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土壌の物理性第 142 号

令和元年 7 月 20 日発行（年 3 回発行） 昭和 45 年 7 月 31 日

学術刊行物承認

土壌の物理性Journal of the Japanese Society of Soil Physics

土壌物理学会Japanese Society of Soil Physics

ISSN 0387-6012

第142号
2019 年 7 月

土壌の物理性
第 142 号目2019 年 7 月

次

巻頭言

足立泰久

...

1

...

5

広田知良

...

13

釘﨑佑樹 · 大石雅人

...

25

...

35

会務報告

........................................................................

37

編集後記

........................................................................

41

寒冷地 · 凍土特集
研究ノート
凍結をともなうオホーツク網走地域の農地における土壌水分の季節変動の特徴
鈴木伸治 · 佐伯ともみ · 伊藤博武 · 渡邉文雄

総説

北海道における土壌凍結の農業への利活用を支えた観測手法と観測
結果

解

説

地盤凍結工法のための凍上試験

土粒子
土壌調査 · 分類 · 情報の研究からみた土壌物理性の情報
神山和則

表紙写真の説明（上左）東京農業大学網走寒冷地農場における冬季（2 月）の降水量，地温，体積含水率，マトリックポ
テンシャルのモニタリング調査．詳しくは，今号掲載の「凍結をともなうオホーツク網走地域の農地における土壌水分の季節変動の特徴」をご参照ください．（上右）断熱作用のある雪を氷点下の条件下で縞状に除雪や再集積させて土壌凍結を促す「雪割り」と（下右）圧雪によって雪の熱伝導を高めて土壌凍結を促進させる「雪踏み」．詳しくは，今号掲載の「北海道における土壌凍結の農業への利活用を支えた観
測手法と観測結果」をご参照ください．（下左）稲荷山黄土と（下中）藤森粘土を用いた一軸凍上試験．
供試体中の凍結面に平行に入った多数の黒い筋は，凍結面へと吸い寄せられた水が氷の層（アイスレンズ）として析出したもの．詳しくは，今号掲載の「地盤凍結工法のための凍上試験」をご参照ください．

第 17 回（ 2019 年度）
土壌物理学会賞（論文賞）候補の推薦（公募）について
土壌物理学会では，下記の要領で学会賞候補（推薦）を公募いたします．
学会賞種類：論文賞
対 象 論 文：2018（平成 30）年度に「土壌の物理性」（第 139，140，141 号）に掲載された論文（original paper）
推 薦 期 限：2019（令和元）年 8 月 30 日（金）必着
推薦書に必要事項をご記入いただき，学会事務局（spsyomu@ml.affrc.go.jp）までお送り下さい．推薦書様式は，学会ホームページ「学会賞」タブ http://js-soilphysics.com/prz 下部の “論文賞推薦書” をダウンロードしてご記入願います．
表

彰：2019（令和元）年 10 月 26 日（土）2019 年度大会にて

2019 年度土壌物理学会大会のご案内

日 時：10 月 26 日（土） 9:00 ∼ 17:45
場 所：筑波産学連携支援センターつくば農林ホール（つくば市観音台 農林研究団地内）
参加費：3,000 円（要旨集代として．ただし，学生会員は無料（大会当日に学生会員の入会手続を行った場合を含む））

シンポジウムのプログラム，情報交換会，昼食弁当の申し込み方法等は，8 月 16 日までに土壌物理学会ホームページ（https://js-soilphysics.com/conf）上に掲載します．

1. 開会 · 事務連絡 つくば農林ホール

9:00 ∼ 9:10

2. 第 61 回シンポジウム
テーマ「土壌 · 水環境のサステナビリティとコロイド界面現象」
総合司会 小林政広 副会長 · 大会実行委員長 森林研究 · 整備機構森林総合研究所（第 1 部）

つくば農林ホール（1）導入講演

9:10 ∼ 10:50

土壌 · 水環境のサステナビリティに関わるコロイド界面科学の可能性
足立泰久 会長 筑波大学生命環境系（2）多雪重粘土地帯の水田転換畑における懸濁物質およびリンの暗渠流出
鈴木克拓 農研機構中央農業研究センター（3）雨滴測定から見えてくる葉や枝での雨の振る舞い
南光一樹 森林研究 · 整備機構森林総合研究所（第 2 部）

つくば農林ホール

15:30 ∼ 17:45（4）農用地における有害化学物質の汚染対策と土壌コロイド界面現象の関わり
牧野知之 東北大学大学院農学研究科（5）機能性微生物が関与した鉱山跡地 · 自生植物の重金属耐性機構
山路恵子 筑波大学生命環境科学研究科
総合討論

司会

小林幹佳 筑波大学大学院生命環境科学研究科
赤羽幾子 農研機構農業環境変動研究センター

3. 土壌物理学会総会 つくば農林ホール 11:15 ∼ 12:15
総会では，土壌物理学会賞（論文賞）の授与を行います．

4. ポスター · セッション 第 4，5，6 会議室 13:15 ∼ 15:15
ポスターは，13:00 までに所定の位置に掲示してください．
発表者は，学会員のみとします．土壌物理学会発表要領に基づいて作成した発表要旨::::::::::::（A4，2 ページ（200 字程度の研究紹介を含む），pdf 形式）を，学会ホームページ（https://jssoilphysics.com/conf）へアップロードして下さい．::::::::::::::::::::::::::::::::::::::
8 月 26 日（2 ヶ月前）受け付け開始，
9 月 26 日（1 ヶ月前）締切です．
::::::::::::::::::::::::::::
5. 企業展示

第 4，5，6 会議室

6. 情報交換会

レストラン（展示ミニ紹介

つくば農林ホール

自然味工房（筑波ハム）

10:50 ∼ 11:05）

19:00 ∼ 21:00

7. 大会会場への交通手段· JR 常磐線牛久駅西口 4 番乗り場から関東鉄道バス「谷田部車庫行」，「筑波大学病院行」，「生物研大わし行」のいずれかに乗車，「農林団地中央」で下車．
· つくばエクスプレスみどりの駅から関東鉄道バス「農林団地循環」に乗車，「農林団地中央」で下車．
· つ く ば エ ク ス プ レ ス つ く ば 駅 か ら つ く バ ス 南 部 シ ャ ト ル に 乗 車 ，「 農 林 団 地
中 央 」で 下 車 ．く わ し く は ，筑 波 産 学 連 携 支 援 セ ン タ ー HP を ご 覧 く だ さ い ．
http://www.affrc.maff.go.jp/tsukuba/top/outline/access.html
問い合わせ先:2019 年度土壌物理学会大会実行委員長 小林政広
〒305-8687 茨城県つくば市松の里 1 森林研究 · 整備機構森林総合研究所
電話 029-829-8228 E-mail: spmt2019@ml.affrc.go.jp
8. 農業農村工学会土壌物理部会研究集会（土壌物理学会 共催）
日 時：10 月 25 日 (金) 午後
場 所：つくば農林ホール（つくば市観音台 農林研究団地内）
テーマ「土壌 – 根 – 植物 – 大気：根圏の水 · 物質動態と作物モデル（仮）」話題提供者 （予定）中野聡史 農研機構農業環境変動研究センター
信濃卓郎 北海道大学大学院農学研究院
坂井 勝 三重大学大学院生物資源学研究科
問い合わせ先：農業農村工学会土壌物理研究部会事務局〒113-8657 東京都文京区弥生 1-1-1
東京大学大学院農学生命科学研究科生物 · 環境工学専攻 環境地水学研究室
西村 拓，濱本昌一郎
TEL 03-5841-5350，5351 FAX 03-5841-8171
E-mail: nnspbukai@gmail.com
Web： http://www.jsidre.or.jp/dojou/

会費納入のお願い
土壌物理学会事務局
時下ますますご健勝のこととお慶び申し上げます．当学会の会費は学会会則第 5 条に定められていますように，所定の期日までに納めていただくこととなっております．各位におかれましては，今年度（令和元年度）の会費を納入していただきたく，お願い申し上げます．ご多忙の折りとは存じますが，9 月末日までに入金していただきますよう，宜しくお願い申し上げます．
記

1. 会費の区分は，正会員 5,500 円，シニア会員 3,000 円，学生会員 3,000 円，賛助会員 22,500
円，講読会員 7,500 円となっております（学会会則第 5 条）．
2. 同封の振替用紙をご利用のうえ，会費をご入金ください．なお，誠に恐れ入りますが，手数料は各自でご負担ください．
3. 会員登録データ等の変更は，通信欄にご記入ください．
4. 前年度未納の方につきましては，今年度分と併せてご入金ください．また，通信欄にはその旨ご記入ください．
5. すでにご入金済みの場合は，お手数ですが送金月日と送金方法をお知らせくださいます
よう，お願いいたします．
6. 何かご不明の点等ございましたら，会計幹事の西脇までご連絡ください．

問い合わせ先:土壌物理学会事務局（会計幹事）〒300-0393 茨城県稲敷郡阿見町中央 3-21-1
茨城大学 農学部 地域総合農学科 西脇淳子
電話 029-888-8591 E-mail: spkaikei@ml.affrc.go.jp

「土壌の物理性」閲読者氏名の公表とご協力へのお礼
土壌物理学会編集委員会
学会誌「土壌の物理性」は，1959 年（昭和 34 年）の創刊以来，今号で 142 号を迎えます．
「土壌の物理性」の編集 · 発行に際しては，とりわけ閲読者の方に多大なご協力をいただいています．
土壌物理学会編集委員会では，閲読者への謝意を表すべく，ここに 2017 ∼ 2018 年度（平成29 ∼ 30 年度）に閲読をお引き受けいただいた方の氏名を公表（五十音順 · 敬称略）致します．
今後とも，編集業務へのご支援，ご協力を賜りますよう，お願い申し上げます．

飯山

一平

加藤

千尋

北川

巌

小島

悠揮

小林

幹佳

三枝

俊哉

坂井

勝

澤本

卓治

清水真理子

鈴木

伸治

塚本

康貴

中川

進平

中野

恵子

中村

和正

中村

公人

中村

貴彦

丹羽

勝久

橋本

聖

橋本

洋平

早川

敦

笛木

伸彦

宮丸

直子

宮本

英揮

武藤

由子

森

裕樹

矢崎

友嗣

渡辺

晋生

弓削こずえ

原田鉱一郎

注） 投稿原稿と依頼原稿を対象とする．但し，「土粒子」「書評」およびシンポジウム
総合討論の紹介原稿は除く．

J. Jpn. Soc. Soil Phys.
土壌の物理性No. 142, p.1 ∼ 3 (2019)

二元論を超えて— 基礎を固めて展開しよう —足立泰久 12019 年４月より会長に就任しました足立です．正直に申し上げますが，私はこれまでの経緯から本会に対しては完全に積極的であったとは申しあげられません．しかし，引き受けた以上，石黒前会長の方針を継承し一生懸命やる所存です．新会長として，というよりはむしろ一会員として，私のことをご存知ない方々に，まず個人的な遍歴について紹介させていただき，改めて考えたことにいくばくかの抱負を加え，挨拶にしたいと思います．
土壌物理学という言葉を知った学部学生のころを振り返りますと，大学院の入試の前に，「土壌物理も勉強しな
いと」と，指導教員にもらしたところ，「そんなものは勉強しなくていい」ときっぱり言われたことを思い出します．学部学生にとっては生協の書籍に並んでいる八幡敏雄先生の「土壌の物理」，山崎不二夫先生の「農地工学（上，下）」，土壌物理研究会編「土の物理学」などが，農業土木を主張する貴重な教材だったわけですが，指導教員の発言で，私はこの界に「土」と「水」いう二元論があることを学んだのだと思います．そのころ，土の研究室に入った友人たちは，蒸発とか，伝熱とか，凍結とか，溶質移動とか，いわゆる土壌物理学の実験を喜々としてやっているように見え，生のデータをとって研究する姿がすこしまぶしく見えたように記憶します．しかし，明確な意識も持たずろくに勉強をしていなかった自分の意識は漠然とですが，研究者というよりは技術者，エン
ジニアリングの方向に向いていたように思います．その後，石油プラントのエンジニアリングの会社に就職し，建設工事やプロセス機械の仕事を始めましたが，技術開発を日常的に伴う設計現場では API（American Petroleum
Institute（米国石油協会））や ANSI（American National Standards Institute（米国国家規格協会））で蓄積されている技術の標準仕様書が整備されており，その基礎にはエンジニアリングサイエンスと呼ぶべき長い年月の試行錯
誤の結果作られた膨大な知識体系があることを知りました．おそらく，標準仕様書は農林水産省では設計基準に相当し，思考錯誤は農業現場の経験や農林水産省の研究機関や大学で行われている研究に対応するものだと思います．入社後間もなく Upstream と呼ばれる会社の新規分野の講習会に 2 週間缶詰めにされ，石油資源の探査，掘削，回収法などについて体系的に学ぶ機会がありました．日本には石油資源が殆どないので，石油メジャーと呼ばれる巨大資本が背後にある Upstream に関する技術に触れる機会はあまりありませんが，石油を水に置き換え
ると Upstream の基礎は，地下水の電気探査法，プリュームの形成のメカニズム，移動のシミュレーション，不飽
和帯の移動現象，移流分散，多孔質体中での界面置換など結びつき，それらは数学的構造から農業土木や土壌汚染の基礎と共通するものだと直ぐ理解できました．企業での技術者としての経験は決して長いものではありませんでしたがそこでの様々な経験を通し，修士論文で農業土木試験場の大井節男さんから指導を受けた畜産廃水，
集落排水，さらには公害防止に関する自然を相手にした思考錯誤から抽出されたコロイドの凝集に関する研究がかけがえなく大切なものであることを確信するようになりました．再度，基礎を固めることを決断して博士課程に進学しました．博士課程に入学してからは，研究よりも流体力学，偏微分方程式，乱流，物理化学のテキストを読んで理解し演習問題を解くだけのセミナーを組織することに多くの時間を費やして過ごしていましたが，博士修了時にはタイミングよく筑波大学の助手に採用してもらうことができました．
助手になりたての時分は授業のオブリゲーションは 3 学期制の 2 学期に開講されていた週 1 回の水理実験だ
けで，今にして思えば天国のような贅沢で自由な時間の使いかたをさせていただきました．因みに当時のつくばは研究学園都市とは言え，まだ陸の孤島のような状態で，構内にもいのちの電話の張り紙が目立っていたように記憶します．しかし，不便で少し寂しい状況ではあったけれども，研究学園都市の中での結束の機会は今よりあったのではないかと思います．私たちは毎週茨城大学農学部の黒田久雄さん，中石克哉さんとひたすらアトキ
ンスの問題を解くだけの勉強会をつづけ，ラテックスの合成法を教わりにいった界面化学の古澤邦夫先生は，先生が土曜日に行っていたセミナーに「是非出るように」と，私を誘ってくださいました．古澤先生は東京教育大
学光学研究所でタングステン酸ゾルが示す虹彩色を解析し，DLVO 理論を実証し学位を取得された方ですが，セ
1 筑波大学大学院生命環境科学研究科

2

土壌の物理性第 142 号

(2019)

ミナーには，化学の学生さんだけではなく，物質工学系の先生やその学生さん，電総研，計量研，化技研など工業技術院の研究者やつくばに居を構える民間企業の研究者も参加していました．古澤先生は特に Overbeek 先生のお弟子さんであるワーヘニンゲン農業大学の Lyklema 先生を大変尊敬されており，国際会議に来日された先生を私に紹介してくださいました．コロイド科学を学ぶだけならば，他にもいろいろな選択肢がありましたが，農業大学で研究室を主催されているというノスタルジックな思考も働いて，在外研究員の順番が回ってきたとき
Lyklema 先生のもとへ留学することにしました．

Lyklema 先生のラボ（ラボは日本の大学の研究室よりは大きく小さな学科程度の単位）はかつて Bolt 先生が教授をされていた土壌化学のラボと同じ建物で入口を挟んで反対側に位置し，その建物の南側には食品物理のWalstra 先生のいるビルがあり，それぞれの研究室と共同で博士課程の学生を指導する Ph-D プロジェクトも行われていました．また，その他にも紙パルプ，微生物，タンパクの吸着などと交流している Ph-D プロジェクトもあり，コロイド界面化学の視点を通してラボには農業大学の様々な情報が集まっていました．当初は，博士課程の Ph-D Student が 20 名，スタッフを入れると 50 名を超す陣容でその活気に圧倒されましたが，後にオランダの研究室がすべてこうではなく，その状態は Lyklema 先生がユトレヒトの Van’t Hoff 研究所から赴任して 25 年かけ，花開いたものであることを知りました．研究課題は電気二重層の緩和や高分子吸着などコロイド分散系と界面科学の基礎理論的なものから，土壌，食品，紙パルプ，微生物，などへの応用を扱ったものに大別はできまし
たが，両者に明確な境界はなく，むしろ応用と基礎が入り乱れながら走っていたようにとれました．ワーヘニン
ゲンでは，偶然にも同じ在外研究員で留学中であった元会長の波多野先生にお会いしました．教会広場のカフェ
で農業大学がワーヘニンゲンに立地した理由（ここを中心に自転車で行ける半径 10 km の円を描くとその中でオランダの典型的な土壌類型を網羅できるためであること）や，ワーヘニンゲンには土壌地質，土壌化学，土壌物理など soil を冠するラボがいくつもあること，この周辺の地下水汚染は過放牧によるものだが，関連する研究はレーザーによる空気中のアンモニアの物理的な測定原理から疫学調査に至る総合的なスケールで行われていること，そうした背景には農業が外貨を稼ぐ産業に位置づけられ食糧自給率 300 % があること，などを語りあって教えていただいたことが印象に残ります．波多野先生は一つの基礎があればそれを中心にあらゆることに扇を拡げるように展開するとオランダのサイエンスを表現されましたが，まさにその通りだと思いました．ただ，ワーヘ
ニンゲンでの私にとっての最大の収穫は日本で勉強した乱流の知識（彼らにないもの）がコロイド界面科学の中で本質的に役に立つことを確証できたことと，農学部にコロイド界面科学の専門研究者集団があることの有益性（我々にないもの）をまのあたりに見たことではないかと思います．
1 年足らずの滞在で，タイムマシンに乗るかのようにまたつくばに戻ってきましたが，数学演習の授業が増えたくらいで相変わらず自由な時間が残っており，大学院に進学してくれた学生たちと物理化学の勉強のセミナーをして過ごすことができました．私にとってアトキンスは 3 度目になりましたが，3 度目にしてとうとう量子力学まで網羅でき，その時は一緒にやった若い学生さんのエネルギーのすばらしさを実感したと言えます．高価な機械はなくても，やる人と場所と時間があることが重要で，物が少しずつそろっていくプロセスを感動しながら経験することが如何に大事なことか，身を持って学んでいたのではないかと思います．また，つくばでは，同世代に農工研に石黒宗秀さんや安中武幸さん，原口暢朗さんがおられ，ことあるごとに集まってセミナーをすることができました．特に思い出に残るセミナーは，溝口勝先生のよびかけで，亡き石田智之先生，藤井克己先生ら何人かであすなろセミナーというコロイドの集まりを開始し，それは大きな志があったにも関わらず 1 回で終わってしまったこと，乾燥地研究センターに滞在されていたイスラエルの Scheinberg 先生を岩田進午さんがつくばに呼んでくださりセミナーをし，その夕方は岩田さんの家でごちそうしていただいたこと，夏の暑い盛りに
ERATO（Exploratory Research for Advanced Technology（新技術事業団戦略的創造研究推進事業））の永山タンパ
ク集積プロジェクトの研究員だったブルガリアの物理学者 2 名を招いて濡れに関する難解な内容の勉強会を 2 日
間かけてやったこと，そのときにあつまった学生さんと招待者の食費は大林組の杉本さんに工面して出していただいたこと等です．自分で組織しておきながら，どこまで内容を理解できたかははなはだ怪しいのですが，これらの非公式な自己流の活動は，昨年本誌にも紹介しましたリサーチユニットのサマースクールへ発展し，コロイ
ド界面の研究グループ形成につながる大切な肥やしになったと言えます．
土への転機は 2003 年ごろに訪れたと思います．筑波大学で土のグループの 2 人の助教授の先生が相次いで転出し，土の物理学 20 回の講義をいきなり持つようなりました．また，時を同じくして農業土木学会で特集にとりあげていただいていた講座「土のコロイド現象」が科研費の力も借りて出版される運びとなり，宮﨑毅会長に書評をお願いに行ったら「足立君，土壌物理学会に入りなさい．」とおっしゃられ，私は 2 つ返事で「はい」と言って，晴れてこの会の一員になりました．
そのころの私の宿題で最も大きかったものは，ワーヘニンゲンの Koopal 先生に依頼されていた，国際会議「環境汚染におけるコロイド界面現象と界面科学の取組み」（IAP（Interface Against Pollution））を開催することでした．我々のグループは日本のコロイド界面化学に地盤があるわけではないし，我々の分野はお金持ちの企業と関

