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四章　びわ湖をうるおす水

　伊賀の里で誕生し、何百万年の放浪の末、やっと現在の地にたどりついたぴわ湖。そこに満々とたたえられた水。
　この水は近畿千三百万人の命をささえている非常に大切なものですが、人間に飲まれたり使われるだけのものではありません。
　大地を削り、巨石を動かし、気候を支配して、私たちの生活に深いかかわりをもつ非常に活動的なものなのです。
　びわ湖はその巨大なボリュームで私たちに迫ってきます。

　　　　1　びわ湖周辺の気象　top

　びわ湖にたくわえられている水のもとは雨や言です。
　近江盆地にはどれだけの雨や雪が降るのでしょうか。
　また、日本最大のびわ渮は、近江盆地の気象や気候にどのような影響を与えているでしょうか。

　南西部の大津は瀬戸内型で大阪の気候に、南東部の水口は東海型で津の気候に似ています。
　このように近江盆地の中には三つの異なった性質の気候が同居しているのです。
　このことは近畿地方の地図を見れば理解できます。
　すなわち、近江盆地の北部には若狭湾が、南西部には大阪湾が、南東部には伊勢湾がせまっていて、この三方向から気流が近江盆地へ流入しやすい地形になっているためです。

　このため冬の北西の季節風が背後の山でさえぎられ、南に面した山の斜面に日射しをいっぱい受けて、いかにも暖かそうな環境です。
　みかんは日当りのよい南斜面で栽培されていました。
　湖北のことですから雪は積りますが、他の地域よりも早く解けろとのことでした。

�B　暑さ寒さ知らずのびわ湖上
　菅浦のこのような暖かさは先に述べてきたような地形のせいだけではありません。
　びわ湖の影響がかなりあります。
　左の図は一月の平均最低気温と八月の平均最高気温の分布図です。
　前者からは冬によく冷やされる地域とそうでない地域のあることがわかり、後者からは夏によく暖められる地域とそうでない地域のあることがわかります。
　この二つの図から、びわ湖上は冬はあまり寒くなく、反対に夏はあまり暑くならないことがわかります。
　図からもわかるように、竹生島の一月の平均最低気温は盆地内では最も高くて〇・六てですが、竹生島のすぐ近くにある菅浦では地形の影響が加わって、もっと高い値になっているかもしれません。
　このようにびわ湖上では気温の変化が少なくなっていますが、これは、一般に水が熱しにくく冷めにくいうえに、びわ湖が巨大であるため気候にまで影響を与えているのです。
　小さい湖ではこうはいきません。びわ湖の貫録が現れているのです。

�C　風を起こすびわ湖 　ガラスの囲い越しに二人の生徒が温度計とにらめっこをしています。 　囲いの中には砂を入れた卜ロ箱と水を入れた箱とが並べて置いてあります。 　また、要所には線香が立ててあり煙がたなびいています。 　これは滋賀県内のＨ高校の地学教室を訪問したときに出会った光景です。 　この学校の地学クラブが行っているびわ湖の湖陸風の研究の一コマだったのです。 　一般に海岸地帯では海陸風の現象が起こります。 　昼間海上から陸上へ向かって海風が吹き、夜間は逆に陸上から海上へ向かって陸風が吹きます。 　これと同じような現象がびわ湖周辺でも見られるというのです。 　びわ湖上とその周辺の気温を調べてみると、普通、昼間は湖上の方が陸上よりも低く、夜間はその反対に陸上の方が低くなっていることがわかります。 　このような湖上と陸上との気温差によって、下図に示したように湖陸風が発生します。

（左図）1月の最低気温の分布（℃) (1941〜1970年の平均） 　　　　びわ湖上が暖かいことに注意 （右図）8月の最高気温の分布（℃ ) (1941〜1970年の平均） 　　　　暖域の中心が平野部にあることに注意

