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とは古くから知られていたものの，その水質については明治21年5月25日付の東京衛生局試験所長の「冷鉱泉定質分析告示書」に，中性，比重1.01004，1 L 中蒸発残滓 8.772g とあるのみで（東京衛生局試験所，1888），これ以降，水質に関する詳細な検討はなされていない。わが国の内陸部には塩水をもたらす湧水や地下水が 130箇所以上あることが知られており，その起源として，油田・ガス田付随水，古海水起源の停滞水，マグマ水，非火山性の有馬型深部熱水などが考えられている（安原ほか，2005）。「潮井戸」の塩水化地下水がこのうちのどのようなメカニズムにより形成されたかは明らかにされていない。本地区には新第三紀鮮新世∼第四紀更新世にかけて堆積した海成層である掛川層群およびその下位の第三紀中新世の海成層である倉くらみ真層群が分布する（槇山，1950）。ただし，「潮井戸」が立地する水田における地質構造の詳細についてはこれまで明らかとなっていな 1 はじめに静岡県菊川市潮海寺地区には，奈良時代から高濃度の塩分を含む地下水を湧出する井戸があることが知られており，この井戸は「潮井戸」と呼ばれている。「潮井戸」の地下水は安政地震（1854年）により湧出が停止し，これに代わり新たに北側46 m の現在の地点から湧出するようになったといわれている（潮海寺自治会，2003）。この伝承が正しいとすれば，奈良時代より千数百年たった現在まで高濃度の塩分を含む地下水（塩水化地下水）が湧出し続けていることになる。なお，「潮井戸」は井戸とはいえ，地下水を汲み上げる施設ではなく自噴する塩分に富む湧水が周辺の水田に流入しないように湧出部分を囲ったものである。また，潮海寺地区およびその周辺域で高濃度の塩分を含む地下水は本地点以外では知られていない。「潮井戸」の地下水が高濃度の塩分を含むこ

宮地直道

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_{・山中勝}

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_{・畠山剛}

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_{・松尾喜義}

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“Shio-ido” well, at which brackish groundwater has been observed for more than one thousand years, is located at Kikukawa city on Shizuoka prefecture, Central Japan. In order to examine the provenance of the salinity in the groundwa-ter, hydrogeological and pedorological surveys have been performed by using handy borehole machine, monitoring of water quality and the stable isotopic analysis. The brackish groundwater has following characteristics in water chemistry; 1) about 200 meq /L of Na+_{and Cl}−

contents, 2) same SO42−/Cl− ratio as and 3) quite lower Br−/Cl−ratio than the ratio

of seawater. Based on Cl−

content calculations, it is estimated that 63％ of the groundwater is originated from fresh groundwater under the tea gardens and 37％ is from fossil seawater, which have been trapped in Miocene to Tertiary Kurami Group, modiﬁed by sulfate reduction process, and likely diffused upward via buried faults.

Keywords: Brackish groundwater, Fossil water, Hydrogeology, Stable isotopic ratio

静岡県菊川市における「潮井戸」の水質形成メカニズム

Mechanism of Water Quality Formation on “Shio-ido”Well at Kikukawa City,

Shizuoka Prefecture, Central Japan

Naomichi MIYAJI

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_{, Masaru YAMANAKA}

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_{, Tsuyoshi HATAKEYAMA}

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_{and Kiyoshi MATSUO}

＊＊＊（Received November 30, 2005）

＊ _{Department of Geosystem Sciences, College of Humanities and} Sciences, Nihon University: 3-25-40 Sakurajosui Setagaya-ku, Tokyo, 156-8550 Japan

＊＊ _{Vinculum Japan Co. : 2−2−8 Doujimahama Kita-ku, Osaka, Japan} ＊＊＊ _{Kanaya Tea Research Station, National Institute of Vegetable and Tea}

Science, NARO : Kanaya 2769 Shimada, Shizuoka, 428−8501 Japan

＊ _{日本大学文理学部地球システム科学科:} 〒156−8550 東京都世田谷区桜上水3−25−40 ＊＊ _{ヴィンキュラムジャパン（株）：} 〒530−0004 大阪市北区堂島浜2−2−8 ＊＊＊ _{（独）農業・生物系特定産業技術研究機構野菜茶業研究所金谷茶} 業研究拠点：〒428−8501 静岡県島田市金谷2769

