帯水層
帯水層の概略図。限定された領域、地下水の移動時間、泉、井戸が示されている。

帯水層は、透水性または破砕性の岩石、または未固結物質（砂利、砂、シルト）からなる地下の含水物質の層です。[ 1 ]帯水層は特性が大きく異なります。帯水層の水の流れと帯水層の特性に関する研究は、水文地質学と呼ばれます。関連する概念には、帯水層に沿った浸透性の低い層である帯水層、帯水層の直下または上にある固体で不浸透性の領域である難透水性層（または難透水性層）があり、その圧力によって被圧帯水層が形成されることがあります。帯水層は、飽和と不飽和、帯水層と難透水性層、被圧と非被圧、等方性と異方性、多孔質、カルスト、または破砕性、および国境を越えた帯水層に分類できます。

帯水層からの地下水は、井戸の利用を通じて人間によって持続的に採取されています。この地下水は主に農業用として利用されますが、家庭用、工業用など他の用途にも利用され、再生可能エネルギー源として利用されることもあります。[ 2 ]地下水は多くの地域にとって主要な淡水源ですが、過剰汲み上げ（帯水層の平衡揚水量を超えて地下水を汲み上げること）、地下水に関連する地盤沈下、地下水の塩性化や汚染など、環境にとって様々な課題をもたらす可能性があります。

プロパティ

深さ

帯水層の断面図。この図は、2つの帯水層と、その間に1つの帯水層（封じ込め層または不透水性層）があり、その周囲を岩盤の難透水層が囲んでいる様子を示しています。難透水層は、湿潤地域で典型的に見られる、集水河川と接しています。また、地下水位と不飽和帯も示されています。

帯水層は地表近くから9,000メートル（30,000フィート）より深いところまで存在します。[ 3 ]地表に近い帯水層は、給水や灌漑に利用される可能性が高いだけでなく、降雨によって補給される可能性も高くなります。[ 4 ]帯水層は「地下の川や湖」と表現されることもありますが、実際には水で飽和した多孔質の岩石です。[ 5 ]

多くの砂漠地帯には、その内部または近傍に石灰岩の丘陵や山々があり、地下水資源として利用できます。 [ 6 ]北アフリカのアトラス山脈の一部、シリアとレバノン間のレバノン山脈とアンティレバノン山脈、オマーンのジェベル・アクダル、アメリカ合衆国南西部のシエラネバダ山脈とその周辺地域には、浅い帯水層があり、そこから水が採取されています。過剰な採取は、実用的持続生産量（つまり、補充できる量よりも多くの水が採取される）の超過につながる可能性があります。

リビアやイスラエルなど一部の国の海岸沿いでは、人口増加に伴う水使用量の増加により地下水位が低下し、海水による地下水の汚染が進んでいる。 [ 7 ]

2013年、オーストラリア、中国、北米、南アフリカの大陸棚下で、沖合の淡水化地下水を含む大規模な帯水層が発見されました。これらの帯水層には、飲料水として経済的に処理可能な「低塩分」水が推定50万立方キロメートル含まれているとされています。これらの帯水層は、2万年前の氷河期終焉まで海面が低かった時代に、雨水が陸地に浸透して形成されたものです。その量は、1900年以降に他の帯水層から汲み上げられた水の100倍と推定されています。[ 8 ] [ 9 ]

地下水の涵養

地下水涵養、深層排水、深層浸透は、水が表層水から地下水へと下方に移動する水文学的プロセスです。涵養は、水が帯水層に入る主な方法です。このプロセスは通常、植物の根の下の不飽和帯で起こり、しばしば地下水面へのフラックスとして表現されます。地下水涵養には、地下水面から飽和帯へと水が移動することも含まれます。[ 10 ]涵養は、自然に（水循環を通じて）起こる場合と、雨水や再生水が地下に送られる人為的プロセス（すなわち「人工地下水涵養」）によって起こる場合があります。

分類

帯水層とは、地球内部において、ある帯水層から別の帯水層への地下水の流れを制限する層です。帯水層は、完全に不浸透性である場合、難透水性層（aquiclude）または難透水性層（aquifuge）と呼ばれることもあります。帯水層は、透水係数の低い粘土または非多孔質岩石の層で構成されています。