　湖陸風はおだやかな晴れた日に顕著に観測されます。
　また、昼間に吹く湖風と夜間に吹く陸風とが入れかねる朝と夕方には一時的に風がおさまり、無風状態となります。
　これを　「朝なぎ、夕なぎ」　と呼び、湖上のヨットマンを泣かせます。

�D　びわ湖の湖陸風
　びわ硼における湖陸風については何回か研究されていますが、先に紹介したＨ高校の地学クラブでは精力的な観測と研究で、湖風が平野部へ侵入してくる様子を観測することに成功しています。
　また、左の図は彦根地方気象台の児玉氏によって研究された湖陸風の風系図です。
　これによると、湖陸風がおよぶ範囲は湖岸線から内陸へおよそ八キロメートル以内ということです。
　一方、山地やその山麓付近では湖陸風と同じ原理の山谷風が吹きますから、山地がせまった湖では山谷風の要素が強くなります。
　ですから、湖陸風だといえるには、近江盆地ぐらいの広い平野と、びわ湖ぐらいのボリュームが必要になります。
　日本で湖陸風が観測できる所はびわ湖以外にはないかもしれません。このように湖陸風の存在もびわ湖の貫録を示すものといえましょう。

　ちょうど近江盆地を一つの部屋にたとえれば、四つの窓があって、季節や低気圧の進路などに応じて、一方の窓から侵入した風が他の窓から出ていくようなものです。
　この図の風系のうち、南東風で風速が中程度以下の場合は、図のように鈴鹿山脈の西側では逆方向の風が吹いていることが注目されます。　これは鈴鹿山脈を吹き越えた風が、風下側で大きく渦を巻いているためです。

　しぐれの様子は、まず野坂山地の箱館山や奥マキノなどの山頂に積雲が並び、やがて雲が頭上にまで広がってきて、突風とともに冷たい雨を吹きつけます。
　二〇〜三〇分間程しぐれが続いた後、雨雲がびわ湖上へ出て消滅し、再び青空がもどります。
　このようなことを昼間何回も繰返しますが、普通は夜には起こりません。
　また、このしぐれの降る範囲はせまく、今津町とマキノ町が中心で、安曇川の南側にまでおよぶことは少ないようです。
　こうして冬を迎えると、湖北のしぐれはしだいに雪に変わっていくのです。

�J　トンネルと雪
　「国境の長いトンネルを抜けると雪国であった」という川端康成の有名な小説の書きだしは、上信越の山地を貫く清水トンネルを境にして、雪深い日本海側と、からっ風が吹く太平洋側の冬の天気のちがいを非常にうまく描写しています。
　上信越の山地は二〇〇〇メートル級の峰が続いた大規模な山地ですが、これと同じような情景が小規模ながらも近江盆地の中でも見られます。
　国鉄湖西線が高島トンネルを抜け出たとき、目の前に広がる白銀の世界に目を奪われない人はいないでしょう。
　湖東では国鉄東海道本線の安土トンネルを境にして積雪量にちがいがあるように感じる人が多いようです。
　トンネルの中では外の景色の移り変わりが中断されますから、トンネルから抜け出たときには変化が大きくなっています。
　このこともトンネルの両側のちがいを強く感じさせる一因になっているのかもしれません。
　このように冬の近江盆地では地域差がはっきり現れてきますが、これは山地の風上側か風下側かという関係によって大勢がきまります。
　特に、降雪は地形がちょっと変わってもその影響を受けやすいようです。
　湖西の明神崎へ向かって伸びた比良山地の尾根や、安土町や能登川町付近の湖東平野に分布する山が、降雪分布に重要な働きをしているのでしょう。