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い。そこで，この水田内で簡易ボーリング調査により地下構造を明らかにするとともに，ボーリング調査で得られた試料の土壌分析や「潮井戸」の地下水および「潮井戸」周辺域の湧水などについて同位体分析を含む水質分析を行い，「潮井戸」の水質形成メカニズムについて考察した。 2 調査地区の概要調査地区は潮海寺地区の集落の北東部に位置する低地で，この低地は調査地区内を北から南に流れ南方で菊川に合流する小河川の流域にあたる（図1 ）。本地区一帯には掛川層群下部の萩間層（柴ほか，2000；柴，2005）が分布する。萩間層は鮮新世前期後半の約400 万年前の地層で低海水準期の堆積物と考えられており，本調査地区一帯では泥層を主体とする砂泥互層よりなる（柴， 2005 ）。また，本地区の北側には中新世前期後半の倉真層群松葉累層（槇山，1950 ）または単に松葉累層（渡辺， 1988 ）と呼ばれる珪質頁岩を主体とする層厚が約 500 m の堆積物が分布する。倉真層群はプレート衝突に伴う著しい変形を受け褶曲や断層が発達している。本地区は倉真層群と掛川層群が不整合関係で接する地域にあたり（渡辺，1988；柴，2005 ），調査地区の北北東約 3kmの火剣山地区では倉真層群は南西方向に傾斜し，小断層や破砕帯が発達している。なお, 本地区の南方約 8km には天然ガスや石油を胚胎する第三紀中新世後期の相良層群が分布するものの（柴，2005 ），本調査地区付近に相良層群は分布しない。調査地区は地区内を流れる小河川が作る沖積低地内に位置し，低地の大部分は水田利用されている。調査地区は改良前には南側に緩やかに傾斜した斜面で，ここには多数の棚田が分布していた。1980 年代の基盤整備に伴い「潮井戸」の周辺に分布する一枚の面積が300 ∼ 700 m2 の5 枚の水田は，「潮井戸」の北側が深さ数 10cm ∼ 1 m 程度掘削され，掘削した土砂により標高の低い南側部分が埋め立てられて面積が1700 m2_の_{1 枚の水田になった。} その際，現在の「潮井戸」には長さ2.5 mの無底の管状のコンクリート管が埋設された。旧「潮井戸」には現在の「潮井戸」の塩水化地下水が暗渠を通じて給水されている（図2 ）。一方，倉真層群や掛川層群が作る丘陵地には茶園が広がっている。茶園からの浸透水は地下水の涵養源の一部となり，この地下水は丘陵縁辺部で湧き出す。この湧水図 1 調査地点位置図 B 図は平成 9 年国土地理院発行 2.5 万分の 1 地形図「掛川」。C 図は平成 7 年菊川町役場発行の 2.5千分の1の地形図「東遠広域都市計画図」をもとに作成。 ��

