土壌の物理性 第 138 号 平成 30 年 3 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

ISSN 0387-6012

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

第 138 号2018 年 3 月

土壌物理学会Japanese Society of Soil Physics

土壌の物理性
第 138 号2018 年 3 月

目

次

巻頭言

南條正巳

...

1

シンポジウム特集

石黒宗秀

...

3

南條正巳

...

5

福士圭介

...

13

佐藤 努 · 野澤笑子 · 西田崇人

...

21

...

27

...

37

...

43

...

53

会務報告

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

55

編集後記

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

57

解

説

土壌中におけるリン酸イオンの収着 · 沈殿現象

解説

土壌鉱物による微量元素吸着挙動の予測

解説

土壌の pH 緩衝作用とそのモデリング

解 説
Subsurface microbial activity: Beyond the thermodynamic ladder
Craig M. BETHKE and Robert A. SANFORD

資料
第 59 回土壌物理学会シンポジウム総合討論
土壌および帯水層中における吸着 · 微生物群集とモデリング柏木淳一 · 塚本康貴

2017 年度土壌物理学会大会講演会 ポスターセッション 発表要旨

土粒子
現地圃場における土壌水分観測について思うこと

中村公人

表紙写真の説明
稲の根に晶出したビビアナイト（リン酸第 1 鉄の青い結晶）です．ビビアナイトは低地にある還元状態の水
田作土で結晶化しますが，落水すると溶けてしまいます．ビビアナイトを観察するには，還元状態の土壌からすぐに根を洗い出して乾燥し，40 倍程度の顕微鏡を使います．写真は 2009 年 8 月 28 日に宮城県古川農業試験場内の水田で採取した水稲根です．今号掲載の「土壌中におけるリン酸イオンの収着 · 沈殿現象」をご参照下さい．

2018 年度土壌物理学会大会のご案内

日時：10 月 27 日（土） 9:00 ∼ 18:00（予定）場

所：北海道大学（予定）

参加費：3,000 円 （要旨集代として．ただし，学生会員は無料）

1．第 60 回シンポジウム
テーマ「これからの持続的農業を考える；土壌中の物質循環 · 微生物 · 共生からの視点」
総合司会

柏木淳一

事務局長

趣旨説明

石黒宗秀

会長

北海道大学農学研究院

北海道大学農学研究院

土壌生産力の支配因子を求めて水野直治

元酪農学園大学農獣医学研究科教授 · 東京農業大学 ·北海道立農業試験場

直接分析から土壌中の微生物–元素–鉱物相互作用を調べる
光延 聖

愛媛大学 農学部

植物共生科学から考える農耕地生態系の物質循環と持続的農業池田成志

農研機構北海道農業研究センター大規模畑作研究領域

農薬や肥料に依存した現代稲作への警鐘∼ 江戸時代に開発された水田の多数回中耕除草法が意味するもの
粕渕辰昭

山形大学農学部名誉教授

総合討論
司会

竹内晴信

副会長

北海道立総合研究機構十勝農業試験場

石黒宗秀

北海道大学農学研究院

2. ポスター · セッション
申し込み等の詳細は，次号および学会ホームページ（7 月ごろより）に掲載予定．
農業農村工学会土壌物理研究部会の研究集会も前日 13:00 から同じ場所で開催されます．ご興味のある方は，是非ご参加ください．

新年度の異動 · 転居等に伴う会員登録情報変更についてのお願い
土壌物理学会事務局
学会員のみなさまには，平素より当学会運営へのご理解とご協力いただき，まことにありがとうございます．さて，新年度を迎えて，異動や大学卒業修了等に伴う学会登録情報（所属，住所，学会誌送付先，会員種別等）の変更が生じる方も居られるかと思います．その場合には，速やかに学会事務局に変更内容をご連絡ください．
巻末の会員登録用紙に該当事項をご記入の上，下記宛先に（E-mail の添付ファイル，Fax などで）お送りください．届出要旨は学会 HP からダウンロードすることもできます.
※ホームページ上での大会申し込み，「土壌の物理性」論文などのダウンロードに必要なパスワー
ドの照会にメールアドレスを利用しておりますので，メールアドレスを正しく記載して下さい．

送付先 · 問い合わせ先
土壌物理学会事務局（会計幹事）倉持寛太

E-mail：spkaikei@ml.affrc.go.jp
Fax：011-706-2494 （倉持宛とお書き下さい）

J. Jpn. Soc. Soil Phys.
土壌の物理性No. 138, p.1 ∼ p.2 (2018)

土の粒子は全部わかるのか — 次の展開に向けて
南條正巳 1

土の研究に携わり，間もなく 41 年となる．過ぎてしまえば，短い．土の研究を始めたのは 1977 年であったが，それ以来ずっと気になっている課題は「土の粒子は全部わかるのか」である．ここで「粒子」とは，初期の頃，土の固相を形成しているものという意識であった．そして，物理学では素粒子なるものが論議される中で，土を構成する粒子が全部わかるのは当然かもしれない，というあせりであった．
それでも，少し冷静に考えれば，「原子」という粒子のレベルで土を捉えるなら，全部わかったと言ってほぼ良かろう．土の元素組成は有効数字 3 桁程度で分析できる．
しかし，土の元素組成がわかったからと言って，土の性質を推測するための情報は限られている．土がわかるには，元素の結合と組み合わせから成る化合物，鉱物，コロイドのレベル，そして，それらが 3 次元的にどのように組み合わさって構造体となっているか，それらは土の於かれている環境の変化に応じてどのように変化するか，生物との相互作用はどうかなどの情報が必要である．
土にはその材料となる岩石や火山灰などになかったものができることは多々ある．土の固相は有機物と無機物である．土壌有機物は動植物に由来し，普通，岩石や火山灰にはなく，土のあるその場にできたものである．有機物には生物，低分子 ∼ 高分子有機化合物が含まれる．そのうち，腐植酸やフルボ酸のゲル濾過法による連続的な分子量分布を見たとき，当時の単離精製を旨とする有機化合物の同定法では歯が立たないと思った．また，ほとんどの土壌有機物は定まった化学形態を持たないかもしれない．その他に抽出すらできず，半ば炭のようなものも含まれるヒューミ
ンもある．
それなら無機物はどうかとなるが，これを使えばいいじゃないか，と思う場面が土の研究を始めてすぐの頃にあった．それは当時の分析機器展で見た走査電子顕微鏡（SEM）と特性Ｘ線の測定による元素分析（EDX）の組み合わせである．しかし，当時，その装置は金額的に手の届くものではなかった．
土の研究者としての前半の 12 年間を農林水産省の研究機関で過ごした．そこには土の広い研究領域のほとんどすべてがあった．悔やまれることは，12 年かかってもその土の広い研究領域を勉強するに至らなかったことである．その後，大学に移っても，当初は，EDX を装着した電子顕微鏡はなかった．しかし，その後の電子顕微鏡が更新される
とき，SEM と透過電子顕微鏡（TEM）の両者に EDX が取り付けられた．その経緯はわからないが，当時の電顕室職員によれば，最近はどこでも付けているから，とのことであった．当時の装置は液体窒素で冷却する必要があり，準備に手間はかかったが，たいへん有り難い思いであった．
その装置で最初に試みたことは新鮮火山灰に含まれるアパタイトの検出であった．比重の重い液で重い鉱物粒子を分離しておいて，SEM-EDX で得られるカルシウムとリンの元素マップを見るとアパタイト粒子を探すことができた．
アパタイトについては土壌環境中にもあり得る無機酸，有機酸などとの反応を調べていた所，シュウ酸との反応の場
合アパタイト表面にシュウ酸カルシウムの被覆ができることがわかった．その他の酸では添加量に応じて溶解が進むだけであった．
次に取り組んだのはアルミニウム 13 量体の硫酸塩であった．この結晶はうまく作ると正 4 面体だけのものになるが，無定形の沈殿との混合物となることが多い．当時はあまりよい光学顕微鏡写真が撮れず，形の記録に SEM，元素分析に EDX が有効であった．しかし，これは土の粒子から離れ過ぎたモデル物質かもしれず，この課題は中断した．
その後，稲のイオウ欠乏に取り組んだ．ある土壌をポットに詰めて稲を湛水栽培すると，稲は生育不良となるが，硫酸カルシウムを施与すると回復した．そのときの稲の根は黒くなるが，その根はどんな状態であるか SEM で見ようとした．そのときに稲の根にあったものはリン酸第一鉄（ビビアナイト）の結晶であった．その結晶は稲の根の中から外側に突き出ていた．EDX からすぐにリンと鉄が成分であることがわかり，ビビアナイトであることも容易に推察された．しかし，鉱物の同定には元素組成の他に原子の並び方に関する情報が必要である．そのときにはＸ線のビームを絞る技術もあり，目に見えないわずかな試料の回折データも得られるようになっていたが，装置は手元になく，その機械メーカーの研究所に行ってデータを取ってもらった．翌年，その装置を含む研究費を申請したが，採択
1 東北大学大学院農学研究科