　北雪は西寄りの風の場合です。湖北の山地は南北に伸びていますから、西寄りの風のときは上昇気流ができやすく、これらの山地でたくさん雪が降ります。
　しかし、湖南では丹波高地や比良山地をはるばる吹き越えてきますから、盆地内へたどりつくころにはからっ風となっています。
　また、中雪は北寄りの風の場合に起こります。このときは湖北の山地では上昇気流が発達せず、季節風は盆地内ペストレートに侵入して、盆地の中央部で上昇気流ができ、この地帯に雪をたくさん降らせます。
　盆地の中央部で上昇気流ができるのは、季節風が比良山地や鈴鹿山脈に乗り上げて上昇すること以外に、湖東平野に点在している山の影響もあるのでしょう。
　また、盆地内に侵入した季節風が、地表でバウンドして跳ね上っているのかもしれません。
　さらに、南雪は、春先に低気圧が太平洋岸沿いを通り、特に気温が低いときにたまに見られ空す。
　雪の源が太平洋側の低気圧にあるのですから南の方で雪が多くなるわけです。

�L　比良八荒
　湖国の冬は「比良八荒あれじまい」で終わりを告げます。
　この比良八荒は比良山地から吹き下りる北西の強風（おろし）のことをいいますが、元来は「法華八講」という宗教行事と比良おろしとが一緒になってできた名称です。
　また、この比良八荒についての伝説が残されています。これには諸説がありますがおよそ次のようなものです。
　「比良の里に住む恋しい僧のもとへ、守山の今浜からたらいに乗って通っていた娘が、今日は願いがかなえられるという百日目に、比良八荒のため荒れた湖中にその姿を消した」というような悲恋物語です。

 * “われはうみの子　さすらいの　旅にしあれば………”

　このように荒れる比良八荒は、冬型の気圧配置が現れる晩秋のころと、冬型の気圧配置がおとろえる春先に多く発生します。
　この時期以外でも北西の風が吹く気圧配置になったときに起こります。
　特に大陸から高気圧が張り出し、寒冷前線が通過した直後に強くなります。
　また、台風の中心が通過した後の吹き返しが北西風となるような場合は特に被害が大きくなります。
　比良八荒の影響け比良山地の東麓だけに限られ、湖岸付近が最も強く、湖上へは普通四〜五キロメートル、強いときで八キロメートルぐらいまでしかおよびません。
　比良八荒は比良山地の西に広がる丹波高地の上に進入してきた冷気が、比良山地を乗り越えて一気に吹きおりてくる現象なのです。

　また、一九五三年の十三号台風や一九五九年の伊勢湾台風は滋賀県の東部を通りました。
　このときは安曇川や野洲川など県内各地で河川の氾濫や決壊が相つぎ、これまた多数の人たちが犠牲になりました。
　また、山くずれで交通がとだえるなど大雨による被害がでました。
　このように、台風による被害は台風の進路によっ又違うことがわかります。
　台風はその進行方向に向かって右側は特に風が強い部分です。
　ですから、台風の中心が滋賀県の西側を通ると、県内の大部分は風の強い右半円の中に入り、風害が多くなるのです。
　また、合風には特に雨の多いものと、比較的雨は少なく、風が強いものとがあって、雨台風、風台風などと呼ぶことがあります。　伊勢湾台風は雨台風、室戸台風は風台風だったわけです。

　これらの大雨による災害とは反対に、干ばつによる被害も無視できません。
　昔は飢饉を誘発し、餓死者を出すこともありました。
　現在ではダムが建設されて悲惨な事態はまぬがれてきているとはいえ、毎日の飲み水にことかくことも起こり、特にびわ湖の水位低下は漁業に打撃を与え、びわ湖周辺の工業用水や下流府県の水需要に影響します。
　一九三九年と一九六二年は最近では特に厳しい干ばつのあった年でした。
　びわ湖の水位はマイナス八〇センチメートル以下を記録しました。
　当時はびわ湖の水質はそれほど悪くはなかったのですが、現在このような事態になると、水質悪化が大問題になることでしょう。
　ましてびわ湖総合開発ではマイナス一メートル五〇センチも低下することがあるといわれています。
　ますます心配せざるを得ません。
　毎年一・四回の割合いで滋賀県に被害を発生させる台風をはじめ、集中豪雨や干ばつなど、忘れる暇がないほどの気象災害の前では、「天災は忘れたころにやってくる」という寺田寅彦博士の有名な言葉も意味を失いそうですが、けっしてそうではありません。
　人々は当事者でない限り忘れっぽいものです。
　災害はどこで起こるかわかりません。明日はあなたの身の上に起こるかもわからないのです。
　大きな災害をもたらす大雨も、びわ湖をうるおす大切な水源です。
　気象を正しく理解し、被害を最小限にとどめるようにするとともに、水資源を有効に活用するよう努力することが大切です。

