帯水層

帯水層は、地下の含水物質の層で、透水性または破砕性の岩石、あるいは固結していない物質 (砂利、砂、またはシルト) で構成されています。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。関連用語には、帯水層に沿った浸透性の低い層である帯水層、帯水層の下または上にある固体で不浸透性の領域で、その圧力によって被圧帯水層が形成される可能性がある難透水性層(または難透水性層) などがあります。帯水層の分類は、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、国境を越えた帯水層です。

帯水層からの地下水は、井戸につながるカナートを利用することで人間が持続的に採取することができます。 ^[1]この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）、地下水に関連する土地の沈下、地下水の 塩性化や汚染など、多くの課題があります。

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。^[2]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、地元の降雨によって補充される可能性も高くなります。帯水層は「地下の川や湖」と呼ば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。^[3]

多くの砂漠地帯には、その内部または近くに石灰岩の 丘や山があり、地下水資源として利用できます。 ^{[4]北アフリカの}アトラス山脈の一部、シリアとレバノンの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、米国南西部のシエラネバダ山脈と近隣の山脈の一部には、水源として利用されている浅い帯水層があります。過剰利用は、実用的な持続的生産量を超える、つまり補充できる量よりも多くの水が採取され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、海からの 塩水で地下水が汚染されています。

2013年、オーストラリア、中国、北米、南アフリカ沖の大陸棚の下に大規模な淡水帯水層が発見された。そこには、飲料水に経済的に加工できる「低塩分」の水が50万立方キロメートル含まれていると推定される。この貯水池は、海面が低かった時代に形成され、2万年前に氷河期が終わるまで水没していなかった陸地の地中に雨水が浸透した。その量は、1900年以降に他の帯水層から抽出された水の量の100倍と推定される。^{[5] [6]}

帯水層とは、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地球内部の領域です。帯水層は、完全に不浸透性である場合、難透水性層または難透水性層と呼ばれることがあります。帯水層は、透水伝導率の低い粘土または非多孔性岩石の層で構成されています。

地下水は、地球の浅い地表下のほぼすべての地点にある程度存在しますが、帯水層には必ずしも淡水が含まれているわけではありません。地球の地殻は、利用可能な空間がすべて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、まだいくらかの水を含む空気の塊があるが、さらに水で満たすことができる不飽和帯（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、水の圧力ヘッドが大気圧より大きいことを意味します (ゲージ圧が 0 より大きい)。地下水面の定義は、圧力ヘッドが大気圧に等しい 表面です(ゲージ圧 = 0)。

不飽和状態は、圧力水頭が負（絶対圧が負になることは決してないが、ゲージ圧は負になることがある）で、帯水層物質の細孔を不完全に満たす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（ゲージ圧ゼロの 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同じではない。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する。毛細管水頭は土壌の細孔サイズによって決まる。細孔が大きい砂質土では、細孔が非常に小さい粘土質土よりも水頭は低くなる。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。^[8]

小径の管内の水の毛細管現象による上昇にも、同じ物理的プロセスが関与しています。地下水位とは、帯水層まで下がって大気に開放されている大径のパイプ (井戸など) 内で水が上昇するレベルです。

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、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地球内部の領域です。^[9]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、透水係数が低い粘土または非多孔質岩石の層が含まれています。

山岳地帯（または山岳地帯の河川付近）の主な帯水層は、通常、未固結の沖積層であり、水プロセス（河川や小川）によって堆積した物質のほとんどが水平な層で構成され、断面（帯水層の2次元スライスを見る）では、粗粒物質と細粒物質が交互に重なった層のように見えます。粗粒物質は、移動に高いエネルギーが必要なため、発生源（山腹や河川）の近くに見られる傾向があり、細粒物質は発生源から遠く（盆地の平坦な部分や堤防上域、圧力域と呼ばれることもある）に運ばれます。発生源付近には細粒堆積物が少ないため、この場所では帯水層が閉じ込められていないことが多く（水門域と呼ばれることもある）、または地表と水力でつながっています。