土壌の物理性

2

第 138 号(2018)に至らず，開示されたコメントを見た後は，身の丈に応じた申請をすることとした．
それはともかく，還元状態の土から根をシャワーヘッドで水洗いし，風乾するだけで，ビビアナイトを土から取り出すことができた．だが，文献にはその時点から三十年ほど前にビビアナイト様の物質が水稲根にあることがすでに報告されていた．その報告は光学顕微鏡による観察で，微量の鉱物を同定するに至らなかったためか，「様」という接尾語が使われていた．それ以来，水田のビビアナイトが研究報告に出ることはなかったようだが，海外の著書には，落水し土が酸化される過程で，即ち，酸化により第 1 鉄イオンの活動度が下がる過程でビビアナイトが溶けてなくなるとの理論的な推測もされていた．普通，水田の土の調査は湛水期間には行わない．その後の検討の結果，稲の根よりも作土そのものにもビビアナイトは晶出することがわかった．予めビビアナイトの集合体よりも小さい土だけを篩で分けておいて 1 ヶ月ほど湛水保温した後ビビアナイト集合体を篩などで回収する方法を組み立てた．これにより，まだ経済的ではないものの，土にたまる一方であったリン酸肥料を，一部ではあるが，土から回収しうる状況となりつつある．
水田の落水 · 酸化により溶けたビビアナイト由来のリンはどこにいくかということだが，それは酸化によって土の孔隙や水稲根にできる鉄の沈殿物（斑鉄）に保持されると見られる．そのリンは SEM-EDX で斑鉄に検出できる．この状況をより明確に観察するためには，土塊を樹脂に包埋し，研磨した試料が効果的であった．
土塊の樹脂包埋試料を使うようになって，いよいよ土の粒子は全部わかるのかという課題に取り組むこととなった．
樹脂包埋の過程で土塊の元の状態から変化がないとは必ずしも言えないかもしれないが，無機物についてはほぼ未撹
乱の土に近い状態の試料となっているのではないかと期待している．樹脂包埋状態の無機物のＸ線回折データは得られないこともないようだが，都合上 SEM-EDX からの推測となっている．そのため，別に土塊を分解 · 分画し，全体的にどんな鉱物が含まれるか判定しておく必要はある．そうすれば，多くの粒子は SEM-EDX から推定できる．その結果を見ると，生物活動の影響が強い表層の土の中では元素の分布が極端に分化する傾向がある．黒ボク土のように土になる過程でケイ素，カルシウム，ナトリウムなどの元素が大量に溶け出して，全体的にアルミニウムが多く残る
土でも，元素マップを見るとアルミニウムが多い中でケイ素だけからなる粒子は点々と見つかる．それらは風化抵抗性の強い石英以外に植物が体内に濃縮したケイ酸体である．逆に，アルミニウムだけが検出される粒子もある．既知の鉱物としてはギプサイトの可能性があるが，それとは異なりアルミニウムがハニカム模様に分布していた．それは私が未経験だっただけで，既知の菌核であった．
土は農業を含むほとんどの場においてマクロなレベルで取り扱われるものであり，土の科学はマクロな場面で役立つ必要がある．そして，これまでに土をマクロにサンプリングし，マクロな試料を粉砕 · 均一化して，分析や測定をすることが多かったと思う．その結果，マクロのまま扱う土の現象のほとんどは記述され尽くしつつあるかも知れな
い．そのような中で新しい展開をするための方法の一つとして，土の粒子レベルに立ち戻って，これまでの土の測定方法を見直す，というのはどうだろうか．たとえば，様々な土の成分の評価法に選択抽出法や可給態養分の抽出法などがある．その有効性は標準物質を添加 · 分析する方法，示差 X 線回折法，示差赤外線吸収スペクトル法などを組み合わせて評価されてきた．あるいは，目的成分やそのモデル物質を同位体ラベルする方法もあろう．だが，その目的とする成分の確認を SEM-EDX 等を使い，土の粒子レベルで目視しながら進めるのはどうだろうか．時間と手順はかかるかも知れないが，土の理解を進めるための新しい展開に繋げて行けないかと思う．時間と手順がかかるかも知れない理由は，試料を画像として見ると，すぐには同定できない，しかし，ある程度目的とする粒子と関係しそうな随伴粒子もあり，その粒子の同定をある程度する必要があるためである．ミクロな部分が特別すぎないことの確認も必要である．
土壌物理学会に参加して気のつくことは，化学的な測定結果がだいぶ多く発表されていることである．そして，そこから学ぶことは，その測定結果の取扱いや考察が私よりも総合的で，深く，幅広いように感じることである．そのスタンスは土の科学の発展に必須であり，大切にして頂きたい．
これまでに「可視化」を心がけるようになって，様々な土の成分の多様な有様をエンジョイすることができた．しかし，冒頭に述べた土の粒子に関する課題の追求は時間切れを迎えつつある．観察し残した試料，まとめに至らない
データがある中で，土の研究をもっとエンジョイしたいと思わないこともないが，時計は容赦なく進む．これまでに土を通じてお会いした国内外の皆様に感謝したい．

J. Jpn. Soc. Soil Phys.
土壌の物理性No. 138, p.3∼ 4 (2018)

第 59 回土壌物理学会シンポジウム「土壌および帯水層中における吸着 · 微生物群集とモデリング」
第 29 期土壌物理学会会長

石黒宗秀

2017 年 10 月 14 日，北海道大学農学部大講堂においす．リン酸は化学反応や生物反応により形態変化し，土て，上記のテーマでシンポジウムを開催しました．その壌物理学の研究者には，厄介な対象に見えますが，農業開催趣旨と内容に関して，簡単にご紹介します．

上の養分管理や水質環境保全の視点から非常に重要な物

自然科学の研究においては，現象の観察や測定，現象の根底にある理論，その理論を基礎とするモデル化の 3質ですので，その動態を明らかにする研究は，物理学的な視点からも展開して行きたいところです．

つが大切です．現象を的確に把握しませんと理論は構築

次に，「土壌鉱物による微量元素吸着挙動の予測」と題できませんし，理論によって現象の理解が進みます．自して，金沢大学の福士圭介さんに講演をしてもらいまし

然現象は複雑多様ですので，理論を基礎としたモデルにた．福士さんは，鉱物の表面錯体モデル研究の第一人者

よって現象の予測が可能になります．観察 · 理論 · モデです．吸着反応の理論モデルを用いて，吸着現象の本質

ルのいずれも大切です．農学や工学の分野で作物生育やを研究しています．科学として興味深いテーマであると

環境保全の技術に展開する上でも，これらのことが基礎

同時に，作物の養分や汚染物質の動態を明らかにし，汚になりますし，モデリングにより，的確な予測や評価が染対策を立てる上で重要な研究です．吸着の基礎理論式

可能となります．今回のシンポジウムでは，土壌と帯水であるラングミュアの式について説明し，その限界を明層中で起こっている吸着や微生物反応に関して，測定 ·らかにしたうえで，その欠点を克服する表面錯体モデル

理論 · モデルに関するその研究の第一人者の方々にご講の解説がありました．表面錯体モデルの中にも，比較的演いただきました．吸着や微生物活動は，科学的に興味

単純なものから，非常に複雑なものまであり，シンプル

深い現象であると共に，農業や環境とも深く結びつきなモデルはパラメータが少ない利点があり，複雑なモデます．

ルは吸着元素の挙動を良く説明できるが，複雑すぎるモ

最初に，「土壌中におけるリン酸イオンの収着 · 沈殿現

デルはパラメータが飛躍的に多くなり，現実への適用が象」と題して，東北大学の南條正巳さんにお願いしまし難しくなることを指摘しました．福士さんは，それらのた．南條さんは，これまでリン酸の土壌中における収着

うち Extended Triple Layer Model のスペシャリストで，· 沈殿現象を実験や圃場測定で，明らかにしてきました．

微量元素吸着挙動の予測に最適であると述べています．

最近は，水田の還元状態において，リン酸が鉄と反応しこの分野の展開が期待されます．

てビビアナイトという鉱物になり，これがリン酸供給に3 番目に，「土壌の pH 緩衝作用とそのモデリング」と重要な働きをしていることを明らかにしてきました．ビ

題して北海道大学の佐藤努さんに講演してもらいましビアナイトは，酸化状態になると溶解して消失するのでた．佐藤さんは，粘土鉱物学の基礎的な研究とともに，すが，還元状態の水稲根や土壌から短時間で分離 · 洗浄

それを工学として応用研究に展開する研究を精力的に進し，乾燥させるとその結晶を集めることができるそうでめてきました．pH は，言うまでもなく農学，工学，環

す．リン酸が土壌から効率的に回収できるので驚きで境のいずれにおいても重要な値で，土壌中では非常に複す．回収過程で空気にさらすので，その過程で酸化して雑な反応に影響されます．プロトンの吸着の基礎理論を

消えてしまうのではないかと思われますが，短時間に乾含む地球化学モデリングソフトによって，驚くほど見事

燥させると水が無いので溶解せずに結晶が取れます．水に pH 予測を可能にしました．pH と Eh（酸化還元電位）が強力な反応促進物質であることを再認識する現象では，重金属の沈殿溶解反応を左右し，その反応は関連す
るイオン濃度でも大きく変化するため，土壌や水中での1 北海道大学大学院農学研究院

2017 年 12 月 19 日受稿

2017 年 12 月 19 日受理

有害重金属の挙動を知る上で，熱力学反応定数から予測

土壌の物理性

4

第 138 号(2018)

する重要性を指摘しました．その計算は複雑で，手計算にした先駆的な研究です．地層中の微生物は，酸化還元

すると時間を要するのですが，地球化学モデリングソフ

反応での電子移動のエネルギーを利用して活動していまトを使うとすぐに結果が得られます．この地球化学モデ

す．酵素反応と熱力学ポテンシャル因子を組み入れた微リングソフト The Geochemist’s Workbench は，最後の生物活動のモデルを用いて，微生物量と反応に関与する

講演の Craig Bethke さんが開発したソフトで，世界中で物質濃度を計算することができます．約 200 km の距離利用されています．

の帯水層中で，硫酸還元菌とメタン還元菌が棲み分けを最後に，“Origin of subsurface microbial communities:

している現象を，流れと微生物反応のモデルから説明す

A thermodynamically consistent perspective” と題して，イリノイ大学名誉教授の Craig M. Bethke さんに講演しることに成功しました．土壌科学と物質循環を対象とすてもらいました．地下水文学が専門で，帯水層中におけ内容が豊富で，今後の関連研究の発展に大いに役立つる微生物種間の競合と共生関係をモデリングで明らかる研究にも展開できる，示唆に富む内容です．
貴重なシンポジウムでした．

シンポジウム特集

J. Jpn. Soc. Soil Phys.

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土壌の物理性LecturesNo. 138 p.5 ∼ 12 (2018)

土壌中におけるリン酸イオンの収着 · 沈殿現象
南條正巳 1

Phosphate sorption and precipitation in soils
Masami NANZYO1

Abstract: Major chemical forms of inorganic phosphatein Japanese farmland soils are phosphates sorbed by active Al and Fe under oxidizing conditions. Young volcanic
ash soils and granitic soils contain apatite. The apatite reacts with active Al in young volcanic ash soils after gradual formation of active Al. Dividing the Japanese farmland soils into Andosols and lowland soils, phosphate ismainly sorbed by active Al in Andosols whereas by active Fe in lowland soils. A crystalline precipitate of phosphate, vivianite, is formed under reducing conditions inthe submerged lowland paddy field soils although vivianite dissolves and the phosphate is sorbed by active Fe after drainage. Other crystalline phosphates may be formed
only under somewhat special conditions.
Key Words : phosphate mineral, andosol, paddy field soil