　　　　　2　びわ湖にそそぐ川　top

　びわ湖にたたえられたぼう大な量の水。この水はびわ湖にそそぐ一一五本の大小の河川が、来る日も来る日も運び続けて貯えたものです。　「川を制する者、人を制する」といいます。川の営みは自然の中だけではありません。
　昔から人とのかかわり合いが大変深いものなのです。

　降水量のうちどれだけが河川水となって流れてくるかという割合を流出率といいます。
　この値は雨量によってもちがいますが、びわ湖周辺では平均七〇パーセント程度といわれています。
　滋賀県は盆地地形になってはいますが、県内のすべての河川水がびわ湖へ集まってくるわけではありません。
　一部は若狭湾と伊勢湾にも流れ出ています。
　若狭湾へ流れ出る川は今津町の水坂峠西方の山あいの天増川と寒風川です。
　伊勢湾に流れ出る川は伊吹山の南側山麓から関が原を通り揖斐川（いびがわ）に合流する藤古川です。
　これらの川とは反対に県外に降った雨水を滋賀県へ運んでくる川もあります。その代表的なものは安曇川と犬石川です。
　安曇川は京都市左京区の久多地区（京都市左京区といってもここは丹波高地の山中です）からびわ湖へ、大石川は京都府綴喜郡宇治田原地区から瀬田川に流れこんでくるのです。
　このようにびわ湖をうるおしている水は、滋賀県内の降水がほとんどですが、一部は県外に去り、また反対に一部は県外から補われながら一一五本の河川によってびわ湖へ流入し、近畿の大切な水ガメの水となるのです。

�A　湖水のゆくえ
　びわ湖は湖ですが行政上は淀川水系とよばれる大きな流域の一部、すなわち河川の一部とみなされています。
　いわば天然のダムのようなものなのです。
　といってもびわ湖の流域面積は淀川水系流域面積の約半分を占めています。
　また、淀川水系は支川の数が七一一もあり、これは日木一ということになります。
　びわ湖に貯えられた水は瀬川川から流れ出し京都府の宇治で宇治川となり、さらに下流で桂川、木津川と合流して淀川となって大阪湾へと流れ出します。
　びわ湖からの流出は瀬田川以外に京都市の水源として、大滓市の長等山の下をトンネルでくぐり抜けていく「疏水」がありますが、これも最終的には淀川へ合流します。
　このようにびわ湖の水は瀬山川や疏水から流出し、一方では各河川から河川水が流入しますから湖水は常に少しずつ入れ替わっています。
　ではびわ湖の水が全部入れかねるには何年ぐらいかかるでしょうか。
　びわ湖の全水量は二七五位トンで、瀬田川からの流出量は一年間に五二億トンです。
　単純に割り算をすると五・三年になりますが、実際には湖へ流入した河川水は湖水と混合してしまいますから、こう簡単には計算できません。
　湖水と河川水が完全に混合するとして、もう少し複雑な計算をしてみますと、湖水の九五パーセントが出ていくのに一九年以上もかかることになります。
　ですから、一度汚されたびわ湖をきれいなびわ湖に戻すには長い年月を要するのです。