非圧入帯水層は、その直上に不浸透性バリアがないため、水位は再涵養に応じて上昇する可能性があります。圧入帯水層は、帯水層内の水位がそれ以上上昇するのを防ぐ不浸透性バリアが上部にあります。同じ地質単位内の帯水層は、ある領域では圧入され、別の領域では非圧入である場合があります。非圧入帯水層は、その上限が地下水面または地下水面であるため、地下水面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)、特定の場所の最も浅い帯水層は非圧入帯水層であり、つまり、帯水層と地表の間に圧入層 (帯水層または難透水性層) がありません。「上部」という用語は、粘土層などの低透水性単位または地層の上に地下水が蓄積す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、地下水の小さな地域を指すために使用されます。浮体帯水層と非圧帯水層の違いは、その大きさです (浮体帯水層の方が小さい)。圧帯水層は、粘土でできていることが多い圧帯層によって覆われている帯水層です。圧帯層は、表面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、明確な被圧層が存在するかどうかが不明な場合、または地質がより複雑である場合（例えば、断裂した岩盤帯水層））、帯水層試験から返される貯留係数の値を使用して判定することができます（ただし、非被圧帯水層の帯水層試験は被圧帯水層試験とは異なる方法で解釈する必要があります）。被圧帯水層の貯留係数は非常に低い（0.01よりはるかに低く、10程度）。⁻⁵）、つまり帯水層は帯水層マトリックスの膨張と水の圧縮というメカニズムを利用して水を蓄えており、これらは通常、どちらも非常に少量です。非圧帯水層の貯留率（通常は比降水量と呼ばれる）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留水を放出し、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量まで）を放出します。

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、個々の層が等方性であっても、複合 Kh 値と Kv 値が異なるため、異方性システムとして機能します (透水係数と水力抵抗を参照)。

帯水層内の排水溝^[10]への流量や井戸^[11]への流量を計算する際には、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。

帯水層を適切に管理するには、その特性を理解しなければなりません。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、降雨や雪解け水が地下水に流入する場所と量、地下水の移動速度と方向、湧水として地中から出る水の量などがあります。コンピュータモデルを使用して、帯水層の特性に関する理解が実際の帯水層のパフォーマンスとどの程度正確に一致しているかをテストできます。^{[12] : 192–193, 233–237}環境規制では、汚染源となる可能性のある場所では、水文学が特徴付けられていることを示すことが求められています。^{[12] : 3}

多孔質帯水層は、典型的には砂や砂岩に形成される。多孔質帯水層の特性は、堆積環境とその後の砂粒の自然なセメント化に依存する。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化、頁岩層の分布を制御する。薄い頁岩層でさえ、地下水の流れに対する重要な障壁となる。これらすべての要因が、砂質帯水層の多孔性と透水性に影響を与える。^{[13] : 413}

浅い海洋環境や風が吹く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持ち、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持つ。^{[13] : 418}降雨量や雪解け水は、帯水層が地表近くにある地下水に流れ込む。地下水の流れの方向は、井戸や泉の水位の電位差測定による地表地図から判断できる。帯水層テストや井戸テストは、ダルシーの法則の流動方程式と組み合わせて使用​​することで、多孔質帯水層の水を運ぶ能力を判断できる。^{[12] : 177–184}

ある地域についてこの種の情報を分析すると、過剰汲み上げなしにどのくらいの量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わかります。^{[12] : 233}多孔質帯水層では、地下水は砂粒の間の隙間をゆっくりと浸透して流れます。1日あたり1フィート（0.3 m/日）の地下水流量は、多孔質帯水層では高い流量であると考えられており、^[14]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、それだけでは岩石が帯水層として機能する能力は決まりません。インド中西部のデカン高原地帯（玄武岩質溶岩）は、多孔性は高いものの透水性は低く、帯水層としては適さない岩石層の良い例です。同様に、イングランド南東部の微細多孔性（上部白亜紀）のチョーク層は、多孔性は適度に高いものの、粒子間の透水性は低く、主に微細な破砕と亀裂により、良好な水産特性を有しています。

カルスト帯水層は、典型的には石灰岩で発達する。天然炭酸を含む表層水は、石灰岩の小さな亀裂に流れ込む。この炭酸は徐々に石灰岩を溶かし、亀裂を拡大する。拡大した亀裂には大量の水が入り込み、開口部が次第に拡大する。多数の小さな開口部には大量の水が蓄えられる。大きな開口部は、帯水層から泉に水を排出する導管システムを形成する。^[15]