相中の濃度は低い．したがって，その固相への収着または沈殿反応の役割は大きい．沈殿反応はリン酸イオンについてもその沈殿に関して溶解度積の原理が成立し，溶液がその沈殿に関して過飽和になると沈殿が生じる．沈殿反応は多くの場合，溶液中から起こる．一方，収着反
応には土壌固相の性質が大きく影響する．活性 Al，Fe（下記参照）に対するリン酸イオンの収着はバリサイト（AlPO4 ・2H2 O）やストレンジャイト（FePO4 ・2H2 O）の沈殿溶解平衡時のリン酸イオン濃度よりさらに低い濃度でも起こる．これに対して，土壌鉱物の中でもスメクタイトやケイ酸鉱物はリン酸イオンをほとんど収着しない．
ここでは土壌中における無機のリン酸イオンの挙動に焦点を当てる．堆厩肥に含まれるリン酸イオンも主に無

1. はじめにリンは生物の必須多量元素の一つで，土壌–生物系において多様な化学形態で存在する（Sims and Sharpley,2005）．動物の骨や歯などではリン酸カルシウムとして機態である．リン酸イオンはアルカリ性の石灰質土壌とも反応するが，わが国の表土は中性 ∼ 酸性であり，省略した．

2. 土壌中に集積したリンの分析法存在する他，生物体内では糖類（イノシトールを含む）や脂肪酸などとのリン酸エステルとして存在する．また，

収着または沈殿状態にあるリンの分析に，様々な方法

生物体内のリン酸イオンは単量体の他に 2 量体，3 量体，が使われている．土壌中の全リン含量の測定には，土壌多量体としても存在しうる（Fig. 1）．

のほぼ全体を溶かすフッ化水素酸（HF）分解法が望ま農耕地には生産物多収のためにリン施肥され，そのリンは土壌成分に保持される割合が高く，その多くが作土に集積しつつある．その主な化学形態は無機態である．
一方，未耕地土壌では農耕地土壌よりリン含量は低いが，その割合を見ると有機態に富む場合が少なくない．
資源としてのリンは地球上での分布が偏っており，モ
ロッコ，フロリダ半島，コラ半島，中国での生産量が多い（Sims and Sharpley, 2005）．経済的に採掘できるリンの量には様々な推定があるが，そのリン資源を使い切る
前に，リンの永続的な循環的利用方法を確立すると共に，水系へのリンの放出を防止する必要がある．
土壌中におけるリン酸イオンは固相に多く存在し，液1 Tohoku University, 468-1 Aramaki Aza Aoba, Aoba-Ku, Sendai 9800845, Japan. Corresponding Author: 南條正巳，東北大学大学院農学系
研究科.
2018 年 1 月 17 日受稿 2018 年 2 月 1 日受理

Fig. 1 土壌およびその関連する環境中におけるリン酸イオンの化学形態．
Chemical forms of phosphates in soil and related environments.

土壌の物理性

6

第 138 号(2018)

れる．不溶性鉱物に包埋されているアパタイトなどのたするが，この条件では電子が試料中に 1 µ m 前後拡散すめ，HF 分解法より若干低い値となる土壌もあるが，ほるため，元素マッピングの分解能は SEM の画像情報ほとんど HF 分解法に近い値となる過塩素酸分解法，過塩

どには高まらない．加速電圧を下げると固体表面の画像

素酸分解法とほとんど同様の値となる灼熱後に酸抽出す

情報の分解能は高まるが，元素分析は難しい．

る迅速法，なども便利である（小宮山ら, 2009）．無機態

リン酸塩鉱物が結晶性であれば，X 線回折法（XRD）

リンの化学形態別に測定する方法や作物に吸収されやすは結晶の同定のために極めて効果的である．特に微小い部分を評価する可給態リンの評価法なども開発されて

部 X 線回折法は細砂サイズの結晶集合体部を充分に測きた．溶液化した後のリン酸イオンの定量にはアスコル

定でき，水稲根で生成したビビアナイトの同定に用いた

ビン酸還元モリブデン青法が広く使われている．

（Nanzyo et al., 2010; 2013）．

試料を溶液化せずに元素を検出する方法として固体の活性 Al，Fe への収着生成物ついては，結晶でないた

試料の元素から特性 X 線を発生させ，その X 線を測定

め XRD は使えず，分子内の共有結合の非対称振動に応することにより，元素の種類と含量を測定する方法があ答する赤外線吸収スペクトル法が使われてきた（南條，る．その方法の一つに電子顕微鏡装置と組み合わせるエ1989）．

ネルギー分散型 X 線分析法（EDX）がある．走査電子顕微鏡（SEM）との組み合わせでは，電子線の照射により3. 土壌の母材（火成岩）中のリン酸塩鉱物放出される特性 X 線を測定し，試料の立体的情報と合わせた元素分布の情報が得られる．以下に紹介する測定例

火山灰は空中を通じて，あるいは一旦火山周辺に降では，検出した元素の範囲は鉄までで，検出器が斜め上下した後，泥流として下流側に運搬されて土壌の母材の 1 方向の場合に陰となる部分もあり，注意を要する．

となる．火山灰中の P2 O5 含量は 0.1 ∼ 4.3 g kg−1 程度

定量性を上げるためには試料を平面状に研磨する必要がである．その内，注目すべきリン酸塩鉱物はアパタイト

ある．試料を樹脂に包埋して研磨する方法は土塊や植物［Ca5 (PO4 )3 X, X = F, Cl, OH など］である．

根などの断面情報を得るためにも効果的である．

火山灰中のアパタイトは火山ガラスや石英，長石よSEM-EDX による元素マッピングでは元素の 2 次元分

り比重が大きい．それらの比重の違いを利用してアパ布を表示できる．鉄までの測定では加速電圧を 15 kV とタイトを濃縮した後，SEM-EDX で見つけることがでFig. 2 雲仙普賢岳（垂木台地）の火砕流堆積物細砂重画分（比重 > 2.8）の SEM 像（左上）と P, Ca の元素マップ（下左右）及びアパタイト粒子（a, b, c）の EDX スペクトル（右上）．

Heavy fraction (particle density > 2.8) of fine sand from pyroclastic flow deposit of Mt.
Unzen (Taruki upland). Upper left: SEM image, element maps of P (lower left) and Ca(lower right), and EDX spectra (upper right) of squared areas a, b and c of the SEM image.

解説：土壌中におけるリン酸イオンの収着 · 沈殿現象

7

きる（Nanzyo et al., 1997; 2003; Nanzyo and Yamasaki,1998）．その濃縮した粒子を用いてリンとカルシウムの元素マップを作成した．両元素とも検出される粒子または部位はアパタイトの可能性が高い（Fig. 2）．花崗岩は土壌母材として各地に分布し，その中の主要なリン酸塩鉱物もアパタイトである．
アパタイトは中性 ∼ アルカリ性で溶けにくく，酸性側で溶けやすくなる．自然の土壌中に露出したアパタイト
は SEM-EDX で検出可能な範囲において明らかな被覆物等の生成をほとんど伴わず，溶出したリン酸イオンは活性アルミニウムや鉄と反応していく（次節参照）と見られる．
自然の土壌中では起こらないようだが，アパタイト表
面に被覆物ができる場合もある．それはシュウ酸塩との反応である．アパタイトに酸を加えるとその濃度が増す
につれて溶解性が高まる．そこにキレート能を持つクエン酸やシュウ酸を加えると，溶解性はさらに増す．しかし，シュウ酸塩の場合，約 pH 5 以下ではアパタイトの表面にシュウ酸カルシウムの沈殿が形成され，アパタイ

Fig. 3 フロリダとマカテア産アパタイトの 10 mmol L−1
クエン酸塩，10 mmol L−1 シュウ酸塩および 4 ∼ 0 mmol
L−1 塩酸処理における終点 pH と Ca 溶出量の関係．
Relationship between final pH and the amount of Ca dissolved from Florida and Makatea apatite with 10 mmol L−1
oxalate, 10 mmol L−1 citrate, or 4 ∼ 0 mmol L−1 HCl treatment. Vertical bars indicate standard deviation.

トの溶解性が下がる（Fig. 3）（Nanzyo et al., 1999）．

4. 活性アルミニウム，鉄とリン酸イオンの反応
自然の土壌中では，アパタイトから溶出したリン酸イ
オンは土壌中の活性 Al，Fe と反応する．その様子は火山灰土におけるリンを Ca 型，Al 型，Fe 型に区別する
選択溶解法により示すことができる．ここで「型」という表現に沈殿のみでなく収着状態にあるもの，例えば Al
型は活性 Al に収着したリン酸イオンも含む．活性 Al は
アロフェン，イモゴライト，Al-腐植複合体やカオリン鉱物の端面などに含まれ，リン酸イオンと反応する Al である．活性 Fe はゲータイトなどの結晶性の高い鉄鉱物
表面やフェリハイドライトのような結晶性の低い和水酸
化鉄中の Fe である．活性 Al，Fe との反応性は通常の土壌 pH の範囲内（4 ∼ 8 程度）では低 pH 側ほど高い．
リン酸イオンの溶存状態から活性 Al，Fe に収着した状態への変化は赤外線吸収スペクトルで観測できる．そして，ゲータイト表面とリン酸イオンの反応については
リン酸イオンの 2 つの P-O 結合がゲータイト表面の 2 つの Fe に配位した状態にあることで見解が一致している（Nanzyo and Watanabe, 1982）．和水酸化鉄では中性 ∼アルカリ性ではゲータイトの場合に近いと見られるが，酸性側におけるリン酸イオンの状態は非晶質リン酸鉄に近づくように見られる点がゲータイトと異なる（Nanzyo,1986）．活性 Al とリン酸イオンとの反応生成物は多様な状態を含むかもしれない非晶質リン酸アルミニウム類似物質と見られる．通常のリン酸施肥では活性 Al 表面の=Al-OH 基などとリン酸イオンが反応した後の化学変化で部分的かも知れないが沈殿に近い状態に移行する可能性が考えられる（Nanzyo, 1984）．この変化は例えば Fig.

4 のように，赤外線吸収スペクトルで観測できる．水溶Fig. 4 H2 PO−
4 の P-O 伸縮振動領域における赤外線吸収
スペクトル．a：水溶液中，b：Al ゲルに収着後風乾（874mmol kg−1 , pH 4.5），c：同 25 ◦ C 減圧，d：同 100 ◦ C 減圧
条件．

Infrared absorption spectra of H2 PO−
4 in the region of P-O
stretching vibration. a: in water, b: sorbed by Al gel (874mmol kg−1 , pH 4.5) and air drying, c: at 25 degrees C under
reduced pressure, d: at 100 degrees C under reduced pressure.