巻頭言

3

わっているわけでもないし，そのプレッシャーはかなり大きいものとなっていました．しかし，相談に伺った大井節男さんは「可能だと思うしやる意味がある」と賛同され，明確な方向性と国際会議開催のノウハウを示していただきました．我々は複数あるコロイド科学関係の学会に出かけて行って環境の特集の企画をし，農業土木学
会をはじめ応用分野では基礎的なコロイドのシンポジウムをやり，微生物学や資源工学の先生に賛同を呼びかけ，5 年ぐらいかかりましたが少しずつメンバーをかき集め，会の形を作っていくプロセスを経験しました．土壌微生物学の服部勉先生に来ていただいて講演をしていただいた時，先生が研究者の駆け出しだった時を振り返り，「土壌学の本にも微生物学の本にも自分の知りたいことが書いてなかった．」と言って講演をはじめられたことを思い出します．こうしたセミナーを繰り返し，必死にやりましたが，関係した皆の協力でとうとう手作り感
丸出しの素晴らしい京都会議（IAP2008）を開催することができました．この会議には土壌学や土壌物理学の分野の方も多く参加していただきましたが，その後の環境面における界面科学の方向性をコロイド界面科学に関わる様々な分野の方々と共有できたことが，主催した我々にとって大きな成果になったと思っています．その後，
私の活動の軸足はコロイド界面科学の方にシフトしていましたが，研究の当初に設定していた実際の環境問題への応用展開についてはまだ道半ばの状態です．このことについては，10 月のシンポジウムでまた触れる機会を持ちたいと思っています．
さて，冒頭に述べた二元論ですが，「水」と「土」以外にも，科学と技術，実学と虚学，化学と物理，などいく
つものパターンがあります．分析のスタートは分けることから始まり，物事の理解には区別が必要，秩序を作るという意味では，二元論は不可避なプロセスと思います．しかし，一つの元の中心にいるとその心地良さにある種のテリトリーの意識を産みだし，やがて分裂の危険をはらんでいくことも事実です．言うまでもなく物事は多種多様であり，中間的な状況の中から新たな個性が生まれてきます．学会はそのような多様で多彩な個性と価値観に基づく活動があってはじめて成り立ちます．現在，日本の大学を，研究中心の大学と，技術者養成，地域密
着型など教育中心の大学に二元的に分けようという動きがあります．もし，本当にこのような二元論で大学が塗りつぶされれば，地方大学における研究はますます厳しいものになってしまう可能性があります．一方，研究中
心の大学にあっても，成果論文の数を競うことがエスカレートしていけば，Science や Nature などから遠いとこ
ろにある我々の分野はどこか隅っこに追いやられてしまう危険性すらあります．
ただ，このような危機を悲観するような声は聞こえてこない訳ではありませんが，私自身はそれほど悲観する必要はないと思っています．むしろ大事なことは，将来を見通し，今何をなすべきかを自分たちできちんと考えて実行することだと思います．それができれば，外部からの揺さぶりはある種の風景のようになり，掻い潜っていくことができます．幸い，土壌物理学会は 60 年に及ぶ歴史を持ち，これまでも数多くのユニークな研究を蓄積しています．学会誌は審査体制が確立されており，ウェブページによってオンライン化もなされています．これらは先人の努力の賜物ですが大きな財産です．また，土壌物理そのものが環境と生命が織りなす不均一系の科
学の問題そのものであり，そのテーマはサイエンスとしても今日的に大変魅力的な内容として捉えることができます．今世紀末には百億人を超すと言われている人類の食糧生産を支えるためにも，土壌物理が現在関わっている問題一つ一つに深い視点から解答を出して行く必要があります．ただし，それらは未来進行形の問題なので，実行することができなければ単なる潜在性にすぎません．潜在性を表に引き出すために二つのことが必要だと思います．一つは，会員それぞれが今持っているコンテンツを形にしていくことです．その一部は 60 周年記念の出版事業という形で実現できると思います．これから，準備して呼びかけますができるだけ多くの会員に参画していただければと思います．もう一つは，現在日本に学びに来ている留学生への対応です．これは，ポスター発表などで英語対応を積極的に配慮することで十分可能と判断しています．オーストラリアの友人の研究室を訪ねたとき，先方の教授が中国の内情を非常に詳しく分析し，優秀な Ph-D Candidate をスカウトする秘策や，教育の評価規準（何人の博士を育てたかではなく何人の留学生を自国のスタッフとして定着させたか）を説明されたことが記憶に残ります．単に論文の本数だけを評価規準にしていてはこのような国際的競争に勝つことは到底出来ないと思うので，やがて今の評価の基準も次第にこういう方向に動いていくと考えられます．少なくとも 10 年
後彼らが母国に帰り，一人前の研究者になったとき大きな見返りとなって帰ってくることに責任感をもって対応する必要があります．
このようなことで方向性が示せる 2 年間にしたいと思っています．どうかよろしくお願いします．

true TDR 土壌水分センサ

アメリカ農業・生物工学会にて年間技術革新賞を受賞(2017)

CACC-SEN-TDR315L ¥44,000(税抜)

ブレークスルーテクノロジーにより、従来大型のシステムでしか可能ではなかった真のTDR測定方式
を小型なセンサーの中に凝縮しました。事実、このコンパクトなセンサーから生の波形データを取得(*)できます。

計測項目

出力

サイズ・重量

体積含水率(0-100%)
土壌バルクEC(0-5dS/m)
地温(-20-50℃)
比誘電率

デジタル(SDI-12)

本体200Ｌ＊553Ｗ＊19Hｍｍ
150mmロッド
440g(10m cable)

TDT 土壌水分センサ
CACC-SEN-TDT¥34,000(税抜)

TDT(Time Domain Transmissometry)方式の土壌水分センサーです。メンテナンスフリーなので、長期間の連続観測が可能。消費電力が非常に小さく、コストパフォーマンスに優れているので多点、無人観測にも適しています。データロガーから生の波形データの取得(*)も可能です。

計測項目

出力

サイズ・重量

体積含水率(0-100%)
土壌バルクEC(0-5dS/m)
地温(-20-50℃)
比誘電率

デジタル(SDI-12)

本体200Ｌ＊533Ｗ＊15Hｍｍ
150mmロッド
440g(10m cable)*波形の取得を含めた計測にはCampbell社データロガーをおすすめします(弊社Webサイトにてサンプルプログラム公開中)

シンプルロガーC-CR300 ¥152,000(税抜)
自然計測のシステムインテグレータ

クリマテック株式会社
http://www.weather.co.jp

取得波形例(TDT)

本社：東京都豊島区池袋4-2-11 ＣＴビル6F
TEL 03-3988-6616 FAX 03-3988-6613

札幌営業所：札幌市東区北２２条東８丁目４－５

TEL 011-711-9921 FAX 011-711-9922

J. Jpn. Soc. Soil Phys.
土壌の物理性No. 142 p.5 ∼ 11 (2019)

凍結をともなうオホーツク網走地域の農地における土壌水分の季節変動の特徴
鈴木伸治 1 · 佐伯ともみ 2 · 伊藤博武 3 · 渡邉文雄 1

Characteristics of seasonal changes in soil water in an agricultural fieldin Okhotsk-Abashiri region with soil freezing
Shinji SUZUKI1 , Tomomi SAEKI2 , Hirotake ITO3 and Fumio WATANABE1

Abstract: Agriculture in Okhotsk-Abashiri region,
Hokkaido, Japan has been led by large-scale upland farming systems, and seasonally frozen soil has occurred inthis area. Recently, there is a concern that the hydrological environment in this region has been changing due tochanges in both rainfall and snowfall patterns associatedwith climate change. In the current study, continuous monitoring of soil water movement was undertaken in an upland field in this region during the period from July 2011
to June 2012. Particularly, this study focused on clarifying characteristics of the soil water movement caused bysoil freezing-thawing and infiltration of snowmelt water.
Dielectric water potential sensors were used for measuring soil matric potentials to derive water flux at deeper
soil depths. The annual maximum soil frost depth was
0.28 m. The maximum surface soil water content was observed immediately after surface soil melted. The magnitude of downward water flux at a depth of 0.40 m recordedin early April (freezing period) was higher than the magnitude recorded in June (non-freezing period) with large
amount of rainfall. Changes in soil water content at deeper
layer due to the soil freezing and snowmelt water infiltration were similar to changes of soil water content resulting from drying followed by rainfall infiltration in nonfreezing period. Further, it is revealed that all snowmelt
water (116.5 mm) infiltrated into the soil without ponding
before the frozen soil layer melted. The results suggest thatthe soil frost with a depth of 0.28 m observed in the current study was insuﬃcient to impede the infiltration of thesnowmelt water associated with high porosity of the soil.
Key Words : frozen soil, dielectric soil water sensor, soil
water flux, soil water dynamics, snowmelt infiltration
1 Department of Bioproduction and Environment Engineering, Faculty ofRegional Environment Science, Tokyo University of Agriculture, 1-1-1
Sakuragaoka, Setagaya-ku, Tokyo 156-8502, Japan. Corresponding author: 鈴木伸治，東京農業大学地域環境科学部生産環境工学科．
2 Kobe City Oﬃce, 6-5-1 Kano-Cho, Chuo-ku, Kobe 650-8570, Japan.
3 Department of Northern Biosphere Agriculture, Faculty of Bioindustry, Tokyo University of Agriculture, 196 Yasaka, Abashiri-shi, Hokkaido
099-2493, Japan.
2018 年 9 月 14 日受稿 2019 年 2 月 6 日受理

1. はじめに北海道の東部に位置し，オホーツク海に面するオ
ホーツク網走地域は，日本有数の大規模農業地帯であり，国内の作物生産への寄与が大きい．この地域は，年降水量が日本で最も少ない地域の 1 つであるが，近年，5 ∼ 8 月の干天発生回数の増加が報告されているとともに（早野ら, 2001），将来的にも，無降雨日の日数が増加する可能性が示されている（気象庁, 2017）．一方で，時間雨量や日雨量の大きい雨の頻度が増加しているとの報告がある（杉山 · 佐渡, 2006; 中村ら, 2009）．
またこの地域は寒冷で，冬季には土壌が凍結し，かつ積雪がある．土壌が凍結すると，透水性が低下するた
め融雪水の浸透が抑制される（Hardy et al., 2001; Iwata
et al., 2010a）．しかし近年では，気候変動の影響が冬季にも及び，オホーツク網走地域を含む道東地方では凍結深が減少し，凍土層の消失日が早期化してきている（Hirota et al., 2006; 原田ら, 2009）．そのため凍結が及んでいない下層に，より多くの融雪水が浸透するようになった（Iwata et al., 2010a; Iwata et al., 2010b）．オ
ホーツク網走地域では，融雪期の浸透水中の硝酸態窒
素濃度が 1 年のうちで最も高くなる傾向が報告されていることから（鈴木 · 志賀, 2004），上記のような気候
変動は，水文環境の変化を通した環境負荷流出の増大にも結び付くことが懸念される．今後，気候変動に対応した適切な栽培方法や土壌管理，施肥管理を検討するためには，浸透水量の定量化を含む，年間を通した
水分動態の特徴を明らかにする必要がある．
筆者らは，オホーツク網走地域の畑圃場において，凍土のマトリックポテンシャルを地温から算出し，また未凍土では誘電水ポテンシャルセンサを用いることによって，マトリックポテンシャルの通年観測を行った（鈴木ら, 2014）．その結果，凍土層の発達によって，上向きの水移動が 2 ∼ 3 か月にわたって続くこと，表土壌の物理性

6

第 142 号

(2019)

層では，土壌が凍結することによって，非凍結期よりもマトリックポテンシャルがはるかに低下（乾燥）す
ること，下層土（凍結が及ばない深さ）では，凍結期の上向きの水移動（深さ 0.35 ∼ 0.45 m）によって，非凍結期で無降雨日が連続する時期と同等，ないしはそれよりも乾燥することが明らかになった．そこで本研究では，これらの観測体制に体積含水率の観測と水移動量の解析を加えることにより，土壌の凍結と融解，および融雪水の浸透が，気候変動下における農地の土壌
水分量の変化や土壌中の水移動にどのような特徴をもたらすのかを明らかにすることを目的とした．

てセンサの較正を行った．CS616 については，センサの出力値（反射波の周期，単位は µs）と体積含水率の関係を求めて 3 次の曲線で近似した．MPS-1 については，テンシオメータと比較することによって，指数部分をセンサの出力値（電圧）の 3 次式とした指数関数で近似した（鈴木ら, 2014）．Decagon Devices（2008）には，MPS-1 のマトリックポテンシャル測定の上限値
が −10 kPa と記載されているが，本研究では較正の結果，現地で観測された MPS-1 の出力値 660 ∼ 820 mVに対応するマトリックポテンシャルは，−60 ∼ −2 kPaであった．

2. 試料および方法

観測期間中，観測区を裸地として管理した．本研究では，2011 年 7 月 ∼ 2012 年 6 月に得られたデータについて検討した．

2.1 観測区の概要と観測機器

観測区では積雪深の連続観測を行わなかったが，観観測は，東京農業大学網走寒冷地農場（N 43◦ 55’ 09”,
測区から 2.2 km 離れた網走市音根内地区における日E 144◦ 23 ’06”, Alt. 12 m）で行った．本圃場はなだら
本気象協会北海道支社のマメダスデータを引用した．
かな丘陵地となっており，観測区を丘陵の頂上に設け年に数日ずつ，観測区周辺の積雪深を定規で測定した
た．土壌は淡色黒ボク土であり（伊藤ら, 2008），土性
ところ，音根内マメダスデータの積雪深より 0.02 m 程は壌土 ∼ 埴壌土，間隙率が 0.54 ∼ 0.61 m3 m−3 ，飽和度少ない値であった．また積雪深を測定する際，岩田−4−1
透水係数が 10 cm s 程度の排水性の比較的良好な （2010）を参考にして積雪水量の測定も行った．内径
畑地である（鈴木ら, 2014）．観測区において，降雨量
57 mm，長さ 600 mm の塩化ビニール製の円筒を，観（TR525M, Texas Electronics, Inc.），地温（熱電対），体
測地点近傍で雪の上面から鉛直に挿入し，雪をこぼさ
積含水率（CS616, Campbell Scientific, Inc.），マトリッ
ないように引き抜いたのち，円筒内に採取された雪をクポテンシャル（MPS-1, Decagon Devices, Inc.）を測定
ビニール袋に入れて密封した．雪の質量と体積から雪した．体積含水率以外の観測は，鈴木ら（2014）に記密度を算出し，積雪深から積雪水量を算出した．観測
述した通りである．2009 年 7 月 18 日に，観測区の中
期間中，0 ◦ C 以下の地温が連続的に観測されていた期
央に土壌断面を設け，深さ 0，0.05，0.15，0.25，0.35， 間を凍結期，そのほかの期間を非凍結期とした．地温0.45 m に熱電対を，深さ 0.05，0.15，0.25，0.45 m にの鉛直分布において，0 ◦ C をまたぐ深さの地温を直線
CS616 を，また深さ 0.35 m と 0.45 m に MPS-1 をそれで結んだ際，0 ◦ C 以下となる範囲を凍土として凍結深ぞれ水平方向に埋設した．これらのセンサをデータロを求めた．
ガー（CR10X, Campbell Scientific, Inc.）に接続して 1
2.3 凍土層下層の水フラックスの定量化
分毎に測定し，地温と体積含水率，およびマトリック
後述するように，最大土壌凍結深は 0.3 m 程度でポテンシャルについては 10 分毎に平均値を，また雨量あった．そこで深さ 0.40 m の水フラックス q0.40 （cmについては積算値を記録した．2011 年 10 月 13 日からs−1 ）を，以下のバッキンガム · ダルシー式により求は，深さ 0.35 m にも CS616 を埋設した．気温と相対湿めた．
度は別途，データロガー付き温湿度センサ（TR-3100,
(ψ −ψ
)
0.35
0.45
TR72-Ui, T&D）によって 1 時間間隔で計測した．土壌
q0.40 = −k(θ0.40 ) ×
+1
(1)
∆z
断面を埋め戻した後，地表面が水平になるように整地
し，観測区からの表面流出及び周囲からの流入を防ぐ
ここに，k(θ0.40 ) は深さ 0.40 m における不飽和透水係ため，測器を埋設した個所を囲む 1 m × 1 m の周囲を数（cm s−1 ）で，同深さの体積含水率 θ0.40 （m3 m−3 ）0.15 m 程度盛土した．TR525M は転倒ます式雨量計での関数である．ψ0.35 と ψ0.45 はそれぞれ，深さ 0.35 m
あり，冬季の降雪水量を測定する事が出来ない．そのと 0.45 m のマトリックポテンシャル（cm）であり，∆z
ため，11 月から翌年 4 月までの間は，小倉（1999）を参は 2 点間の距離（= 10 cm）である．q0.40 が正のとき，考に，（i）日平均気温が 0 ◦ C 以下，（ii）日平均気温が 0
水移動は上向きであることを示す．
θ0.40 は深さ 0.35
∼ 2 ◦ C で，かつ相対湿度が 50 ∼ 90 %，（iii）日平均気温
m と 0.45 m で測定した体積含水率の算術平均とした．
が 2 ∼ 4 ◦ C で，かつ相対湿度が 50 ∼ 70 %，（iv）日平均k(θ0.40 ) は，One-Step 法（Doering, 1965）によって求め気温が 4 ∼ 5 ◦ C で，かつ相対湿度が 50 ∼ 60 %，のいずるとともに，以下の Mualem-van Genuchten モデル（vanれかの場合は，ロガーに雨量計の出力値が記録されてGenuchten, 1980）によって推定した．
いても降雪によるものとみなし，降雨に含めなかった．
() )CS616 による体積含水率の測定と，MPS-1 によるマト
1(
1 m 2
2
m
k(θ
)
=
k
S
1
−
1
−
S
(2)
0.40
s
e
e
リックポテンシャルの測定については，センサを埋設した深さから攪乱土を採取して持ち帰り，実験室内に

研究ノート：凍結をともなうオホーツク網走地域の農地における土壌水分の季節変動の特徴

7Fig. 1 深さ 0.40 m の水分特性曲線と不飽和透水係数．
Matric potential and unsaturated hydraulic conductivity at a depth of 0.40 m as a functionof soil water content.

(θ − θr ) ()
Se == 1 − (−αψ)n −m(θs − θr )m = 1−

1n(3)

フラックスであり，単位はすべて mm である．S は，深さ 0.05，0.15，0.25，0.35 m で測定した体積含水率が，それぞれの深さの上下 0.05 m の体積含水率を平均する値であると仮定し，以下の式から求めた．

(4)
S=

∑

θ × h × 103(6)
ここに，kse は有効飽和度∑
ここに， θ は深さ 0.05，0.15，0.25，0.35 m で測定し（無次元），ψ はマトリックポテンシャル（cm），α とた体積含水率の和（m3 m−3 ），h は各深さの体積含水率n はフィッティングパラメータ，θr は残留体積含水率
3
−3
3
−3
が代表する土層の厚さ（0.10 m）である．式（5）の S（m m ），θs は飽和体積含水率（m m ）である．その添え字 before と after は凍結開始直前と融解直後をのため 2012 年 6 月 28 日に，観測区近傍から深さ 0.40示す（後述）．また Ff は q0.40 を積算することによって
m の不攪乱土と攪乱土を採取した．不攪乱土は容積 5033求め，下向き（系からの浸透）が負である．雪面からcm と 100 cm のステンレス製円筒容器を用い，それの蒸発は，一般に極めて小さいために考慮しなかった
ぞれ 8 個および 6 個ずつ採取した．50 cm3 の不攪乱土．
は One-Step 法による不飽和透水係数の測定に供試し， （Hayashi et al., 2005; Hirota et al., 2009）
100 cm3 の不攪乱土は，飽和透水係数の測定および水頭法（0 ∼ −200 cm）と加圧板法（−500，−1, 000 cm）
3. 結果
による水分保持特性の測定に供試した．さらに，攪乱
3.1 不飽和透水係数
土を用いて遠心法（−3, 200，−8, 000 cm）によっても水分保持特性を測定し，不攪乱土の結果と合わせて水分
深さ 0.40 m における，水分特性曲線と不飽和透水係特性曲線を求めた．式（3）において，θs と θr はそれ数（k(θ0.40 )）を Fig. 1 に示す．One-step 法によって求ぞれ，毛管飽和状態およびマトリックポテンシャルがめた実測値は限られた範囲（体積含水率 0.33 ∼ 0.38 m3−8, 000 cm における体積含水率とした．α と n は，水m−3 ）での値であったが，Mualem-van Genuchten モデ
分特性曲線における実測値と推定値の差の二乗和が最ルによる推定値（式（2））とよく一致した．また一般
小になるように決定した．
に，不飽和透水係数と体積含水率との間にはヒステリ
シスがほとんど無いとされていることから（Hasegawa
2.4 凍結期間の水収支の算出
and Sakayori, 2000），本研究では，式（1）中の k(θ0.40 )
地表面を境界とする水移動が鉛直一次元で生じていにはMualem-van Genuchten モデルによる推定値（式るものと仮定し，凍結期間中の水収支を以下のように（2））を採用し，深さ 0.40 m における水フラックス q0.40
検証した．
を算出した．
は飽和透水係数（cm s−1 ），S

In = S after − S before − Ff

(5)

ここに，In，S ，Ff はそれぞれ，凍結期間中の地表面への浸入量，凍結期間前後の地表から深さ 0.40 m までの土壌水分貯留量，凍結期間中の深さ 0.40 m の積算水

3.2 土壌の凍結と土壌水分の季節変動
Fig. 2 に，降雨量，日平均の気温，積雪深，凍結深，日平均の地温，日平均の体積含水率（深さ 0.05 m と0.45 m），深さ 0.40 m の水フラックス（日単位で積算）を示す．なお水フラックスについて，文章中では符号8土壌の物理性第 142 号の代わりに「上向き」，「下向き」と表記し，絶対値の大きさで評価する．

12 月中旬に凍土層が形成され始め，4 月の上旬に凍土が融解した．最大凍結深は 0.28 m，凍土層内で観測された最低地温は −1.2◦ C（深さ 0.05 m）であった（Fig.
2d, e）．本観測区の凍結深は，2009 ∼ 2010 年，および2010 ∼ 2011 年も 0.3 m 程度であった（鈴木ら, 2014）．
一方で本農場では，2000 ∼ 2001 年および 2001 ∼ 2002
年に，観測箇所によりばらつきはあるものの，0.4 ∼ 0.7
m の凍結深が観測されていたことから（荻野ら, 2002;
荻野ら, 2003），近年の土壌凍結深は過去よりも非常に少ない．
凍結開始後，2012 年 3 月 16 日まで，深さ 0.40 m では上向きの水移動が続いたが，その量は非常に少なく，最大でも 0.03 mm d−1 であった（Fig. 2g）．3 月 16 日の時点で，土壌凍結深は 0.26 m，凍土層内の最低地温は −0.2◦ C （深さ 0.15 m）であったが（Fig. 2d, e），その翌日より，日平均気温が上昇して 0 ◦ C を上回るようになり，融雪の始まりとともに深さ 0.40 m で下向きの水フラックスが観測されはじめた（Fig. 2b, c, g）．このときの融雪水の浸透に伴う下向きの水移動は 5 月 10日まで続き，総量は 106.5 mm，最大値は 11.7 mm d−1であった（Fig. 2g）．この大きさは，6 月 17 日に観測された 46 mm の降雨時の下向き水フラックス 2.1 mm
d−1 （Fig. 2g）よりもはるかに大きかった．消雪日以降，2012 年 6 月上旬に水移動が上向きに転じたが，その大きさは凍結期間中と同様に，極めて小さいものであった（Fig. 2g）．

(2019)

3.3 凍結期間の水収支
深さ 0.40 m では，凍結が始まる直前は水移動がほとんどなく，凍結が始まった 2011 年 12 月 13 日から下向きの水移動が観測される 2012 年 3 月 17 日まで，合計で 1.6 mm の土壌水が上向きに移動した（Fig. 2g）．
下層から凍土層に取り込まれた水分量は非常にわずかであったといえる．
観測の結果から，凍結開始直前と融解直後の日付をそれぞれ 2011 年 12 月 12 日および 2012 年 4 月 12 日とすると，S before ，S after ，Ff はそれぞれ Table 1 に示す値となり，In は 114.4 mm となった．一方，2012 年 3月 16 日に測定した積雪水量は 116.5 mm であり（雪密度 0.33 Mg m−3 ，積雪深 353 mm），In はこの値にほぼ等しかった．Fig. 2 に示す通り， 2012 年 4 月 11 日には音根内マメダス地点では積雪がなく，観測区においても凍土層が消失していた（地表面温度が 0 ◦ C 以上であった）ことから，積雪は残っていなかったものと考えられる（Fig. 2c, d, e）．さらに前述の通り，凍土の表

土壌凍結期間中，深さ 0.05 m は凍土層内に相当す
る．土壌が凍結しても，凍土内の土壌水の一部は液体の様態を保って存在する（これを不凍水と呼ぶ）．本
研究で使用した CS616 は液状水の体積割合に比例した
出力値を示すため（Mohammed et al., 2013），凍結期間
中，深さ 0.05 m の体積含水率はゼロにはならない．
凍土層消失間際で，上述した下向きの水フラックスの最大値が観測された 2012 年 4 月 4 日，深さ 0.05 mの体積含水率が 0.42 m3 m−3 となった（Fig. 2f）．これは表層の融解と，継続した融雪水の浸透によるものあるが，非凍結期で最も多くの雨（88.2 mm d−1 ）を記録した 2011 年 9 月 2 日を含む，2011 年 8 月 15 日から同
年 9 月 30 日の多雨時においてさえ，土壌水分量がこの値を超える事はなかった（Fig. 2a, f）．
深さ 0.45 m の体積含水率は，12 月上旬から 3 月上旬
にかけてゆっくりと減少した後，融雪水の浸透に伴って増加に転じ，2012 年 3 月 17 日から 4 月 4 日にかけて，0.41 m3 m−3 から 0.46 m3 m−3 に増加した（Fig.
2f）．非凍結期の多雨時における同深さの体積含水率
は，2011 年 9 月 2 日の降雨によって 0.42 m3 m−3 から0.45 m3 m−3 に増加していたことから（Fig. 2f），下層
では多量の降雨が見られた時と凍土層融解期の土壌水分量の変化が類似した．

Fig. 2 降水量 (a)，気温 (b)，積雪深 (c)，凍結深 (d)，地温(e)，体積含水率 (f)，積算水フラックス (g) の経時変化．
Time series of rainfall (a), air temperature (b), snow cover thickness (c), frost depth (d), ground temperature (e), volumetric soil
water content (f), cumulative water flux at a depth of 0.40 m(g).

