表面に近い部分が高温になる。この傾向は4月末から9月半ばまで続くが、秋口になると表面が（放射冷却などで）冷やされる機会が増え、そのたびに下層との混合が起こり、極端な時には全層循環が起きていることが、この図からも理解できる。

図(3)-22 実測水温分布変動図（ジュンサイ小沼（#39）午後2時：2010.4/29～10/27）
## 3 ）熱収支をもとに推定した水収支

#39の温度変化について計算した結果を、実測値と共に図示した（図(3)-23、24）。実測にきわめて近い水温変動が再現され、秋季の2度にわたる循環も再現することができた。この図(3)-23、24に示した計算結果は、表(3)-6に示した設定境界条件のもとで実現したものである。以下に境界条件の値の特徴とその理由を述べる。風速は弱めな値となっているが、これは周囲の森林による遮蔽効果が表れた結果と見なせる。水面に関わる反射率・吸収率ともに大きくなっているが、これは夏季に繁茂するジュンサイをはじめとした浮薬植物によって水面が覆われるために、水中に入る光エネルギー自体が小さいこと、および入った光の多くも水面で吸収されることによると考えられる。光の水中減衰率が極めて大きいのは泥炭地特有のタンニンなどによって茶色く着色された水の色が原因と考えられる。また渦動拡散係数が分子拡散係数並みに小さい（実質的に渦動

図(3)-23 深度別水温変動図（左：ジュンサイ小沼の実測値，右：計算結果）

図(3)-24 水温分布変動図（左：ジュンサイ小沼の実測値，右：計算結果）
拡散が起こっていない）のは、やはり繁茂する浮葉のため風のエネルギーが水面から内部に伝達しないためと考えられる。

表(3)-6 設定した境界条件

項目	小沼で用いた最適値(備考)	支笏湖で用いた最適値(備考)
日射量倍率	1	1.2	(遮蔽物なし)
風速倍率	0.1	(森林による遮蔽)	1.2	(長い吹送距離)
水面反射率	0.3	(浮葉植物の繁茂)	0.03
光学的水面厚(m)	0.1	2	(単位層厚)
光の水面吸収率	0.9	(浮葉植物の繁茂)	0.63	(稀にみる透明度)
光の水中減衰率	2	(タンニン色)	0.17	(稀にみる透明度)
鉛直渦動拡散係数	1×10^{-9}	(水面隠蔽)	5×10^{-7}	(通常10^{-4}-10^{-6})

表(3)-7には計算によって得られた熱収支の期間中総量を示した。実際のシミュレーションでは30分ごとの各項目の値を計算しているが、ここに示したのはそれらの集計値である。4月末から10月末までの無積雪期間における主たる熱の供給源は日射である。その内で沼の水に吸収される熱量が約43 kcal/cm²ある。出ていく熱は逆輻射、いわゆる放射冷却で約22 kcal/cm²、またほぼ同等の約18 kcal/cm²の蒸発熱となっている。大気との間での直接的な熱のやり取りで4 kcal/cm²が出て行くが、条件次第では入ってくる場合もある。

表(3)-7 期間中熱收支総量

項目	小沼（#39）	支笏湖（參考）
計算期間	4/29 - 10/27
計算对象年	2010年	1994年
日射吸收熱量	43,267.82	74,623.21
降水熱量	1,183.25	—
地熱量	23.59	23.40
逆輻射熱量	-22,479.84	-21,301.06
蒸発潛熱量	-18,412.85	-34,643.56
伝導顕熱量	-4,092.79	-4,018.25
拡散移流熱量	0.00	0.00
総熱収支	-510.82	10,205.76

この期間の蒸発熱の総量（18,412 cal/cm²）を蒸発熱（582.8 cal/g）で除すると約316（mm）を得る。すなわち、同じ期間の降水量775 mmに対して約40%の316 mmが蒸発していくという水収支の推定が得られた。