土壌の物理性

8

第 138 号

液中での H2 PO−
4 （リン酸イオンのもつ水素の数は pH により変化し，水素を 2 つ持つ形態は約 pH 2.2 ∼ 7.2 で主(2018)

アブラナ科作物とソバはリン肥沃度の低い黒ボク土中でそれらの根がリン酸肥料に密に絡み付く（リン獲得根となる）は鋭く分裂した吸収帯を示す．この H2 PO−
4 で伸長）．これにより，土壌とリン酸イオンの接触が抑制さは水素 2 つの影響で P-O 伸縮振動が複雑になるためで

れ，リンの利用率が高まる（Nanzyo et al., 2002; 2004b）．

ある．これに対して，アルミナゲルに収着するとリン酸

リン獲得根伸長は土壌のトルオーグリンレベルが 0.1 g

イオンの吸収帯は幅広ではあるが，単純化する方向であP2 O5 kg−1 程度未満で起こる．

る．その吸収帯は非晶質リン酸アルミニウムに近づき，

PO3−
4 はその周囲に Al が結合する正 4 面体に近い状態

5. 水田作土におけるリン酸イオンになると見られる．この状況はアロフェン質粘土に収着したリン酸イオン（Nanzyo, 1988），黒ボク土に施肥の結黒ボク土と低地土ではリン酸イオンを収着する主な土果集積したリン酸イオン（Nanzyo, 1987b）でも同様であ壌成分が異なり，黒ボク土では活性 Al であるのに対しる．火山灰土では Alo は Feo /2 より多い傾向であり，赤て，低地土では活性 Fe である．国内の農地では低地土

外線吸収スペクトルや選択溶解法でも活性 Al とより多は主に水田に使われ，水田作土の特徴は酸化と還元を繰く反応しているという結果である．

り返すことである．

活性 Al，Fe との反応は水分が高ければ容易に進行す

還元に伴い，水田作土の希酸可溶リン含量（トルオー

るが，風乾状態では進行が抑制される（Nanzyo, 1987a）．

グリン，ブレイリンなど）が増し，再酸化後に元に戻る

pH 4 ∼ 5 でリン酸 1 水素アンモニウムまたはリン酸 1

ことは古くから知られていた．そして，その理由は活水素カリウム濃度が 0.5 mol L−1 程度以上になると，カ性 Fe が第一鉄に還元されて活性 Fe に収着していたリオリン鉱物やギプサイトからそれぞれ NH4 タラナカイン酸イオンが可溶化するためと考えられてきた．最近わト［(NH4 )3 Al5 (PO4 )(HPO4 )6 · 18H2 O］，K タラナカイト

かってきたことは，この活性 Fe の還元に伴い，かなり［K3 Al5 (PO4 )(HPO4 )6 · 18H2 O］が常温，30 日程度で結晶の部分がリン酸第一鉄（ビビアナイト，［(Fe2+ )3 (PO4 )2化する．このようにして調製したタラナカイトは XRDづいたと見られる黒ボク土に NH4 Cl を加え，pH を 4 付· 8H2 O］）として結晶化することである（Nanzyo et al.,2010; 2013）．ビビアナイトとの溶解平衡にある土壌溶
液中のリン酸イオン濃度は活性 Fe への収着状態における場合よりも高まる．即ち，活性 Fe に収着していたリン酸イオンは活性 Fe が還元されても全部液相に移行す

近に調整してもタラナカイトは晶出しない．タラナカイ

るのではなく，かなりの部分はビビアナイトとして固相

ト晶出のための Al 源は土壌中の活性 Al 等でもよいが，に留まる．水田土壌のリン含量の垂直分布を見ると，多溶液中のリン酸イオン濃度は充分に高い必要がある．

くのリンは作土に集積したままだが，それはビビアナイ

や光学顕微鏡で容易に確認できる．しかし，リン集積の進行した農耕地土壌中ではタラナカイトは検出されな
い．また，施肥したリンが非晶質リン酸 Al の状態に近Fig. 5 水田作土の膜状斑鉄の研磨片．左上：SEM 像，Si（左下），Fe（右上），P（右下）の元素マップ．
Polished section of iron mottle on the pore surface of a clod. Upper left: SEM image,element maps of Si (lower left), Fe (upper right) and P (lower right).

解説：土壌中におけるリン酸イオンの収着 · 沈殿現象

9トとして沈殿するためと考えられる．即ち，土壌が酸化態になるにつれて和水酸化鉄が沈殿して活性 Fe となり，状態から還元状態に変化することで，リン酸イオンは収Fe2+ の活動度は下がり，ビビアナイトは溶解し，リン酸
イオンは活性 Fe に収着する．これは土壌中のビビアナ

着状態から沈殿状態へ変化する．
ところで，水田の湛水期間中でも作土中には酸化状態

イトでも水稲根表面のビビアナイトでも同様である．まの部位がある．それは作土表面の酸化層と水稲根内部でた，湛水期間中の水稲根外皮細胞内またはその周囲に形ある．作土表面の酸化層付近には薄い粗粒層が認められ成される管状斑鉄もリン酸イオン収着の場となる．つぎることがあり（斎藤 · 川口，1971），そこには鉄が集積しにこれらのリン酸イオン収着の場を見て行く．

ていることがある．また，この部分は生物活動が活発な

Fig. 5 は落水後の膜状斑鉄中のリン他の分布である．

部位と見られ，マクロの測定では炭素，窒素と共に有機水稲の収穫後に作土中の膜状斑鉄を持つ土塊を樹脂で固態リンの富化が認められることがある（Akahane et al.，め，切断と研磨によりその斑鉄の断面を出して，SEM-

2006）． リンの挙動にはさらに有機化の影響も垂直分布として認められることがある．施肥田植機が使われる場

EDX でケイ素，鉄，リンなどの分布を検討した．左上のSEM 像では，その下約 2/3 は土壌であり，大小の土壌鉱合，酸化層よりやや下に施肥位置がある．そこにリンの物の混合物である．その上に屑状ないし極細い棒状粒子

高濃度部位が稲の収穫後も認められる（赤羽，2006）．この集合体と見られる膜状斑鉄がある．土壌と膜状斑鉄ののリンの分布の偏りはリン酸イオンの拡散というよりは違いは元素マップから明らかである．ケイ素の元素マッ施肥法による影響が大きい．水稲根の外皮 ∼ 硬膜細胞

プから，土壌の部分には様々なケイ素濃度の土壌粒子がの内側には茎葉からの空気が到達し，還元された土壌と含まれること，膜状斑鉄部には Si がほとんど分布しないの間に酸化還元境界を形成する．この酸化還元境界にはことがわかる．鉄の元素マップから，土壌の部分には鉄活性 Fe の沈殿が形成される．この鉄の沈殿は管状斑鉄を含む鉱物もあるが，膜状斑鉄の鉄濃度はそれらの土壌

または根の鉄プラークとも表現される．

鉱物よりも高いことがわかる．さらにリンの元素マップ

水田作土は中干し時，そして，9 月初旬から収穫に向から，土壌中のリン濃度は極薄く，膜状斑鉄部のリン濃けて次第に酸化状態に戻る．このとき，水田作土では炭酸ガスやメタンの生成で生じたと推察される不規則 ∼ 球

度が濃く，その分布は鉄の分布とよく似ていることがわ
かる．これらの状況は，排水後，小泡状孔隙に次第に酸状の小泡状孔隙表面に膜状斑鉄が形成される．作土表面

化条件が入り込み，孔隙表面の鉄が酸化され，活性 Fe とから入る大きな亀裂の壁には膜状斑鉄は必ずしも多くはして沈殿し，沈殿付近の第 1 鉄濃度が下がり，土壌内部ない．

の鉄とリンが孔隙表面に拡散して鉄が酸化 · 沈殿し，そ土壌が還元状態から酸化状態に変化するにつれてビビアナイトは消失する（Kusunoki et al., 2015）．Lindsay（1979）の沈殿溶解平衡に基づく推測では，土壌が酸化状

こにリン酸イオンが収着したと見られる．膜状斑鉄の厚さはほぼ 0.2 mm 以内と薄い．

Fig. 6 は落水後の管状斑鉄中のリンなどの元素分布でFig. 6 水田作土の管状斑鉄の研磨片．左上：SEM 像，Si（左下），Fe(右上)，P（右下）の元素マップ．

Polished section of iron mottle on the pore surface of a clod. Upper left: SEM image,element maps of Si (lower left), Fe (upper right) and P (lower right).

10

土壌の物理性

第 138 号ある．Fig. 5 と同様に水田作土の管状斑鉄を含む土塊を(2018)

樹脂に包埋し，管状斑鉄の断面を観察できるように切り，添加する実験などで確認できる．
土壌のリン固定能の指標にリン酸吸収係数がある．グ

研磨した試料を SEM-EDX で検討した．左上の SEM 像

ライ低地土，灰色低地土，褐色低地土のリン酸吸収係数では明るい輪の形が管状斑鉄であり，光学顕微鏡下ではは数百 ∼ 1500 mg P2 O5 kg−1 程度で黒ボク土よりは低褐色である．その中央部に根がある．管状斑鉄の範囲はいが，スメクタイトに富む土壌では黒ボク土と大差なFig. 6 の右上下にある鉄とリンの元素マップを見るとよいような数値になることもある．これは低地土の交換性

り明確である．リンの濃度は鉄よりも薄いが，その分布見られる．そして，リン酸イオンは活性 Fe である管状Ca, Mg もリン酸イオンと反応するためである．低地土の Alo 含量は成熟した黒ボク土の数分の 1 以下である．
そして，低地土では活性 Fe に比べれば活性 Al は少ない．
なお，低地土類のリン酸吸収係数（pH 7，2.5 % リン安法）測定時における交換性 Ca, Mg とリン酸イオンの反応はそれぞれ，CaHPO4 ·2H2 O と MgNH4 PO4 ·6H2 O の沈殿生成である．これらの沈殿は XRD で検出できる（南條ら，1991）．そして，これらのリン酸塩はいずれも作物

斑鉄に収着したと見られる．

に可給態であり，これらの沈殿部分はリン固定能の過大

域は鉄とほとんど同じである．一方，Fig. 6 左下の Si は根に接する位置まで，即ち，管状斑鉄部の内部まで分布
し，土壌鉱物の種類に依るケイ素の濃淡も管状斑鉄外側の土壌とほとんど同様である．これらのケイ素，鉄，リンの分布状況は，水稲根からその周囲の土壌中に酸化力が影響して，管状斑鉄が土壌内部に発達したかのように