　この時、川底に窪みや割れ目があると石ころが底にひっかかったり水の流れに渦ができたりして、石ころがその場所にとどまりゴロゴロ動くだけになります。
　そして岩床をすりへらして現在目にするようなポットホールに成長するのです。
　大きなポットホールができるまでには、いくつもいくつもの小石がすりへってしまうことでしょう。
　こうした流水と小石の働きが何百年、何千年と積み重なって、硬い岩石に穴をあけていくのです。
　さらにこの働きが岩床をけずり、えぐって峡谷を作り出すもとにもなっていくのです。

　そしてめずらしいことにこの田川は高時川の下をくぐり抜けているのです。
　かつて田川は高時川に合流していましたが、高時川と姉川は田川にくらべて運搬・堆積作用が大きくて河床がだんだん高くなり、田川の水が高時川に流れこむことができず、反対に高時川の水が田川の方へ逆流するようにさえなりました。
　特に洪水の時など田川の流域の人々は排水に苦労し、水害になやまされました。
　このため江戸時代の末、一八五六年に高時川の下にトンネルを掘って田川の水を直接びわ湖へ流れ出るようにしました。
　その後二回にわたり大改良や修理が加えられ現在にいたっています。
　このような通水のためのトンネルをカルパートといい、田川カルパートの名で親しまれています。
　河川は自然のままでは広い氾濫原をつくり、自由奔放に流路を変えて流れるものです。
　しかしそこに人間が生活しようとするとこれでは困ります。
　そこで堤防が築かれたり、カルバートが掘られたりするなど、流れを規制するようになってきたのです。

�E　人が作った天井川
　家の屋根よりも高い所を川が流れたり、川の下を鉄道や道路が通り抜けているといったような風景が近江盆地のあちこちによく見られます。
　このような河川を天井川といいます。特に草津川は全国的に知られています（びわ湖周辺地図参照）。
　草津川は草津市の市街地の真中を屋根よりも高く横切っています。
　この草津市は東海道と中仙道の分岐点にある宿場町として古くから栄えた土地です。
　かつて参勤交代のお毆様たちが一夜の宿にした「草津本陣」が今もほとんどそのまま残されていますが、なんとその場所は草津川の高い堤防の真下近くにあるのです。
　最初からこんな物騒な場所にお殿様の泊る宿を作ることはまず考えられないことです。
　また草津の街が高い堤防をはさんで両側に発達していることも不自然です。江戸時代は草津川の左岸（南側）が宿場のあった草津村、右岸が大路井村でした。
　こうしたことから草津川は少なくとも江戸時代には今のような天井川ではなく、明治時代になってから、すなわち一〇〇年ぐらい前から天井川になってきたものと考えたくなります。
　明治の初めごろまでは、県下各地の山林は乱伐で荒され、いたる所がハゲ山の状態であったようです。
　草津川の上流、田上山地域も同様で、すっかりハゲ山の荒地となっていました。
　現在は柏林が進みハゲ山も緑の山に姿を変えつつありますが、今だにハゲ山の名残りが目につきます。
　特にこの田上山地域はカコウ岩の風化地帯ですから河川の浸食に弱く、カコウ岩の砂レキがどんどん運ばれていき、中・下流の河床が高くなり洪水をくり返すようになったものと考えられます。
　政治が安定し、人口も増加してくるとこうした河川の改修が行われ、堤防が増強され洪水がくい止められるようになりました。
　しかし氾濫が止まると、運ばれてきた土砂は河床へたまる一方で、ますます堤防のかさ上げが必要になってきます。
　このようなことのくり返しで現在の天井川ができ上ってきたのです。

　　　　3　びわ湖の水　top

　びわ湖にたたえられた水は、その大きな器の中で静かに泯るだけではありません。洪水をひきおこし、ゆれ勁き、うごめいて私たちにびわ湖の偉大さを訴えてきます。

　このため住む家、食べ物に困った人たちは、「口べらし」の目的で子供を京都などへ奉公に出すなど、大変な苦労をしました。　大津市の坂本や石場などの町角に当時の洪水位を示す石柱が立てられています。