研究ノート：凍結をともなうオホーツク網走地域の農地における土壌水分の季節変動の特徴
Table 1 凍結期間中の浸入量（In），凍結期間前後の土壌
水分貯留量（S ），凍結期間中の積算水フラックス（Ff ）．
地表面から深さ 0.40 m までを対象とする．添え字 beforeと after は凍結開始直前（2011 年 12 月 12 日）と融解直後（2012 年 4 月 12 日）を示す．
Amount of infiltration during soil freezing period (In), soil water storage between surface and 0.40 m before (S before ; 12 December 2011) and after (S after ; 12 April 2012) soil freezing,
cumulative water flux at a depth of 0.40 m during soil freezing
period (Ff ).
In

S before
S aftermm

114.4 132.5

162.0

Ff
−84.9

Yanai et al.（2017）はまた，十勝地域の畑圃場を対象に，融雪期間中の深さ 0.50 m の下方浸透量（In f ，mm）
が融雪水量（SnowMelt，mm）に占める割合（r，無次元）について，最大土壌凍結深 Dmax （m）の関数として以下のモデル式を提案した．
r=

In f
1
=
SnowMelt 1 + exp(−4.3 + 14.9Dmax )4. 考察
1 年を通した水分動態の観測の結果，表層の土壌水分は融解直後が 1 年で最も湿っていることが明らかになった．また融雪水の浸透が，非凍結期間の多雨時よりも大きな水フラックスをもたらした．さらに，土壌の凍結 · 融解と融雪水の浸透に伴う下層の土壌水分の変化が，非凍結期の連続した無降雨による乾燥とその後の降雨による変化と同等のものであった．これらの特徴は，既往の研究（Hirota et al., 2009; Iwata et al.,2010b）と矛盾しない．道東地方における排水性が良好な畑圃場としての典型的な水分動態であったといえる．
従来，道東地方では，融雪水が地表で停滞し，表面流去することによって，河川への土砂や水質負荷の流出が懸念されてきたが（秀島ら 2002; 鵜木ら, 2003），
本研究では，融雪水が湛水することなく浸透した．岩田ら（2011）は，十勝地域における凍結深と融雪水の浸透水量の詳細な観測結果をもとに，凍土層下層への融雪水の浸透が凍結深に強く依存すること，またこれは，凍結深の増加に伴って，透水間隙の連続性が氷によって切断される確率が増えるためであることを述べた．前述の通り，本研究の観測区を設けた網走寒冷地
農場において，過去には 0.4 ∼ 0.7 m の凍結深が観測されていたことから，本研究の結果は，凍結深が減少したことによって，融雪水の浸透に対する凍土の抵抗が弱まったことを表している．加えて，黒ボク土の特徴を反映し，浸透した融雪水を保持できる間隙が多かったことも，湛水が生じなかった要因として挙げられる．

(7)

本研究で得られた凍結深の最大値（0.28 m）を上式の Dmax に代入すると，r は 0.53 となった．一方で，In f と SnowMelt を本研究の実測値から求め，r の算出を試みた．すなわち，

In f = |F0.40 | − ∆θ0.45 × h × 103
層が融解した際に，深さ 0.05 m の体積含水率が著しく増加したものの（Fig. 2f），間隙率（0.61 m3 m−3 ）の
70 % 未満であったことから，融雪による湛水は生じていなかったものと考えられる．また本研究では，観測区の周囲に畝を設けて地表面流出と系外からの流入を防いだ．以上のことより，融雪水は，その全量（116.5mm）が湛水せずに，凍土層が完全に融解するまでの間に土壌に浸入したと考えることができる．

9(8)

ここに，F0.40 は融雪期間中（2012 年 3 月 17 日 ∼ 4 月8 日）の q0.40 の積算（mm），∆θ0.45 は融雪期間前後の深さ 0.45 m の体積含水率の増加量（m3 m−3 ）である．
SnowMelt を前述の 116.5 mm として r を求めると 0.67となり，Dmax より求めた値よりも大きいものとなった．Yanai et al.（2017）が対象とした土壌は，本研究の観測区と同様に排水性の良い淡色黒ボク土であった．
しかし凍土は，固相，氷，不凍水，気相の 4 相系であり，不凍水の体積割合は一般に，土壌の種類や土性によって異なるとともに，0 ◦ C 近傍では温度のわずかな上昇に伴って急激に増加する（Suzuki, 2004; Watanabe
and Wake, 2009）．その結果として，氷の体積割合の温度による変化は 0 ◦ C 付近で著しい．本研究では，融雪が始まる直前の凍土層内の最低地温は −0.2◦ C と 0◦ C に近かったこと，また母材や土性の違いから，融雪
水の浸透に対する氷による阻害の影響が緩和されており，浸透水量（In f ）の割合が相対的に大きくなったものと考えられる．このことが，Dmax を用いて Yanai etal.（2017）のモデル（式（7））より求めた r と，本研
究で観測された In f と SnowMelt を用いて求めた r との相違の一因となったものと推察される．

5. おわりに本研究では，冬季に土壌が凍結し，積雪のあるオホー
ツク網走地域の畑圃場を対象に， 土壌水分量の変化や土壌中の水移動の通年観測を行い，凍結期の水収支の評価を試みた．観測区では，土壌が凍結しても融雪水の浸透を阻害するほどの凍結深にはならず，融雪水が湛水せずに，凍土層の融解前に土壌中に浸入した．本
研究の観測結果は 1 事例を示したに過ぎないが，同じ
道東地方にある十勝地域での事例に比して，同一の凍結深でも融雪水が相対的に浸透しやすい傾向にあることが示唆された．これに伴って，1 年のうちで体積含水率が最も高くなるのは，融解直後の表層の土壌であること，深さ 0.40 m における下向きの水フラックスの最大値は，融雪水が浸透する際にもたらされること，

土壌の物理性

10

第 142 号

(2019)

下層の土壌水分の変化が，凍結期と非凍結期で類似していることが明らかになった．

depth and its relation to climate change in Tokachi, Hokkaido,

以上のことが，凍結深が近年減少傾向にあるオホー
ツク網走地域の畑圃場における，水分動態の特徴であると結論できる．

821–833.

本研究でマトリックポテンシャルを測定した誘電水
ポテンシャルセンサ（MPS-1）は，現在では生産が終了しており，入手できるのはその後継機種であるが，センサのキャリブレーションを慎重に行うことによって，凍土層下層の水移動について連続的に，また定量的に観測できることが示された．

謝辞
本研究の一部は，科学研究費補助金（若手研究（B），
課題番号 20780178 および基盤研究（C），課題番号
17K08008）と，東京農業大学大学院高度化推進事業の補助を受けた．また本研究の遂行にあたって，宮本伸夫氏の協力を頂いた．さらに高橋悟名誉教授より，原稿に対して貴重な助言を賜った．これらの方々と，マメダスデータを提供いただいた日本気象協会北海道支社，およびその使用許可をいただいた JA オホーツク
網走に記して謝意を表します．

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要

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旨オホーツク網走地域は，大規模農業が盛んであり，冬季には土壌が凍結する．近年，降雨と降雪のパターンが変化しており，農地の水文環境の変化が懸念されている．本研究では，土壌の凍結と融解，および融雪水の浸透がもたらす水分動態の特徴を明らかにすることを目的に，2011 年 7 月から2012 年 6 月にかけて，オホーツク網走地域の畑圃場における土壌水分動態の連続観測を行った．水移動を解析する際のマトリックポテンシャルの測定には，誘電水ポテンシャルセンサを用いた．最大凍結深は 0.28 m であり，表層の土壌水分は，融解直後が 1 年で最も湿っていた．融雪水の浸透は，非凍結期間の多雨時よりも大きな水フラックスをもたらした．また下層の土壌水分について，土壌の凍結 · 融解と融雪水の浸透に伴う変化が，非凍結期の無降雨による乾燥とその後の降雨による変化と同等のものであった．さらに，融雪水（116.5 mm）が湛水せずに浸透した．これらのことから，観測された凍結深では，土壌の間隙が多かったことに関連し，透水性の低下が顕著ではなかったことが示唆される．
キーワード：凍土，誘電水ポテンシャルセンサ，水フラックス，水分動態，融雪水の浸透

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・最大6種類のセンサーを接続可能
・ソーラー充電機能を装置、長期間の計測が可能
・すべてのMETER社製センサーの接続が可能
・温度センサーと気圧センサーを内蔵
・8MBメモリ(40,000〜80,000データを保存)
・GPS搭載、設置場所の管理が可能
・自動時刻同期を搭載
・ワイヤレスデータ送信機能搭載(ZENTRA
Cloudシーズンパスを購入する必要があります)

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J. Jpn. Soc. Soil Phys.
土壌の物理性No. 142 p.13 ∼ 24 (2019)

北海道における土壌凍結の農業への利活用を支えた観測手法と観測結果
広田知良 1

Recent progress in basic research of soil frost and its application
to agricultural management in Hokkaido, Japan— Developments of several observational methods and results under cold condition —Tomoyoshi HIROTA1

1. はじめに北海道では土壌凍結の農業への利活用が近年，大きく広がってきている．この動きは生産現場の発案とニーズ（課題），基礎研究，技術開発（応用），および普及の歯車がかみあった形で展開されている．土壌凍結の利活用が広がった大きなポイントは，断熱作用のある雪を氷点下の条件下で縞状に除雪や再集積をする
雪割り（Fig. 1）により，農地の土壌凍結深を目的に適した深さへの制御が可能になったことにある（Hirota
et al., 2011）．農地の土壌凍結深が制御できるという考え方は，まず，北海道 · 十勝地方において，初冬の積雪深増加による土壌凍結深の減少に伴い（Hirota etal., 2006），畑に収穫されずに残ったバレイショが雑草化して，後作物の生育阻害や病害虫発生等の源となる
野良イモの問題（Hirota et al., 2011; Iwata et al., 2015;
Shimoda and Hirota, 2018）への対策技術として確立されることで（Yazaki et al., 2013; 農研機構北海道農業研究センター · 北海道立総合研究機構農業研究本部,
2013），認識された．この土壌凍結による野良イモ対策は，土壌凍結深を 0.3 m 以上にすることで，野良イ
モを除草剤を使わずほぼ完ぺきに防除できる．夏場の人手による 1 ha 当たり数十時間の防除作業が冬場の農
閑期の機械作業での 1 ∼ 数時間の作業となり，大幅な作業効率の改善が図られた．また，この優れた作業効
率は大規模土地利用型農業における環境制御を実現することになった．さらに，土壌凍結深制御による野良
イモ対策技術が確立することで，土壌凍結深制御を前提とした新たな技術開発へも展開された．最大土壌凍
1 Hokkaido Agricultural Research Center, NARO, Hitsujigaoka Toyohira-ku Sapporo 062-8555, Japan. Corresponding author: 広田知良，農研機
構北海道農業研究センター．
2018 年 9 月 14 日受稿 2019 年 2 月 10 日受理

結深の野良イモ防除と環境負荷低減を両立する最適土壌凍結深へ拡張がされると共に（Yanai et al., 2017），さらに畑地の生産性を向上させる技術として発展を続けている（北海道立総合研究機構農業研究本部 · 農研機
構北海道農業研究センター, 2018）．土壌凍結深を制御する手法としては，気象データ（気温と積雪深）に基づいた土壌凍結深の予測情報から，生産者自らが Web を利用して，雪割り作業計画を立案できるシステムが構築されたことで（Yazaki et al., 2013; 農研機構北海道農業研究センター · 北海道立総合研究機構農業研究本部,
2013），実用的に現場で実施できるようになった．また，雪割りのみならず雪踏み（圧雪によって雪の熱伝導を高めて，土壌凍結を促進させる）（Fig. 1）を用いての利活用も広まり（Shimoda et al., 2015; 北海道立総合研究機構農業研究本部 · 農研機構北海道農業研究セン
ター, 2018; Shimoda and Hirota, 2018;Iwata et al, 2018），
雪踏みのためのシステムも開発されつつある（農林水産省, 2017）．現在，大規模畑作地帯であり，冬季厳寒
で寡雪条件である北海道の十勝地方やオホーツク地方の農業者には，この農業技術が広く浸透してきている．
一方で，世界の寒冷な気候帯でもこの発想と意識があるのは北海道の一部の生産者と研究者だけであろう．
このような観点からは，野良イモ対策や畑地の生産性向上に現場で活用されていることや，それらを直接支える，理論，モデル，情報システムとしての成果が一見すると強調 · 注目されがちとなる．しかし，これらの成果の背景には，厳寒で土が凍り，雪も積もり，かつ春先には土壌が一面湛水条件にもなる厳しい条件におけるいくつもの観測手法の工夫や開発を行い，地道に蓄積した膨大なデータに基づいて展開した多くの科学的知見がある．この観測体系とデータ蓄積は，土壌の水 · 熱動態については岩田（2011）によって包括的に取りまとめられている．これらの観測は北海道 · 十勝地方の農研機構北海道農業研究センター芽室研究拠

土壌の物理性

14

第 142 号

(2019)

Fig. 1 土壌凍結を促す雪割り（左）と雪踏み（右）．

点での火山性土で主に実施され，札幌の羊ヶ丘試験地や現場の畑でも展開された．本稿では私たちのグループによる土壌凍結深制御が開発されるまでに重要な役割をした観測手法およびこれらの観測結果について，
まず，1）熱と水の動態に関する土壌物理や微気象の研究成果をレビューし，さらに，2）温室効果ガス動態や土壌中の硝酸態窒素動態への影響に関する研究と組み合わせ，3）これらの全体像を土壌凍結深制御とどのように関連していくかを体系的に説明することを目的とする．そこで，この はじめに を背景として以下，観測方法，結果，まとめと考察を，通常の論文と同じ構成で示す．これらの研究を総合してどのような結果が得られ，応用展開が図られたかを手早く知りたいとき
は，最後のまとめと考察を先に読み，さらに個別に知りたい場合には，観測方法，結果を参照，さらに詳細を知りたいときは引用文献にあたる読み方をされて，この総説に目を通して頂くのも一案である．

2. 観測方法— 種々の観測手法の開発と展開 —得なかった．そこで，私たちは，この観測を厳しい制
約条件でもいくつかの工夫やこれを乗り越える新手法を開発し，かつ高時間分解能で連続観測が可能な体系的なシステムの構築を目指した．
観測のコンセプトとしては，試行錯誤を重ねながら，
以下のような体系的な展開が図られた．

1）大気−積雪−凍結土壌の相互作用を詳細に観測できる体系を柱とすることを打ち出し，そのため様々な気象，土壌環境の観測を総合的に実施
し（Hirota et al., 2005）（Fig. 2），
2）厳寒や湛水など観測に当たっての厳しい制約条
件には，これを解決する方法を見出し（Iwata and
Hirota, 2005a; Iwata and Hirota, 2005b, 柳井 · 常
田, 2009; Ohkubo, 2013; 長谷川, 2013），
3）その観測を可能な限り自動化，高時間分解能· 連続 · 長期観測を実施可能とする方法にする（Hirota et al., 2005）．
4）異なる手法を併用して，観測精度の確保あるいは評価ができるようにする（Hirota et al., 2005; Hirota et al., 2009; 岩田ら, 2010; Iwata et al., 2012）．

2.1 観測体系のコンセプト
温暖な条件では比較的容易に観測できる項目も，厳しい寒さ，融雪期の過湿（湛水）条件では観測の実施が困難になることがしばしばある．そもそも厳寒な条
件は人の観測作業にも厳しいものである．観測機器も
常温では問題ないものが，氷点下の条件では作動しなくなったり，あるいは雪解け後の湛水条件がセンサーの使用条件に合わなくなったり，観測場所へのアクセスを難しくしたりする（日本雪氷学会北海道支部,
1991）．そのため，特に積雪水文 · 土壌凍結要素の観測は主に手動で測定項目も少なく，かつデータ取得も一般に数日間隔以上と時間分解能が粗く断片的であることが多かった．したがって，モデル開発に際しても，モデル計算や検証に必要なデータやパラメータが揃わず，データセットとしては不十分なものにならざるを

Fig. 2 Hirota et al.（2005）で構築した大気−積雪−凍結土壌の相互作用が観測できるシステム．

総説：北海道における土壌凍結の農業への利活用を支えた観測手法と観測結果

15と研究の新規性を見出しやすい設定ともなるこ
5）そのための手段として，一つのセンサーによるとも意図したものである（広田, 2013）．
観測をいろいろな目的で多用途化を図り，クロ
スチェックを可能とする観測体系とする（Hirota
2.2 微気象観測
et al., 2005; Hirota et al., 2009）．
対象とする地表面は，基本的には裸地面とし，一部
6）他方，長期観測を実行するために継続的に観測
小麦を作付けしているところも対象とした．裸地面をが容易な方法を基本とし，高精度であるが観測基本的に対象としたのは，十勝地方の冬季の畑は小麦適用条件が限定されたり，保守点検に多くの労や牧草など越冬作物が作付けされているところを除く
力が割かれる方法は集中観測やインターバルと裸地状態が一般的であり，また基礎研究を実施するを置いた定期的な測定でクロスチェックをするには，地表面状態が比較的単純な系であることが科学（Hayashi et al., 2005; Inoue et al., 2009; 矢崎ら,的知見を見出しやすいとの考えからである．観測は，
2014）．
地表面付近の微気象や熱 · 水収支の観測体系を構築す
7）冬季のみならず，通年で観測することで冬季ることから着手した．熱 · 水収支に関しては，当時，とそれ以外の時期を比較する．このことで冬季乱流観測やボーエン比法などの微気象学的手法（塚本の特徴をより明確に見出す（Hirota et al., 2009;· 文字, 2001; 日本農業気象学会, 2003）が適用できる均Iwata et al., 2010a; 岩田, 2011）．
一で広い圃場を長期間確保できる見通しがなかったの
8）一つの観測体系を確立することで，次は土壌凍結で，独自の工夫をした．観測精度の設定として，冬季の有無の違いの影響を比較する試験（paired plot
以外の春から秋の暖候期の水収支を転倒ます式雨量計
experiment）へ展開（Iwata et al., 2010b; Ohkubo etal., 2011; Ohkubo et al., 2012; 岩田ら, 2013; Iwata
et al., 2013; 農研機構北海道農業研究センター,
2013），科学的な明確な知見を得やすい試験設定に拡張する．本試験では凍結を発達させる区を除雪や圧雪により実施し，対照区（自然状態のまま）と比較した（Fig. 3）．
9）この比較試験（paired plot experiment）をさらに拡張し，異なる地域や気候帯での観測の実施に拡張する．このことでより科学的により普遍性のある知見を得られるようにする（Yanai et al.,2011; Iwata et al., 2011; 岩田ら, 2011; Yanai et al.,2014）．
10）観測規模の拡大に伴い，近年の ICT 関連やイン
ターネットの進展を活用し，多量のデータを効率的に管理，遠隔からもデータをモニターし，機器の確認，データを取得できるシステムとしFig. 3 土 壌 凍 結 の 有 無 の 違 い の 影 響 を 比 較 す る 試 験た（Fig. 4）．データロガー等のシステム構成は （paired plot experiment）．
様々なセンサー構成が可能で，プログラムで測定方法が柔軟に設定でき，かつネットワーク対応が可能かつ低温でも安定的に作動するものとして Campbell 社製（米国）を採用した（農研機
構北海道農業研究センター, 2013）．
11）一方，このような高度な観測体系ばかりでなく，野外で特に生産者の現場の畑など，研究機関の試験圃場の外でも手動であるいは商用電源がな
くても簡易に実施できる観測手法も検討し，迅速な圃場調査に資することにする（Iwata et al.,2012）．
12）さらに，このような観測の場を設けることで，ポスドクなどが自らの独自の観測手法を持ち込んで，この観測体系の拡張を図ることや，また，
Fig. 4 多試験区 · 大規模な観測体系のデータ管理と高度な他分野の研究者，大学や各研究機関との共同研
技術 · 制御系の観測を支える寒冷地用ネットワーク型観測究が実施できる場ともした．これらの方針は， システム（農研機構北海道農業研究センター（2013） 一部
それぞれの項目ごとで観測手法としての課題化
改変）．

16

土壌の物理性第 142 号

(2019)

田ら, 2001; Iwata et al., 2008b; Hirota et al., 2009）．また，正味放射量は，短波長波成分をすべて込みで測定する正味放射計ではなく，これらの上下の短波と長波放射を分離した 4 成分を測定できる放射計を採用した．余談であるが，当時はメーカー側にそのような放蒸発量の測定には，小型ウェイングライシメータ（林射計を制作するように働きかけ，あるメーカーによるら, 1993）を採用した．また，土壌水分の測定は，当時製品化が実現した経緯もある．気温の基準観測高度は連続観測が可能となり，普及が広がりはじめた誘電率測定を原理とする Time Domain Reflectometry（TDR） WMO（世界気象機関）では，1.25 ∼ 2.0 m であるので
法あるいはこれに類似する Water Content Reflectometer （たとえば, 気象庁, 1998），積雪期間でもある程度この基準を満たす高度の高い方の 1.9 m とした．風向 · 風（WCR）法（Campbell CS615, CS616）を用い，深さ 1 m
速計は微気象観測向けの測器を採用した（Hirota et al.,までの鉛直分布を測定した．土壌水分のキャリブレー
2005; Hayashi et al., 2005; Iwata et al., 2010a; Iwata et al.,
ションは室内試験でもセンサーに供する土壌のサン
2010b）．
プルサイズの依存性（Suzuki et al., 2012）や誘電率の2.3 冬季の気象 · 土壌環境観測
温度依存性（鈴木ら，2007）に注意を払いながら校正による降水量を基準とすることを目指した．転倒ます式雨量計の観測誤差は 5 ∼ 10 % 程度と見積もられ（たとえば, 牛山, 2000），これを本観測での水文観測の基本的な観測精度の基準とした．