水稲根の中には Fig. 6 のように管状斑鉄が大きく認め評価になる．Andic 土壌基準に用いられるリン保持量はられない根もある．その理由として根の周囲に一度管状

土壌表面付近の酸化層に伸びた根であったか，などのこ

pH 4 ∼ 5 で測定される．この条件では上記のリン酸 Ca,
Mg は沈殿しにくいため，この過大評価分はほとんどなく，活性 Al, Fe による収着反応を評価する（南條ら,1992;
1998）．黒ボク土の交換性 Ca, Mg はリン酸イオンの収とが考えられる．そのような根の中でも褐色を呈する根着に伴って増加する負電荷に保持されるため，リン酸吸の外皮の細胞内部にリンが収着した活性 Fe や，リン濃収係数測定時に CaHPO4 ·2H2 O と MgNH4 PO4 ·6H2 O の度が濃く，ほとんど非晶質リン酸鉄に近い組成を持つ沈沈殿生成は起こらない（Taek-Yong et al., 1994）．

斑鉄が発達した後，土壌中の還元力が根内部の酸化力を上回って斑鉄が還元溶解されたか，あるいは生育後期に殿物（Nanzyo et al., 2004a）が認められることもある．

6. 堆厩肥中におけるリン酸塩

還元時に生成するビビアナイトの結晶は最初，水稲根に確認された．ビビアナイトの結晶は土壌ごと酸化すると溶けてしまうが，還元状態の土壌から水稲根を短時間農業生産において堆厩肥を介するリンの施肥 · 循環はで分離 · 洗浄し，風乾するとあまり溶けないためであろ

歴史的に長く，広い地域で行われてきた．その中で国内

う．乾燥下では還元型の結晶でもその酸化速度が遅いもにおける近年の鶏糞，豚糞の堆厩肥における P2 O5 含量はのは少なくない．落水後の水稲根では，上記のように溶

約数 % に及ぶ．その主なリン酸塩は MgNH4 PO4 ·6H2 O

解するため，ビビアナイトはほとんど見つからない．

である（Komiyama et al., 2013）．アブラナ科作物はリンビビアナイトはバルクの土壌中にも晶出することは次

肥沃度の低い黒ボク土に施与した鶏糞や豚糞のペレットのように確認できる．予め，38 µ m 以下の土壌を篩別

堆厩肥にリン獲得根伸長を示す．可給態リンレベルの低し，それを 30 ◦ C で約 30 日間湛水保温後に 53 µ m 以上

い黒ボク土や黄色土などではアブラナ科作物やソバに鶏のビビアナイト結晶集合体を篩で土壌から分離する．こ糞や豚糞のペレット堆厩肥を施与すると高いリンの利用の操作は低地水田作土からのリンの回収でもある．ビビ率となることが期待される．

アナイトは磁石で土壌から濃縮 · 分離することもできる．
これらの結果は，土壌からリンを回収する必要が出て

7. おわりにきたときに参考になれば幸いである．規模を拡大してビビアナイト粒子を回収する場合には土壌の粒度分画が土壌中におけるリンの沈殿生成物に関する情報（元素課題になる．深水中で代掻き等により土壌を懸濁状態に組成，結晶構造）に比べれば，収着生成物に関する情報

し，沈降法で砂を下層に沈めた後に湛水還元すればよい

は状況的なものとの印象が強いかも知れないが，単純にが，稲株やワラなどの粗大有機物を下層に沈める処理もまとめるなら次のようになる．農耕地土壌を黒ボク土と必要である．近年，代掻きロータリーにはワラなどを沈低地土に大別すれば，酸化的な条件では，両土壌においめるレーキが装着されている．磁石による回収ではビビて施肥したリン酸イオンは収着状態にある．しかし，両アナイト含量の少ない結晶集合体も一緒に磁石に付くた土壌の間でリン酸イオンが収着する相手は異なり，黒ボ

め，一旦回収した粗回収物凝集体を超音波処理により壊ク土では主に活性 Al，低地土では主に活性 Fe である．

し，ビビアナイトを精製する操作も考慮する必要がある．

結晶性リン酸塩が沈殿するのは湛水 · 還元状態にある低黒ボク土中ではリン集積が進んでもビビアナイトは晶

地土水田の作土中であり，その結晶はビビアナイトであ出しにくい．黒ボク土中のリン酸イオンの挙動は活性 Al

る．他のリン酸塩の沈殿が認められる場合は特別な条件に大きく制御されるためで，それは低地土に黒ボク土をである．

解説：土壌中におけるリン酸イオンの収着 · 沈殿現象

11

リン酸イオンは活性 Al，Fe の表面における正電荷量

Nanzyo, M. and Yamasaki, S. (1998): Phosphorus bearing mineralを減らし，負電荷量を増す．その結果，これらを含む土in fresh, andesite and rhyolite tephras in northern part of Japan.

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置かれている多様な環境条件の中でリン酸イオンの挙動

pyroclastic flow deposits (1990–1995) of the Unzen volcano,に関する総合的理解が進み，土壌の生産性の向上と保全Japan, and its utilization by buckwheat. Phosphorus Researchの強化，リン資源循環の効率化が進むことが望まれる．

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12土壌の物理性要第 138 号(2018)

旨

国内の農耕地における主なリンの化学形態は, 酸化状態においては活性 Al または Fe に収着したリンである．若い火山灰土壌または花崗岩質土壌にはアパタイトが含まれるが，火山灰土壌では活性 Al の生成に伴い活性 Al と反応する．国内の農耕地土壌を黒ボク土と低地土に大別すれば，施肥されたリンは，
黒ボク土では活性 Al に収着するのに対して，低地土では活性 Fe に収着する．結晶性のリン酸塩である
ビビアナイトは湛水–還元条件下にある低地土の水田作土で生成するが，落水–酸化条件では溶解し，リン酸イオンは活性 Fe に収着する．他の結晶性リン酸塩も生成するが，やや特殊な条件である．

シンポジウム特集

J. Jpn. Soc. Soil Phys.

ゎࠉㄝ

土壌の物理性LecturesNo. 138 p.13 ∼ 20 (2018)

土壌鉱物による微量元素吸着挙動の予測
福士圭介 1

Prediction of adsorption behavior of trace elements on soil minerals
Keisuke FUKUSHI1

Abstract: The term “adsorption” represents the accumulation of dissolved species on mineral surfaces or the removal of dissolved species on existing minerals. When theminerals are added to the solutions with trace elements,
certain amounts of trace elements are removed by the minerals while rests of trace elements are remained in the solutions. Researchers, who are interested in the adsorptionof trace metals on minerals, desire to understand and predict the adsorption behavior, quantitatively. In this paper, I
review the methodologies to model the adsorption behaviors.
Key Words : adsorption, distribution coefficients, Langmuir model, surface complexation modeling

存している微量元素濃度で割ることによって算出される:

Kd =吸着微量元素濃度
溶液中の微量元素濃度(1)

1 L の水溶液に 12 粒の微量元素（現実的な濃度ではないが説明のためと思ってご容赦ください）がとけていたとする（Fig. 1a）．ここに鉱物 A が 1 g 添加されることにより，8 粒が鉱物に吸着し，4 粒が水に残ったとする（Fig. 1b）．この場合鉱物 A の Kd は吸着した微量元素
濃度を水に残る微量元素濃度で割ることで 2 L g−1 と求まる．より吸着能力が高い場合，分配係数は大きな値になる．逆に吸着能力が低い場合，分配係数は小さな値と1. はじめになる．
分配係数の測定方法は簡単である．微量元素を含む溶

吸着とは物質表面への溶存物質の濃集ということがで液に鉱物を添加し，吸着平衡に達するまで反応させる．

きる．あるいは，もともと存在している固体物質による反応後，固液分離を行い，ろ液の微量元素濃度を測定す

溶存物質の除去ということもできる．Fig. 1 に鉱物による．最初に含まれていた微量元素濃度と，ろ液に残ったる微量元素吸着の概念図を示す．微量元素の含まれる溶

微量元素濃度の差は吸着した微量元素量に相当する．吸

液中に鉱物が添加されると，溶液中の微量元素は鉱物表着した微量元素量を添加した鉱物単位質量当たりに規格面に集まり，水中からは除去される．一方，すべての微化すると吸着微量元素濃度が求まる．見積もった吸着微量元素が完全に鉱物に除去されることはなく，幾分かの量元素濃度と溶液に残る微量元素濃度から（1）式に基づ

微量元素は溶液中に残る．たくさんの微量元素が溶液にいて Kd を算出できる．Kd が見積もられたなら，（1）式

残る場合は，鉱物の吸着能力は低いといえ，ほとんど残が示すように，溶液中の平衡微量元素濃度から吸着した

らない場合は，鉱物の吸着能力が高いということができ

微量元素濃度を予測できる．あるいは，微量元素の初期

る．自然界における鉱物による微量元素の吸着に興味を濃度が既知であれば，どのように微量元素が固液分配す

もつ我々は，どのくらい水中に存在した微量元素が鉱物るかを予測できる．

により除去されるのかを定量的に理解したいと考える．
本稿ではそのために必要な吸着挙動の評価・予測方法を
紹介する．

a

ᚤ㔞ඖ⣲

b

2. 分配係数
最もシンプルな吸着挙動の予測方法は分配係数（Kd ）である（福士, 2008）．Kd は吸着した微量元素濃度を溶
1 Institute of Nature and Environmental Technology, Kanazawa University, Kakuma, Kanazawa, Ishikawa 920-1192 Japan. Corresponding Author: 福士圭介，金沢大学環日本海域環境研究センター.
2018 年 1 月 24 日受稿 2018 年 2 月 13 日受理

ᚤ㔞ඖ⣲

㖔≀A
1g

1L

1L

Fig. 1 鉱物による微量元素吸着の概念図．（a）水溶液中に微量元素が溶けている状態．（b）微量元素が溶けた水溶液に鉱物が添加された状態．

土壌の物理性

14

第 138 号(2018)

