[SCG68-P03] 滋賀県の安曇川と周辺の湧水の水質に及ぼす活断層の影響
キーワード：安曇川、活断層、水質、透水性、湧水
1.はじめに
断層面周辺では，繰り返しの破壊によって生じた高密度の割れ目が高透水性構造をもたらし，その部分が地下水の通路となる(例えば，Faulkner et al.,2010)．結果として，断層と地表が交差する部分に，周辺の地質・地形・降水状況に応じて，水・熱・物質が地下水によって安定的に供給される．例えば，活断層周辺で湧水や温泉が多数認められるというのはよく知られた事実である（小泉・他，1985，見野・他，1985）．河川の水も，地下水から安定的に供給される水（基底流）を主要な成分としていて，河川の近傍にある活断層は，この基底流を介して，河川水の水質に寄与すると考えられる．活断層は，数千年～数万年に1回という非常な低頻度で大地震を発生させて環境を破壊するが，それ以外の大部分の時期は，地下水を通して環境を形成・維持していることになる．
滋賀県西部（湖西地域）にある安曇川は，延長約58km，流域面積約300km2で，琵琶湖に流入する河川の中で，長さでは第2位，流域面積では第3位の河川である（滋賀県，2018）．安曇川は，京都市北東部の丹波高地の百井峠付近に発し，北東に10km程度流れた後，花折断層と合流して同断層沿いに30km程度北上した後，東に折れて（花折断層から離れて）20km程度東進し，途中で琵琶湖西岸断層を横断した後に琵琶湖に流入する(図1）．このように安曇川は，滋賀県西部の2大断層である花折断層・琵琶湖西岸断層と位置的には密接な関係を持つ．他方，安曇川流域は，滋賀県内の大規模河川としては，最も開発されていない所で，自然河川の性格を比較的よく残しているとされる（琵琶湖流域研究会，2003）．したがって，河川水の水質形成における活断層の寄与を研究する上で適した河川と言える．また，安曇川河口付近の扇状地の扇端部付近には，安曇川伏流水が供給源とされている豊富な湧水がある（以降，扇状地湧水）．さらに，同扇状地の扇頂部付近には，上述の琵琶湖西岸断層がほぼ南北に走っていて，その直上にも湧水がある（以降，断層直上湧水）．
1996年～1998年に，1-2ヶ月に１回の頻度で，図1のADGで丸尾が行った調査では，陽イオンではCa2+が，陰イオンではHCO3-が卓越するいわゆるCa-HCO3型の水質（日本の浅部地下水では一般的な水質）からNa-HCO3型や（稀に）Na-Cl型に移行する変化が認められた．安曇川周辺で，花折断層や琵琶湖西岸断層沿いに湧出する温泉水はすべてNa-HCO3型で濃度も河川水の数倍～10倍であることを考慮すると（小泉・他，2019），断層から上がって来る温泉水等の寄与が大きくなると主要陽イオンがCa2+からNa+に変わることが考えられる．また，その時に，上記湧水がどのように水質変化をするのかについても興味深い．なお，渇水期で基底流が卓越すると考えられる2018年8月12日～14日に，安曇川上流から河口付近まで行った調査では，全天で河川水の水質のタイプはCa-HCO3型であった（小泉・他，2019）．
本研究では，安曇川下流の河川水と上記湧水の水質の場所的変化，時間的変化を調べ，それらと花折断層・琵琶湖西岸断層との関係について考察する．
2.方法
2018年4月末以降，原則月1回のサンプリング頻度で，安曇川下流の4-5点（図１右図の●），扇状地湧水の3点（図１右図の□），断層直上湧水の2点（図1右図の■）で水質等調査を行った．以上の結果と，降水量・積雪量・安曇川河口付近の流量等とを比較検討した．
3．結果
2018年4月末以降の定期調査では，2018年8月までは，安曇川下流のすべての点で，Ca-HCO3型であったが，2018年9月以降は，一部の時期を除いてNa-HCO3型に変わった．Na+濃度はほぼ一定であったのに対し，Ca2+濃度が減少して水質のタイプが変わっている．扇状地湧水においても，同様に，2018年9月以降にCa-HCO3型の湧水がNa-HCO3型になったり，元々Na-HCO3型の湧水でもCa2+濃度が減少すると言った事が認められた．発表時には，この変化の要因についても考察する予定である．
図1：左図：2018年8月12～14日の安曇川の水質調査地点(●)と気象庁の気象観測点（▲）．右図：2018年4月末以降の定期サンプリング地点．●が河川水で，□が扇状地湧水，■が断層直上湧水．活断層データベース（産業技術総合研究所,2020）の図に加筆．背景の地図は地理院地図（国土地理院,2020）．