飽和脂肪酸と不飽和脂肪酸

地下水は地球の浅い地下のほぼあらゆる地点に、ある程度存在していますが、帯水層は必ずしも淡水を含んでいるわけではありません。地球の地殻は、利用可能な空間すべてが水で満たされている飽和帯または水蒸気帯（帯水層、帯水層など）と、まだいくらか水を含む空気層が残っているが、さらに水で満たされる可能性のある不飽和帯（通気帯とも呼ばれる）の2つの領域に分けられます。

飽和とは、水の圧力水頭が大気圧よりも高い（ゲージ圧が0より大きい）ことを意味します。地下水面の定義は、圧力水頭が大気圧と等しい（ゲージ圧が0である）表面です。

不飽和状態は、圧力水頭が負（絶対圧は負になり得ないが、ゲージ圧は負になり得る）で、帯水層物質の細孔が不完全に満たされた水が吸引されている地下水面上で発生する。不飽和帯の水分は表面粘着力によって保持され、毛細管現象によって地下水面（ゲージ圧ゼロ等圧線）より上に上昇し、大気圧未満の圧力で地下水面上の小さな領域（毛細管フリンジ）を飽和させる。これは張力飽和と呼ばれ、水分含有量に基づく飽和とは異なります。毛細管フリンジの水分は、地下水面からの距離が増すにつれて減少します。毛細管水頭は土壌の細孔サイズに依存します。細孔の大きい砂質土では、細孔の非常に小さい粘土質土よりも水頭は低くなります。粘土質土壌における通常の毛細管上昇は1.8メートル（6フィート）未満ですが、0.3～10メートル（1～33フィート）の範囲になることもあります。[ 11 ]

小径管内の水が毛細管現象によって上昇する現象も、同様の物理的プロセスが関与しています。地下水位とは、帯水層まで伸び、大気に開放された大径管（例えば井戸）内で水が上昇する水位のことです。

帯水層と帯水層

帯水層は、通常、地下の飽和領域であり、経済的に実現可能な量の水を井戸や泉に供給します(たとえば、砂や砂利、または破砕された岩盤は、帯水層の適切な材料となることがよくあります)。

帯水層とは、地球内部において、ある帯水層から別の帯水層への地下水の流れを制限する層です。[ 12 ]完全に不浸透性の帯水層は、難透水性層または帯水層と呼ばれます。帯水層には、透水係数の低い粘土層または非多孔質岩石層が含まれています。

山岳地帯、特に河川付近では、主な帯水層は典型的には未固結沖積層、すなわち河川や小川などの水作用によって堆積した物質の水平層です。断面では、粗粒物質と細粒物質が交互に重なった層として現れます。粗粒物質は移動に高いエネルギーを必要とするため、山腹や河川などの発生源に近い場所に分布する傾向があります。一方、細粒物質はより遠く、盆地の平坦部や越流域（圧力域と呼ばれることもあります）まで移動します。発生源付近には細粒堆積物が少ないため、これらの帯水層（前湾域とも呼ばれます）は、しばしば非圧密構造、または地表と水圧連通しています。

閉じ込められた状態と閉じ込められていない状態

非被圧帯水層は、その直上に不浸透性の障壁がないため、涵養に応じて水位が上昇する可能性があります。被圧帯水層は、その上に不浸透性の障壁があり、帯水層内の水位がそれ以上上昇するのを防ぎます。同じ地質単位内の帯水層でも、ある地域では被圧帯水層、別の地域では非被圧帯水層となる場合があります。非被圧帯水層は、その上限が地下水面または地下水面であるため、地下水位帯または地下水帯水層と呼ばれることもあります（ビスケーン帯水層を参照）。通常（常にではありませんが）、特定の場所における最も浅い帯水層は非被圧帯水層です。つまり、帯水層と地表の間に封じ込め層（帯水層または難透水層）がありません。「宙水」という用語は、粘土層などの透水性の低い単位または地層の上に地下水が蓄積していることを意味します。この用語は、一般的に、地域的に広がる帯水層よりも高い標高にある、局所的な地下水の小さな領域を指すために使用されます。浮体帯水層と非被圧帯水層の違いは、その大きさです（浮体帯水層の方が小さいです）。被圧帯水層は、多くの場合粘土からなる被圧層によって覆われている帯水層です。被圧層は、地表汚染からある程度保護する可能性があります。