致する．しかし濃度が上昇し，吸着のための席がいっぱ⁐Ꮡᚤ㔞ඖ⣲䠖䠐⢏/L྾╔ᚤ㔞ඖ⣲䠖䠔⢏/g඲ᚤ㔞ඖ⣲ 䠖䠍䠎⢏/Lศ㓄ಀᩘ䠖2L/g

いとなると低濃度で得られた分配係数からの予測との逸脱が生じる．

3. ラングミュアモデル
⁐Ꮡᚤ㔞ඖ⣲䠖䠔⢏/L྾╔ᚤ㔞ඖ⣲䠖䠍䠒⢏/g඲ᚤ㔞ඖ⣲ 䠖䠎䠐⢏/Lศ㓄ಀᩘ䠖2L/g⁐Ꮡᚤ㔞ඖ⣲䠖䠎䠔⢏/L྾╔ᚤ㔞ඖ⣲䠖䠎䠌⢏/g඲ᚤ㔞ඖ⣲ 䠖䠐䠔⢏/Lศ㓄ಀᩘ䠖<2L/g

ラングミュアモデルを用いると吸着の濃度依存性を適切に説明することができる．鉱物にはある特定数の吸着席があると仮定する．ここで吸着のための席を >S，微量元素を M とすると，吸着の化学反応式は次式により記述できる：>S + M = >SM(2)

Fig. 2 分配係数の溶質濃度依存性．上図から下図にかけて

化学反応式を書くことができると，その平衡濃度の関係

微量元素濃度が増加していった場合の鉱物への微量元素分配を模式的に示している．

は質量作用の法則に基づいて制約される．具体的には反応物の濃度の積を生成物の濃度の積で割ったものは一定の値（平衡定数 K）をとる：

྾╔ᚤ㔞ඖ⣲⃰ᗘ (μmol.g-1)

30

K=

{>SM}
[M]{>S}(3)

ここで {>SM} と {>S} はそれぞれ微量元素の吸着した20

席の濃度と未吸着席の濃度，[M] は溶液中の平衡微量元
素濃度を示す．次に吸着席の質量均衡を考える．全体の席の数が決まっているなら，微量元素が吸着している席

10の数と未吸着の席の数の和は全体の席の数に等しい：

00

全席数 = {>SM} + {>S}
20

40

60

80

(4)

100

ᚤ㔞ඖ⣲⃰ᗘ (μmol.L-1)

ここでこの（3）式と（4）式を未吸着席（{>S}）に関し

Fig. 3 吸着等温線の例．濃度の低い条件では，溶質濃度のて一つにまとめると，次式に示すラングミュアモデルの増加対して線形に吸着濃度は増加するが，高濃度条件では吸着は頭打ちに至る．

式が得られる：{>SM} =

全席数 · K · [M]

1 + K[M](5)分配係数は非常に簡便で分かりやすいが，残念なことに予測に利用するには多くの制限がある．吸着は椅子取（5）式は，微量元素が吸着した濃度 {>SM} は，溶液中りゲームである．たとえば，鉱物量が一定で微量元素濃の微量元素濃度 [M] の関数としてあらわされることを示

度が徐々に増加していく状況を考えてみよう（Fig. 2）．

す．つまり実測で得られた吸着等温線データを平衡定数

微量元素濃度が高くなり，鉱物表面の吸着のための席がK と全席数でフィッティングすることにより，実験で認一杯になってしまうならば，過剰な微量元素は溶液中にめられた微量元素の吸着挙動をパラメータ化できる．もとどまることだろう．その際には，低い濃度で得られる

しも独立した方法で全席数を見積もることができていれ

分配係数は高い濃度条件における微量元素の分配状態をば，平衡定数 K のみがフィッティングパラメータとな

適切に表現できない．

る．分配係数では吸着の濃度依存性は表現できないが，吸着の濃度依存性を図示したものが Fig. 3 である．こラングミュアモデルでは様々な濃度条件における微量元の図は横軸が溶液中の平衡微量元素濃度，縦軸が鉱物に素の吸着挙動を予測することできる．しかしながら，ラ吸着した微量元素濃度を示す．このようなにまとめられ

ングミュアモデルもまた，微量元素の鉱物への吸着挙動

たデータは吸着等温線と呼ばれ，様々な微量元素濃度でを予測するうえで制限がある．微量元素の鉱物への吸着

上述した吸着実験を行い，得られた結果をプロットするは強く水質に依存する．ラングミュアモデルによって得ことによって得られる（福士, 2008）．濃度が低い条件でられたパラメータは，特定の水質条件のみに適用可能なは傾きが一定の直線が得られ，この傾きは分配係数と一パラメータなのである．

解説：土壌鉱物による微量元素吸着挙動の予測

15

デリング（Surface complexation Modeling: SCM）と呼4. 表面錯体モデリング

ばれる（福士, 2008; 福士, 2011）．SCM は鉱物表面で生じる物理化学的素仮定を反映したモデルということがで

4.1 微量元素吸着の水質依存性

きる．ラングミュアモデルでは吸着にあずかる席を単純

Fig. 4a は結晶性鉄酸化物ゲータイトへのセレン酸吸
着等温線データ（Rietra et al., 2001）である．pH の変化に吸着席と考えたが，SCM では席を表面官能基として考える．

により吸着等温線の形状は大きく変化することが確認で鉱物は金属原子と酸素原子が規則正しく配列したもの

きる．Fig. 4b は，初期硫酸濃度が一定の条件で pH を変と考えることができる．固体結晶が割れると表面が生成化させた際の吸着割合の変化を示す（Ali and Dzombak,

する．そこで現れた表面はそれまで満足されていた電荷

1996）．なお，pH の変化に対応した吸着データのまとめが満足されない面となる．電荷が満足されない表面が水方を吸着エッジと呼ぶ．硫酸吸着では，酸性において吸と接すると，水分子が配位し，水素イオンを再配置する

着率が高い一方，アルカリ性では吸着率が低い．また同ことで電荷を中和する．このようにして生成した表面官

じ硫酸濃度の実験でも，イオン強度が高いと吸着率が減能基が表面水酸基（>SOH と記述）である．表面水酸基少する．

は両性的な働きをすると考えられる．アルカリ性環境にFig. 5 は重要な土壌鉱物といえる低結晶性 Al ケイ酸塩
（Low Crystalline Aluminum Silicate: LCAS），結晶性鉄酸化物のゲーサイト（Goethite），低結晶性鉄酸化物の水
和鉄酸化物（Hydrous Ferric Oxide: HFO）
，石英（Qz）への様々な条件における Pb(II) 吸着エッジを示す（Hayes,
1987; Gunneriusson et al., 1994; Chen et al., 2006; Tiberg
et al., 2013; Usiyama and Fukushi, 2016）．図中で横軸はpH，縦軸は Pb(II) の吸着率を示す．Pb(II) 吸着はセレン
酸や硫酸の吸着挙動とは逆に，pH が低いとほぼ吸着せず，高くなると吸着率が上がる．Fig. 6d と Fig. 6b はLCAS およびゲーサイトに対する Pb(II) 吸着のイオン強度依存性を示す．LCAS ではイオン強度が増加すると，Pb(II) の吸着率は減少する．一方ゲーサイトではイオン強度があがっても吸着率の変化はほとんどない．Pb(II)の吸着挙動は，鉱物種，pH，イオン強度，電解質タイプ，

置かれると水溶液中の過剰 OH− は表面の水素と反応し水を作り脱離し，表面にはマイナスの電荷が生じる：>SOH + OH− = >SO− + H2 O

(6)

マイナス電荷の表面水酸基には，陽イオンの吸着が好ましく起こる．一方，酸性環境では水中の過剰な水素イオ
ンが表面に配位し，表面は正に帯電する：>SOH + H+ = >SOH+2(7)

プラス電荷の表面水酸基には，陰イオンの吸着が好ましく起こる．セレン酸イオンや硫酸イオンはアルカリ性では吸着せず（Fig. 4），Pb(II) は酸性では吸着しないとい

固液比，といったファクターにより複雑に依存する．微う実験結果を示したが（Fig. 5），それは上述のメカニズムによる．なおイオンの吸着様式は大まかに 2 つにわけ

量元素吸着の水質依存性を表現できる唯一の方法は表面ることができる．一つはイオンが水和したまま電気的に錯体モデリングである．

引き寄せられた吸着形態である外圏錯体であり，もう一4.2 表面錯体モデリングの概要と適用例

つは，イオンと直接化学結合を作る吸着形態である内圏吸着の水質依存性を説明できる理論体系は表面錯体モ錯体である．

2

྾╔㔞 (µmol.m-2)

1.5

100
Rietra et al. (2001)
Rietraet al. (2000)

b

90

pH =
pH3.0
= 3.0
pH3.3
= 3.3
pH =
pH
= 3.8
pH = 3.8
pH4.3
= 4.3
pH =
pH
= 5.0
pH = 5.0
pH5.8
= 5.8
pH =
pH = 8.0
pH = 8Ali and
AliDzombak(1994) (1998)
I = 0.01, SO4 = 0.05 mM
I = 0.01, SO4 = 0.25 mM

80

I = 0.1, SO4 = 0.25 mM྾╔๭ྜ (%)

a1

I = 0.01, SO4 = 1.00 mM

70
60
50
40
30

0.5

20
10

0 -8
10

10-7

10-6

10-5

ᖹ⾮⃰ᗘ (M)

10-4

-3

10

0

3

4

5

6

7

8

9

10

11

pH

Fig. 4 様々な pH 条件で測定されたセレン酸のゲーサイトへの吸着等温線（Rietra et al.,1999）（a）．様々な初期溶質濃度，イオン強度で得られた硫酸のゲーサイトへの吸着エッジ（Ali and Dzombak, 1998）（b）

土壌の物理性16

䕔0.6 g/L LCAS; Pb(II) 1µM
䖃 2 g/L LCAS; Pb(II) 1µM
䕰 2 g/L LCAS; Pb(II) 10µM

4

5

6
pH

7

8

0
3

5

6
pH

7

LCAS

60

Pb(II) on LCAS in
NaCl solutions
2 g/L; 260 m2/g
Pb(II) 1 μM

40
20
4

5

6 7
pH

8

8

0
3

9

e

Goethite

40

0
3

9

Hayes (1987)
䕔 Pb(II) 2mM
䕦 Pb(II) 15mM
䖃 Pb(II) 30mM

4

5

6
pH

7

8

80

LCAS

80
Adsorption (%)

80

Pb(II) on LCAS in
NaNO3 solutions
2 g/L; 260 m2/g
Pb(II) 1 μM

6040

䖃 0.01M NaNO3
䕔 0.1M NaNO3
䕰 1.0M NaNO3

20
4

5

6
pH

7

8

60
40

6
pH

7

Chen et al. (2006)
䖃 0.01M NaCl
䕔 0.1M NaCl
䕦 0.5M NaCl
䕰 1.0M NaCl

8

9

f

Qz

Pb(II) on quartz in
NaCl solutions
100 g/L; 4 m2/g
Pb(II) 10µM

20hc

Goethite

4

5

6
pH

7

8

9

i
80

60
Pb(II) on goethite

40

0
3

5

100

Gunneriusson, et al. (1994)
䕿 Pb(II) 0.6 mM in NaCl
11.0 g/L: 40.7 m2/g
䖃 Pb(II) 0.48 mM in NaNO3
䕰 Pb(II) 1.2 mM in NaNO3
13.9 g/L: 36.5 m2/g