�A　びわ胡の水位
　滋賀県災害史によると、びわ湖周辺はたびたび大洪水に見舞われていたことがわかります。
　一八九六年の洪水を機会に瀬田川のしゅんせつや洗ぜきの建設がなされ、水位の調整が行われるようになって、現在ではびわ湖の洪水の規模も回数も少なくなっています。
　しかし、淀川流域での水害要の増加の問題が加わり、びわ湖の水位は世人の注目の的となってきました。
　現在、びわ湖の水位は、大津市鳥居川（川の名前ではなく地名）量水標のプラスマイナスゼロの湖水面の高さを常水位として示すことになっています。
　この水位ゼロの点は、ちょうど大阪湾における平均最低海本面より八五・六一四メートル高い点にあります。
　たとえば、あるときの鳥居川量水榴の目盛で水面がゼロ点より一〇センチメートル高ければびわ湖の水位は、プラス一〇センチメートルであるといい、ゼロ点より七センチメートル低ければびわ湖の水位はマイナス七センチメートルであるといいます。
　水位を測定する水位計は、鳥居川のほか彦根、片山、高島、堅田、三保ヶ崎に設置されていて、それぞれの場所で水位の変化を連続的に測っています。

　たとえば、びわ湖の夏の水位を洪水にそなえてプラスマイナスゼロに保ち、十、十一月にはプラス三〇センチメートルに高め、冬の渇水期には発電用として一定量の水を計画放流し、マイナスに下がった水位を春の雪解け水でプラスに回復させるようにしています。

　また、水は熱を伝えにくい物質ですから、ますます深層水の水温が上がりにくくなります。
　こうしてびわ湖の深層では夏でも水温が七℃という天然の冷蔵庫となっているのです。

�C　年に一度湖水はまじり合う
　右上の表は滋賀県水産試験場で行っているびわ湖の水温観測の資料です。
　この資料から深さ別の季節変化をグラフにしたのが左図です。
　この図からわかるように、表面は季節変化が大きく、はっきりしています。
　しかし、深くなるにつれて季節による最高水温と最低水温の差は小さくなっていき、水深五〇メートルより深いところでは変化はほとんどみられず、年間を通じてほぼ一定になってきます。
　次に最高水温があらわれる時期を見ると、その時期は深さが増すにつれてしだいにおくれてくることがわかります。
　このことは、湖面で吸収された太陽熱が深水層へゆっくりと伝わっていくことを示しているのです。
　また、このことは水温躍層と関係があるのです。
　春になって日射が強くなってくると、湖水の表面の水温が上昇しはじめます。
　そのため冷たい深水層との間に水温躍層ができはじめます。
　七〜八月には水温躍層は非常にはっきりしたものになります。九月に入ると表面では水温が低下しはじめます。
　表面で冷やされた水は重くなってしずみ、対流が生じます。はじめは表面近くだけで循環していますが、しだいに深部まで伝わっていきます。
　そして、一〜二月には湖底にまで達します。
　すなわち、この時期はびわ湖の水全体か年に一度まじり合う時期だということができます。
　この時期を「循環期」といいます。

　そこで能率の面から、びわ湖ではもっぱら漂流板が使われています。
　また、湖流の全体像を知るために漂流びんが使われることもあります。
　「ヤシの実」が、プラスチック板を四枚十字に組み合わせた漂流板や、空瓶にはがきを封入した漂流瓶にかわっただけと考えればよいでしょう。
　漂流びんでは表面の水の流れだけしかわかりませんが、漂流板のほうは、つり下げるロトフの長さを調節することにより深さが自由に変えられよすから、深層水の流れも測ることができます。
　漂流板が湖中に入れられると、ロープにつないだ識別用の小さな旗を陸上から二つのトランシットで同時にみながら追跡する方法や、漂流板の他にもう一つの基準ブイを設けて基準ブイに対する漂流板の相対的な位置の変化を船上から測定する方法がとられます。
　こうして求められた漂流板の流跡から湖流がわかります。
　このほかにも、電波の反射を利用した電波ブイ、ある深さの流れの方向や流れの速さを自動的に磁気テープに記録する自記流向流速計なども使われています。
　このように流れを直接測る方法とはちがって、水温を測り、水温の分布状態から湖流を求めるという方法もあります。
　これはちょうど気圧配置から風を調べるのと同じです。