地質学的に被圧帯水層と非被圧帯水層の区別が明確でない場合（すなわち、明確な被圧帯水層が存在するかどうか不明な場合、または地質がより複雑な場合（例えば、断裂した岩盤帯水層））、帯水層試験から得られる貯留係数の値を使用して区別することができます（ただし、非被圧帯水層における帯水層試験は、被圧帯水層における帯水層試験とは異なる解釈をする必要があります）。被圧帯水層の貯留係数は非常に低く（0.01よりはるかに低く、10程度までしか小さくなりません）、−5）であり、これは帯水層が帯水層マトリックスの膨張と水の圧縮性というメカニズムを利用して水を貯蔵していることを意味します。これらのメカニズムは通常、どちらも非常に少量です。非圧帯水層の貯留係数（通常は比降下量と呼ばれる）は0.01（容積の1%）を超えており、帯水層の間隙を実際に排水するメカニズムによって貯蔵水を放出します。このため、比較的大量の水（帯水層物質の排水可能な間隙率、または最小体積含水率まで）が放出されます。

等方性と異方性

等方性の帯水層または帯水層層では、透水係数 (K) はすべての方向の流れに対して等しくなりますが、異方性の条件では、特に水平方向 (Kh) と垂直方向 (Kv) で異なります。

1 つ以上の帯水層を持つ半被圧帯水層は、複合 Kh 値と Kv 値が異なるため、たとえ個々の層が等方性であっても異方性システムとして機能します (透水係数と透水抵抗を参照)。

帯水層内の排水路への流量[ 13 ]や井戸への流量[ 14 ]を計算する際には、排水システムの設計に誤りが生じないように異方性を考慮する必要がある。

多孔質、カルスト、または断裂した

帯水層を適切に管理するには、その特性を理解する必要があります。帯水層が降雨、干ばつ、揚水、汚染にどのように反応するかを予測するには、多くの特性を知る必要があります。考慮すべき点としては、降雨や雪解け水がどこからどのくらい地下水に流入するか、地下水がどのくらいの速度でどの方向に移動するか、どのくらいの水が湧き水として地中から流出するかなどがあります。コンピュータモデルを使用すれば、帯水層の特性に関する理解が実際の帯水層の挙動とどの程度正確に一致しているかをテストできます。[ 15 ]：192–193、233–237 環境規制では、潜在的な汚染源がある場所では、水文学的特性が評価されていることを実証することが求められています。[ 15 ]：3

多孔質

褐色の多孔質の砂岩からゆっくりと染み出る水が、不浸透性の灰色の頁岩と接触し、砂漠に爽やかな緑の植物を生育させます。
多孔質帯水層の水は砂粒間の隙間からゆっくりと浸透する

多孔質帯水層は典型的には砂や砂岩中に存在します。[ 16 ]その特性は、堆積時の堆積環境と、その後の砂粒の自然セメント化によって決まります。砂体が堆積した環境は、砂粒の配向、水平方向と垂直方向の変動、そして頁岩層の分布を制御します。薄い頁岩層でさえ、地下水の流れにとって重要な障壁となります。これらの要因はすべて、砂質帯水層の多孔性と透水性に影響を与えます。[ 17 ] : 413

浅海環境や風で運ばれる砂丘環境で形成された砂質堆積物は中程度から高い透水性を示すのに対し、河川環境で形成された砂質堆積物は低程度から中程度の透水性を示す。[ 17 ]：418 帯 水層が地表近くにある場合、降雨や雪解け水は地下水に浸透する。地下水の流れ方向は、井戸や泉の水位を電位差計で測定した地表図から判断できる。帯水層試験や井戸試験は、ダルシーの法則に基づく流動方程式と組み合わせて用いることで、多孔質帯水層の透水性を判定することができる。[ 15 ]：177–184