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は調査地区北方の塩谷池というため池を涵養している（図1 ）。水田では明渠を通じたこのため池の水が灌漑利用されている。調査地区内ではしばしば丘陵と低地が接する付近で湧水が認められる。 3 調査方法 1）ボーリング調査水稲収穫後の2004年3月に,「潮井戸」が立地するほぼ同一標高の一枚の水田圃場内で井戸を中心とする北東− 南西方向および北西−南東方向の合計11 地点（A ∼ K ）で簡易ボーリングを行った（図1 ）。ボーリングはPCライナー採土器（大起理化工業株式会社DIK−161C）を使用して行った。堆積物（土壌）はサンプルライナーチューブ内に採取し，室内で試料を観察し岩相などを記載した。 2）水質・同位体分析井戸水と塩谷池から水田に灌漑する明渠の水（地点 ①，図1 ），井戸とほぼ同標高で井戸の南東方向約300 m 地点の崖からの湧水（地点②，図1 ）について水質分析を行った。このうち，井戸水は表面水を2005 年 4 月 2 日に（水試料1），水面から深さ 30 ∼ 50cm の試料を 2003 年7月3日，8月7日，8月10日，9月7日，10月26日および 2005 年 4 月 2 日（水試料 2 ）に採取し，灌漑水と湧水は 2005年4月2日に採取し（水試料 3，4）分析に供した。井戸水は注射器の先にチューブをつけ，吸い上げたものを試料とした。採水した試料の一部は現地にてEC 計（YOKOGAWA SC−82），pH 計（YOKOGAWA PH−81）によりEC（電気伝導度），及びpHを計測した。持ち帰った試料は0.2μm のフィルターにより濾過を行った後，日本大学文理学部地球システム科学科のイオンクロマトグラフィ（島津製作所 C l LC−10）により， Na+，K+，Mg2+，Ca2+，F−_，_{C l}−_，_Br−_，_NO3−_，_SO42 −_の各イオンを，硫酸滴定法によるpH4.3アルカリ度をHCO3 − として分析した。このほか，2000年 3 月および 2004 年 4 月に採取した井戸水について水素・酸素同位体分析を行った。同位体分析は（独）中央農業研究センターの熱分解/ 元素分析装置（Finnigan 社製 TC/EA）と質量分析装置（Finnigan 社製 Delta plus XP ）により試水を TC/EA 装置カラムにより1400 ℃で熱分解し，試料水の熱分解ガス中の水素と酸素同位体の存在量を質量分析装置で計測した。 3）土壌分析採取したボーリング試料のうち，A，B，C，D，F，G，H， Jの8 試料について地表から10cm間隔で未乾燥状態の堆積物（生土）を採土し冷蔵保存した。生土は2mm のふるいに通して除礫後，直ちに分析に供した。含水比測定後，乾土換算で20g になるように生土試料を秤量し，水抽出液についてガラス電極法（土壌標準分析測定法委員会，1986）によりpH及びEC値を測定した。また，除礫後の生土試料の水抽出液についてイオンクロマトグラフィによる分析を行った。抽出液には純水を用い，生土 10g に対し乾土換算で土液比 1：10 となるように純水の液量を調整した。そして純水を加えた生土を往復振とう機で1 時間振とうさせ，振とう後，ただちに JIS No.5C のろ紙でろ過し，その抽出液について水試料と同様にイ図 2 「潮井戸」の現況 A は現在も塩水化地下水の湧出が続く「潮井戸」（2004 年6 月撮影）。B はすでに湧出が止まった旧「潮井戸」（2004年 3 月撮影）

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オンクロマトグラフィで分析を行った。 4 土壌・地質調査結果および調査地区の地質構造ボーリングを行った各地点とも上位より軟弱な褐灰色シルト層，シルトの軟岩礫を含む軟弱な青灰色シルト層，褐色泥岩層よりなる（図3 ）。このうち最上位の 0 ∼40cm は水田の鋤床層を含む鉄の斑紋の目立つ軟弱な褐灰色シルト層であり，40cm よりも下位の青灰色シルト層は還元されたグライ層である。ボーリングを実施した3 月は本調査地区一帯における地下水の低水位期にあたり，この時の地下水位が地表下30cm 程度であった。このことから，本水田の地下水位は年間を通じて40cm 以浅に存在すると考えられる。その下位は褐灰色シルト層と同質の軟弱な青灰色シルト層で，シルトの軟岩礫に富む層を複数挟む。本層は井戸の北西方向の地点E，F で 0.3 ∼ 1.5 m と薄く，井戸の南東や北東，南西側では2.2 ∼ 3.5 m と厚い。多くの地点で直径2 mm 程度のシルト質軟岩礫に富む層を 1 ∼ 4 層含む。ただし，南東方向の地点G，H では少ない。本層は丘陵に近づくにつれ全体に礫質となる。また，本層の下部にはまれに長さ1 ∼ 2 cm の材片を含む。これら軟弱な堆積物は谷の周辺丘陵を構成する掛川層群の未固結シルト層が侵食され谷を埋積した沖積層と考えられる。最下位の褐色泥岩層は固く，簡易ボーリング調査で採取できた試料はわずかであったものの，試料の大半が軟岩であった。本層は井戸周辺の北西側と南東側では地下 2 m 以浅より出現する。ただし，それ以外の地点では地下2.5 m 以深より出現する。すなわち本層は井戸周辺では北西から南東方向に向かう張り出しを形成しているといえる（図4 ）。一方，湧水を採取した地点 ② では，硬質泥岩を砂泥互層が不整合で覆う。砂泥互層の最下部には直径数 10cm の硬質泥岩が基底礫として含まれ，この付近より湧水が流出している。また，聞き取り調査によれば，基盤整備時に潮井戸付近の西側と東側の谷壁には極めて硬い青色や赤色の硬質泥岩の露出が認められた。その岩質からこれらの岩石は地点 ② に分布するものと同一の硬質頁岩と思われる。さらに潮井戸付近に認められた基盤の高まりは，その分布から谷の西側に露出するこの硬質頁岩に連続すると思われる（図5 ）。ただし，ボーリング調査では軟岩も採 �� 図 3 簡易ボーリング調査結果に基づく測線ア−イの土壌・地質断面図測線の位置は図 1 を参照