　このことは気圧配置で言えば、高気圧や低気圧のまわりに吹いている上空の風（地衡風）と同じようなもので、高温部は高気圧に、低温部は低気圧にあたります。
　水温分布の観測は湖流を直接測るよりも、はるかにスピ上アイにできます。
　このため、環流の二つあったり三つになったりすることや、その発生する位置もちがうことがわかってきました。

�H　ゆれ動く湖水 　吹き上せられた湖水は、風が弱まるとともにしだいに元へ戻りはじめます。 　このときの鳥居川、堅田、片山での水位の変化の記録が右の図です。 　これを見ると、水位が上がったり下がったりしながらだんだんと水位の変化の幅（水位の振幅といいます）が小さくなっていることがわかります。 　すなわち湖水は、びわ湖北部から南部へ単純に一回きりでもどるのではなくて、何回も往復運動を繰り返しながら、元の状態に戻っていくのです。 　これはちょうど洗面器や風呂桶の中の水をゆさぶったときに生ずる振動と全く同じ現象です。 　このような湖面の振動を（静振＝セイシン）」と呼んでいます。 　びわ湖では、ゆれ動く速さもゆっくりとしたもので、その周期は四時間もかかります。 　こんなに長い周期の静振がおこる湖は日本には他にありません。 　しかし、この静振による湖水位の振幅はびわ湖では通常数センチメートル程です。 　このような静振は風が吹き続いたあとなどによくみられます。

�I　うごめく湖水
　びわ湖岸の近江舞子や萩の浜など多くの水泳場には、夏になると毎年何十万人という人たちが訪れます。
　その楽しい光景の裘には悲しい水の犠牲者が少なからずあることもかすれてはなりません。
　その原因の多くは、準備運動の不足や酒を飲んでの無謀なものですが、もう一つの原因は、水泳場の岸近くへ二〇で前後の冷水塊が浸入してくることです。
　この冷水塊のためにショック死するのです。
　なぜ、そのようなことが起こるのでしょうか。この水の正体は何なのでしょう。
　前述の静振は通常数センチメートルの湖水の振動にしかすぎませんでしたが、実は、びわ湖の奥深くでは大変なことが起こっているのです。
　水温躍層を境にして、表層水と深層水とが大きくゆれ動いているのです。
　あたかも巨大な水塊獣（？）がうごめくように……。

　風がやみ、このような賑層の傾斜を支えていた風の力がなくなると、躍層は元の水平の状態にもどろうとして、表層水は南向きに、深層水は北向きに流れ始めます。
　ひとたび流れ始めると勢いがつく（慣性）ため、躍層が水平になったあとも流れ続け、今度は躍層が南向きに傾くことになります。
　こうして大規模な躍層の振動が生じるのです。このような現象を内部静振と呼んでいます。
　このような躍層を境にした表層水と深層水の動きを模式図で示しだのが左側の図です。
　躍層が水平になったとき（c,ｇ）は湖水の流れが最も速く、毎秒一〇センチメートルになることもあります。
　びわ湖での実際の内部静振では、びわ湖の長軸方向である南北方向ばかりでなく、それに直交した東西方向にも湖水がゆれ動くなど非常に複雑で、さながら「うごめいている生物」を想像させられます。
　このような振動の主要な周期は数十時間という非常にゆったりとしたもので、びわ湖の広大さを感じさせられます。
　内部静振による鰥層の動きは湖周辺部で大きく、中央部では動きません。
　特に南北両端部では最も大きく動き、その上下の振れの幅は普通五メートルぐらいですが、ときには二〇メートルにもなるときがあります。
　このようなときには冷たい深層水が湖岸近くまで上がってくることがあります。
　これが水泳客を脅かす冷水塊の正体なのです。