因みに、表(3)-7には年が異なるが同じ期間の支笏湖の熱収支量を参考値として掲載してした。水面温度を反映する逆輻射熱量は両者ともほとんど同じ値となっており、水面温度と気温との相対関係を反映する伝導顕熱量もほぼ等しい。これらに比べると、日射吸収量と蒸発潜熱は支笏湖よりも稚咲内#39の方が圧倒的に少なく、いずれも支笏湖の50％台と半分余りの量しかない。前者は水面反射率を大きく設定したことの結果として現れたと考えられる。

さらに顕著な相違は総熱収支である。4月末から10月末までといういわば暖候期の熱収支の総量が、#39では既にマイナスとなっているのに対して、支笏湖では同期間の全投入熱量の10％を超える10 kcal/cm²もの投入超過となっている。基本的な要因は深さ（支笏湖364 m、小沼2.2 m）であるが、一方で浮薬植物の繁茂や水の透明度に起因する水面反射率、水面吸収率、水中減衰率といった沼の光学的物理特性の相違を反映したものと考えることができる。
## 4 ）水収支の時系列変化

判明した水収支を時系列的に整理し図(3)-25に図示した。この図には小沼の水位と積算降水量ΣR、積算蒸発量ΣE、および水面からだけの水収支としてΣR−ΣEも図示した。積算蒸発量ΣEは継続的現象の反映でなだらかに上昇をつづけるが、9月末頃になると蒸発量が減り始めその傾斜角が小さくなっていた。一方積算降水量ΣRは断続的現象のため階段状に上昇していた。水面で起こる水収支ΣR−ΣEは時折少雨が降る程度の期間はほぼ水平に推移していたが、大きな降雨イベント時には一気に上昇していた。これは沼の水位と連動しており、ΣR−ΣEが水平な期間は水位が通減を続けるが、大きな降雨イベントがありΣR−ΣEが上昇するときに一気に沼の水位が回復することを示している。また、地表水・地下水として沼に出入りする水収支は全体としてマイナスであり、大きな降雨イベントがない期間は蒸発量とも相まって#39の水位は下がり続けることになる。

図(3)-25 湖沼#39の水位H・降雨量R・蒸発量Eの変動

ここで、湖沼の水収支の中で、地表・地下水としての沼からの流出量 $ Q_{out} $ から沼への流入量 $ Q_{in} $ を差し引いたものを流失量 $ Q_{loss} $ とする。

$$ Q_{loss}=Qout-Qin $$

沼の水位の変動を $ \Delta H $ とすれば流失量は、降水量と蒸発量を用いて

$$ Q_{loss}=R-E-\Delta H $$

と表わされる。

図(3)-25で湖沼#39の水位変動に着目すると、高い部分と低い部分とで遞減勾配が異なっている。
無降雨期間の湖沼の水位変動量 $ \Delta H $ (mm/d) を、(12)式により水収支を考慮した流失量 $ Q_{loss} $ (mm/d) に換算し、その時の湖沼水位に関連させて整理すると図(3)-26の関係が得られる。

ここに示される水位 H は、現在設置してある水位計による実測値であるが、H=0 の付近で遡減率も 0 に近い値に収束していくように見られる。また上に整理した期間中での最高水位は 0.55m 弱となっているが、低い方から H=0.50m に近付くと流失量が急激に大きくなっている。この水位周辺で沼からの流出機構が変化しており、この地域の地下水位の上限となっている可能性が大きいと考えられる。

図3-26 水位変動に伴う流失量の変化

## 5 ）熱収支を利用した水収支の推定についてのまとめ

面積的に大きな#28（ジュンサイ沼）は水深が1m程度しかなく、観測のため沈設した水温データロガーも3台しか設置できなかった。つまり3層の水温データを取得したが、充分な分離ができず解析精度が確保できなかった。一方で#39（ジュンサイ小沼）では小面積ながら水深が約2mあるため、水温データロガーを5台設置できた。普通の（水深がもっと深い）湖沼では2mという深さは夏季にいわゆる表層の一部となって一体的な挙動をするが、当該湖沼では特殊な立地と物理的特性の結果として、各層が別々の独立した挙動をしていた。