ある地域におけるこの種の情報を分析することで、過剰汲み上げなしにどれだけの水を汲み上げられるか、また汚染がどのように広がるかが分かります。[ 15 ]：233 多孔質帯水層では、地下水は砂粒間の隙間をゆっくりと浸透しながら流れます。1日あたり1フィート（0.3 m/d）の地下水流量は、多孔質帯水層では高い流量と考えられており、[ 18 ]左の添付画像で砂岩からゆっくりと浸透する水がそれを示しています。

多孔性は重要ですが、それだけでは岩石の帯水層としての能力を決定するものではありません。インド中西部に位置する玄武岩質溶岩層であるデカン・トラップ地域は、多孔性は高いものの透水性が低い岩石層の例であり、帯水層としてはあまり適していません。同様に、イングランド南東部の微孔性（上部白亜紀）チョーク層群は、多孔性は比較的高いものの、粒子間の透水性は低く、良好な水供給特性は主に微小な破砕と亀裂によるものです。

カルスト

洞窟の中の川でジョンボートに乗った数人の人々。
カルスト帯水層の水は地下河川を形成することがあります。

カルスト帯水層は典型的には石灰岩中に発達します。天然の炭酸を含む表層水は、石灰岩の小さな亀裂へと流れ込みます。この炭酸は徐々に石灰岩を溶解し、亀裂を拡大させます。拡大した亀裂にはより多くの水が流入することになり、その結果、開口部も徐々に拡大していきます。多数の小さな開口部は大量の水を蓄えます。そして、より大きな開口部は、帯水層から湧水へと排水する導水路を形成します。[ 19 ]

カルスト帯水層の特性評価には、地質図の調査に加え、陥没穴、溝、沈降河川、湧水の位置を特定するための現地調査が必要である。[ 20 ] :4 帯水層試験や電位差測定マッピングといった従来の水文地質学的手法では、カルスト帯水層の複雑な特性評価には不十分である。これらの従来の調査手法は、染料トレース、湧水流量の測定、水質化学分析によって補完される必要がある。[ 21 ]米国地質調査所の染料トレースにより、均一な多孔度分布を仮定する従来の地下水モデルはカルスト帯水層には適用できないことが判明した。[ 22 ]

断層線に沿って、直線状の河川セグメントや陥没穴などの地表特徴の線状配列が発達する。断層線上または断層線の交差点に井戸を位置させると、良好な水生産に遭遇する可能性が増加する。[ 23 ]カルスト帯水層の空隙は、地表の破壊的な崩壊または沈下を引き起こすほど大きくなる可能性があり、汚染物質の壊滅的な放出を引き起こす可能性がある。 [ 15 ] : 3–4 カルスト帯水層の地下水流動速度は、左の添付画像に示すように、多孔質帯水層よりもはるかに速い。例えば、バートン スプリングス エドワーズ帯水層では、染料トレースにより、カルスト地下水流動速度が 1 日あたり 0.5 ～ 7 マイル (0.8 ～ 11.3 km/日) と測定された。[ 24 ]急速な地下水流動速度のため、カルスト帯水層は多孔質帯水層よりも地下水汚染に対してはるかに敏感である。[ 20 ] : 1

極端な場合、地下水は地下河川（例えば、カルスト地形の下にある洞窟）に存在することもあります。

骨折した

低多孔性の岩石単位が高度に破砕されている場合、その岩石が水の移動を容易にするのに十分な透水伝導率を持っている限り、（亀裂流を介して）優れた帯水層を形成することもできます。

岩石の種類別に見た米国の主要な帯水層の地図

海底

2015年のリモートセンシングと2025年の直接サンプリングにより、ナンタケット島沖で海底淡水貯留層が発見された。この貯留層はニュージャージー州からメイン州にかけて広がっており、米国最大級の淡水帯水層の一つを構成している。帯水層自体は、かつては陸地に覆われていた氷河の融解水が、その後、完新世の氷河後退による海面上昇によって水没した可能性もある。あるいは、帯水層は米国東海岸沿いに長期にわたって地下水流動を維持しており、現在も沿岸部の表層部に降る雨によって涵養されている可能性もある。[ 25 ]