�K　和歌に詠まれたびわ湖の氷
　今から七〇〇〜八〇〇年前の鎌倉時代も大変寒い時期だったようで、当時編集された「新古今集」の中に次のようなびわ湖のうたがあります。

　志賀の浦というのは南湖の西岸、大津市の唐崎のあたりのことです。
　また、有明の月というのは明け方に出てくる新月前の月のことです。
　夜がふけて気温が下がるにつれて湖岸から氷が張りだした。
　このため今まで岸辺に寄せていた波が沖へ退いていった。
　やがてすっかり凍てついた明け方近くなって、遠くに退いた波間を照らすように月が出てきた、というような情景をよんでいます。
　このようにこの和歌は、湖の氷がどのように張っていくかを教えてくれます。

�L　底冷えする南湖 　びわ湖が結氷した一九六三年をはさんで前後三年間、びわ湖の一斉観測が行われていました。 　その時の記録から北湖と南湖のそれぞれ全域の平均水温を求めたのが下の表です。 　この表から北湖と南湖のちがいをみてみましょう。 　水温の鉛直分布のところで述べたように、冬は表層と深層との水温差はほとんどありませんが、夏には差が大きくなります。　しかし、南湖の方は北湖ほどの大きな水温差にはなりません。 　これは南湖が深い所でも七メートルほどしかなく、南湖の水にちょうど上下の温度差が小さい北湖の表層水に相当するためといえます。 　一九六三年の一月の南湖の水温は北湖よりかなり低くなっています。

　また、一九六四年の一月の場合もその傾向はありますが、前者ほどではありません。
　このことから、一九六三年の一月がいかによく冷えたかがわかります。
　また、北湖の冷え方よりも南湖の冷え方の方が大きくなっていることもわかります。

�M　浅い湖ほどよく冷える 　ではどうして南湖の方がよく冷えるのでしょうか。この問題を考える前に他の湖について調べてみましょう。 　上の表は関東以北で通常は全面結氷しない湖と、同以南で全面結氷することが多い湖との例を示したものです。 　長野県の諏訪湖では全面結氷するというのに、北海道にも結氷しない湖があるということに驚かされます。 　この表から結氷しやすい湖は、結氷しにくい湖にくらべて狭くて浅いという共通点があることがわかります。 　湖水の冷え方については水温のところで述べたことをもう一度思い出してください。 　湖の表面で冷えた水は重くなって沈み、内部の水と混合しますから深い湖ではなかなか冷えきりませんが、浅い湖ではすぐ冷えきってしまうことになります。

　しかし、このような対流によって冷えるのは水温が四℃になるまでで、四℃以下になるとかえって水の密度は小さくなりますから対流はストップしてしまいます。
　ですから四℃からあとは湖の深さに関係なく、表面からじわじわと冷えていき、ついには結氷するようにもなります。
　湖が結氷するまでにはこのように四℃の水温を境に二段階の冷え方をたどりますが、たとえ四℃以下に冷えてきても、広い湖では波浪や湖流などによって湖水が混合され、表面水温は下がりにくくなります。
　以上のことから、最大深度が一〇四メートル、海洋なみの波浪が生ずるような広いびわ湖の北濔は冷えにくいが、南湖の方は八メートルの深さしかなく、面積も北湖の約十一分の一しかありませんから、北湖にくらべて冷えやすいことがわかります。

　この流入量は滋賀大学湖沼研究所の計算によると一日に一〇〇万トンにもなるとのことです。
　北湖には環詭がありますから、いったん流入した汚い水は湖流に乗って広がります。
　つまり、南湖を汚すことはびわ湖全体を汚すことになるのです。