この研究は、当初、これら小さな湖沼水温が一体的挙動を行なっていることを前提にモデルを構築したが、良い方向に予想がはずれ、この前提下では理想的な観測結果・解析結果となったと言える。それと同時に高位泥炭地中の小池沼という特殊な水系における水温特性、光に関わる物性等が判明したことにより、今後この領域の研究に寄与するものと考えられる。

本来熱収支法を適用した際に副産物として得られる蒸発熱であるが、水の蒸発熱の大きさ（582.8（cal/cm²））を考慮すれば、蒸発熱を蒸発量に換算する際に相対的な精度が向上するであろう。そして、蒸発量を分離できるということは、地表・地下水流動による純粋な流失量も分けられることを意味している。この方法で#39では期間中降水量の約40％の水が蒸発で失われ、残りの大半は主に地下水として域外へ流出していくと考えられた。その浸透流出の方向は、図(3)-27
に示す向きと考えられる。この#28と#39を結ぶ観測線の地下は、泥炭が堆積する以前の海岸砂が基盤となっており、その基盤の起伏は3つの湖盆を形成していた（図(3)-20）。東西端の湖盆には現在#28と#39としての開水面が残っているが、中央の湖盆は完全に泥炭に埋め尽くされている。しかしこの中央湖盆にあたるSP 200とSP250において常時地下水位が最高になっているという観測事実からこの中央湖盆に対する地下水の涵養源がある可能性が示唆された。

図(3)-27 推定される水流動の向き（#28～#39）

## 5 ．本研究により得られた成果

## （1） 科学的意義

• 水循環系の中での湿原や湖沼の位置づけを、降水、河川水、地下水、湖水に対する環境同位体等の水文化学指標や流量・水位・水温観測結果をもとに明らかにした点、およびその研究アプローチを提示した点は意義が大きい。特に、これまでまったく不明であった稚咲内砂丘林間湿地・湖沼群の水循環において、以下の点を明らかにしたことは、学術的意義が大きい。

• 湿原や砂丘林帯湖沼群の水循環において、流路からの流出率は小さく、この地域の水循環において地下浸透や蒸発散の寄与が相対的に大きいことが示唆された。

湖沼群は、地下水流入がないか極微量の涵養型閉鎖性湖沼であり、湖水は泥炭層を受け皿のようにして保持されていること、および湖水は時期によらず蒸発の影響を受けており、湖水への流入に対する蒸発の割合は湖沼の水深と開放水面面積との関係から概ね説明が可能であることが示された。

砂丘列帯内の地下水流動は、砂丘列帯を縦断する方向よりも、横断する方向へ卓越しており、地下水は農地排水路へと流出していることが明らかとなった。

湖沼水温の垂直分布を高い精度で再現する数値シミュレーションが開発された。ここで算出される蒸発熱を用いることで、複雑な気象観測等を行わずとも、より簡便な水温測定によって、湖沼からの蒸発散量の推定が可能となった。また泥炭地の小池沼における水温特性や、
光に関わる物性が明らかになったことは、基礎的知見としての意義も大きい。

## （２）環境政策への貢献

砂丘列帯中の地下水は沿岸農地側へと流出しており、湖沼・湿地の水文環境保全には、沿岸農地側の地下水管理が重要であることが示唆された。

観測孔での地下水位観測や酸素・水素安定同位体やラドンを用いたマルチトレーサー分析による水文特性調査の手法を提示し、沿岸湖沼群の水文環境変化のモニタリングに有効であることが示された。