人間による地下水の利用

地下水への依存は、主にあらゆるセクターにおける水需要の増加と降雨パターンの変動の増大により、増加する一方です。[ 26 ]地下水の安全な利用は、存在する元素や利用事例によって大きく異なり、人間、家畜、さまざまな作物の消費量には大きな違いがあります。[ 27 ]

地下水利用の課題には、過剰汲み上げ（帯水層の平衡揚水量を超えて地下水を汲み上げること）、地下水に関連する土地の沈下、地下水の塩分化、地下水汚染などがあります。

国または大陸別

エドワーズ帯水層で発見されたテキサス盲サンショウウオ

アフリカ

帯水層の枯渇は、特に北アフリカで問題となっており、リビアのグレート・マンメイド・リバー・プロジェクトがその好例です。しかし、人工涵養や雨期の表層水注入といった新たな地下水管理方法により、特に米国では多くの淡水帯水層の寿命が延びています。

オーストラリア

オーストラリアにあるグレートアーテジアン盆地は、おそらく世界最大の地下水帯水層（170万平方キロメートルまたは66万平方マイル以上）である。 [ 28 ]クイーンズランド州、南オーストラリア州の一部の遠隔地、およびノー​​ザンテリトリーの大部分の水供給に大きな役割を果たしている。[ 29 ]

カナダ

カナダ、アルバータ州北東部のアサバスカオイルサンド地域にあるマクマレー層の基底部にある不連続な砂体は、一般に基底水砂（BWS）帯水層と呼ばれています。[ 30 ]これらの帯水層は水で飽和しており、合成原油生産用のビチューメンを回収するために利用される不浸透性のビチューメン飽和砂の下に閉じ込められています。深部にあり、下層のデボン紀層から涵養を受けている場合は塩分を含み、浅部にあり、表層水によって涵養されている部分は非塩分です。BWSは、露天掘りであれ、蒸気補助重力排水（SAGD）などの現場採掘法であれ、ビチューメンの回収において通常問題を引き起こし、一部の地域では廃水注入の対象となっています。[ 31 ] [ 32 ] [ 33 ]

南アメリカ

アルゼンチン、ブラジル、パラグアイ、ウルグアイの地表下にあるグアラニ帯水層は、世界最大級の帯水層システムの一つであり、重要な淡水源となっている。[ 34 ]グアラニ族にちなんで名付けられたこの帯水層は、面積1,200,000 km 2 (460,000平方マイル)、体積約40,000 km 3 (9,600立方マイル)、厚さ50～800 m (160～2,620フィート)、最大深度約1,800 m (5,900フィート) に及ぶ。

アメリカ合衆国

アメリカ中部のオガララ帯水層は世界有数の帯水層ですが、場所によっては増大する自治体利用や継続的な農業利用によって急速に枯渇しています。[ 35 ] 8つの州の一部を覆っているこの巨大な帯水層には、主に最終氷期の化石水が含まれています。帯水層のより乾燥した部分における年間涵養量は、年間取水量のわずか約10％と推定されています。米国地質調査所（USGS）の2013年の報告書によると、2001年から2008年までの枯渇量は、20世紀全体の累計枯渇量の約32％に相当します。[ 36 ]

アメリカ合衆国では、帯水層からの水の最大の利用者は、農業用灌漑、石油・石炭採掘などです。[ 37 ]「アメリカ合衆国における地下水の累計枯渇量は1940年代後半に加速し、世紀末までほぼ一定の直線的なペースで推移しました。広く認識されている環境への影響に加え、地下水の枯渇は、国の水需要を満たす地下水供給の長期的な持続可能性にも悪影響を及ぼします。」[ 36 ]

重要かつ持続可能な炭酸塩帯水層の一例として、テキサス州中部にあるエドワーズ帯水層[ 38 ]が挙げられます。この炭酸塩帯水層は歴史的に約200万人に高品質の水を供給しており、現在でも地域の多くの小川、河川、湖からの膨大な涵養により満水状態を維持しています。この資源に対する主なリスクは、涵養地域における人間による開発です。

参照

参考文献

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