断層面周辺では，繰り返しの破壊によって生じた高密度の割れ目が高透水性構造をもたらし，その部分が地下水の通路となる(例えば，Faulkner et al.,2010)．結果として，断層と地表が交差する部分に，周辺の地質・地形・降水状況に応じて，水・熱・物質が地下水によって安定的に供給される．例えば，活断層周辺で湧水や温泉が多数認められるというのはよく知られた事実である（小泉・他，1985，見野・他，1985）．河川の水も，地下水から安定的に供給される水（基底流）を主要な成分としていて，河川の近傍にある活断層は，この基底流を介して，河川水の水質に寄与すると考えられる．活断層は，数千年～数万年に1回という非常な低頻度で大地震を発生させて環境を破壊するが，それ以外の大部分の時期は，地下水を通して環境を形成・維持していることになる．
滋賀県西部（湖西地域）にある安曇川は，延長約58km，流域面積約300km2で，琵琶湖に流入する河川の中で，長さでは第2位，流域面積では第3位の河川である（滋賀県，2018）．安曇川は，京都市北東部の丹波高地の百井峠付近に発し，北東に10km程度流れた後，花折断層と合流して同断層沿いに30km程度北上した後，東に折れて（花折断層から離れて）20km程度東進し，途中で琵琶湖西岸断層を横断した後に琵琶湖に流入する(図1）．このように安曇川は，滋賀県西部の2大断層である花折断層・琵琶湖西岸断層と位置的には密接な関係を持つ．他方，安曇川流域は，滋賀県内の大規模河川としては，最も開発されていない所で，自然河川の性格を比較的よく残しているとされる（琵琶湖流域研究会，2003）．したがって，河川水の水質形成における活断層の寄与を研究する上で適した河川と言える．また，安曇川河口付近の扇状地の扇端部付近には，安曇川伏流水が供給源とされている豊富な湧水がある（以降，扇状地湧水）．さらに，同扇状地の扇頂部付近には，上述の琵琶湖西岸断層がほぼ南北に走っていて，その直上にも湧水がある（以降，断層直上湧水）．
1996年～1998年に，1-2ヶ月に１回の頻度で，図1のADGで丸尾が行った調査では，陽イオンではCa2+が，陰イオンではHCO3-が卓越するいわゆるCa-HCO3型の水質（日本の浅部地下水では一般的な水質）からNa-HCO3型や（稀に）Na-Cl型に移行する変化が認められた．安曇川周辺で，花折断層や琵琶湖西岸断層沿いに湧出する温泉水はすべてNa-HCO3型で濃度も河川水の数倍～10倍であることを考慮すると（小泉・他，2019），断層から上がって来る温泉水等の寄与が大きくなると主要陽イオンがCa2+からNa+に変わることが考えられる．また，その時に，上記湧水がどのように水質変化をするのかについても興味深い．なお，渇水期で基底流が卓越すると考えられる2018年8月12日～14日に，安曇川上流から河口付近まで行った調査では，全天で河川水の水質のタイプはCa-HCO3型であった（小泉・他，2019）．
本研究では，安曇川下流の河川水と上記湧水の水質の場所的変化，時間的変化を調べ，それらと花折断層・琵琶湖西岸断層との関係について考察する．
2.方法
2018年4月末以降，原則月1回のサンプリング頻度で，安曇川下流の4-5点（図１右図の●），扇状地湧水の3点（図１右図の□），断層直上湧水の2点（図1右図の■）で水質等調査を行った．以上の結果と，降水量・積雪量・安曇川河口付近の流量等とを比較検討した．
3．結果
2018年4月末以降の定期調査では，2018年8月までは，安曇川下流のすべての点で，Ca-HCO3型であったが，2018年9月以降は，一部の時期を除いてNa-HCO3型に変わった．Na+濃度はほぼ一定であったのに対し，Ca2+濃度が減少して水質のタイプが変わっている．扇状地湧水においても，同様に，2018年9月以降にCa-HCO3型の湧水がNa-HCO3型になったり，元々Na-HCO3型の湧水でもCa2+濃度が減少すると言った事が認められた．発表時には，この変化の要因についても考察する予定である．
図1：左図：2018年8月12～14日の安曇川の水質調査地点(●)と気象庁の気象観測点（▲）．右図：2018年4月末以降の定期サンプリング地点．●が河川水で，□が扇状地湧水，■が断層直上湧水．活断層データベース（産業技術総合研究所,2020）の図に加筆．背景の地図は地理院地図（国土地理院,2020）．