を行った．これらの小型ウェイングライシメータによる観測値や得られた土壌水分量の増加量を用いて雨量を計算したものを雨量計の観測値と比較することで，観測精度を評価した（Hirota et al., 2009）．また，小型ウェイングライシメータによる蒸発量の測定値はライ
シメータの大きさが小型であるため対象とする土壌の深さと面積が限られ，観測代表性の問題も考えられた．
そこで，小型ライシメータによる蒸発量の測定値を，
一般気象データから熱収支法による蒸発量を計算する
方法と土壌水分の鉛直プロファイルの減少量から蒸発量を計算する方法との複数の方法から比較することで精度を評価することとした（Hirota et al., 2009）．一般
気象データからの熱収支の計算は以下のような手順となる．裸地面においては，バルク係数と風速の積である顕熱の交換係数を，地面が十分に湿っている条件では顕熱輸送量の観測値がなくても，熱収支法によってルーチン的に観測できる気象要素（短波長波放射，気温，風速，湿度）と地表面温度の観測値から求めることができる（広田 · 福本, 1996）．バルク係数とは，バルク法により顕熱輸送量や潜熱輸送量などの乱流輸送量を求める際に用いる比例係数のことである．これを数日以上のデータから，顕熱の交換係数と風速の関係についてパラメータ化を行う．顕熱の交換係数のパラメータ化ができたら，気温，風速と地表面温度から顕熱輸送量を計算できる．別途観測した正味放射量と地中熱流量の値を用いて地表面の熱収支の残差から，潜熱輸送量（蒸発量）を計算する．このルーチン的に測定できる気象要素から裸地面のバルク係数を求めて地表面の熱収支を求める方法は別途，比較的均一な広い
圃場でのボーエン比法による熱収支観測との比較で検証したところ，日単位では顕熱輸送量を 12 W m−2 の誤差程度で推定できること（広田 · 福本, 1996），さらに数日から数十日以上の積算値では両者はほぼ一致す
ることを確認した（Hirota et al., 2001）．したがって，
潜熱輸送量（蒸発量）の推定精度も同程度とみなされる．地中熱流量は熱流板と表層の地温から求める組み合わせ法と，深さ 1 m までの地温の鉛直プロファイル
を観測して温度積分法から求める方法を併用した（広上記で用いた観測方法を冬季の積雪や土壌凍結の観測にも適用できるようにした．土壌凍結深を地温の鉛
直プロファイルから求めるには温度計の絶対値の精度が必要である．上記の地温鉛直プロファイル（Hirota
et al., 2005）は熱電対の差分で地温計測する方法を採用し，参照温度としてはセンサーとしての安定性が良い 4 線式白金抵抗温度計を用いて検定を十分に実施，かつ塩ビパイプの筒でこれを構成し，測定深さがしっかり固定できることで測定深さも正確に把握できるようにした．同時に土壌凍結深の測定はメチレンブ
ルー凍結深計による手動の観測も採用した（Iwata etal., 2008a; Iwata et al., 2010a; Iwata et al., 2010b; Iwata etal., 2012）．また，誘電率測定を原理とする TDR 法やWCR 法は水と氷の誘電率が異なるので，土壌の凍結を検出できることになる（たとえば, Iwata et al., 2005a;
Iwata et al., 2010a; Iwata et al., 2010b; 岩田, 2011）．さらに，採土によって目視による土壌凍結の調査方法も，打撃に強いルートオーガー（たとえば, DAIKI-102A）
を用いて採取すると（Iwata et al., 2012），つるはしや削岩機によるものと比べて大幅に労力が削減され，調査が簡便化される（Fig. 5）．また，ルートオーガーの径
が 20 ∼ 40 mm 程度の大きさで済むため，採取箇所での現場のかく乱面積を小さくとどめることができる．
結果的に調査時間の短縮化で多点観測を容易にする．
このようにセンサーを用いなくても，簡易な方法で凍結深を調査する方法を見出すことで，実際の現場圃場
での調査が容易になり，ひいては土壌凍結深制御手法の現場適用の際の基礎データの収集がより図られることになる．このように，土壌凍結深の測定に地温鉛直
プロファイル，メチレンブルー，誘電率測定を原理としての土壌水分計（TDR, WCR 等），簡易直接採取法など複数の方法を併用することで，クロスチェックが実施できるようになる．
冬季の降水量は雨量計の降雪の補足率が常に問題になる（たとえば, Inoue et al., 2009）．一方，冬季厳寒
条件では融雪や雪面からの蒸発量は小さいので，この期間の積雪相当水量は降水量と同等とみなせる．ここで，積雪相当水量の自動連続観測手法として，圧力ゲー

総説：北海道における土壌凍結の農業への利活用を支えた観測手法と観測結果17測する方法，4）マイクロ波を用いて大気中の降雪を直接計測する降水量計（R2S, Luﬀt）の観測比較を行った（Inoue et al., 2009）．また，厳冬期には手動による
積雪相当水量の観測値を併用してクロスチェックを行った．

2.5 凍らないテンシオメータの開発
土壌凍結期間中に土壌水分量のみならず，マトリッ
クポテンシャルを異なる深さで測定できれば，水移動の動態が解明でき，上記の観測系と組み合わせるとさらに大気−積雪−凍結土壌系の水分動態の相互作用の観測や解析ができることになる．この研究に取り組んだ時点では，観測としては，テンシオメータによる日変化周期を記録したごく短期のものに限られていたが（たとえば, 武田ら, 1978），この課題に対しては，積雪· 土壌凍結期間の数か月以上に渡るマトリックポテン
シャルを観測可能とする凍らないテンシオメータ手法を新たに開発した（Iwata and Hirota, 2005a）．これは，元々は，圧力計とポーラスカップを結ぶ管がＬ字型でFig. 5 凍結土壌の直接採取の様子．
地上部にでている部分を「断熱箱」で囲み，凍土層部の管の部分をウレタンフォームで覆うことで断熱し，ジから直接観測できるメタルウエハー積雪水量計（木さらに，断熱箱の中に小さな熱源を入れることで測器
村, 1983）を採用した（Hirota et al., 2005）．また，積雪内の水の凍結を防止し，土壌凍結期間を通して凍土層相当水量の直接サンプリングも定期的に実施し，特に下の非凍結土壌層のマトリックポテンシャルを計測す
厳冬期に雪質がサラサラで雪のサンプルが取りにくいるものである．この凍らないテンシオメータは，さら場合でも，土と一緒に採取して雪を取りこぼさない工に観測をより安定化させることを図り，ポーラスカッ
夫を凝らすなどして測定した（岩田ら, 2010）．また， プと断熱箱の距離を確保することで，熱源の影響，設
融雪後の湛水条件の観測は TDR 土壌水分計のロッド
置時の土壌の攪乱，測器への水補給時の積雪層の攪乱
先端が上向きになるように設置したものは，浅い湛水などによる計測結果への影響を緩和させた．さらに，の深さを高精度で測定できるので（矢崎ら, 2008），こ
箱の底部を土中に埋設することで，凍上で断熱箱が持の技術を凍結融解 · 湛水条件の測定にも応用した（矢ち上げられて断熱材に亀裂が発生することが避けられ崎ら, 2014）．
た．圧力センサーとポーラスカップを結ぶ導管部分に角度をつけることで，測器底部の水平部分に析出した
2.4 地表面から大気への熱 · 水フラックス · 冬季降水
空気が測器上部に容易に排出可能となる等の改善を加量の集中観測えた（Iwata and Hirota, 2005b）．この手法の開発の経緯
厳冬期の熱 · 水フラックス，顕熱 · 潜熱輸送量（蒸発量）については渦相関法で観測し，併せて気温，風速， や開発までの現状と課題については岩田（2011）により取りまとめられている．
湿度などの値からバルク係数を求め，一般気象観測か
2.6 凍結湛水条件での温室効果ガスモニタリングならも雪面上の地表面の熱収支の諸要素を求められるよどの手法開発うにした（Hayashi et al., 2005）．バルク法で必要となる積雪表面温度は，上向き下向きの赤外放射計の値を研究の展開につれて，大気−積雪−凍結土壌系のシ用いて大気からの補正についても考慮して求めた．まステムを土台にして，さらに温室効果ガスや硝酸態窒
た，熱電対による積雪温度鉛直プロファイル値と併用
素のモニタリングなど物質動態の観測体系を含むもの
しながらクロスチェックを行った．厳寒条件の積雪表に拡張した．凍結融解 · 湛水条件の観測課題を克服す
面温度の正確な測定は容易ではないが，融雪期の雪温るため，一酸化二窒素（N2 O）については水を通さなは，0 ℃とみなせるので，これが逆に放射計から求めいがガス透過性膜であるシリコンチューブを土壌中にた積雪表面温度の誤差評価の参考となる．
埋設することで，土壌ガスの深度別採取やガス分圧の
冬季降水量は補足率が問題となるので，一般的な気象観測で用いられている 1）溢水式降水量計（RT-4）に強風時における雪などの固体降水量の補足率を高める
風よけ（助炭）をつけたもの，2）荷重式積算降水量計（TB-200, Geonor）に風よけのフェンスをつけたもの，3）視程計（PWD11, Vaisala）をレーザー光によって大気中の降雪を直接計測する降水量計とみなして計

経時変化の記録が可能とする方法を開発した（柳井 ·常田, 2009）．また，二酸化炭素（CO2 ）については，シリコンチューブ内に CO2 センサーを挿入して，湛水条
件で測定できる方法を開発した（Ohkubo, 2013）．これらのマニュアル観測を実施するために木道を設置し，
圃場へのアクセスを容易にすると共に不必要に圃場をかく乱しないようにした（Fig. ６）．

18

土壌の物理性第 142 号

2.7 自動開閉チャンバーによる温室効果ガスの連続観測
さらに N2 O や CO2 の温室効果ガスを連続観測する
自動開閉チャンバー（中坪 · 佐藤, 2007）に CO2 セン
サーやバイアル瓶にガスを自動で採取する装置（グリーンブルー）を組み合わせ，これらの制御系をパソ
コンではなく Campbell 社のデータロガーで構成することで，氷点下の低温条件でも自動連続で観測できるようにした（Ohkubo,2011; 柳井ら, 2012; Ohkubo et al.,2012; 農研機構北海道農業研究センター, 2013）．

2.8 積雪 · 土壌凍結条件下の土壌中の硝酸態窒素を含む陰イオン移動の定量化とモニタリング
2.8.1 火山灰土の陰イオン吸着による硝酸イオンの移動遅延
土壌中の水分移動が均一に流れるとみなされる場
合，火山灰土（黒ボク土）の下層土は陰イオンを吸着するため，硝酸イオン（NO−3 ）の移動は水移動に比べて遅延すると考えられる．この特徴を定量的に表すために，芽室試験区での土壌を用いて，NO−3 の吸着等温線から分配係数を求めた．一方，カラム試験により NO−3の流出試験を行い，移流分散方程式を解くことにより，NO−3 の遅延係数を求めた（田村ら, 2011）．

2.8.2 TDR 法による土壌の誘電率と電気伝導度のデータを基にした土壌溶液の NO−3 濃度推定の試み
TDR 法は土壌水分ばかりでなく，土壌の電気伝導度（ECa）も測定可能である（たとえば, 長谷川, 2014）．冬−
季の融雪期を含む畑の NO3 の挙動をモニターするため，自然積雪条件下の圃場に埋設した TDR 法による土
壌の誘電率と電気伝導度のデータをもとに，土壌溶液の NO−3 濃度の推定を試みた．このためには，土壌の電気伝導度（ECa）から土壌溶液の電気伝導度（ECw）を推定し，さらに ECw から NO−3 濃度を推定しなければならない．そこで，ECa から ECw を推定する関係式を得るために，室内試験で KNO−3 の濃度を 5 段階に，土壌水分を飽和からマトリックポテンシャルで −200 cmの範囲に変化させたカラム試験から求めた．さらに，
札幌と芽室の溶質移動モニタリングの試験区において層位別に素焼カップを用いて採取した土壌溶液の電気伝導度と NO−3 濃度の関係式を求めた（長谷川, 2014;
北海道大学 · 農研機構北海道農業研究センター, 2013）．
なお，素焼きカップを用いた土壌溶液の採取でも，厳寒条件では，採取に時間を要すると，溶液は凍結して採取困難になり，かつ手先の細かい作業も容易ではな
く難易度が高い．この問題を克服するために，塩ビの円筒がついた素焼きカップを所定の深さに埋め，脱脂
綿の入った螺旋状の針金を塩ビ管内におろして脱脂綿に土壌水を吸水させて比較的短時間で水を採取する工夫がされた．Fig. 7 はこれを採取している様子である．
詳しくは，長谷川（2013）を参照されたい．

(2019)

結深 0.43 m）と自然積雪状態で土壌凍結深が浅い対照
区（凍結深 0.11m）を設置し，両試験区において，土壌凍結前と消雪後に土壌をオーガーで採取し，NO−3 の鉛直分布を調査した（Iwata et al., 2013）．また，圧雪による凍結発達した場合の融雪水の表面流出量や硝酸態窒素の残留効果について，試験規模を農家圃場規模（10,000 m2 での処理区と対照区の 2 分割比較試験）でも実施した（Iwata et al., 2018）．

2.9 その他，低温観測条件下での工夫の補遺
Campbell 社の TDR100 による測定は，氷点下近くあるいはそれ以下になる低温環境では，観測値にノイズが発生した．対策として，TDR100 を収納しているロガーボックス内に熱源を入れてかつ断熱を強化することで，ノイズが抑えられ，観測値が安定化した．
加圧法による不飽和透水係数の測定装置について
は，共同研究者の長谷川周一教授（当時，北海道大学）
により製品化（エンドウ理化）に至り，試験の展開を容易にした．

3. 観測結果
3.1 大気−積雪−土壌系の水収支観測
冬季以外の観測については，転倒ます式雨量計による降水量とウェイングライシメータによるもの，およびキャリブレーションが十分になされた土壌水分の観測値から計算した降水量は良く一致した．雨量計の観Fig. 6 木道を設置した観測試験地．

2.8.3 土壌凍結深の違いが圃場の NO−3 の溶脱に与える影響の評価
冬季に除雪をして土壌凍結を発達させる試験区（凍Fig. 7 融雪期における土壌溶液採取の様子．

総説：北海道における土壌凍結の農業への利活用を支えた観測手法と観測結果
測精度が前述のように 5 ∼ 10 % 程度の誤差で測定できており，これらの機器や観測手法はクロスチェック
から雨量換算での観測精度も同程度とみられる．小型
ウェィングライシメータによる蒸発量の観測値と一般
気象データから熱収支によって求めた蒸発量は積算蒸発量について 20 % 以内の誤差で求めることができた（Hirota et al., 2009）．なお，継続的にデータを算出する方法としてはルーチン的に観測が容易な一般気象デー
タを用いて熱収支法から算出する方法が安定していた．一般に微気象学的手法による熱収支観測でも 5 ∼20 % の推定誤差は考えられるので，このようなクロス
チェックをしながらルーチン的な観測で適用できる手法を用いることは，長期観測の実施には大きなメリッ
トとなる．
雪面熱収支の集中観測の結果は以下の通りである（Hayashi et al., 2005）．渦相関法による観測値に基づ
き、気象データから推定した融雪期の雪面蒸発量は平均で 0.24 mm d−1 であった．雪面のバルク係数 CH は顕熱に対しては高度 1.9 m ∼ 2.7 m に対して 1.7 × 10−3 ，潜熱のバルク係数 CE に対しては 2.4 × 10−3 と求められた．これは，既往の結果と比較しても同程度であった．フェーンが 1 日以上の長時間続いた場合は積雪面
としては比較的大きな蒸発量 2.2 mm d−1 が観測された．また融雪の支配的要因は，放射であり，顕熱ではなかった．このことは，北海道のような寒地の気象条
件では融雪促進には融雪材の利用が効果的であることを再確認した．なお，この観測では熱収支はバランスしていない問題が生じ（Hayashi et al., 2005），この観点からの課題は残されている．これらの各種パラメー
タの同定結果は土壌凍結深制御手法の開発にも活用されている．
冬季の降水量の観測では，元々視程計として用いられた測器（PWD11）を使用すれば，精度よく測定できる可能性が見出された（Inoue et al., 2009）．一方で，文献として公表していないが，メタルウエハ−積雪重量
計による積雪相当水量は，融雪期においては手動の観測値と比較的良く一致したが，厳冬期では観測は手動の観測値と比べて過大評価傾向であり，一致しなかった．この観測はステンレス薄板製の偏平容器（扁平容
器内は液体（不凍液）を充填し容器内の圧力を圧力センサーで電圧出力に変え積雪重量値を計測表示）を当
初は 2 枚にしていたのを 4 枚に拡張するなど改良を図ったが，その効果は認められなかった．厳冬条件では積雪は，しもざらめ状態（骸晶（コップ）状の粒からなる．大きな湿度勾配の作用により，もとの雪粒が霜に置き換わったもの）の雪質になりやすい．この雪質は粒子間結合力の弱く，横から手で押すだけ簡単にくずれるなど他の雪質とは異なる特殊な剪断応力の性質があり，雪崩の要因ともなる雪である（日本雪氷学会北海道支部, 2018）．この雪質が観測誤差を引き起こすとも考えられたが，原因は明確にされておらず今後の課題である．一方，冬季に積雪水量を手動でも定期

19

的に観測をしていれば，積雪からの蒸発量は小さいので結果的に降水量観測値を補正する際の重要な観測値となる（岩田ら, 2010）．したがって，冬季の降水量は，
風よけをした溢水式雨量計の観測値を風速で補正した値に積雪相当水量の観測値を併用して補正すると正確性が上がると考えられた．これらの方法から，2004 年
10 月から 2005 年 10 月までの年間の水収支を求めると（Hirota et al., 2009），積算降水量は 799 mm，積算
蒸発量は 591 mm であった．また，融雪後の裸地面の春季（融雪後の 4 月 ∼ 5 月）の蒸発量は 平均 2.9 mm
d−1 ，一方，夏季（6 月 ∼ 8 月）の蒸発量は平均 2.8 mm
d−1 であり，春季の方が夏季よりもわずかに多かった．
これは春季の方が気温は低いが放射量は大きく，風速は強い，十勝特有の気象条件が影響している．冬季の降水量は 236 mm で，夏季の台風時の大雨に相当する
水量が，土壌凍結が浅い条件では，融雪期の 10 日 ∼ 2
週間ほどの期間をかけて，ほとんど土壌に浸透することがわかった．複数年の観測結果からも同様な結果が得られた（Iwata et al., 2010a）．これらの融雪期における水収支が農業に与える影響と土壌凍結深制御との関連については 4. のまとめと考察でさらに言及する．

3.2 土壌凍結条件下の土壌水分の動態
凍らないテンシオメータにおける長期観測は，凍結
土壌条件での水移動に関する独自の数多くの知見を導いた（Iwata and Hirota, 2005a; Iwata et al., 2008a; Iwata
et al., 2010a; Iwata et al., 2010b; Iwata et al., 2011; 岩田,2011; 岩田ら, 2011; 岩田ら, 2013; Iwata et al., 2018）．
凍結層下層の非凍結層において，異なる深さのマト
リックポテンシャルを測定することで土壌凍結の発達及び抑制過程における水分動態を捉えた．すなわち，凍結の発達に伴い土壌水分は下層から表層への上向き
フラックスが卓越する．一方，積雪がある程度積もり，凍結の発達が抑制されると上向きの水分フラックスは観測されなくなり，ごくわずかながらも下向きフラックスがみられる．融雪期になると最大凍結深が 0.2 m以下であれば凍結していない場合と同様に融雪水の土壌浸透が抑制されず，重力による水移動になることが明らかになった．つまり，凍結層下層の土壌水分動態
は大気−積雪−土壌の相互作用と連動しており，積雪がこの動態に大きく影響，ひいては制御していると解釈できる．また，最大凍結深が 0.2 m 以上になると融雪水の土壌への浸透割合が抑制されはじめ，さらに最大凍結深が 0.3 m になると融雪水の土壌への浸透割合
が半減以下になることが明らかになった．凍結があっても最大土壌凍結深が 0.2 m 程度では土壌への融雪水の観点からは凍結をしていないのと同じであることを見出した点は特筆される．
さらに異なる測定深さの間の土層の不飽和透水係数を求めることにより，水分フラックスが求められ，十勝地方のような最大積雪深が通常 0.4 m 以上あるとこ
ろでは，最終的には上向きフラックスよりは下向きのフラックスの方が量的には多いことが明らかになっ20

土壌の物理性第 142 号

(2019)

Fig. 8 厳冬期における雪割り後の乾燥した凍結土壌の畑（左）と雪割り後に土壌凍結したまま，融雪期に湛水状態になった畑（右）．

た．ただし，土壌凍結深と融雪水の土壌への浸透割合
について，厳冬期に，一時的に気温の急上昇で降雨が生じて，その後消雪して再凍結が進んだ場合は，通常の年と異なった．すなわち，降雨後の気温の低下で多量の雨水が地表面付近で凍結することで，土壌凍結深が 0.1 m 台と比較的浅くても，融雪水の浸透が抑制された例もあった．
また，積雪 · 土壌凍結がある条件の方が，土壌水分量，水分フラックスが積雪 · 土壌凍結がない条件よりも大きいことが明らかとなった．最も地面が湿潤な状態になるのが融雪期であるのは，前述のように積雪の蒸発量がわずかで融雪水のほとんどが浸透するためである．一方で，夏季の蒸発量は 10 日平均でも大きい時は 4 mm d−1 近くとなるが（Hirota et al., 2009），夏季
よりも冬季の土壌の凍結過程の方が，土壌水分量が低下していた．このことは，夏季の蒸発過程の乾燥より凍結による乾燥の方が大きいことを示している．雪割
りにより土壌凍結が発達した畑において，これらの湿潤と乾燥した土壌の典型的な例を Fig. 8 に示す．

3.3 温室効果ガスフラックスの観測
積雪 · 土壌凍結条件下の温室効果ガス観測も独自の観測手法を開発，N2 O と CO2 を同時に観測，冬季だ
けでなく通年の観測を複数年重ねることで特徴のある知見を見出した（Yanai et al., 2011; Ohkubo et al., 2011;
Ohkubo et al., 2012; 柳井ら, 2012; Yanai et al., 2014; 農研機構北海道農業研究センター, 2013）．
土壌凍結が発達して湛水条件が続くと N2 O の土壌から大気への放出は助長され，消雪後にスパイク状の顕著な放出速度の変化を生じた．このことは，CO2 の放出速度が春から夏にかけて高くなり夏から秋にかけて低くなるといった気温の変化に対応しているのと全く対照的であった．このような条件での冬季（11 月から 4 月）の N2 O の年間放出量に対する割合は，70 %以上であった（Yanai et al., 2011）．
したがって，土壌凍結が発達する寒冷な気候帯では