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取されていることから，沖積層の下位には硬質頁岩および軟岩の両者が存在する可能性が高い。地点 ② で採取した湧水は軟岩の砂泥互層が硬質泥岩を不整合に覆う境界から流出するものであり，このことは硬質泥岩が水理基盤をなすことを意味している。本地区の北方には倉真層群松葉累層が主として硬質頁岩として認められ，本地区一帯ではこれを軟岩の砂泥互層である掛川層群萩間層が不整合で覆う（渡辺，1988；柴， 2005）。これらのことを考えあわせると，本地区では倉真層群とこれを覆う掛川層群が沖積層の基盤をなし，このうちの倉真層群が水理基盤をなしていると考えられる。 5 水質分析結果井戸水は全モニタリング期間を通じてNa+やC l−_が主要なイオンでその当量値は各々約200 meq/L である。これに陽イオンではK+，Mg2+，Ca2+を，陰イオンでは HCO3 −_，SO 42 −をわずかに含み，NO3 − は認められない（表1）。また，水質のモニタリング期間を通じて Na+や C l−_{濃度に大きな変化は認められなかったものの，}_SO42 − は見かけ上若干増加した（図6 ）。ただし，観測回数が限られているため季節変動などは不明である。モニタリング期間中の EC は 16,000 ∼ 20,000μS/cm であった。なお，2005 年 4 月に井戸水の表面と表面から 30cm の深さから採水した水（試料1，2，表 1 ）では，水質は大きくは変わらなかった。ただし，理由は明らかではないが，表面から採水した水の方が陽イオンと陰イオンのバランスが悪かった。これら試料1，2の1 L中の主要イオン含量は11.599gおよび11.970g であり，先に述べた 1888 年の東京衛生局試験所による分析値8.772g より増加した。1888 年から 2005 年までの間に水質が変化した一因として「潮井戸」が位置する水田の基盤整備が行われ，水文環境が変化したことも考えられるが，正確な原因は明らかではない。一方，灌漑水や湧水は総当量値が10 meq/L 以下ではあるものの，井戸水に認められなかったNO3 − が確認された。ECはいずれも1,000μS/cm以下であった。井戸水，灌漑水，湧水のECとNa+，C l− _{濃度との間に} は高い正の相関があり（Na+：R2_＝_{0.979），Na}+_の場合，次の関係（1）が認められる。 Na+濃度（mg/L）＝0.234×EC（μS/cm） ……（1） 2003 年に実施した土壌・地質調査のための簡易ボーリング実施時に，D，F，G，H，J，Kの各地点でボーリング坑内を満たした地下水のECを計測した結果をもとに，上記の式に代入して地下水のNa+濃度の平面分布を求めた（図7）。地点数が限られており詳細な濃度分布は明ら図 4 簡易ボーリング調査結果に基づき作成した沖積層の基盤の等深度線図（cm）図 5 基盤整備前の水田の形状，硬質泥岩の推定分布域および推定断層の位置水田の形状は聞き取り調査結果をもとに作成。水田以外の土地利用は平成7年の状況。 ��

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かではないものの，明らかに井戸水の周辺にNa+濃度推定値が2,000 mg/Lを超える高濃度領域が認められた。 6 土壌分析結果ボーリングコア試料（土壌）の水抽出液のEC は，潮井戸から2 m と近い A，D，F では下層に向かうにつれ増加し，地表下1.5 ∼ 2.0 m で 1,500μS/cm 前後である。これに対し，潮井戸から10 m以上離れたB，C，H，Jや井戸から2 mと近いもののGでは500μS/cm以下で，下層に向けてのECの増加は認められない（図 8ab ）。沖積層の基盤直上に堆積する沖積層のpH と EC はいずれも井戸周辺で高い（図9，10）。ただし，いずれも谷の下流側にあたる南方でもやや高い値を示す。土壌の水抽出液のEC と Na＋，C l− _{濃度との間には高} い正の相関関係が認められる（図11）。地点 A の 1 m 以深のようにEC 値が 1,000μS/cm 以上の土壌抽出液では Na−_{，C l}− が主要なイオンとなる。EC 値が低い土壌抽出液ではSO42 −_{が主要なイオンとなり，しばしば}_NO3−_や NH4+が随伴する。pHはECほどではないが，Na ＋_と正の相関関係が認められる（表2）。 7 塩分を含む地下水の起源まず，塩水化地下水の起源を土壌に求めて考える。井戸に近い地点A，D，Fでは各々の基盤から地表下約1.5 m 図 6 「潮井戸」の地下水の水質モニタリング結果（Na+_，_Cl−_，_SO 42−）図 7 EC値（μS/cm）に基づく簡易ボーリング坑の地下水の推定Na+_濃度（_{mg/L）の等値線図} 調査地区の井戸水，灌漑水，湧水の EC と Na+_濃度との関係式（Na+_{mg/L＝0.234×ECμS/cm）より算出} Na+ Cl- SO42-+ -42 -2.5 2.0 1.5 1.0 0.5 0 250 200 150 100 50 0 Na+_,Cl-_(meq/L) SO₄2-_(meq/L) 2003年 7月３日 8月7日 8月10日 9月7日 2005年4月2日図６半ページ �� N ��

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�� _{��}�� _{��}�� _{��}�� _{��}�� _{��}�� _{��}�� _{��}�� 表 1 井戸水，灌漑水，湧水の水質分析結果採水日：１∼４ともに2005 年 4 月 2 日

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�� 図 8 ボーリングコア試料の水抽出液の垂直方向でのEC値（μS/cm）の変化（土液比1：5 ）図 8a は北西 ̶ 南東方向の測線上のボーリングコア試料の，図 8b には北東̶南西方向の測線上のボーリングコア試料の分析結果 ��

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8 b

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� �� 図 9 ボーリングコア試料の水抽出液の沖積層の基盤直上におけるpH値の等値線図（土液比1：2.5水抽出）図 10 ボーリングコア試料の水抽出液の沖積層の基盤直上におけるEC値（μS/cm）の等値線図（土液比1：5 ）図 11 ボーリングコア試料の水抽出液の EC 値（μS/cm）とNa+_{濃度（mg/L ）の関係（土液比1：5 ）} 図11 半ページ y = 0.130x - 21.9 R2= 0.98 0 50 100 150 200 250 0 500 1000 1500 2000 EC μS/cm N a m g/ L までの土壌EC が約 1,500μS/cm であることから，（1 ）式のEC に 1,500 を代入すると Na+は3,314 mg/kg 乾土となる。含水率がほぼ50 ％であることから生土 2 kg 中には1 kgの乾土と1 kg（1L）の土壌水が含まれていることになる。従って，この場合，3,314 mgのNa+が1 Lの土壌水に溶けていることになり，その濃度は3,314 mg/L （144 meq/L ）となる。この値は先の井戸水中の Na+含量のモニタリング結果（Na+＝約200 meq/L，図 4 ）よりも低く，沖積層中に塩水化の要因，すなわち地下水の Na+やC l−_{含量を高める塩類があるとは考えられない。} 一方で，井戸に近い地点A や井戸から遠い地点 C では表層に近い土壌の抽出液中にはNO3− _やNH4+_が含まれている。このNO3− やNH4+の起原としては，水田へ施用した窒素肥料が土壌中に残存している可能性と，灌漑水中に含まれていたNO3− _{の影響のいずれかまたは両方が} 考えられる。塩水化地下水試料および海水についてC l−_{濃度に対す} る各溶存イオンの濃度比を表3 に示す。塩水化地下水試料としては陽イオンと陰イオンのバランスが良好な 2005 年 4 月に水面下 30cm より採水した試料 2 を用いた。この試料の組成比は，Na+/C l− 比のほかにもBr−_{/C l}− 比で現世の海水に非常に近い組成比を示した。海水から沈殿した岩塩（NaC l ）や oil-ﬁeld water は海水とは異な