20
9

4

0
3

9

100

g

Tiberg et al. (2013)
䕰 Pb(II) 0.28 μM, 0.245 g/L
䖃 Pb(II) 2.8 μM, 0.245 g/L
䕔 Pb(II) 28 μM, 0.245 g/L
䕦 Pb(II) 28 μM, 0.024 g/L

100
Pb(II) on
goethite in
0.1M NaNO3
solutions
30 g/L;
52 m2/g20

䖃 0.01M NaCl
䕔 0.1M NaCl
䕰 1.0M NaCl

0
3

60

Pb(II) on HFO in
0.01M NaNO3
solutions
600 m2/g

40Adsorption (%)

80
Adsorption (%)

80
Adsorption (%)

4

60

20

100

d

Adsorption (%)

Hayes (1987)
䖃 0.01M NaNO3
䕔 0.1M NaNO3
䕦 0.3M NaNO3
䕰 1.0M NaNO3

20

100

0
3

Pb(II) on goethite in
0.1M NaNO3 solutions
30 g/L; 52 m2/g
Pb(II) 2mM

40

9Adsorption (%)

40

Goethite

60

HFO

80

Adsorption (%)

Adsorption (%)

Pb(II) on LCAS in
0.01M NaNO3 solutions
260 m2/g

20

c

80

LCAS

60

100

100

b

80

0
3

(2018)

100a

Adsorption (%)

100

第 138 号

4

5

6
pH

7

8

9

60
40

Qz
Pb(II) on quartz
100 g/L; 4 m2/g,
Pb(II) 10µM
Chen et al. (2006)
䖃 0.01M NaNO3
䕔 0.1M NaNO3
䕿 0.01M NaClO4
䕕 0.1M NaClO4
䕧 0.5M NaClO4

20
0
3

4

5

6
pH

7

8

9

Fig. 5 様々な鉱物種および水質条件における Pb(II) 吸着エッジ（Usiyama and Fukushi, 2016）

SCM では鉱物表面の吸着現象を表面水酸基と溶存種の錯体生成反応として取り扱う．たとえばシュウ酸イオ

䝅䝳䜴㓟
䜲䜸䞁

ンの鉱物表面（>SOH）への吸着は，Fig. 6 に示す表面
錯体をもたらす反応として，次のように反応式を書くことができる：−>SOH + H+ + C2 O2−
4 = SO2 C2 O2 + H2 O

(8)ラングミュアモデルと同様に，化学反応式を定式化でき
ると化学平衡論に基づいて，生成物・反応物の濃度を平衡定数に関係づける質量作用の法則の式を導くことできる：
Fig. 6 ゲーサイトに吸着するシュウ酸の表面錯体構造（Sverjensky and Fukushi, 2006b）

K=

aSO2 C2 O− aH2 O
2

a>SOH aC O2− aH+
2 4F(∆ψr )

10 2.303RT(9)解説：土壌鉱物による微量元素吸着挙動の予測

θ
K>SOPbL=

a>SOPbL aH+
a>SOH aPb2+ aL−

17あるが，適切に説明できるものは電解質陰イオン（Cl−

(10)

−
や NO−
3 ：以後 L と一般化する）を利用したターナリー

モノデンテート錯体であろうと考えられる（Fig. 7bc）．
以上の分光学的情報に基づくと，バイデンテート錯体，

ここで ai は種 i の活量を示す．なお通常の化学平衡論には登場しない ψ ファクター（∆ψr ）とよばれる項が SCM

ターナリーモノデンテート錯体を形成する化学反応式とその質量作用式はそれぞれ次式で示すことができる：の質量作用式には入ってくる．この項はイオンがバルク溶液から表面近傍の電界を通って表面に到達するために費やされる仕事量を示す．この質量作用式は，表面錯体

2>SOH + Pb2 + 2H2 O= (>SO)2 Pb(OH)2− + 4H+の濃度，すなわち吸着した微量元素濃度が表面水酸基の(11)

濃度，溶存シュウ酸濃度，pH，そして平衡定数 K の関数
であらわされることを示している．SCM では K を決めることにより，任意の水質条件における吸着量を理論的に計算できる．平衡定数 K は実験的に様々な条件で得らθK((>SO)
Pb(OH) )2−
2

れた吸着実験データを，（9）式で回帰することで見積も2=る．ただし，妥当な値を導くにはかなり幅広い条件の実

a(>SO) Pb(OH) 2− a4H+22

a2>SOH aPb2+−2Fψ0

10 2.303RT(12)

験データ（吸着等温線や吸着エッジ）を採取し，同時にフィットできる単一の K を探す作業を行う必要がある．

>SOH + Pb2+ + L− ⇒ SOPbL + H+

当然ながら，質量作用式はその化学反応式に依存する．

(13)

つまり化学反応式自体（反応のストイキオメトリー）も表面錯体モデリングのパラメータである．化学反応式
は，生成物，つまり表面錯体の組成と電荷によって決めなお平衡定数 K の添え字の θ は，サイト占有標準状態られる．表面錯体モデリングには表面錯体構造の情報が（Sverjensky, 2005）に基づく平衡定数であることを示し必要となり，吸着実験とは独立に分光分析などから推定する必要がある．ここでは分光分析によって認められたている．Fig. 5 の実線は，以上 2 つの化学反応式を仮定し，それぞれの鉱物の吸着データをフィットした結果

表面錯体構造に基づいて，どうやって化学反応式を推定を示している．様々な条件の吸着実験結果が，2 つの共するかを Pb(II) 吸着を例に解説する．これまでに，さま通の化学反応式に基づくフィットにより，うまく再現さざまな酸化物への Pb(II) 吸着構造に関する X 線吸収分光

れていることが確認できる．Fig. 8 はフィットによっを用いた分光学的研究が報告されている（Usiyama andて見積もられた各鉱物の平衡定数を示す．HFO，ゲー

Fukushi, 2016 でレビュー）．ほぼすべての先行研究に共サイトは異なる 2 つの文献のデータをそれぞれフィッ

通して，主要な表面錯体は酸化物を構成する金属と鉛原トしたものだが，異なる著者による異なるデータセッ

子間距離が 3.2 ∼ 3.4 Å に相当するエッジ共有バイデン

トでも，類似した平衡定数でフィットできている．なお

テート錯体である（Fig. 7a）．それに加えて，特定の水質

Fig. 8 の横軸はそれぞれの鉱物の誘電率の逆数を示して条件でより原子間距離の長い表面錯体が現れると報告さいる．誘電率の逆数の関数として平衡定数がプロットすれている．この原子間距離が長い方の表面錯体には諸説ると，よい直線性があることが確認できる．この関係を

a2-( >SO)2 Pb(OH)2cb>SOPbNO3> SOPbCl

Fig. 7 鉱物に吸着する Pb(II) の表面錯体構造 （Usiyama and Fukushi, 2016）．バイデンテート錯体（a），
硝酸イオンを含むターナリーモノデンテート錯体（b），塩化物イオンを含むターナリーモノデンテート錯体（c）．図中の点線部分が各表面錯体を示す．

土壌の物理性

18(>SO)2Pb(OH)22-が既知であるなら，その平衡定数を予測できる．この直a線性は理論的には Born Solvation theory として説明されHFO

log K θ(2018)

利用すると，実験を行っていない鉱物であっても誘電率15る（Sverjensky, 2005）．平衡定数を見積もることができるなら，さまざまな水質条件でのその鉱物の吸着挙動が10Goethite

予測できる．Barton et al.,（2011）によりヘマタイトへの Pb(II) 吸着挙動が報告されている（Fig. 9）．ヘマタイ
トの誘電率に基づいて予測された吸着パラメータを使っ

5て吸着挙動を計算してみた結果（Usiyama and Fukushi,
y = -46.2 x + 11.6
R² = 0.997

0
0

0.1

2016）が実線である．見積もった平衡定数はヘマタイト
への Pb(II) 吸着挙動をとてもよく再現している．

Quartz

1/ε

0.2

0.3

HFO

>SOPbNO3b

Goethite10

5. 表面錯体モデリングの現状
SCM にはさまざまなサブモデルがあり，現在もよく使われているものに，拡散層モデル（Diffuse layer
Model: DLM: Dzombak and Morel, 1990），拡張三重層モ
デル（Extended Triple Layer Model: ETLM; Sverjeensky
and Fukushi, 2006a），電荷分布マルチサイト錯体モデル（Charge Distribution- MUlti Site Complexation: CDMUSIC: Hiemstra and van Riemsdijk, 1996）がある．異15log Kθ

第 138 号なるサブモデルはそれぞれ異なる質量作用表現を持つ
ため，特定のサブモデルで得られたパラメータ（吸着反Quartz5応の平衡定数など）は他のサブモデルでは適用するこ

y = -42.5 x+ 13.0
R ² = 0.992とができない．シンプルなモデルの利点はパラメータが少ないことであり，複雑なモデルの利点は微量元素

0
0

0.1

1/ε

0.2

0.3

吸着の物理化学的リアリティ（分光学的に認められる吸着構造など）を説明できる点である．比較的シンプルな

DLM では Dzombak and Morel（1990）が HFO に対する
Fig. 8 Pb(II) 表面錯体生成反応（バイデンテート錯体生成（a），硝酸イオンを含むターナリーモノデン
テート錯体（b））の平衡定数と鉱物の誘電率の関係（Usiyama and Fukushi, 2016）．

数多くの元素の吸着に関するパラメータのデータベース
化しており，多くの地球化学コード（The Geochemist’s

Workbench, PHREEQC, VISUAL-MINTEQ など）に一体化されている．DLM は工学分野でもよく使われているが，吸着メカニズムを考慮できないので，吸着挙動を100