カルスト帯水層の特性評価には、地質図の調査に加えて、陥没穴、溝、沈下河川、湧水の位置を特定するための現地調査が必要です。^{[16] : 4}帯水層テストや電位差測定マッピングなどの従来の水文地質学的手法では、カルスト帯水層の複雑さを特徴付けるには不十分です。これらの従来の調査方法は、染料トレース、湧水流量の測定、水質化学分析で補完する必要があります。^[17]米国地質調査所の染料トレースは、均一な多孔性分布を前提と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を明らかにしました。^[18]

断層帯に沿って、直線状の河川セグメントや陥没穴などの地表地形が直線状に並ぶ。断層帯または断層帯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高まる。^[19]カルスト帯水層の空隙は、地表の破壊的な崩壊や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。 ^{[12] : 3–4}カルスト帯水層の地下水流量は、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。たとえば、バートン スプリングス エドワーズ帯水層では、染料トレースでカルスト地下水流量が 1 日あたり 0.5 ～ 7 マイル (0.8 ～ 11.3 km/日) と測定された。^[20]地下水流量が速いため、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。^{[16] : 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。

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）良好な帯水層を形成することもできます。

地下水利用における課題としては、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、地下水汚染などが挙げられます。

帯水層の枯渇は、特に北アフリカで問題となっており、その一例がリビアのグレート・マンメイド・リバー・プロジェクトである。しかし、人工的な補給や季節的な雨期の表層水の注入といった地下水管理の新しい方法により、特に米国では多くの淡水帯水層の寿命が延びている。

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です^[22]（170万km2または66万平方マイル以上^）。クイーンズランド州と南オーストラリア州の一部の遠隔地の水供給に大きな役割を果たしています。

カナダの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。^[23]水で飽和したこの帯水層は、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。深層にあり、下層のデボン紀層から補給される場所では塩分を含み、浅層にあり、表層水によって補給される場所では塩分を含みません。BWSは、露天掘りであれ、蒸気補助重力排水（SAGD）などの現場方法によるものであれ、ビチューメンの回収に問題を引き起こすのが一般的で、一部の地域では廃水注入の対象となっています。^{[24] [25] [26]}

グアラニ帯水層は、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位置し、世界最大級の帯水層システムの一つであり、淡水の重要な水源となっている。^[27]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)、容積約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。

アメリカ中部のオガララ帯水層は世界有数の帯水層だが、自治体による利用の増加や農業利用の継続により、場所によっては急速に枯渇しつつある。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る。帯水層のより乾燥した部分における年間の涵養量は、年間取水量のわずか10%程度と推定されている。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%にあたる。^[28]

米国では、帯水層からの水の最大の利用者は、農業用灌漑と石油・石炭採掘である。^[29]「米国における地下水の累計枯渇は1940年代後半に加速し、世紀末までほぼ一定の直線速度で続いた。広く認識されている環境への影響に加えて、地下水の枯渇は、国の水需要を満たすのに役立つ地下水供給の長期的な持続可能性にも悪影響を及ぼしている。」^[28]

重要かつ持続可能な炭酸塩帯水層の例としては、テキサス州中部のエドワーズ帯水層^{[30]が挙げられます。この炭酸塩帯水層は歴史的に200万人近くの人々に高品質の水を供給しており、現在でもこの地域の多くの小川、川、}湖からの膨大な涵養により満水状態にあります。この資源に対する主なリスクは、涵養地域での人間による開発です。

• 帯水層貯蔵と回収 – 後で使用するために帯水層に水を注入する
• 帯水層の感受性 – 透水性岩石が液体を保持する能力リダイレクト先の簡単な説明を表示するページ
• 被圧帯水層 – 正圧下にある地下水を含む被圧帯水層リダイレクト先の簡単な説明を表示するページ
• 集水域水文学 – 流域の水文学
• 水理トモグラフィー – 複数の水理試験を使用して帯水層の特性を調べる
• 過剰搾取 – 再生可能な資源の枯渇
• 季節的熱エネルギー貯蔵 – 数か月間にわたる熱または冷気の貯蔵
• 湧水（水文学）  – 帯水層から地表に水が湧き出る地点
• 表層帯水層 – 浅く薄い帯水層

• IGRAC 国際地下水資源評価センター
• 地下水プロジェクト - 地下水に関する知識のためのオンライン プラットフォーム