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るBr−_{/C l}−_{比を持つことから（Herczeg and Edmunds,} 2000 ），これら組成比の一致は地下水の塩分が岩塩や oil-ﬁeld water に由来するのでなく，海水そのものに影響を受けていることを示唆する。ただし「潮井戸」は駿河湾の海岸線より標高100 ∼ 150 m の牧の原台地を挟み，12 km ほど内陸の標高 35 m 地点に位置しており，現世の海水が直接的に浸入しているとは考えにくい。一方，試料2 の SO42 −_{/C l}−_{比は海水よりも極端に低い} 組成比を示した。これは長期にわたって堆積物中などの嫌気的な環境におかれた海水成分，すなわち化石海水の溶存SO42 −が微生物活動に伴う硫酸還元反応（2）により失われたため（Berner, 1980）と考えられる。 2CH2O + SO42 −→ H2S + 2HCO3 −_{………（2）} このような対象域の地理的条件および塩水化地下水に認められた低いSO42−/C l − 比から，この地下水に影響を与える海水は現世のものでなく，化石海水であると考えられる。そこで水体中で良く保持されるC l−_{を指標として} （Appelo and Postma, 1993; Nakano et al., 2001），2005年

4月に採水した水面下30cmの井戸水（C l−

＝ 7,080 mg/L，表1）について化石海水の混入割合fseaを以下の式（3）による見積りを行った。

fsea ＝（C lsample – C l_fresh）/（C lsea – C l_fresh） ………（3）ただし，C lsample , C lsea , C lfresh はそれぞれ塩水化地下水試料，化石海水，淡水性の涵養水のC l− _{濃度を表す。淡} 水性涵養水としては2005 年 4 月に採水した湧水（C l− ＝ 9.3 mg/L，表 1 ）を用いた。この結果より本域における化石海水の混入割合 fsea は最大で37.2 ％と見積もられた

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�� _�� _��_�� _�� _�� _�� 表 2 ボーリングコア試料の水抽出液に関する主要イオン，pH，ECの分析結果（土液比1：10）

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（表4 ）。このような理論的な混合が生じた場合，溶存イオンm についての濃度 mmix は fseaを用いた次式（4）で求められる。

mmix＝fsea・msea +（1 – fsea）・mfresh ………（4）

msea , mfreshはそれぞれ海水，涵養水中のm の濃度を表 す。なお，ここで用いた化石海水の組成は，Hem（1985）の海水組成のうちSO42 − 濃度2,700 mg/L を反応式（2）により，全てHCO3−_{に置き換えられたものとした。上} 式により求められた結果を表3 に示す。陽イオン組成については塩水化地下水のNa+濃度が理論的な混合水よりも多く，Mg2+濃度が著しく少ない。海水が粘土層中に閉じ込められる閉鎖的な環境下では，粘土に対する陽イオン吸着性から粘土はNa+を水体に放出し，Mg2+を吸着させると考えられる。本域の塩水化地下水のNa+および Mg2+に認められた傾向は，このような現象を反映したものと考えられる。一方，陰イオン組成ではHCO3 −_，SO 42 −濃度ともに理論的混合水よりも低い値となった。HCO3−濃度が低い理由については不明である。またSO42 −_{濃度が低い値をと} るという結果は，海水混合後にもさらに硫酸還元反応が起きたことを表すのかも知れない。また，（4）式のmmixにおける同位体組成δmixは以下の式（4）で表される。

δmix＝δsea ・ fsea・（msea /mmix）+ δfresh ・

（1 – fsea）・（mfresh /mmix） ………（5） δ_sea, δfreshはそれぞれ海水，淡水性涵養水中における溶存イオンm の同位体組成を表す。（4）式の関係をもと に，海水の同位体組成をδD＝0 ‰およびδ18O＝0‰，混合水の組成を塩水化地下水の組成として（δD ＝−20.3 ‰， δ18_O_＝_{−3.2 ‰），淡水性涵養水の同位体組成δfresh}_を算出した。その結果，涵養水の同位体組成はδD ＝−32.5 ‰および18_O_＝_{−5.1 ‰を持つものと求められた。この推定値} から求められるd値（d＝δD – 8 δ18O; Dansgaard，1964； d＝8.5）は天水（d＝10）よりも若干低いものの，自然界における天水の変動範囲内の値といえる。実際，涵養水の推定δ18_{O 値は従来の地表水・天然水に関する報告値} と整合するものである（Mizota and Kusakabe, 1994）。これらの結果より，本域における地下水の塩水化の要因は堆積層中で硫酸還元反応を受けた化石海水と地表水の間の混合により引き起こされているという考えが同位体組成からも支持される。一方，基盤整備前の水田の一部は北北東−南南西方向に伸びる凹地形を呈し，しばしば塩水が滞水していたといわれている（「塩水溜まり」，図5 ）。このような塩水は