N2 O の年間放出量を評価する上では冬季観測 · 評価が非常に重要となる．11 月から 4 月の半年間の N2 O の積算ガス排出量と土壌凍結の関係は，年最大土壌凍結深と有意な正の相関が示された．一方で，同じ 11 月から 4 月の半年間における CO2 排出量と年最大凍結
深との間には有意な相関関係は認められなかった．
土壌が融解するときの N2 O の短期 · 集中的な大量放出のメカニズムは以下のように説明できる．土壌凍結
深が 0.2 m よりも深くなると，融雪水量の土壌への浸透が抑制され，地表面が湛水条件になる．このため，大気との通気性が阻害されて，融凍期に土壌ガス中の酸素分圧の低下が生じる．かつ地温が 0 ℃近辺で微生物活動が可能な温度条件において，酸素から硝酸イオ
ンに呼吸基質を選択する脱窒により N2 O の生成を促し表層土壌中に蓄積が大きく進み，消雪後に湛水がなくなるのと同時に大量放出が引き起こされる（Yanai etal., 2011）．
ただし，N2 O の放出量は大きな年次間差もみられる．特に凍結が発達しても，融雪時期に積雪が少なく
湛水条件が生じない条件では，N2 O の放出量と土壌凍結深の強い関係は認められるものの，N2 O の放出は極めて小さくなり，土壌ガス中の N2 O 濃度も低くなる．
したがって，N2 O の生成強度は土壌凍結深ばかりでな
く，融雪 · 融凍期の湛水条件などにも大きく影響を受ける（柳井ら, 2012）．
積雪 · 土壌凍結が CO2 に及ぼす影響については，地温が低いため潜在的な地表からの CO2 放出量は小さ
い．さらに，土壌凍結層の存在は土壌から大気へのCO2 ガス拡散を抑制させる．ただし，土壌中の CO2 濃
度は，凍結を発達させた区での CO2 濃度は秋季から厳冬期にかけて徐々に上昇し，融雪期に最も高い値を示した．凍結が発達しない場合ではそのようなことがなく，秋季から冬季そして融雪期までの土壌中の CO2
濃度の変化は凍結を発達させた区とくらべると変化は非常に小さかった．一方，融雪や消雪に伴いガス拡散総説：北海道における土壌凍結の農業への利活用を支えた観測手法と観測結果を抑制していた積雪層と土壌凍結層が無くなると，従来の温度依存式で見積もられる量以上の CO2 放出が観測された．また，同じ土壌凍結深でも，厳冬期の一時的な気温上昇による降雨の後の気温の急低下等で土壌中に存在する氷の量が増えると，土壌凍結層のガス拡散を抑制する強度は強くなった（Ohkubo et al., 2011;
Ohkubo et al., 2012）．

3.4 自動開閉チャンバ―による温室効果ガスの連続観測
融雪前後のガス排出挙動を自動開閉チャンバーにより，詳細に観測したところ，N2 O と CO2 との日変化の動態に大きな違いが見出された（Ohkubo et al., 2011;
柳井ら, 2012; Ohkubo et al., 2012; 農研機構北海道農業研究センター, 2013）．CO2 では消雪後の日射量や気温の日周期とそれに伴う地温の変動に連動したような周期的な放出が見られた．一方，N2 O は土壌水分動態，
すなわち地表面の湛水状態の満ち引きと連動するような排出パターンが見られ，消雪し湛水が消失した以後は日夜を問わず断続的にガス放出速度が減衰しつつ排出していくという傾向を捉えた．

CO2 濃度の自動観測によって得られた特徴として，
降雨イベントに伴う一時的な土壌中の CO2 濃度の増大は，自動観測データでのみ観測された．両者に違いが生じたのは，自動観測ではセンサーが 1 地点の時々
刻々と変化する CO2 濃度変化をとらえるのに対して，
シリコンチューブを用いた土壌ガスサンプリングではセンサーに比べて応答速度が遅いためと考えられる．
土壌凍結が発達した区において，凍結融解期間中に手動データでは地表面からの CO2 放出がほとんどみられなかったのに対して自動データでは地温 0 ◦ C 付近
で CO2 放出が観測された．このことは自動観測デー
タと手動観測データの一時的な CO2 放出量のピークのタイミングの違いが現れていると考えられる．
手動観測と自動観測によって得られたデータから計算した CO2 放出量は概ね手動観測によって得られたデータに基づく積算値が自動データの積算値を上回った．この原因として，手動観測は観測時間帯は日中であり，地温が高い条件下，すなわち CO2 放出量が 1 日の平均を上回る時間帯のデータを取得したことが考えられる．

3.5 凍結条件も含む土壌中の硝酸態窒素のモニタリ
ング結果
3.5.1 火山性土の陰イオン吸着による NO−3 移動の遅延
芽室試験地の下層土を用いた室内実験から，分配係数が得られ，下層土に流入した NO−3 量の 55 % は土粒子に吸着されていると見積もられた．遅延係数を分配係数と土壌の乾燥密度および体積含水率から求めたと
ころ，値は 2.17 であった．したがって，下層土において水が 1 m 移動する際に，NO−3 は約半分の 0.5（0.46）m の移動となり，NO−3 の移動は水と比べると遅れることになる（田村ら, 2011）．

21

3.5.2 TDR 法による土壌の電気伝導度のモニタリング
から土壌溶液中の NO−3 濃度の推定
畑において素焼カップで採取した溶液の主要陰イオ−
2−ンは，NO−3 ，Cl− ，SO2−
4 であり，このうち Cl と SO4濃度は観測期間を通してほぼ一定であり，表層の作土層では下層土に比べてさらに低かった．つまり，NO−3
濃度を電気伝導度から予測する場合は他の陰イオン濃度に依存し，NO−3 濃度が低いと推定精度が低下することを意味する．

TDR 法による土壌溶液の NO−3 濃度は，凍結して不凍水量としての土壌水分が大きく低下する土壌層でなければ，連続的にモニターすることができた．また，凍結深が浅い場合，融雪期に硝酸態窒素の溶脱が著しいことをモニタリングできている可能性があることがわかった（北海道大学 · 農研機構北海道農業研究セン
ター, 2013; 長谷川, 2014）．
3.5.3 土壌凍結深の違いが圃場の NO−3 の溶脱に与える影響の評価
芽室研究拠点の試験区内に設置した，自然積雪状態の対照区と圧雪により土壌凍結深を増加させた試験区の秋と春先の硝酸態窒素の鉛直分布を裸地面と小麦畑を対象として比較したところ，土壌凍結深が深い場合
は，浅い場合と比べて表層に硝酸態窒素が残留し，下方への移動が抑制されていた（Iwata et al., 2013; Yanai
et al., 2017）．また，農家圃場規模のスケールの試験でも，圧雪により凍結が発達した区では融雪水の表面流出量が卓越し，硝酸態窒素の溶脱が抑制される結果が得られた（Iwata et al., 2018）．

4. まとめと考察— 土壌凍結深制御への統合 —積雪 · 土壌凍結地帯の積雪および融雪期における水収支や土壌水分動態および温室効果ガスの生成 · 排出について，種々の観測手法を開発し，様々な観測を組み合わせる方法で明らかにした．ここでは，これらの観測結果を総合的に示しながら考察し，土壌凍結深制御にどのように統合していくかを示す．通年の気象，水収支の観測から，冬季の蒸発量は降水量に対して，数∼ 10 % 以下のオーダーとかなり小さい．そのため積雪· 土壌凍結期間の水収支は，積雪相当水量が大きく支配する．当地の冬季の積雪相当水量（降水量）は，通常は夏季の台風時の大雨に相当する 200 mm 以上ある
ことが多く，年最大土壌凍結深が 0.2 m 以下の条件であれば，このほとんどの水量が 10 日 ∼ 2 週間ほどの融雪期間の間に土壌へ浸透する．このような融雪水の土
壌への浸透量が大きく卓越することで，土壌中の NO−3はかなり溶脱し，作物が利用できる NO−3 は小さくなる．また，このように土壌凍結深が浅い場合は，融雪
水は土壌中に速やかに浸透するので，土壌水分も減少
し，土壌の乾きが早くなることで，凍結が深い時と比べて，地温の上昇はうながされる（Iwata et al., 2010）;

22

土壌の物理性第 142 号

北海道立総合研究機構農業研究本部 · 農研機構北海道
農業研究センター, 2018） ．
最大土壌凍結が 0.2 ∼ 0.3 m 以上の場合は，融雪水の土壌への浸透は抑制され，融雪期には地面にわずか（1% 程度）でも傾斜があれば表面流出が卓越する（Iwata
et al., 2018）．地面が完全に平坦な場合は地表に湛水する状態が持続する．土壌が湛水条件にある場合は，温室効果ガスである N2 O の生成，消雪後に N2 O の放出が卓越する．また，この融雪後の融凍期に N2 O 放出量
が年間の大部分を占める．一方で NO−3 は冬季間中に土壌中に残存しやすくなる．主な要因としては，凍結
深が深くなると土壌への浸透が抑えられ，表面流出が卓越することが支配的となることである．もう一つの要因としては，融雪水の土壌への浸透は不均一でバイパス流を伴う可能性が高く，NO−3 の一部は溶脱されずに土壌中に残存する可能性もあることも考えられる．
一方，春の消雪後では，芽室での 4 月の月降水量は平年値で 61 mm，5 月は 81 mm となる（気象庁, 2018）．
一方，蒸発量は融雪後，裸地面では日平均で 2.9 mm
d−1 で月単位では約 90 mm となる．したがって，土壌の水収支的には消雪後，春以降は，蒸発量の方が降水量を上回り，土壌浸透は卓越しておらず，硝酸態窒素は土壌中に残留することになる．この残存した硝酸態窒素を春以降作物が活用することで収量の増加などの作物の生産性も向上することも明らかになった（北海道立総合研究機構農業研究本部 · 農研機構北海道農業研究センター, 2018）．
また，NO−3 の溶脱抑制は地下水汚染の軽減の寄与も期待できる．さらに，春以降は，土壌中の水移動も均一になると考えられるため NO−3 の移動はさらに遅延することも考えられる．
土壌凍結深制御の着想の背景には，現場の雪割り作
業や野良イモの問題があり，その科学的基盤には，私たちのグループがこれらの観測データに基づく知見の蓄積がある（広田, 2013）．凍結層下層における凍らないテンシオメータでのマトリックポテンシャルの観測値により，積雪の有無や管理によって大きな影響を受ける動態を明らかにしたことは，凍結深制御のイメー
ジを大きく広げ，融雪期の水収支の動態からも様々な着想とその展開が広がった．さらに，これらを統合す
る最適土壌凍結深は，様々な農業技術の要素を含む形
で拡張された．1）野良イモ対策と春先の農作業開始の遅れを伴わない形での最適土壌凍結深の導出からは
じまり，2）硝酸態窒素の溶脱抑制を図れる土壌凍結の深さを確保しつつ，3）過剰に土壌凍結を深くさせず，
土壌凍結に伴う湛水期間を抑制させることで，年間の中で冬季が支配的になる温室効果ガス N2 O の生成 · 排
出も抑制する効果を持つことにもなった．この生産性向上と環境負荷低減を両立する土壌凍結深は 0.3 m と同定された（Yanai et al., 2017）．この最適土壌凍結深は我々のこれまでの土壌凍結条件下での熱 · 水 · 物質移動での知見と土壌凍結深制御を様々な面で結ぶ統合(2019)的な成果と言える．
なお，環境負荷への影響として，冬季に雪割りや雪踏みを機械作業で実施することは燃料消費による CO2
排出量増加につながると懸念されたが，当地の畑作栽
培における作物栽培体系の中で春の畑作準備，播種から秋の収穫に至るまでの機械作業における燃料消費による CO2 排出量と比べると，その割合は概ね 10 % 以下であり，全体として与える影響は小さい（Yanai etal., 2014）．さらに，土壌凍結の効果は，特に砕土性の向上による播種 · 移植作業効率の改善と省力化への効果も考えられるので（北海道立総合研究機構農業研究
本部 · 農研機構北海道農業研究センター, 2018），むしろ春から秋の機械作業に伴う CO2 排出を抑制させる可能性もある．また，土壌凍結条件下での水動態を積み重ねた知見は，野良イモ対策の観点からも，凍結以外の要因として排水不良の圃場ほど野良イモの被害が少ない傾向があることを現地の飽和透水係数の測定値から見出した（Iwata et al., 2015）．
現在，冒頭に述べたように，ここで開発された土壌
凍結深制御手法は，さらに様々な目的で生産現場へ急速に広まっており，さらなる技術拡張も展開され，新たな可能性も見出されると期待される．

謝辞
本研究は，環境省地球環境保全試験研究費（地球一括，2005–2007），環境省「環境総合研究推進費」A-0807（2008–2010），農林水産省「新たな農林水産政策を推進
する実用技術開発事業」22079（2010–2012），科研費基
盤研究（B）JP25292153（2013–2015）科研費挑戦的萌芽研究 JP15K14831（2015–2016），生研支援センター「イノベーション創出強化研究推進事業」（2017–2019）の支援を受けて行った．ここに関わった多くの共同研
究者と協力者に謝意を表する．

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地盤凍結工法のための凍上試験
釘﨑佑樹 1 · 大石雅人 1

Frost heave test for artificial ground freezing method
Yuki KUGISAKI1 and Masato OISHI1（empirical formula）を用いることもご理解頂きたい．
しかし一方で，数センチ程度の試験供試体を用いて現地盤の膨張を予測するこの手法は，地盤を均質なもの
トンネル掘削の際，地盤の強度および止水性を向上
として巨視的に扱うため，「地盤の不均質さ」を表現でさせる補助工法として，凍土を人工的に造る地盤凍結
きないという問題を含むが，これは土壌物理分野でも工法がある．凍結工法では，地中に凍結管と呼ばれる共通の問題と思われる．この解説を通して，微視的な鋼管を埋設し，管内に低温の不凍液を循環し周囲の地視点をより大事にする土壌物理分野の方々とこの問題
盤を凍結させることで凍土を造成する（加藤, 1988）． を共有し，問題解決への取組みや凍上現象解明の一助
Fig. 1（a）に示すように，地表から地盤鉛直方向に凍となることを期待したい．
結管を埋設する場合や，立坑やトンネル内から地盤水凍上試験には，供試体の側方変位を拘束し凍結させ平方向に凍結管を埋設する場合などがあり，その手法た際の凍結体積膨張率を求める一軸凍上試験と，側方
は工事現場ごとに異なる．
変位を拘束せずに凍結させた際の凍結線膨張率を求め1. はじめに人工凍結と自然凍結の最も大きな違いは，凍土のできる深さと凍結方向にある．自然凍結では，地表から一次元的に凍結が進行するため，凍結層は地表付近に形成される．凍結線（0 ◦ C の等温線）の進行にともない土の体積が凍結膨張する，いわゆる凍上現象が生じる．この際，土の凍結膨張変位は熱流方向，すなわ
ち地盤鉛直方向に顕著に発現する．一方，凍結工法に代表される人工凍結では，凍結管埋設方法によって，任意の深さに様々な形状の凍土を造成できる（Fig. 1（a）,（b））．このように，人工凍結では地盤内において三次元的に凍結が進行するため，凍結膨張はあらゆる方向に発現しうる（上田ら, 2005）．地下構造物が多数存在する都市部の飽和地盤において多く用いられる凍結工法の施工に際しては，凍結膨張量を正確に予測し，対応することが重要な課題となる．そのため，要素試
験として現地採取土を用いた室内凍上試験を行い，その結果を基に現場の凍結膨張変位の予測を行っている（上田ら, 2007）．
以下に紹介する凍上試験を基にした現地盤の膨張
変位予測手法は，水分飽和度や温度境界条件が複雑な
自然凍結にはそのまま適用し難い．さらに，土壌物理の分野では，土中で生じる物質 · 熱移動を微分方程式
で表現するのに対して，我々は，地盤工学的に実験式
1 Department of Technology and Development, Seiken Co., LTD., Japan,
Corresponding author: 釘﨑佑樹，株式会社精研．
2018 年 8 月 31 日受稿 2019 年 4 月 11 日受理る三軸凍上試験がある．次章以降では，一軸凍上試験と三軸凍上試験に章分けし，それぞれの試験における方法および結果の整理方法について述べる．さらに，凍結膨張予測の上で考慮する影響因子について 4 章で述べる．

2. 一軸凍上試験
2.1 概要凍上試験は，凍結工法を施工する際に生じる凍結膨張によって引き起こされる地表面の凍上や既設の地中構造物に働く膨張圧を予測し評価するために実施する．多くの現場においては，一軸凍上試験を実施し現地盤の膨張予測をすることで，実用上問題のない予測ができることが確認されている（例えば，大石ら,
2017）．ただし，後述するように，凍結膨張の影響が大きく，より高い予測精度を求められる現場に対しては
三軸凍上試験を行うことがある．しかしながら，三軸凍上試験は凍上定数の同定に多くの試験点数が必要であることや，試験操作の難易度が高いことなど実用上の制約があり，現場試料土を用いた要素試験には一軸凍上試験が選択されることが多い．Fig. 2 に一軸および三軸凍上試験の結果を実施工の凍結膨張予測へ適用する際の考え方を示す．これは，ある一つの冷却面により凍土が造成される場合における凍結膨張の発現方
向とその比率を模式的に表したものである．この考え

土壌の物理性

26

第 142 号

(2019)

Fig. 1 地盤凍結工法における施工例の模式図．(a) シールドマシンの到達防護の例，(b) 地中拡幅防護の例．
Schematic diagram of construction site with artificial ground freezing method. (a) protection of surrounding ground for arrival of shield tunnel boring machine, (b) protection of surrounding ground for
widening of tunnel.

吸水型と排水型に分けられる．吸水型では，凍土中に残存する 0 ◦ C 以下でも凍らない液状水（不凍水）を水みちとして，未凍結側から凍土側に水が移動して凍結することで，膨張が生じる．粘性土の多くがこれに該当する．一方で排水型は，バルクの水の凍結膨張によって未凍結土中の間隙水が系外へ押し出されること
によって水分移動が生じる．砂質土では排水型となる傾向がある（隅谷ら, 2000）．

Fig. 2 一軸および三軸凍上試験の結果を用いた実施工における凍結膨張予測の考え方．
The concept of the prediction of frost heave in actual construction work applying the results of uniaxial/triaxial frost heave
tests.

方を基本として，様々な形状の凍土の膨張予測を行っている．

2.2 試験装置および方法
一軸凍上試験には，Fig. 3 の模式図に示す試験装置を用いる．凍結工法のための凍上試験装置に関する特筆すべき機能として，供試体に任意の拘束応力を与えられること，自由な吸排水を可能にした開放系である
こと，一定凍結速度で凍結させられることが挙げられ
る．開放系の特徴として，土の凍結に伴う水分移動は，供試体には，所定の大きさの円柱形に整形した試料土を用いる．供試体を納めるシリンダー（Fig. 3 ⑥）との摩擦の影響を軽減するために，供試体直径は極力大きい方が望ましいが，試料土を採取するボーリングコ
アの径を考慮して，ϕ60 mm と ϕ100 mm のシリンダーを使い分ける．また，供試体高さは，未凍結土の厚みや透水係数に起因する水分移動の抵抗の影響や，凍結
線より低温側の凍上が生じない領域の影響を考慮し，最も凍上しやすい 40 mm としている（高志ら, 1983）．
供試体を用意した後，供試体側面との摩擦抵抗を軽減するため内壁に薄くグリスを塗布したアクリル製シリンダーに，供試体を投入する．その後，シリンダー内にピストン型冷却部（Fig. 3 ③）を挿入し，スプリング（Fig. 3 ⑮）の圧縮により所定の上載荷重を供試体に与える（錘ではなくスプリングを用いることで，大深度を想定した荷重を容易に与えることができる）．
Fig. 4 に吸水型の場合の凍結開始後の上下冷却部の温度，凍上量および吸水量の経時変化の模式図を示す．
上下冷却部を氷点温度に十分な時間保った後，主冷却部の温度を急激に降下させ供試体下端に氷核を形成し，すぐさま主冷却部温度を氷点に戻す（サーマル
ショック法（Fig. 4 A））
．この操作以降を凍結期間とす解説：地盤凍結工法のための凍上試験

27

Fig. 4 凍結開始後の温度，凍上量および吸水量の経時変化の模式図（吸水型の場合）．
Schematic diagram of changes in temperatures, frost heaveamount, and water intake amount with elapsed time after startof freezing (in case of frost heave with water intake).

2.3 試験結果の整理方法
一軸凍上試験では側方変位を拘束するため（試験中，供試体の断面積 A0 は一定），基準化後に一定値を示した凍上量を ∆h とすると，凍結体積膨張率 ξv は次式で定義される．

ξv = ∆V/V0 =∆h/H0(1)

ここで，∆V は凍結体積膨張量，V0 は 初期体積，H0 は初期供試体高さである．同様に，吸排水率 ξw は凍結完了時の吸排水量 ∆W を用いて，Fig. 3 一軸凍上試験装置の模式図．
Schematic diagram of uniaxial frost heave test equipment.