• 蒸発量の定量的推定法と推定値は、湖沼管理等の際の基盤情報となる。

## 6 ．国際共同研究等の状況

特に記載すべき事項はない

### 7. 研究成果の発表状況

## （1） 誌上発表

<論文（査読あり）>

1）土原健雄、吉本周平、石田聪、今泉真之：農業農村工学会論文集，79(5)，339-348（2011）

「環境同位体からみた沿岸湖沼群の閉鎖性の検討とその水文特性」

<査読付論文に準ずる成果発表>

特に記載すべき事項はない

くその他誌上発表（査読なし）>

1）岡田操：湿地研究，2，43-52（2012）

「ダートムーアの泥炭湿地」

2）岡田操：モーリー，26，印刷中（2012）

「湿原よもやま話　Ⅰ眼からうろこがおちる話」

## （2） 口頭発表（学会等）

1）土原健雄、吉本周平、石田聡、今泉真之：第47回アイソトープ・放射線研究発表会（2010）「閉鎖性湖沼群における環境同位体分布特性」

2）土原健雄、吉本周平、石田聪、今泉真之：日本地下水学会2010年秋季講演会（2010）

「環境同位体を指標とした北海道の閉鎖性沿岸湖沼群における水文特性の把握」

2）吉本周平、土原健雄、石田聪、今泉真之：日本生態学会第59回大会（2012）

「環境同位体分析による閉鎖性湖沼群の地表水・地下水交流特性の解明」

## （3） 出願特許

特に記載すべき事項はない
（４）シンポジウム、セミナーの開催（主催のもの）

特に記載すべき事項はない

（５）マスコミ等への公表・報道等

特に記載すべき事項はない

### 8 \. 引用文献

1）北海道開発局．1999．サロベツ川水理地質調査検討業務報告書．北海道開発局 p.183.

2）北海道立地下資源調査所．1981．5万分1地質図幅及び説明書「稚咲内」．北海道立地下資源調査所 p.26.

3）岡孝雄・五十嵐八枝子・林正彦．2006．ボーリングデータ解析及び花粉分析による天塩平野の沖積層の研究．北海道立地質研究所報告 77：17-7.

4）産業技術総合研究所．2006．サロベツ断層帯の活動性及び活動履歴調査「基盤的調査観測対象断層帯の追加・補完調査」成果報告書．p.25.

5）川上源太郎・大津直・仁科健二・田村慎．2010．北海道北部 天塩平野沿岸に発達する浜堤列の地形と地質一サロベツ断層帯の完新世の活動に関連して一．北海道立地質研究所報告 81:65-78.

6) Ellins, K.K., Roman-Mas, A. and Lee, R. 1990. Using $ {}^{222} $ Rn to Examine Groundwater/Surface Discharge Interaction in the Rio Grande De Manati, Puerto Rico. Journal of Hydrology 115: 319-341.

7) Cook, P.G., Favreau, G., Dighton, J.C. and Tickell, S. 2003. Determining natural groundwater influx to a tropical river using radon, chlorofluorocarbons and ionic environmental tracers. Journal of Hydrology 277: 74-88.

8）濱田浩正・今泉真之・小前隆美．1997．ラドン濃度を指標とした地下水調査・解析法．農業工学研究所報告 36：17-50.

9）橘治国・堀田暁子・南出美奈子・斉藤寛朗・川村哲司．1996．高層湿原およびその周辺水域の水質環境．水環境学会誌19(11)：910-921.

10）堀内晃・斉藤寛朗・南出美奈子・橘治国．1997．高層湿原の水環境と保全II - サロベツ湿原周辺水域の水質環境-．衛生工学シンポジウム論文集 5：205-210.

11）庄子貞雄．1976．日本の土壌一⑥泥炭土．アーバンクボタ 13：14-15.

12) Matsubaya, O., Sakai, H., Kusachi, I. and Sakae, H. 1973. Hydrogen and oxygen isotopic ratios and major element chemistry of Japanese thermal water system. Geochemical Journal 7: 123-151.