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�� _��_{��} �� _��_�� 図 12 潮井戸の塩水化地下水の水質形成メカニズムのモデル図

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「潮井戸」に湧出する塩水化地下水の一部が水理基盤の凹地に沿って浸出したものかもしれない。この凹地は N10 °E 方向に伸びており，その延長線上に潮井戸が位置する。このことは潮井戸から凹地にかけてN10 °E の方向に伸びる小規模な断層が存在する可能性を示唆する（図5 ）。また，倉真層群は海成層であり，泥岩層中あるいは断層や破砕帯に形成された帯水層中に堆積時の海水を保持している可能性を持つ。この場合，堆積物中に保持された海水が小断層を介して，圧力差あるいは密度差により浅層に流入することが考えられる。この考えは先の「潮井戸」の塩水化地下水の水質的および同位体的特徴から示唆される結果と調和するものである。上記の「潮井戸」の地下水が持つ水質的・同位体的特徴および本地区の地下地質構造解析より小規模な断層の存在が推定されたことから，奈良時代ないしそれ以前の地震活動により形成された断層を介した化石海水の混入が「潮井戸」の塩水化要因であることを強く示唆するものである。前述の通り，2005 年 4 月に採水した試料の C l−_{濃度に基づけば，} 「潮井戸」の塩水化地下水の構成割合は淡水化地下水が 63 ％，化石海水が37 ％と見積もられる（図 12 ）。ただし，淡水性地下水の流入割合は先行降雨量により変動し，化石水海水の割合も倉真層群からの供給量が変われば変化する。 8 結論静岡県菊川市潮海寺地区に奈良時代から存在するといわれる，塩水化地下水「潮井戸」の地下水の水質形成メカニズムについて土壌学的および水文地質学的手法を用いて検討した。その結果，本地域の塩水化地下水は約 200 meq/L の Na+およびC l− 濃度を持つとともに，現世海水と同様のBr−_{/C l}−_{比およびそれよりも極めて低い} SO42 −_{/C l}−_{比を示した。これらの特徴は，倉真層群に胚} 胎する化石海水が断層を介して浅層に上昇し，茶園の浸透水に涵養された淡水性地下水と混合して形成されたものと考えられる。2005 年 4 月に採水した試料の C l− 濃度に基づけば，淡水化地下水の割合が63％，化石海水が 37 ％であると見積もられた。謝辞本研究を進めるにあたり，潮井戸が立地する水田を所有する（故）坂部吉男氏，潮海寺自治会文化財保存会会長高岡福太郎氏および同保存会の会員各位には調査に際し様々な便宜を図っていただくとともに，貴重な情報を多数いただいた。東海大学自然史博物館の柴正博氏には調査地区の地質層序について貴重なご意見を賜った。（独）農業・生物系特定産業技術研究機構作物研究所稲栽培生理研究室の近藤始彦室長には試料の同位体を分析していただき，日本大学文理学部地表 3 井戸水，灌漑水，湧水と海水における Cl に対する各イオン濃度比と海水（化石海水）の寄与率試料番号と試料の種類の対応関係は表 1 を参照。濃度比はmg比で算出表 4 塩水化地下水，淡水性涵養水から推定される化石海水の水質

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球システム科学科の新江崇史氏には一部の試料について水質分析をしていただいた。また，同学科の森和紀教授には草稿を改善する上での貴重なご意見を多数賜った。日本大学文理学部地球システム科学科学生（調査当時）の北野剛氏，清水久人氏にはボーリング調査の実施に際し多大なご協力をいただいた。以上の方々に厚く御礼申し上げます。

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宮地 直道

・山中 勝

・畠山 剛

・松尾 喜義

静岡県菊川市における「潮井戸」の水質形成メカニズム

Mechanism of Water Quality Formation on “Shio-ido”Well at Kikukawa City,

Shizuoka Prefecture, Central Japan

Naomichi MIYAJI

, Masaru YAMANAKA

, Tsuyoshi HATAKEYAMA

and Kiyoshi MATSUO

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宮地直道

_{・山中勝}

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_{and Kiyoshi MATSUO}

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