る．その後，ピストン型冷却部温度を氷点に保ちつつ主冷却部の温度を一定降下速度で変化させることで，供試体を下から上へ一定凍結速度で凍結させる（高志· 益田, 1975）．凍結期間には，凍上変位によってスプリングが圧縮され拘束応力が増加するため，除荷を行い，応力を一定に保つ．
凍結完了は，凍結線が供試体の上端を完全に通過して，吸水が停止した点（Fig. 4 B）とする．排水型でも同様に，時間–排水量曲線の傾きの変化から凍結完了を判断している．また，主冷却部の温度降下速度によって凍結完了時の冷却部温度は試験毎に異なるため，筆者らは凍結完了後に主冷却部温度を −10◦ C に下げる操作（基準化（Fig. 4 C））を行っている．これは，凍土
中の不凍水の相変化が凍上量に及ぼす影響を揃えるためである．

ξw = ∆W/V0 = ∆w/H0(2)と表される．ここで，∆w = ∆W/A0 である．凍結完了までに要した時間 ∆t より，凍結速度 U は，

U = H0 /∆t(3)と表される．

2.4 一軸凍上定数の算出
高志ら（1974）は人工的な凍土造成に伴う凍上量管理の必要性に駆られ，体系的な凍上実験を行った．拘束応力 σ を一定とし凍結速度 U を変えた実験と，U一定で σ を変えた実験が行われ，それぞれ以下の実験式を導出した．

B
ξv = A + √U(4)

土壌の物理性28

ξv = ξ0 +Cσ

第 142 号

(5)

ここで，A, B, C, ξ0 は土固有の定数である．Fig. 5 に根岸土丹を例に，（a）凍結速度の平方根の逆数と凍結
体積膨張率との関係，（b）拘束応力の逆数と凍結体積膨張率との関係を示す（高志ら, 1974）．Fig. 5 中の実線はそれぞれ（4）式，（5）式によるもので，定数はそれぞれ A = 0.0245 （–）, B = 0.0281 （–）, ξ0 = 0.003（–）, C = 0.0112 （MN m−2 ）である．（4）式は実測値をよく表しているが（Fig. 5（a）），
（5）式は応力が 0.2
MN m−2 より小さい範囲では実測値から逸脱している（Fig. 5（b））
．これは，未凍結領域の長さや透水係数によって吸水が制限される現象（動水抵抗）のために凍結膨張率が低下したためである（高志ら, 1976）．これについては 4 章で解説したい．
さらに両式は以下の 1 つの式にまとめられる．

√ 
σ0 
U0 
ξv = ξ0 +
1 +

σ
U

(2019)も生じうる．先述のように，凍土に近接する構造物への凍結膨張の影響を考えるとき，凍結膨張変位の方向性を考慮することが予測精度向上につながる．そこ
で，熱流方向の拘束応力 σ1 と熱流と直角方向の拘束
応力 σ3 を任意に与えられる三軸凍上試験装置が作られた．これにより，現場の応力条件により近い状態において熱流方向および熱流と直角方向の凍結線膨張率を求められるようになった．体系的な三軸凍上研究は
山本ら（1994）によって行われ，凍結膨張は σ1 ，σ3 にともに依存することや，凍結膨張には異方性があり，熱流と直角方向よりも熱流方向への凍結膨張が起こりやすいことが報告された．

3.2 試験装置および方法
Fig. 7 に三軸凍上試験装置の模式図を示す．三軸凍上試験は一軸凍上試験と同じ試験装置を用いる．ただし，供試体の直径をシリンダー内径よりも小さくし，側方膨張を可能とする．側圧（σ3 ）は，シリンダー側(6)

ここで，σ0 , U0 は土毎の定数である．実際には，凍土中の水分 · 熱移動は凍結面の温度勾配によっても支配されるため，（6）式は厳密に物理現象を表したものではない（川端, 2001）．しかしながら，（6）式は実用性に優れており，地盤工学分野で広く利用されている（例えば，後藤 · 田地, 1999；蟹江ら, 2005）．また，凍結工法では，凍土造成期間の凍結速度をほぼ一定とみなせる期間が長く存在することから，多くの凍上試験では，
凍結速度一定（U = 1 mm h−1 ）として拘束応力を変化させる試験のみを行い，（5）式で結果を整理する場合が多い．
（5）式の C は土の凍上性を表す指標にも用いられ，C が大きいほど凍上しやすい土であるといえる．

2.5 水収支式
凍結体積膨張率 ξv と吸排水率 ξw との関係を Fig. 6に示す．図中の実線は 1.09（= 1 + Γ，Γ: 水の凍結膨張率）の傾きを持つ近似直線であり，ξv と ξw には次の関係を見出だせる．

ξv = (1 + Γ) ξw + β(7)

上式は凍上試験における水収支を表現したもので，高志の吸排水ポンプモデルによって求められた水収支式と一致する（高志ら, 1974）．ここで，β は元々土が持つ間隙水による凍結膨張率を表し，σ および U に無関
係な値である．凍土内には氷点下でも液相を保つ不凍水が存在するため，β は初期間隙率 n と Γ の積より小
さい値となる．

3. 三軸凍上試験
3.1 概要凍結膨張は熱流方向だけでなく，熱流と直角方向に√
Fig. 5 (a) 凍結体積膨張率 ξv と 1/ U との関係，および(b) 凍結体積膨張率 ξv と拘束応力の逆数 1/σ との関係（高志ら，1974 より引用）．
(a)√Relationship between volumetric frost heave ratio ξv and1/ U, (b) ξv and1/σ[adapted from Takashi et al., 1974].

解説：地盤凍結工法のための凍上試験

29

さらに，ξv は熱流方向（鉛直方向）の凍結線膨張率 ξ1と熱流と直角方向（半径方向）の凍結線膨張率 ξ3 に分けられ，それぞれ以下のように定義される．

ξ1 = ∆h/H0(10)

ξ3 = ∆r/R0(11)

ここで，∆r は基準化後の熱流と直角方向の変位量，R0
は初期供試体半径である．水収支から（7）式が成り立ち，さらに ξv は上記の定義より，

ξv = (1 + ξ1 ) (1 + ξ3 )2 − 1Fig. 6 凍結体積膨張率 ξv と吸排水率 ξw との関係（高志ら，1974 より引用．ただし，原図の傾きとは異なる）．
Relationship between volumetric frost heave ratio ξv and water
intake ratio ξw [adapted from Takashi et al., 1974]. The slopeof line in this figure is diﬀerent from that in original figure.

(12)と書ける．したがって，（12）式と（7）式から ξ3 は，√
ξ3 =

β + (1 + Γ) ξw + 1−1
1 + ξ1(13)と表される．試験結果から（13）式を使用し ξ3 を導出するには，予め一軸凍上試験を実施し（7）式により βを求めておく必要がある．なお，山本ら（1994）は，凍結後の供試体の直径をノギスで実測し，ξ3 の実測値と（13）式の計算値が一致することを確認している．凍結後の供試体寸法を直接測定することの煩雑さを考慮し，実用上は計算にて ξ3 を求めている．

3.4 三軸凍上定数の算出
山本ら（1994）は σ3 を固定して σ1 を変化させた
σ3 同一条件と，その逆の σ1 同一条件で実験を行った．
Fig. 8 に山本ら（1994）の実験による藤森粘土の熱流方向の凍結線膨張率 ξ1 と熱流方向応力 σ1 の逆数との関係，熱流直角方向の凍結線膨張率 ξ3 と直角方向応力
σ3 の逆数との関係を示す．ξ1 に注目すると，σ1 が大きいほど ξ1 は小さく，σ3 が大きいほど ξ1 は大きい．
対象的に，σ1 が大きいほど ξ3 は大きく，σ3 が大きいほど ξ3 は小さい．この関係は次式で表される．
Fig. 7 三軸凍上試験装置の模式図．
Schematic diagram of triaxial frost heave test equipment.

面から供給する圧縮空気により与える．また，側面にグリスを塗布し，側面をゴムスリーブで覆うことで，一軸凍上試験と同様に上端面のみからの吸排水を可能とする．凍結開始から基準化までの操作は一軸凍上試
験と同様である．

3.3 試験結果の整理方法
凍結体積膨張率 ξv および吸排水率 ξw は，

ξv = ∆V/V0(8)

ξw = ∆W/V0(9)

ξ1 = a +bσ3 + cσ1(14)

ξ3 = d +eσ1 + fσ3(15)

ここで，a ∼ f は三軸凍上定数と呼ばれる実験定数であり，藤森粘土では a = −0.043 （–），b = 0.029 （–），
c = 0.010 （MN m−2 ），d = −0.025 （–），e = 0.023 （–），
f = 0.002 （MN m−2 ）である．Fig. 8 中の実線は（14），（15）式によるものであり，複数の応力の組み合わせに対して，実験式は実測値をよく表現している．また，Fig. 9 に示すように，等応力条件（σ1 = σ3 ）における拘束応力と各方向の凍結線膨張率とを比較すると，常にξ3 < ξ1 の関係にあることが分かる（山本ら, 1994）．この結果により，凍結膨張には異方性があり，元々熱流土壌の物理性

30

第 142 号

(2019)

Fig. 9 等応力状態（σ1 = σ3 ）における拘束応力と各方向の凍結線膨張率との関係（山本ら，1994 より引用）．
Relationship between linear frost heave ratio in heat and heatnormal direction and confining stresses with isostress condition(σ1 = σ3 ) [adapted from Yamamoto et al., 1994].

σ′ = σ + P w

Fig. 8 (a) 熱流方向の凍結線膨張率 ξ1 と 1/σ1 との関係，
および (b) 熱流直角方向の凍結線膨張率 ξ3 と 1/σ3 との関係（山本ら，1994 より引用）．
(a) Relationship between linear frost heave ratio in heat flow
direction ξ1 and 1/σ1 , (b) linear frost heave ratio in heat normal flow direction ξ3 and 1/σ3 [adapted from Yamamoto et al.,1994].

方向への凍結膨張が生じやすいことが示されている．

4. 凍結膨張予測に影響を及ぼす因子
4.1 動水抵抗の影響
凍上試験中，供試体に与える拘束応力として全応力σ を一定に保っており， Fig. 5（b）に示すように，これをもって拘束応力と凍結体積膨張率の関係を整理しているが，凍結膨張を支配する因子は全応力 σ ではな
く，全応力 σ から間隙水圧 Pw を差し引いた有効応力σ′ である（高志 · 益田, 1972）．ここで，Fig. 10 に示すような形で凍結が進行する際，拘束応力が σ で一定に保たれているとすると，凍結面の間隙水圧の低下量が−Pw になったときの凍結面における有効応力 σ′ は，Pw > 0 を考慮して，(16)と表される．動水抵抗の影響により凍結面における間隙水圧が低下し，結果として有効応力が増加すること
で，凍結膨張量が減少する．特に上載荷重が小さい場
合，この有効応力の増加量が無視できなくなる．凍結
面への吸水速度を（6）式，（7）式および（16）式を用いて表すと次式となる．

dw dw dx=
= ξw Udt
dx dt

√  


U 
σ0 
U0  


ξ0 +
=
1 +
 − β
1+Γ 
σ + Pw
U (17)

一方，凍結が進行している最中の未凍土内に生じる圧力勾配が一定であると仮定すると，未凍土中の水分移
動は Darcy の法則によって次式で表される．

dw
k Pw
=
dt
γw l − x(18)

ここで，k は土の透水係数，γw は水の単位体積重量，l
は土全体の長さ，（l − x）は x だけ凍結が進行した際の未凍土長さを表す．
（17）式と（18）式の吸水速度を連成させ吸排水率を計算し，（7）式に代入して凍結体積膨張率を求めたものが Fig. 5（b）中の破線であり，拘束応力の小さい範囲においても実測値と良い一致を見せている．また，三軸凍上試験でも一軸凍上試験と同様に間隙水圧低下量を（14）式および（15）式に適用することができる（上田ら, 2005）．

解説：地盤凍結工法のための凍上試験

31

実験室レベルでは給水源は供試体上端面であるから吸水距離は数 cm だが，現地盤では凍結対象土より数m 離れることもある．凍結工法の設計では，室内試験の結果を基に，地盤の透水係数や吸水距離の影響を考慮して現場の凍結膨張率を求めており，現場の凍結膨張率とよく一致している（大石ら, 2017）．

4.2 塩分濃度の影響
海成粘土のような土中水に塩分を含む地盤を対象に凍結工法を適用することがある．塩分含有土では，凍結膨張率は塩分非含有土に比べて小さいが，凍土の強度は低下する（高志ら, 1980）．したがって，凍土の強度確保のため塩分非含有土よりも大きな凍土量が必要となる．塩分含有地盤では，これらを考慮して凍結膨張の影響を検討する必要がある．

Fig. 10 凍結が進行する際の未凍土中の間隙水圧分布．
Distribution of pore water pressure across unfrozen soil.

塩分含有土の凍上試験に際しては，塩分濃度に応じて凝固点降下が生じるため，予冷期間の上下冷却部温度を氷点の低下分だけ低く設定し，さらに給水装置の水を所定の塩分濃度に調整する必要がある．Fig. 11 に
藤森粘土における初期塩分濃度 S と凍結体積膨張率 ξvの関係（生頼ら（1984））を示す．S が高いほど ξv は指数関数的に減少している．生頼ら（1984）によれば，塩分含有土でも（5）式が成立することが分かっている．また，三軸凍上では，熱流方向の凍結線膨張に対して S の影響は顕著に現れるが，熱流と直角方向の凍結線膨張への影響は比較的小さい（山本ら, 1994）．

4.3 不凍水量の影響
第 2.2 節で述べた通り，凍上現象には 0 ◦ C 近傍の凍
土中の不凍水が関与している．凍土中の温度と不凍水
量の関係を示す不凍水量曲線は，自然凍結の分野では土の凍結を伴う水分 · 熱移動モデルに組み込まれており（Harlan, 1973），凍土の熱伝導率や透水係数のモデルにも応用されている（Hansson et al., 2004；Watanabe
and Flury, 2008）．一方で凍結工法では，不凍水量の影
響を考慮することはほとんどないが，凍結対象の地盤の不凍水量曲線を知ることは，熱移動解析を用いた凍土造成量予測の精度向上に繋がるほか，凍結膨張予測の点からも，凍結膨張特性との関係性を把握することは有用と考えられる．しかしながら，既存の不凍水量の測定技術には高価な装置が必要であることや手法が煩雑であることから，実用上より簡便に不凍水量を測定できる手法が望まれる．そこで，一軸凍上試験のデータから不凍水量曲線を推定する試みがなされた．
Fig. 12 に凍上試験より推定した藤森粘土の不凍水量曲線を示す（隅谷ら, 2018）．ここで，不凍水量は土の乾燥重量あたりの不凍水の重量の比で定義される．隅谷ら（2018）は，凍上量 h から氷晶析出に伴う吸水凍上
分（1 + Γ）× w を差し引いた値の経時変化を不凍水の相変化によるものとみなし，これにより推定した不凍水量曲線がカロリメータ法による既往の実測値（土質工学会, 1994）と概ね良い一致をすることを示した．今後の課題として，過去の施工現場の試料土に本手法を適用し，凍結膨張特性と不凍水量との関係性を検討す

Fig. 11 凍結体積膨張率 ξv と間隙水の NaCl 濃度 S との関係（生頼ら，1984 より引用）．
Relationship between volumetric frost heave ratio ξv and concentration of NaCl S in pore water [adapted from Ohrai et al.,1984].

Fig. 12 凍上試験より推定した温度 – 不凍水量曲線と実測値との比較（隅谷ら，2018 より引用）．
Comparison between soil freezing curve by estimated value
from frost heave test and observed values [adapted from Sumitani et al., 2018].

土壌の物理性

32

第 142 号

ることが挙げられる．

(2019)

蟹江俊仁, 赤川 敏, 三上 隆, 佐藤太裕, 金 高義 (2005): 凍土中に埋設された冷却ガスパイプラインの凍上変形とその簡

5. おわりに

易評価法. 土木学会論文集, 798: 157–166.
加藤哲治 (1988): 凍結工法による地盤改良工法. 基礎工, 16:

研究分野を問わず，物理現象としての凍上は大変興味のある現象である．地表付近の不飽和土に対する凍上量の予測手法の開発は，凍結工法の適用範囲拡大や人工凍土応用の点からも実学的な研究課題と言える．
低土被り圧下の土に対しては，動水抵抗の影響を考慮した高志の式でもって凍上量を定量的に評価できるが，その適用範囲は飽和土でかつ開式に限られる．有効土被り圧と土の含水状態を考慮した定式化は石川ら（2014）によってなされているものの，その適用性についてはデータの蓄積が不足している．地表付近の凍上量予測に関しては今後の発展が期待される．
一軸凍上試験に関しては，凍結工法に適用するための基礎研究はすでにやり尽くされてはいるが，三軸凍上には研究の余地があると考えられる．その発展形として近年では，凍上を支配する因子である土質と凍結
線膨張の発現比率を調べる研究（釘﨑ら, 2018）や，一軸凍上試験時の側方拘束圧を実測して現場応力条件と比較する研究（大石ら, 2018）など，予測精度の向上のための研究を，筆者らは精力的に進めている．また，本稿の冒頭で述べたように，地盤工学分野では巨視的に地盤の性質を表現するが，その一方で実際には土の不均質性の問題は生じている．現在の地盤凍結工法における凍結膨張予測では，土の不均質性を平均的に扱うことしかできない．分野を問わず土の不均質性は共通の問題であり，土壌物理分野では微視的な構造に着目する機会が多く感じる．我々の立場からは，土壌物理分野から何らかのヒントを得られるのではないかと考えている．こうした問題意識を共有できれば本望である．

34–40.
川端伸一郎 (2001): 土の凍上抑制工法と火山灰土の凍上特性に関する研究. 北海道科学大学, 博士論文.
釘﨑佑樹, 上田保司, 隅谷大作, 大石雅人 (2018): 細粒分含有率を変化させた飽和土の三軸凍上実験. 第 53 回地盤工学研究発表会講演集: 881–882.
大石雅人, 仙名 宏, 大畝丈広, 大西俊輔 (2017): 室内試験に基づく現地盤の凍上 · 沈下予測の評価事例. 土木学会第 72 回
年次学術講演会講演概要集: 889–890.
大石雅人, 上田保司, 隅谷大作, 釘﨑佑樹 (2018): 室内凍上試験で生じる側方拘束応力が現地盤の凍結膨張予測に及ぼす影響. 第 53 回地盤工学研究発表会講演集: 887–888.
生頼孝博, 山本英夫, 酒見浩一, 伊豆田久雄 (1984): 凍上に及ぼす間隙水の塩分濃度の影響. 第 19 回土質工学研究発表会
講演集: 761–762.
隅谷大作, 上田保司, 山本英夫, 生頼孝博 (2000): 砂質土の凍結膨張率に及ぼす細粒分含有率の影響 — 細粒分調整土による凍上実験 —. 2000 年度日本雪氷学会全国大会講演予稿
集: 147.
隅谷大作, 大石雅人, 上田保司 (2018): 凍上実験に基づく温度−不凍水分量曲線の同定. 土木学会第 73 回年次学術講
演会講演概要集: 435–436.
高志 勤, 益田 稔 (1972): 間隙水圧が地盤の凍結膨張率に及ぼす影響について. 土木学会 27 回年次学術講演会講演概要
集: 297–300.
高志 勤, 益田 稔, 山本英夫 (1974): 土の凍結膨張率に及ぼす凍結速度, 有効応力の影響に関する研究. 雪氷, 36: 1–20.
高志 勤, 益田 稔 (1975): 凍結面に吸排水を伴う定常厳密解とその応用. 雪氷, 37: 13–20.
高志 勤, 益田 稔, 山本英夫 (1976): 凍上に及ぼす未凍結土内の動水抵抗の影響（特に応力の小さい場合）. 雪氷, 38: 1–10.

引用文献

高志 勤, 生頼孝博, 山本英夫, 岡本 純 (1980): 砂凍土の一軸
圧縮強さに関する実験的研究. 土木学会論文報告集, 302:

土質工学会編 (1994): 土の凍結 — その理論と実際 — 第一回改訂版, pp. 66–67. 土質工学会, 東京.
後藤 茂, 田地陽一 (1999): 細粒分を含む砂地盤に対する原位置
凍結サンプリングの信頼性の評価. 土木学会論文集, 631:

449–458.
Hansson, K., Šimůnek, J., Mizoguchi, M., Lundin, L.C. and van
Genuchten, M.Th. (2004): Water flow and heat transport infrozen soil: Numerical solution and freeze-thaw applications.
Vadose Zone Journal, 3: 693–704.
Harlan, R.L. (1973): Analysis of coupled heat-fluid transport
in partially frozen soil. Water Resources Research, 9: 1314–1323.
石川達也, 木次谷一平, 所 哲也, 赤川 敏 (2014): 低土被り圧下の不飽和路床土の凍上量の推定方法の提案. 土木学会論文
集 E1, 70: 65–70.

79–88.
高志 勤, 生頼孝博, 山本英夫, 岡本 純 (1983): 室内凍上試験における凍結膨張率に及ぼす供試体高さの影響. 雪氷, 45:

133–142.
上田保司, 生頼孝博, 田村 武 (2005): 有効応力に基づく土の三軸方向への凍結膨張率. 土木学会論文集, 806: 67–78.
上田保司, 生頼孝博, 田村

武 (2007): 土の凍結線膨張率を取り込んだ 3 次元地盤変形解析. 土木学会論文集 C, 63:

835–847.
山本英夫, 上田保司, 伊豆田久雄 (1994): 飽和土の三軸凍結膨張に関する実験的研究. 雪氷, 56: 325–333.

Watanabe, K and Flury, M. (2008): Capillary bundle model ofhydraulic conductivity for frozen soil. Water Resources Research, 44: W12402.

解説：地盤凍結工法のための凍上試験

要旨

地盤凍結工法は地盤の強度と止水性を向上させる地盤改良工法の一つで，土中に埋設した鋼管に低温の不凍液を循環させ凍土を造成する．この際，地表面での凍上の発現や凍結膨張に伴う土圧増加によって構造物に影響を及ぼすため，凍土設計には凍結膨張予測が欠かせない．本稿では，土壌物理においても重要な凍上現象の理解への一助として，実務で用いられている開式の凍上試験手法を紹介する．一軸および三軸凍上試験のどちらにおいても，凍結膨張率を拘束応力の逆数で整理することで，凍結膨張を表現する実験式の定数を求められる．三軸凍上試験では，地盤中の応力条件を再現した上で，凍結膨張の異方性を考慮したより精度の高い膨張予測が可能になるが，実用上の制約があるため，現場の凍結膨張予測には一軸凍上試験が多く用いられる．
キーワード：地盤凍結工法，凍土，凍上試験，有効応力，凍結速度33型式︓WDR-1-3WET 型

主な特徴● 現場で瞬時に⼟壌⽔分/EC/温度を測定可能● ハウス栽培、露地栽培・植物⼯場等、あらゆる環境に適します● 従来では難しかった体積⽔分率 40%以上の測定も可能● ⼤型カラー液晶搭載による⾼い視認性と、タッチパネルによる直感的な操作性● 計測データはメモリーカードに記録され、1 測定当たり最⼤ 65,000 件の記録が可能

体積含⽔率(VWC)、電気伝導度(EC)、温度(℃)の同時計測を⼿軽に⾏うことが出来る携帯型データロガーです。乾電池で動作させる事が出来、電源の確保が困難なフィールドでの計測に最適です。
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測定精度 ︓⽔分±3%、EC±5%、温度±1℃
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開発・製造元 株式会社Ａ・Ｒ・Ｐ
販売元

本社 〒114-0024 東京都北区⻄ケ原 1-46-16

営業部－ 弊社ホームページ www.fujiwara-sc.co.jp－

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J. Jpn. Soc. Soil Phys.
土壌の物理性No. 142, p.35 ∼ 36 (2019)

土壌調査 · 分類 · 情報の研究からみた土壌物理性の情報
神山和則 1「土壌の物理性」編集委員の方から「土粒子」への因の一つである「土地の乾湿」は「透水性」
，
「保水性」
，

執筆を頼まれ，これまで積極的な学会活動を行ってこ「湿潤度」の 3 つから評価されるが，「透水性」の基準なかった不良会員でもあり，学会に少しでも貢献できは大中小の 3 つで判断されている．

るかと思い承諾してしまった．筆者はもともと土壌調

筆者が北海道農試（当時）において土壌情報を利用

査や情報解析に関する研究を行ってきたので，土壌物した情報の発信を目的として，土壌情報システムの研理性に関する研究の重要性は頭の片隅にあったもの究を行った中で，各種理化学性に基づいた土壌特性図の，土壌物理性に関連する研究経験は皆無に近い．当の作成手法について取り組んだが，粘土含量区分図や然，土壌物理を主題とした内容は書くことはできない

CEC 区分図等，分析値がある情報について図示することは容易であったが，透水性区分図や保水性区分図
等の作成は簡単にはできなかった．前述のとおり，分析値が整備されていなかったためである．各種の土壌調査報告書にはこうした土壌の物理性に関するデータはなかったが，土壌の種類と土壌物理性に関するデー
タが全くないわけではなかった．それまでに北海道農試では木下さんが土壌の水分特性と水管理に関する研究を行っており，北海道の多くの土壌について孔隙分布特性（pF – 水分曲線）や有効水分量を測定し，5 種類の土壌タイプ別に有効水分量の平均値とそれに基づく北海道のおおまかな有効水分容量分布図を公表していた（木下, 1973）．そこでいろいろと考えた末，土壌の保水性を地図化することに取り組むこととした．ただし，既存のようなおおまかに示される分布図ではな
く，土壌調査結果（土壌図とそれに付随した理化学性の情報）を利用したもう少し詳細な保水性マップの作成を目論んでいた．最初，木下さんのデータには簡単な断面情報，孔隙分布特性および有効水分量以外の情報がなかったことから土壌図を利用した地図化はできなかったが，ある時，測定した試料に仮比重の情報があることがわかり，有効水分を仮比重から推定することができることがわかった．実際には，仮比重のデータが未公表であったこと、木下さんの孔隙分布特性の測定が遠心法を用いて行われていたことから，最終的にこれらのデータの利用は断念し（読者には釈迦に説法と思うが，当時，遠心法は加圧板法に比べ，短時間で pF – 水分曲線が作成できるので多くの研究室で用いられたが，圧縮，目詰まり等の影響で正確ではないという指摘がされるようになった），前述のデータに比べはるかに少ない点数であるが，新たに採取した試料