13) Rouse, W.R. 2000. The energy and water balance of high-latitude wetlands: controls and extrapolation. Global Change Biology 6(1): 59-68.

14) Turner, K.W., Wolfe, B.B. and Edwards, T.W.D. 2010. Characterizing the role of hydrological processes on lake water balances in the Old Crow Flats, Yukon Territory, Canada, using water isotope tracers. Journal of Hydrology 386: 103-117.
15) Ramey, V. 2004. Evaporation and evapotranspiration - plant management in Florida waterways-. Center for Aquatic and Invasive Plants, University of Florida, and the Invasive Plant Management Section of the Florida Fish and Wildlife Conservation Commission. http://plants.ifas.ufl.edu/guide/evaptran.html （参照2011.1.6）

16) Born, S. M., Smith, S. A. and Stephenson, D. A. 1979. Hydrogeology of Glacial-Terrain Lakes, with Management and Planning Applications. Journal of Hydrology 12: 7-43.
## (4) リモートセンシング及びGIS技術を用いた湿原および湖沼生態系の総合監視システムの開発

北海道立総合研究機構環境・地質研究本部 環境科学研究センター 高田 雅之

特定非営利活動法人EnVision環境保全事務所 立木 靖之

平成21～23年度累計予算額：7,940千円

（うち、平成23年度予算額：2,600千円）

予算額は、間接経費を含む。

湿原・湖沼生態系を対象とした環境変動モニタリング手法について、以下の7点を実施した。（1）湿原地下水位のモニタリングでは、複数地点における地下水位変動を継続的に観測し、地点間の差分を追跡することが簡便かつ効果的であることを明らかにした。（2）植生のフェノロジーを中長期的に観測する手法として、市販のデジタルカメラを用いて環境（植生及び水ストレス）変動を検知する手法の実用性を示した。（3）広域的視点から水文に関わる因子がササ植生拡大に寄与していることを明らかにしたとともに、ラジコンヘリ（UAV）と組み合わせることで今後密度が増加するポテンシャルを評価する可能性を示すことができた。（4）多バンド高分解能衛星（WorldView-2）を用いて、環境（植生及び水ストレス）変動をモニタリングすることの有用性を提示した。（5）近年個体数を急激に増やし、湿原植生への影響が懸念されているエゾシカについて、目撃情報を集積し分析することで、簡易にその分布と湿原利用の全体的な傾向を把握する手法を示すことができた。（6）空中写真と地形測量結果をもとに湖沼水位の経年変化を推定する手法を提示した。（7）近年の土地利用変化が大きい地域にある周囲長／面積比の大きい湖沼は、今後特に監視が必要であることを指摘した。

## [キーワード] 水位の経年変化、定点カメラ、GIS、リモートセンシング、UAV

### 1. はじめに

本研究対象の一つであるサロベツ地区は、様々な環境が複合的に構成されているとともに、連続・不連続の空間変動特性を有することが、これまでの研究で明らかとなっている。また時間の経過とともに、人為的な影響が徐々に波及し、ゆっくりとした変化を及ぼすことも科学的に追跡しなければならない。このような生態系を保全管理の観点から適切にモニタリングするためには、フィールドでの調査計測に加えて、空間変動を考慮した広域的な視点から現状と特性を把握するとともに、変化の予兆と可能性を発見するアプローチが必要である。加えて、中長期的な視座から、年変動及び季節変動（フェノロジー等）のパターン変化を定量的に追跡していく手法の確立も求められる。

次に、稚咲内砂丘間湖沼群についてみると、海岸に平行する20km以上の砂丘列の間にみられる大小170以上の湖沼と砂丘林とが希少で特徴的な景観を呈している。このような広い範囲に点在する湖沼群をモニタリングするためには、空中写真や衛星画像などの広域を対象としたリモートセンシングデータを用いることが有効である。一方で空中写真や衛星画像は、湖沼生態系を監視するうえで重要な水位についての情報を得ることは難しい。広域を対象とし、さらに水位について