ので，土壌調査 · 情報解析の立場から土壌物理性に対して思うところを書いてみようと思う．

1. 地力保全基本調査時代の土壌物理性情報
近代的な土壌調査（地力保全基本調査）が昭和 20 年
代に開始され，昭和 40 年代後半にはわが国の農耕地の土壌の特性や分布が明らかになり，全国の 5 万分の１
農耕地土壌図が作成された．これらの成果のうち，土壌分布については新しい土壌学の知見を取り込みながら，デジタル化され最新の土壌分類に基づいた「日本土壌インベントリー」（農研機構, 2017）として WEB
公開されている．また，土壌調査時に調べられた様々な理化学性に基づいて生産力阻害要因が明らかになり，肥培管理の改善に用いられるとともに，基盤整備や土壌改良など農地の生産力向上に利用された．しかしながら，これらの理化学性情報を振り返ってみると，
炭素，窒素，CEC など化学性のデータは数多く揃えられているものの，物理性のデータは皆無に近い．わず
かに仮比重のデータが記載されているだけである．この場合でも，仮比重のデータの多くは，深さ 30 cm 程
度までのデータがほとんどで，それよりも深くなるとデータ数は急速に少なくなる．これは，限られた時間と予算の中で実施された土壌調査において，試料採取に時間がかかる土壌物理性の分析まで手が回らなかったためと思われる．したがって，基盤整備や土壌改良を行った根拠となる情報は透水係数等の具体的な分析
データではなく，排水性が悪い，等の定性的な情報に基づいている．例えば，地力保全基本調査報告書に記載されている生産力可能性分級における生産力阻害要1 農研機構 農業環境変動研究センター

2019 年 6 月 13 日受稿

2019 年 6 月 20 日受理36

土壌の物理性第 142 号

(2019)を用いて仮比重および有効水分量の分析を行い，推定

土壌物理性の特性値が土壌分類ごとにあると，実測式を作成することとした（神山ら, 1993）．このように値が入手できない場合にモデルのパラメータとして実際に利用することはできなかったが，当時，土壌に利用ができる，などのメリットが非常に大きい．筆者

関する多くの情報が相互に利用できるデータセットと自身が行った流域の窒素動態の解析においても，こうなっていれば利用価値は高まるのに，と思ったものでした土壌分類ごとの物理性の代表値を利用して SWAT

ある．

（Soil and Water Assessment Tool）モデルによる解析を

2. 土壌環境基礎調査以降の土壌物理性データベース行うことができ，結果もそれなりの精度が得られてい地力保全基本調査が終了した後，5 年ごとに同一ほる．こうしたことからわが国でも土壌分類ごとに様々場の調査を行い，経時的な土壌の特性の変化を明らかな土壌物理性に関する代表値を整備していくことが望にすることを目的として土壌環境基礎調査事業が実まれる．最近，AI などの研究も盛んに行われ，何でも施された．この事業では土壌化学性のみならず土壌物できるような風潮があるが，基礎となるデータがなけ

理性の変化をモニターすることも行われたため，透水係数や孔隙分布特性のデータも揃っている．これらのれば何もできないことが理解されていないような気がする．AI 研究においてもこうした基盤的な情報を収

データは，土壌分類（農耕地土壌分類第 2 次案）ごと集し，整備することが基本であり，土壌情報を扱ってに集計され，大分類ごとではあるが，「新編土壌物理用

きた研究者の一人としては，こうした基盤的な情報収語事典」（土壌物理学会編, 2002）では土壌分類ごとに集に対してもっと適切な評価をして頂きたいと思う．

透水係数や保水性（pF 1.5 ∼ pF 2.7 の水分量）の平均

世界的にも土壌に関する基盤的な情報のデータベース

的な値などが公表されている．ただし，集計に用いら化を進めようという動きもある．土壌の物理性についれているデータ数は深さとともに少なくなっていて，ても，これまでに土壌の物理性を対象とした研究の中50 cm では表層の 2 割程度である．また，分析項目も土壌物理性測定の中でも比較的手間のかからない，仮比重，3 相分布などのデータ数は多い一方，透水係数や孔隙分布特性のように時間がかかる分析項目のデータ
数は少なくなっている．また，都道府県ごとに得手不得手があるようで多くの分析を行っている都道府県，
全く行っていない都道府県など様々である．

で蓄積されたデータを体系的に整理して巨大なデータ

農研機構農業環境変動研究センターが WEB 公開している「日本土壌インベントリー」では 2019 年から農耕地土壌の透水係数，pF 別土壌水分量，有効水分量といった「土壌特性図」を表示する機能を加えた．これ
らのデータは同じ土壌環境基礎調査事業のデータを用いているが，少ないデータからより適切な代表値を算出するため，土壌水分に特化した土壌区分を導入している（滝本ら, 2017）．土壌図の分類法との対応がわかるようにするなど，より使いやすい情報となることを期待している．

ベースとして整備されることを期待しながら筆をおくこととする．

参考文献
土壌物理学会編 (2002): 新編土壌物理用語事典, pp. 178–183.
養賢堂, 東京.
木下 彰 (1973): 土壌の水分特性と水管理. 北海道農試研究資料, 1: 55–80.
神山和則 · 大塚紘雄 (1993): 仮比重値を用いた有効水分容量図の作成. 日土肥誌, 64: 440–443.
農 研 機 構 (2017): 日 本 土 壌 イ ン ベ ン ト リ ー. https://soil-

inventory.dc.affrc.go.jp/. （2019 年 6 月 12 日）
滝本貴弘, 高田裕介, 桑形恒男 (2017): 土壌温度 · 水分変動を予測するための都道府県別土壌物理環境データベースの作成. 日土肥誌, 88: 309–317.

会 務 報 告I. 新旧引継ぎ事務局会議
月日：2019 年 3 月 26 日
場
所：筑波大学生物農林学系棟 B201
出席委員：石黒（会長），澤本（編集委員長），柏

III. 2019（R1）年度 第 1 回評議員会
月日：2019 年 6 月 4 日 ∼ 11 日
開催形式：メール会議
出席委員：石黒宗秀，竹内晴信，波多野隆介，冠秀木（事務局長 · 庶務幹事），倉持（会計幹事），塚本（編集幹事）
新事務局；足立（会長），小林（副会長），
江口（編集委員長），山下（事務局長），
西脇（会計幹事），朝田（編集幹事），吉川（会計監査），櫻井（オブザーバー）

昭，高橋智紀，飯山一平，岩田幸良，江口定夫，小林政広，西村拓，吉田修一郎，
取出伸夫，中村公人，森也寸志，中野恵子，常田岳志，橋本洋平（委員 17 名中 17 名参加：成立）
審議事項：

議

題：

1. 出席者自己紹介
2. 新事務局体制の確認
3. 土壌物理学会会則などの確認
4. 事務局運営について
1）学会運営について
2）大会運営について
3）学会賞の選考について
4）その他 HP 管理，バックナンバー管理
方針，繰越金の適正化
5. 会計および会員管理について
1）2018 年度決算 · 2019 年度予算
2）会員の動向について
6. 編集委員会について
1）土壌の物理性の現状とコンテンツについての方針
7. 新事務局の運営方針について
8. 担当ごとの引継ぎ

II. 2019（H31）年度 第 1 回事務局会議
月日：2019 年 4 月 16 日
場
所：農業環境研究変動センター 453 会議室
出席委員：足立（会長），小林（副会長），山下（事務局長），西脇（会計幹事），朝田（編集幹事）
議

題：1. 引き継ぎ会議の議事録案確認
2. 事務局長報告
3. 会計幹事報告
4. 編集幹事報告
5. 2019 年度大会準備について
6. 要旨集の web 公開の是非について
7. 繰越金適正化について
8. JpGU 学協会長会議について
9. 会員メーリングリストの整備について

1. 第 30 期役員選出（会計監査，選挙管理委員，編集委員，学会賞選考委員）事務局案（土壌の物
理性またはホームページをご参照下さい．
）が全会一致で承認された．
報告事項：

1. 2019 年度土壌物理学会大会の開催について
2. 会長委嘱評議員について
IV. 2019（R1）年度 第 1 回編集委員会
月日：2019 年 6 月 20 日 ∼ 7 月 4 日
開催形式：メール会議
出席委員：江口定夫，赤羽幾子，飯山一平，片柳薫
子，久保田富次郎，小林幹佳，佐野修司，
鈴木克拓，高橋智紀，釣田竜也，常田岳
志，橋本洋平，深田耕太郎，渕山律子，
百瀬年彦，渡辺晋生（委員 16 名中 16 名
参加：成立）
審議事項：

1. 編集委員の名簿の確認を行った．
2. 編集委員長より編集方針が示された．また，周囲への投稿の呼びかけが依頼された．
3. 編集委員長より閲読作業手順が示された．
4. 編集委員長より，令和元年 · 2 年度の「土壌の物理性」刊行計画が提案された．
5. 編集委員長より，令和元年 · 2 年度の「土壌の物理性」で企画する特集が説明された．
6. 編集委員長より，巻頭言 · 土粒子 · 編集後記の執筆者（案）が提示された．また，周囲への投稿の呼びかけが依頼された．
7. 編集委員長より「土壌の物理性 142 号」の発行計画が提案され，全会一致で承認された．
報告事項：

1. 編集幹事より，現在の閲読進捗状況について報告があった．
2. 編集幹事より，現在の各種企画（講座）の進捗
状況について報告があった．

土壌の物理性

38
その他：

1. 本会議に先立ち表紙写真およびデザインの変更
についてメール会議が行われ（2019 年 6 月 6 日∼ 21 日），編集委員長より提示された複数候補
案から多数決で最終案が決定された．

第 142 号

(2019)

入会 正 会 員
学生会員

Didin Wiharso
ランポン大学農学部
山口敦史
筑波大学生命環境系

会員種別変更
正 会 員 → シニア会員

V. 会員消息（2019 年 6 月 7 日まで，敬称略）
退会 正 会 員
赤江
剛夫
正 会 員
竹迫
紘
正 会 員
橋本
均
正 会 員
樋口
俊輔
正 会 員
望月
秀俊
正 会 員
山崎
祐樹
学生会員
安達
遥
学生会員
小川 あすか
学生会員
筒井
亮
学生会員
本間
雄亮
学生会員
Li Ailin金子

現在会員数（2019 年 6 月 25 日現在）
正会員

：

228

シニア会員 ：

22

学生会員

51

：

賛助会員
：
8
—————————————
小 計
：
309
購読会員
：
33
—————————————
合 計
：
342

文宜

データロガー ＦＴＪｒ（エフティージュニア）『ワンタイム測定機能』搭載で、フィールドを移動しながら多点測定
低価格ながら、各種のセンサと直接接続でき、様々な計測に利用できるとご好評をいただいているＦＴＪｒには、設定したインターバ
ルによる一般的なデータロガーとしての機能のほか、ボタン操作時の測定値を記録する『ワンタイム測定機能』が搭載されています。
電源・測定スイッチを【ＳＥＴ】にして、【ＥＮＴＥＲ】キーを長押しするだけの簡単記録。
ワンタイム測定機能を利用することで、従来のインターバルによる計測はもちろんのこと、フィールドを移動しながらの多点測定にご活用いただけます。
記録機能を持たない表示器を利用している場合など、表示された値を野帳に手書きするなどの作業が不要になり、手間の低減と転記時の誤記入の防止を実現します。

圃場を移動しながら、土壌水分の多点計測を行う場合の例▲
ACCESSSAMPLECANCEL

COPY

ENTER

▼

MEAS
SET
OFF

ENTERボタンを押すだけで簡単記録【ワンタイム測定機能】● 本体のボタン操作で測定実行、測定値をメモリに記録● 測定値以外に日付、時刻、測定番号も記録● 直前の測定値をキャンセルできるので、不要データの取り消しが簡単● 記録データはＵＳＢメモリで簡単回収(データファイルはＣＳＶ形式)● ワンタイム測定データと通常の測定データは回収後に識別可能

設置中の土壌水分計

例えば土壌水分計測では、標準のアルカリ乾電池４本利用時において、IMKO社TRIME-PICOの場合で約1,100回、Delta-T社SM150Tで約1,400回、A･R･P社WD-3シリーズで約800回の測定が可能です。
※ 内蔵電池での測定回数は、１回の測定及び表示時間を１分間としたときの計算上の回数です。
動作間隔、周囲温度などにより測定回数は大きく変動しますので目安としてください。
ワンタイム測定機能は、土壌水分計測に限った機能ではなく、他のセンサとの組み合わせにおいても利用できます。
また、SDI-12出力タイプのMETER社5TE（旧Decagon Devices社）やA･R･P社WD5など、RS232C、RS485、SDI-12のシリ
アル出力タイプのデジタルセンサに対応する FTJr-Digital （エフティージュニア デジタル）にもワンタイム測定機能が搭載されています。
お手持ちのセンサとの接続の可否など、お気軽にお問い合わせください。

詳しくはFTJr ワンタイム で 検索
〒060-0063 札幌市中央区南３条西８丁目７番地４ 遠藤ビル５Ｆ
TEL011-596-0201 FAX 011-596-0234
E-mail info@mcs-fs.com URL http://www.mcs-fs.com

バイアル瓶脱気装置セット（アクリル製）
EN-1004

特徴・100mLまでのバイアル瓶を素早く容易に減圧状態にする事ができます（例：15mLバイアル瓶だと、約30本を同時に処理できます）
・消耗品はほとんど無く、破損時も部品交換ができます
セット内容
・バイアル瓶脱気装置本体（真空ゲージ・ミニボールバルブ×2付）
・真空ポンプセット（真空ホース・オイル・オイルミストトラップ付）

ディスクパーミアメーター（負圧浸入計）
EN-2002
ディスクパーミアメーターは、土壌表面に負圧をかけ、フィールドの浸入現象を明らかにする装置です。測定原理に忠実に、持ち運びが容易で安価な製品を提供します。
ディスクパーミアメーターの特長
・亀裂の影響のない浸入現象を測定できる
・短時間、少量の水で測定が終わる
・飽和近くの不飽和透水係数が予測できる製造・販売元（有）エンドウ理化〒001-0910 北海道札幌市北区新琴似10条7丁目3-16☎（011）763-1088
FAX (011) 763-1667
Mail：endo-rika@mb.infosnow.ne.jp

41—編 集 後 記—
読者の皆様こんにちは．60 年の歴史がある土壌物
理学会も，この 142 号の発行を通じて新たな元号における一歩を踏み出しました．ご投稿頂いた会員の皆様，前期の編集委員会，版下作業をして頂いている
SOILWATER，その他，ご協力頂いた方々に感謝致します．本年 4 月より「土壌の物理性」編集幹事を務めています．編集長および 15 名の編集委員共々，円滑な閲読プロセスと柔軟な編集作業を心掛けたいと思いますので，任期 2 年間どうぞよろしくお願いします．
さて，編集委員会では，現在，新たな学会誌の表紙について検討を進めています．毎号，掲載論文等の著者から関連する写真をご提供頂き，複数の写真を組み合わせることで，会員 · 非会員問わず，読者を引きつける魅力あるデザインとしての表紙を目指したいと考えています．皆様のなかには，一般公開等のイベント
において，来場者の興味を引くため，研究対象の見える化に苦労された方がいらっしゃると思います．研究の一端を効果的な構図で切り取り，画像に収めることもまた難しいですが，それが叶えば，1 枚のスナップ
ショットによって研究の広がりを強く印象付けることができます．この試みが皆様の研究をさらに知って頂
くよい機会となることを願います．
次号は，前々号から続く凍土 · 寒冷地特集の締めくくりです．近年では，寒冷地 · 極地域生態系における
窒素 · リン等栄養塩類循環のダイナミクスへの寄与がこれまでの推定よりも大きいとする報告を目にします．この特集がそのような研究ともリンクすることを個人的には期待します．また，会員の皆様の広く参考となる報告や情報の掲載も予定しています．
皆様からのご投稿を心よりお待ちしています．
朝田景（編集幹事）土壌物理学会
事務局構成

会
長
副 会 長
事務局長
庶務幹事
編集幹事
会計幹事
会計監査

編集委員会

委 員 長
委
員

足立
泰久
小林
政広
山下
祐司
小島
悠揮
朝田
景
西脇
淳子
吉川
省子
岩田
幸良
江口
定夫
赤羽
幾子
飯山
一平
片柳
薫子
久保田富次郎
小林
幹佳
佐野
修司
鈴木
克拓
高橋
智紀
釣田
竜也
岳志
常田
橋本
洋平
深田 耕太郎
渕山
律子
百瀬
年彦
渡辺
晋生

筑波大学 生命環境系
森林研究 · 整備機構 森林総合研究所
筑波大学 生命環境系
岐阜大学 工学部
農研機構 農業環境変動研究センター
茨城大学 農学部
農研機構 農業環境変動研究センター
農研機構 農村工学研究部門
農研機構 農業環境変動研究センター
農研機構 農業環境変動研究センター
宇都宮大学 農学部
農研機構 農業環境変動研究センター
農研機構 農村工学研究部門
筑波大学大学院 生命環境科学研究科（地独）大阪府立環境農林水産総合研究所
農研機構 中央農業研究センター（北陸研究拠点）
農研機構 東北農業研究センター（大仙研究拠点）
森林研究 · 整備機構 森林総合研究所
農研機構 農業環境変動研究センター
東京農工大学大学院 農学研究院
島根大学 生物資源科学部
農研機構 九州沖縄農業研究センター
石川県立大学 生物資源環境学部
三重大学大学院 生物資源学研究科

土壌物理学会会則

細則（1）シニア会員
第 1 条 本学 会は土壌物理学会（Japanese Society of Soil 1）シニア会員は，これまで正会員であって 60 歳以上のPhysics）と称する．
常勤職に就いていない者
第 2 条 本学会は土壌物理に関する研究の進歩と普及を図り， 2）シニア会員への変更は，資格を有する会員からの申告
農業技術および環境科学の発展に貢献することを目的を受け，事務局が承認する．原則として申告された年とする．
度から適応するが，当該年度中に有資格となった場合
第 3 条 本学会はその目的を達成するために次の事業を行う.
は，次年度から適応する．
（1）研究発表会，討論会および見学会などの開催
3）シニア会員の権利は正会員に準ずる．ただし，会則第（2）学会誌「土壌の物理性（Journal of the Japanese Society
6 条で定める役員および第 9 条で定める委員会委員にof Soil Physics）」並びにその他の印刷物の発行就くことはできない．
（2011.10.28 制定 2017.10.14 改正）（3）内外の研究，技術の交流および他の学会，諸団体との協力（4）優れた論文に対する表彰「土壌の物理性」投稿規定（5）その他，本学会の目的を達成するために必要な事業
第 4 条 本学会の会員は，正会員，シニア会員（これまで正会
1. 筆頭著者は本学会会員であること．
員であって 60 歳以上の常勤職に就いていない者），学
2. 投稿原稿の区分と規定ページは下記による．
生会員および賛助会員，購読会員の 5 種とする．学会
1）「論文」（Original papers）：独創性があり，土壌への入会または退会の際は，本学会に届け出なければの物理性に関する研究および技術の進歩に寄与すならない．
ると見なされるもの．一編ごとに論文としての構
第 5 条 会員は次の会費を所定の期日までに納めるものとする．
成を整えていて，他誌に未発表のものに限る．規定ページを刷り上がり 8 ページ以内とする．
正会員
年額
5,500 円
2）「研究ノート」（Notes）：土壌の物理性に関する新
シニア会員
年額
3,000 円しい事実や研究方法の改良などの短い報告で，独学生会員
年額
3,000 円創性があり他誌に未発表のもの．規定ページを刷（大学院生を含む）
り上がり 6 ページ以内とする．
賛助会員
一口年額
22,500 円
3）「総説」（Reviews）：土壌の物理性に関する主題に
購読会員
会誌年額
7,500 円ついて，それまでの研究を総括し，今後の発展方
広告料
賛助会員
15,000 円
向を展望するもの．規定ページを刷り上がり 10
賛助会員以外22,500 円
ページ以内とする．
第 6 条 本学会に次の役員をおく．任期は 2 年とする．ただ4）「解説」（Lectures）：土壌の物理性に関する諸事
し，3 期連続の重任は認めない．選出方法は次による．
項の理解を計るための平易な解説，ならびに研究（1）会長 1 名，副会長 1 名，編集委員長 1 名
技術の普及交換を進めるための紹介など．規定
正会員の中から評議員会によって選出される．
ページを刷り上がり 8 ページ以内とする．
（2）評議員
5）「研究紹介」（My research）：現在行っている研イ 15 名 正会員の中から選挙によって選出される．
究，他の学会誌等に掲載された論文，研究上の工ロ 3 名以内を会長が正会員の中から委嘱する．
夫などについての平易な紹介．規定ページを刷り（3）会計監査 2 名
上がり 6 ページ以内とする．
正会員の中から評議員会によって選出される．
6）「資料」（Miscellaneous）：広く会員の参考となる（4）事務局長および幹事若干名
報告や情報．規定ページを刷り上がり 6 ページ以事務局長および若干名の庶務，会計，編集の幹事を会内とする．
長が委嘱する．
7）「土粒子」（Readers’ column）：「土壌の物理性」
第 7 条 会長は毎年 1 回以上総会並びに評議員会を招集する．
周辺のことについての随想や意見など．規定ペー（1）総会は本学会の最高議決機関であって，事業計画，予ジを刷り上がり 2 ページ以内とする．
算 · 決算，会則の変更等を決定する．総会は正会員，
8）「講座」（Lecture series）：「解説」と本質的な違い
シニア会員および学生会員で構成される．
はないが，特に編集委員会が企画して複数回にわ（2）評議員会は，会員の選挙によらない役員の選出，総会たって行うものを指す．規定ページを刷り上がり
議案，その他の重要事項を検討する．評議員会の議長
8 ページ以内とする．
は会長がこれにあたる．
9）「特集」（Topics）
：
「解説」
，
「総説」
，
「論文」
，
「研
（3）総会および評議員会の議決は委任状を含む多数決とす
究ノート」が混在したもので，特に編集委員会がる．ただし，会則の変更は，総会出席者の 3 分の 2 以
企画して複数回にわたって行うものを指す．規定上の賛成を要する．
ページは上記 1) ∼ 4) に同じ．
第 8 条 本学会の会務は，評議員会および総会の議を経て，会
10
）
「書評」
（Book reviews）：規定ページを刷り上が長，副会長，編集委員長および幹事がこれを執行する．
り2
ページ以内とする．
会務執行に必要な規程は別に定める．
11）「巻頭言」（Foreword）：規定ページを刷り上がり
第 9 条 本学会に次の委員会をおく．
2
ページ以内とする．
（1）選挙管理委員会
なお，上記区分において，編集委員会が会員また正会員の中から評議員会によって選出され，本学会のは会員以外に投稿依頼することがある．
評議員選挙を管理する．
3.
原稿の採否は編集委員会が決定する．編集委員会は，（2）編集委員会「論文」および「研究ノート」については 2 名，その正会員の中から評議員会によって選出される委員によっ
他の投稿原稿には 1 名の閲読者を選んで閲読を依頼すて構成され，学会誌その他の印刷物の編集に当たる．
る．ただし，
「土粒子」
，
「書評」
，
「巻頭言」について（3）学会賞選考委員会
は，この限りでない．
正会員の中から評議員会によって選出される委員に
4. 投稿原稿が 2．に記す規定ページを越える場合には，1よって構成され，学会賞を選考する．
ページあたり 10,000 円を著者負担とする．ただし，第 10 条 本学会の経費は会費その他の収入を持ってあてる．本
編集委員会が会員または会員以外に投稿依頼した原稿
学会の会計年度は毎年 4 月 1 日に始まり翌年 3 月 31の場合はこの限りでない．また，カラー印刷の場合は日に終わる．
実費を著者負担とする．
附則
5. 投稿する場合は、投稿原稿（本文，図表含む）および（1）本学会の連絡先は，これを当分の間次に置く．
原稿送り状（別紙書式）の PDF ファイルを編集委員〒305-8572 茨城県つくば市天王台 1 丁目１−１
長宛に提出する．ただし、編集委員会が別途指示した
筑波大学 生命環境系 環境コロイド界面工学研究室内
場合はこの限りではない．
（2017.10.14 改正）

6. 投稿原稿を受け付けた場合，編集委員会は速やかに受 13. 章の見出しは 1.，2.，3.，節の見出しは 1.1，1.2，
1.3，項の見出しは 1.1.1，1.1.2，1.1.3 のようにし，付番号と受付日付を明示した電子メールまたは書状を
字体はゴシック体とする．
投稿者に送る．また，投稿原稿の掲載を決定した場合，最終原稿を受領したのちに受理日付を明示した書状を 14. 略語，略号を使うときには，はじめにそれが出たときに正著者に送付する．
式名称とともに示す（例：陽イオン交換容量（CEC））．
7. 著者に対して修正を求めた原稿が，特別な事情なく 15. 単位の使い方は，国際単位系（SI）による．
6 ヶ月以内に再提出されないときは取り下げと見なす．
図表
8. 著者校正は初校のみとする．また，特に申し出がない 16. 日本語および英語の原稿ともに，図または写真の番号
限り印刷ずみの原稿は返さない．
は Fig. 1，表は Table 2 のように書く．
9. 掲載された論文等の PDF ファイルを著者に贈呈する． 17. 日本語の論文，研究ノートの場合，図，表，写真の題
また，著者は別刷りを印刷業者から購入することがで
名には英語を併記する．
きる．
18. 図，表，写真は必要最小限度とし，同一事項を表と図10. 掲載された論文等は土壌物理学会ホームページ上にもに重複して表示する事は避ける．
掲載する．論文，研究ノート，総説，解説，資料，講 19. 図，表，写真は 1 ページに 1 つずつ貼り付け，余白に座については，掲載誌発行後一年間は土壌物理学会員
図表等の番号を記す．
のみが閲覧できる．ただし，著者はオープンアクセ 20. 図と写真はそのまま製版されるので，鮮明なものを提ス（50,000 円：ページ制限なし）を選択することで，出する．
ホームページ掲載直後から誰もが閲覧可能な状態とす 21. 図は 1/2 倍などとおよその縮小率を指定し，2 倍くらることができる．
いに大きく書く．図の線の太さや文字の大きさは，刷11. 本誌に掲載された論文等の著作権は土壌物理学会に帰り上がりの大きさを考慮して決める．
属する．
22. 地図や顕微鏡写真には定尺をつけ，縮尺や倍率はつけ（2017.10.14 改正）
ない．
23. 図，表，写真の番号と題名は，別紙にまとめて一覧表「土壌の物理性」原稿執筆要領
とする．
引用文献
全般的事項
24. 本文中で文献を引用する場合は，著者名（西暦），ま1. 原稿は，日本語または英語で執筆する．
たは（著者名，西暦）とする（例：Tanaka（1994），
2. 日本語の原稿は，A4 判，25 字，26 行とし，上下左右（Nakamura and Suzuki, 1981））．著者が 3 名以上のに 30 mm 以上の余白をとる（4 枚で 1 ページになる）．
場合は第 1 著者名のあとに—ら，または et al. をつけ
3. 日本語の投稿原稿（ただし，書評は除く）は，はじめる（例：山田ら（1978），（Tayler et al., 1945））．
に日本語で表題，著者名を書き，そのあとに英語で表25. 引用文献は，本文のあとに著者名の ABC 順に書く．
題と著者名（フルネーム）を書いてから本文を書き始
未発表，私信は引用文献として記載しない．
める．英語の表題は，冒頭の単語の頭文字のみを大文
26. 引用文献の書き方は以下のようにする．
字とし，それ以降は固有名詞等，特に大文字が必要な< 雑誌 >
場合を除き，全て小文字とする．英語の著者名は名の森本 聡, 永田 修, 川本 健, 長谷川周一 (2009): 泥
1 文字目および姓の全てを大文字で記す．また，第 1炭林土壌の温室効果ガスの生成と消失．土壌の物理
ページ下の脚注に，著者の所属機関と所在地を英語で，性，113: 3-12.
Corresponding Author とする著者の氏名と所属を日Fujimaki, H., Ando, Y., Cui, Y. and Inoue, M. (2008):
本語で記す．
Parameter estimation of root water uptake model
4. 日本語の論文および研究ノートは，英語による表
under salinity stress. Vadose Zone Journal, 7: 31題 · 著者名と本文との間に英語で 300 words 程度の
38.
Abstract と 5 個以内の Key words を入れる．
Millington, R.J. and Quirk, J.P. (1959): Permeabil5. 日本語の投稿原稿（ただし，資料と土粒子，書評を除
ity of porous media. Nature, 183: 387-388, doi:
く）は，引用文献の後に日本語で 350 字程度の要旨，
10.1038/183387a0.
Bitteli, M., Flury, M. and Campbell, G.S. (2003): A
および 5 個以内のキーワードを書く．
thermo dielectric analyzer to measure the freez6. 英語の原稿は，A4 判，ダブルスペースで作成する
ing and moisture characteristic of porous me（約 600 words で 1 ページになる）．
dia. Water Resour. Res., 39(2): W1041, doi:
7. 英語の投稿原稿（ただし，書評は除く）は，Manuscript
10.1029/2001WR000930.
title，Full name of authors を書いてから本文を書き始<
単行本>
める．著者名は First name の 1 文字目および Family
Tinker, P.B. and Nye, P.H. (2000): Solute movement
name の全てを大文字で記す．また，第 1 ページ下
in the rhizosphere, p.308. Oxford University Press,の脚注に，Address of institutions of authors および
New York.
Corresponding author を記す．
土壌環境分析法編集委員会編 (1997): 土壌環境分析法,
8. 英語の論文および研究ノートは，Full name of authors
pp.129-138. 博友社, 東京.
と本文の間に 300 words 以内の英文 Abstract と 5 個
松森堅治 (2005): 地理情報システムを用いた窒素負荷
以内の英語の Key words を入れる．
予測モデル. 波夛野隆介 · 犬伏和之編 続 · 環境負9. 英語の投稿原稿（ただし，資料と土粒子，書評は除く）
荷を予測する, pp. 60-79. 博友社, 東京.
は，引用文献の後に，日本語で表題と著者名，所属機Jury, W.A. (1996): Stochastic solute transport mod関，所在地，350 字程度の要旨，5 個以内のキーワー
eling trends and their potential compatibility with
ドをつける．なお，著者が外国人のみのために日本語
GIS. In Corwin, D.L. and Loague, K. (ed.) Appli部分の作成が困難な場合，英語部分からの和訳により，
cation of GIS to the modeling of non-point source
編集委員会の責任でこれらを作成する．
pollutants in the vadose zone, pp.57-67. SSSA Special Publication No. 48, Madison.
10. 英語の適正化はすべて著者の責任において行うこと．自<Web ページ >然科学論文の執筆や校正に経験のある英語のネイティブ
FAO-AGL (2000): Global extent and location of sodic
スピーカーによってチェックされている事が望ましい．
soils. Available at http://www.fao.org/ag/AGL
11. 閲読終了後に最終原稿を提出するときには，編集委員/agll/prosoil/sodic.html.（確認年月日）
会が指示する形式の電子ファイルを送付する．
野菜茶業研究所 (2006): 野菜の硝酸イオン低減化マニ
本文
ュアル. http://vegetea.naro.affrc.go.jp/joho/manual
12. 原稿には，閲読作業の効率化を図るため，本文に行番
号を 5 行毎に書き入れる．
/shousan/index.html.（確認年月日）

（雑誌のページには p. や pp. をつけない．本の単数ページを示す場合には p.，複数ページを示す場合にはpp. をつける）
その他
27. 本要項のほか，科学技術情報流通技術基準（SIST）に準拠する．
（2012.12.20 改正）[土壌物理分野の SI 使用例]
国際単位系（SI）については多くの出版物で解説されているので，ここには，土壌物理に特に関連の深い単位の使用例を示す．
推奨される単位認められる単位

含水比
kg kg−1*
体積含水率m3 m−3
体積m3
L, cm3 , mL
密度kg m−3 , Mg m−3
濃度
kg m−3 , Mg m−3
g L−1 , mg L−1
モル濃度
mol m−3
mol L−1
力N
水分ポテンシャル J kg−1
kPa, m, cm, **
透水係数
m s−1
cm s−1
イオン交換容量 molc kg−1, cmolc kg−1
回転数
s−1
min−1
収量
kg m−2kg ha−1, Mg ha−1, t ha−1
* % 表示は，原則として分母と分子の内容が同じものの場合にだけ用いる．
** cm H2 O は使わない．
その他，疑問のあるものについては意見を聞いて編集委員会で検討する．

（2000. 3.10 改正）「土壌の物理性」投稿案内

1. 投稿原稿に対する基本方針
編集委員会は常に会員からの自主投稿を歓迎すると共に，投稿された原稿をなるべく早く，できるだけ掲
載する方向で処理したいと考えています．ただし，「土壌の物理性」に掲載する原稿は読者にとって有益かつ完成したものであることが必要です．編集委員会は，投稿原稿が「土壌の物理性」に掲載するのにふさわしい内容を持つ原稿であるかどうかを基準として，掲載の可否を判断します．なお，他誌との二重投稿は認められません．
2. 投稿原稿に求められるもの
投稿に当たっては，「投稿案内」と共に「投稿規定」「原稿執筆要領」をよく読んでそれに従うと共に，閲読者が多忙な中で時間を割くことをよく理解して最大限に努力して完成した原稿としてから投稿して下さい．
投稿原稿に求められるものは下の通りです．
（1） 内容について
1）オリジナリティーがあること（論文，研究ノートの場合）．
2）本誌の読者にとって有益であること．
3）導入，研究手法から結論に至る過程に論理性があること．
（2） 表現について
1）原稿全体の構成が整っていること．
2）表題が適切であること．
3）文章表現が適切であること．
4）英文アブストラクトや和文要旨が適切であること．
5）SI 単位や記号の使い方が適切であること．
6）キーワードが適切であること．
7）英語の表現が適切であること．
3. 投稿原稿の受付
編集委員会は投稿原稿が体裁上最小限必要とする条件を満たしていることを確認した後，原稿を受け付けます．条件を満たしていない場合には，著者への問い
合わせ，もしくは原稿を受け付けずそのまま返稿する場合があります．
4. 閲読の目的と姿勢
編集委員会は受け付けた投稿原稿が「土壌の物理性」
へ掲載するのにふさわしいかどうかを判定する資料を得るために閲読を行います．編集委員会は適任の閲読者を選定し，閲読を依頼します． 編集委員会は閲読者に対して特に次の点について注意をお願いしています．
1）原稿の内容に対する責任は著者にあること．また，原稿の価値は読者が判断するものであること．
2）閲読は内容の批判や討議を行うものではないこと．
従って，見解の相違は掲載不適の理由にならない
こと．
3）閲読者は投稿者に対して研究指導する立場にないこと．従って，新たな実験や計算の追加要求などは極力避けること．
4）閲読依頼期限を厳守すること．
閲読者から出された問題点について，編集委員
会は原稿が投稿原稿に求められるものを満たすために必要に応じて著者に修正を求めます．ただし，これは著者に対する指導や助言ではありません．原
稿の内容に対する責任はあくまで著者にあります．
5. 閲読の手順と投稿原稿の採否（1） 編集委員会は論文，研究ノートについては 2 人，
その他の区分の投稿原稿については 1 人の適任者へ閲読を依頼します．
（2） 閲読者は「2」の投稿原稿に求められる各項目について投稿原稿を評価し，閲読結果を全体意見および個別指摘事項と共に編集委員会へ報告します．
（3） 編集委員会は閲読結果を審議し，投稿原稿の採否を決定します．この際，論文・研究ノートについては原則として下のように取り扱います．
1）閲読者 2 名とも総合判定が A（このまま掲載可）の場合には，閲読結果を受け取った日付で原稿を受理（掲載決定）します．
2）1 名の総合判定は A ，もう 1 名は B（指摘の点が修正されれば掲載可）の場合，または 2 名ともB の場合には，指摘事項について著者に比較的小さな修正を求めます．修正原稿が提出され，編集委員会が修正内容を確認した時点で受理します．
3）1 名の総合判定は B ，もう 1 名は C（指摘の点が修正された後，再閲読する必要あり）の場合，または 2 名とも C の場合には，指摘事項について著者にやや大きな修正を求めます．提出された修正原稿は再び閲読を行います．
4）1 名の総合判定が D（掲載不適）の場合には，第3 の閲読者に判定を依頼することを含め，編集委員会が対応を判断します．
5）2 名の総合判定とも D の場合には，その理由を付けて著者へ返稿します．
6）閲読は 2 回までとし，再閲読においても C または D の判定がある場合には，編集委員会が対応を判断します．
（4）閲読結果の総合判定を D とする理由は次のようなものです．
1）既発表とみなされるもの．
2）重要な部分に根本的な誤りがあるもの．
3）事実に基づいた内容ではなく，単なる主観が述べられているに過ぎないもの（論文，研究ノートの場合）．
4）通説が述べられているだけで，新しい知見が全くないもの（論文，研究ノートの場合）．
5）修正を要する根本的な指摘事項を多く含んでいる
もの．
6）連載形式で構成されており，1 編ごとに独立したものと認めがたいもの．
7）全体構成や文章が粗雑で，内容の判定ができない
もの．
8）内容が本誌の趣旨に合わないもの．
9）その他，本誌に掲載する原稿としてふさわしくな
いもの．
6. その他
1）共著者は全員が原稿に責任を負って下さい．共著者がいるにもかかわらず，その共著者が原稿を読んでないと判断されるような基本的なミスがある場
合には，閲読を中止して返稿することがあります．
2）修正原稿を返送する場合には，修正結果がすぐに分かるような回答書（指摘事項に対応した修正箇所・内容一覧）を作成し，添付して下さい．

3）原稿は一度印刷公表されると末永く評価と批判の 10. 閲読者から編集委員会へ意見等がある場合は，必ず「編対象になります．閲読意見に対しては極力冷静か
集委員会への意見」として別紙への記入をお願いします．
つ慎重に対処して下さい．誤解があった場合には，（2003. 5.28 改正）
その誤解を解くだけでなく，誤解を受けないような書き方に改める努力が求められます．
4）「掲載不適」で返稿された原稿を再投稿する場合は土壌物理学会学会賞規定
新規投稿扱いとなります．
「掲載不適」とした理由を十分に確認・検討の上，再投稿して下さい． 1. 種類
学会賞に論文賞と優秀ポスター賞をおく．
（2004. 6.29 改正）
2. 論文賞の選考
論文賞は，年 1 回、以下の手順により論文賞選考委員会「土壌の物理性」閲読の手引き「以下，選考委員会」で審査し，評議員会で決定する．
1. 閲読依頼期限の厳守をお願い致します．万一，期限内（1）賞の対象とする論文は，「土壌の物理性」に，原則に閲読が困難な場合には，速やかに編集委員会事務局
として前年度（前年 4 月 1 日から翌年の 3 月 31へ連絡して下さい．
日まで）に掲載された原著「論文」とする．
2.「投稿案内」において，下のものを投稿原稿に求めてい（2）正会員（1 名以上）は, 学会賞受賞候補として（1）
ます．閲読においても，これらをその基準とします．
に該当する論文を自薦もしくは他薦することができる.
（1）内容について（3）（2）に記す論文の推薦は，学会誌「土壌の物理性」
1）オリジナリティーがあること（論文，研究ノートに公示された募集を受け，所定の書類を必要部数揃え，の場合）．
期日までに学会事務局に提出しなければならない．
2）本誌の読者にとって有益であること．
（4）選考委員会では，（1）に該当する論文の中から，
3）導入，研究手法から結論に至る過程に論理性があ（2）の推薦も考慮して受賞候補論文（以下，候補論ること．
文）を審査 · 選考し，評議員会へ付議する．
（2）表現について（5）評議員会では，候補論文が受賞に適格かどうかを判
1）原稿全体の構成が整っていること．
定する．
2）文章表現が適切であること．
3. 優秀ポスター賞の選考
3）表題が適切であること．
優秀ポスター賞（以下，ポスター賞）は年 1 回，以下4）英文アブストラクトや和文要旨が適切であること．
の手順により決定する．
5）SI 単位や記号の使い方が適切であること．
（1）選考の対象は，当該年度の土壌物理学会大会におい
6）キーワードが適切であること．
て発表されたポスターであって，筆頭者は会員とす
7）英語の表現が適切であること．
る．ただし，ポスターの筆頭者が学生の場合に限り，3.「掲載不適」とする理由としては，下のようなものが挙会員外であっても選考の対象に含める．
げられます．
（2）ポスター賞は（1）に該当するポスターの中から，
1）既発表とみなされるもの．
選考委員会および会員の投票により選考する．
（5 件
2）重要な部分に根本的な誤りがあるもの．
以下）
3）事実に基づいた内容ではなく，単なる主観が述べら
4. 表彰
れているに過ぎないもの（論文，研究ノートの場合）．
（1）論文賞は，通常総会において表彰を行う．また会
4）通説が述べられているだけで，新しい知見が全く誌上に公表する．
ないもの（論文，研究ノートの場合）．
（2）ポスター賞は，土壌物理学会大会において表彰を行
5）修正を要する根本的な指摘事項を多く含んでいるう．また，会誌上に公表する．
もの．
（2002.11.23 制定 2013.10.26 改正）
6）連載形式で構成されており，1 編ごとに独立したものと認めがたいもの．
7）全体構成や文章が粗雑で，内容の判定ができない
土壌物理学会学会賞選考委員会規定
もの．
8）内容が本誌の趣旨に合わないもの．
1. 目的
9）その他，本誌に掲載する原稿としてふさわしくな
学会賞選考委員会（以下委員会という）は，論文賞おいもの．
よび優秀ポスター賞の選考を行うことを目的とする．
4. 原稿の内容に対する責任はあくまで著者にあります． 2. 業務
また，原稿の価値は読者が判断するものです．
委員会はつぎの業務を行う．
5. 閲読は内容の批判や討議を行うものではありません． （1）学会賞規定に基づく論文賞および優秀ポスター賞の従って，見解の相違は掲載不適の理由にはなりません．
選考．
6. 閲読者は投稿者に対して研究指導する立場にありませ（2）土壌物理学会学会賞選考に関するその他の事項．
ん．よって，新たな実験や計算の追加要求などは極力
3. 構成
避けて下さい．
委員会は委員長 1 名および委員 5 程度を持って構成する．
7. 閲読者は著者と直接折衝をしないで下さい．著者との（1）委員会は正会員より構成される．
交渉はすべて編集委員会の責任で行います．
（2）委員は評議員会の推薦に基づき総会で決定する．
8. 閲読者として知り得た印刷前の原稿の内容はいかなる（3）任期は 2 年とする．ただし，再任はさまたげない．
形でも利用・引用等出来ません．厳にご注意下さい． （4）委員長は委員の互選により選出する．
9. 著者に修正を求めた後に再閲読で総合判定を D（掲載不（5） 若干名の専門委員をおくことを認める．
適）とすることは，閲読者にとっても著者にとっても非4. 開催
生産的です．完成度の低い原稿などにおいては，修正を委員会は年 3 回程度開催する．
求め再閲読を行うよりも「掲載不適」として練り直し（2002.11.23 制定 2003.11.22 改正）てから新たに投稿するよう促した方がよい場合があります．その場合には，「掲載不適」の理由（「3」参照）
を明示して下さい．個別指摘事項への意見は不要です．

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ローマ字 ∗

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著者には pdf ファイルを贈呈します．別刷を希望する方は印刷業者から購入することになります．
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Tel. 029-853-6638 Fax 029-853-7198
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土壌の物理性 第 142 号（会員配布）
発行 土 壌 物 理 学 会

2019 年 7 月 20 日発行〒 305-8572

茨城県つくば市天王台 1 丁目 1-1 筑波大学
生命環境系 環境コロイド界面工学研究室内 山下祐司 宛
電話
029-853-6638
FAX 029-853-7198
E-mailspsyomu ＠ ml.affrc.go.jp
URL
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普通 1674384 土壌物理学会 会計 西脇淳子
郵便振替
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加入者名：土壌物理学会
編集委員会事務局（投稿原稿送付先）
所在地はホームページ（http://js-soilphysics.com/ent）で最新の物を確認して下さい．
E-mail kibyosi@ml.affrc.go.jp
印

刷

創文印刷工業株式会社〒 116-0011 東京都荒川区西尾久 7-12-16

ISSN 0387-6012

Journal of the Japanese Society of Soil Physics
No. 142

July, 2019

Contents
Foreword............................................................................

Y. ADACHI...

1

S. SUZUKI, T. SAEKI, H. ITO and F. WATANABE...

5

T. HIROTA...

13

Y. KUGISAKI and M. OISHI

...

25

Special Section for Cold Regions Research and Engineering
Notes
Characteristics of seasonal changes in soil water in an agricultural field in Okhotsk-Abashiri region
with soil freezing.......................................

Reviews
Recent progress in basic research of soil frost and its application to agricultural management in Hokkaido,
Japan — Developments of several observational methods and results under cold condition —............................................................................

Lectures
Frost heave test for artificial ground freezing method............................................................

Readers’ Column.........................................................................

...

35

Announcements................................................................................................

37

Editor’s Postscript................................................................................................

41

K. KOHYAMA

Published by

Japanese Society of Soil Physics
Faculty of Life and Environmental Sciences, University of Tsukuba
1-1-1 Tennodai, Tsukuba, Ibaraki 305-8572 Japanh p://js-soilphysics.com/