うまく再現できないことが多い（Mahoney et al., 2009）．
上述の Pb(II) の吸着挙動の解析に用いた SCM は ETLM
である．ETLM は比較的複雑でパラメータの多いモデル

Adsorption (%)

80であるが，現在多くのパラメータは定数化もしくは理論的に見積もることが可能となっている．ETLM による吸60

着データのパラメータは一価陽イオンおよび陰イオン，
アルカリ土類金属イオン，As（III）, As（V）, I（-I）, I

40

Pb(II) on hematite in
0.01M NaClO4 solutions:
Pb(II) 3.4 µM; 45 m2/g

20
0
3

5

6

7

8

て完了している（Sverjensky, 2005; 2006; Sverjensky andFukushi, 2006b; Fukushi and Sverjensky, 2007a; 2007b;
Nagata et al., 2009; Nagata and Fukushi 2010; Kanematsu
et al., 2011; Usiyama and Fukushi, 2016）．ETLM は理論

Barton et al. (2011)● 0.75 g/L■ 0.28 g/L4（VI）, C（IV）, Se（VI）, S（VI）, Pb(II) の吸着に対し

9pH
Fig. 9 ヘマタイトへの Pb(II) 吸着挙動（Barton et al.,2011）とその予測（Usiyama and Fukushi, 2016）．

的に成熟しており，データベースも構築されつつあるが，残念ながらあまり利用されていない．その原因として

ETLM は汎用的な地球化学コードで取り扱うのが難し
い点があげられる．上述の地球化学コードのうち，The
Geochemist’s Workbench および PHREEQC では ETLM

解説：土壌鉱物による微量元素吸着挙動の予測

19を取り扱う機能がない．VISUAL-MINTEQ では機能はあるが，実際に ETLM を適用するには相当な知識を必要

tural approach to ion adsorption: the Charge Distribution (CD)とする．筆者としては，これら地球化学コードに ETLM

508.

をユーザーフレンドリーな形で計算できる機能が付与されることが期待している．

model. Journal of Colloid and Interface Science, 179: 488–
Kanematsu, M., Young, T.M., Fukushi, K., Sverjensky, D., Green,
P.G. and Darby, J.L. (2011): Quantification of the effects oforganic and carbonate buffers on arsenate and phosphate ad-

引用文献

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Ali, M.A. and Dzombak, D.A. (1996): Competitive sorption of
simple organic acids and sulfate on goethite. Environmental
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Barton, L.E., Grant, K.E., Kosel, T., Quicksall, A.N. and Mau-

Nagata, T. and Fukushi, K. (2010): Prediction of iodate adsorp-

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Nagata, T., Fukushi, K. and Takahashi, Y. (2009): Prediction ofgap between macroscopic and spectroscopic studies of metal

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Fukushi, K. and Sverjensky, D.A. (2007a): A predictive model(ETLM) for arsenate adsorption and surface speciation on ox-

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20

土壌の物理性要第 138 号(2018)

旨

吸着とは物質表面への溶存物質の濃集ということができる．あるいは，もともと存在している固体物質
による溶存物質の除去ということもできる．微量元素の含まれる溶液中に鉱物が添加されると，溶液中の微量元素は鉱物表面に集まり，水中からは除去される．一方，すべての微量元素が完全に鉱物に除去されることはなく，幾分かの微量元素は溶液中に残る．自然界における鉱物による微量元素の吸着に興味をもつ我々は，鉱物により，どのくらい水中に存在した微量元素が除去されるのかを定量的に理解したいと考える．本稿ではそのために必要な吸着挙動の評価・予測方法を紹介する．
キーワード：吸着, 分配係数, ラングミュアモデル, 表面錯体モデリングシンポジウム特集

J. Jpn. Soc. Soil Phys.

ゎࠉㄝ

土壌の物理性LecturesNo. 138 p.21 ∼ 26 (2018)

土壌の pH 緩衝作用とそのモデリング佐藤 努 1 · 野澤笑子 2 · 西田崇人 2

Geochemical modeling of pH buffering by soil components
Tsutomu SATO1 , Shoko NOZAWA2 and Takato NISHITA2

Abstract: In this paper, pH buffering reaction by soil components is explained to renew soil scientist’s and engineer’s
awareness of importance for chemical reaction in soil androle of minerals to the reaction. This paper also contains an
overview of engineering importance for understanding ofpH buffering reaction in soils to realize availability of geochemical modeling. One of case studies in applied geochemical modeling by the authors is also introduced toshow how to determine a pH buffering reaction capacityof soil.
Key Words : buffering reaction，geochemical modeling，pH

1. はじめに

その理解は複雑極まりない．これでは，土壌汚染で土壌間隙水中の有害元素の挙動を理解しなければならないのに，その pH の理解もままならず立ち往生してしまうことになる．地球化学反応モデリングは，この複雑極まりないプロセスの理解に有効なツールと考えられ，多くの研究者によって利用されている．しかし，外野から眺めていると，本邦の土壌化学や土壌鉱物学の研究者人口は激減し，土壌科学分野で土壌中の化学反応やそれに関わる鉱物の役割を取り扱うことのできる専門家は，僅かしかいらっしゃらないように感じる．
そこで本解説では，土壌中の化学反応やそれに関わる鉱物の役割の重要性を再認識していただくために，地球化学反応モデリングの有効性を実感できると思われ人類を含む地球上に棲む生物は，土壌を主体とした地る土壌による pH 緩衝作用，pH 緩衝作用の理解の工学

球の「脆弱な皮膚」と称される薄い層によって支えられ的重要性を概説し，筆者らが実施してきた pH 緩衝作用ている．この層の中でも，特に樹木の頂部から帯水層のを対象とした地球化学反応モデリングの工学的応用例

底部までは Critical Zone と定義され（Fig. 1, Chorover etを紹介する．なお，本解説で掲載する地球化学反応モ

al., 2007），持続可能な社会の実現のため，様々な分野のデリングの計算に用いたのは，イリノイ大学で開発さ研究者が協同して課題に取り組むべき研究対象と考えられている．

Critical Zone は，空気，水，有機物，鉱物，生物から構成され，地球の表層における化学，物理，生物学的プロセスが凝縮しているシステムであり，まさに土壌のそれと一致する．Critical Zone は人類の生活圏そのものでもあるので，そのシステムの理解は，筆者の専門とする工学分野でも最重要な研究対象である．工学分野では，土壌汚染や副産物利用等の分野で土壌化学の理解が必要になる事が頻出する．ただし，土壌は複雑なコンポーネン
トから構成されているので，土壌化学の理解は簡単でない．例えば，元素の挙動や生物による元素のアベイラビ
リティは，元素の化学形（スペシエーション）によって大きく左右され，そのスペシエーションは間隙水の pH や
酸化還元等によって決定される．しかし，間隙水の pH
は，土壌中の様々なコンポーネントによって緩衝され，
1 Faculty of Engineering, Hokkaido University, Coresponding Author: 佐藤努

北海道大学工学研究院．

2 Graduate school of Engineering, Hokkaido University, Kita 13, Nishi 8,

Sapporo, Hokkaido, 060-8628 Japan.
2018 年 1 月 19 日受稿 2018 年 1 月 29 日受理

Fig. 1 ク リ テ ィ カ ル ゾ ー ン の 描 像 と 土 粒 子 の 構 成（Chorover et al., 2007）．
（A）天然有機物質，（B）ケイ酸塩
鉱物（石英，長石，雲母など），（C）鉱物―微生物複合体，（D）粘土鉱物と表面有機物コーティング，（E）酸化・水酸
化鉱物，炭酸塩鉱物コーティング．
Illustration of “critical zone” and components of soil
(Chorover et al., 2007). (A) natural organic matter, (B)nanoporous silicate minerals, (C) mineral–microbe complexes, (D) secondary aluminosilicate clays and their surfaceorganic coatings, and (E) oxide and/or carbonate coatings.

土壌の物理性

第 138 号

12

12

11
10

11

9
8
7
6
5

9
8
7
6
5

4
3
2
1
0

(2018)

10

pH

pH

22

4
3
2
0

.05

.1

.15

.2

.25

.3

1

0

.05

.1

.15

.2

.25

.3

HCl reacted (mol)HCl reacted (mol)Fig. 2 溶存重炭酸イオン濃度が 1 mM（左）と 100 mM（右）の溶液に対する塩酸による滴定曲線
Acid titration curves by HCl solution for fluids with 1 mM (left) and 100 mM (right) bicarbonate .

れ，米国 Aqueous Solutions LLC 社から販売されている
R software（GWB, Bethke,
The Geochemist’s Workbench⃝2008）である．

2. 土壌による pH 緩衝作用
土壌間隙水の pH は，間隙水とコンポーネント間でのH+ や OH− のやり取りによって緩衝される．上述のように土壌は様々なコンポーネントから構成されているので，多種多様なやり取りが考えられるが，主に間隙水中の溶存種，鉱物の表面，鉱物の溶解 · 沈殿反応，腐植などの有機物，微生物の代謝作用等が関与する．

ベースを見ると，長石の一種である Anorthite の溶解反応はCaAl2 Si2 O8 + 8H+ +4H2 O⇒ Ca2+ + 2Al3+ + 2SiO2 (aq)となっているので，この溶解反応が進むと間隙水中に

H+ が供給されて pH は緩衝される．ちなみに，このよ
うに溶解反応式の中に H+ や OH− が現れる場合は，その溶解度や溶解速度も溶液の pH によって異なることになる．一方，石膏の溶解の場合は，
2−
CaSO4 ·2H2 O ⇒ Ca+
2 + SO4 + 2H2 O間隙水中の溶存種で代表的なのが溶存炭酸で，pH に2−
より H2 CO3 ，HCO−
3 ，CO3 等の溶存種に変り，その溶であるので，pH 緩衝には寄与しないし，その溶解度や溶存種の変化の際に H+ のやり取りがあり，pH が緩衝さ

解速度も溶液の pH によって影響されない．

れる．例えば，土壌間隙水中の溶存重炭酸イオン濃度が腐植は土壌を特徴づける重要なコンポーネントといえ1 mM である場合は，塩酸溶液を滴定すると直ちに pHが下降するが，100 mM である場合は塩酸溶液を滴定しても緩衝されて pH の下降は遅延する（Fig. 2）．溶存炭酸イオンの場合，pH 10 付近と pH 6 付近に pH 緩衝が認められるが，それぞれ酸滴定によって加えられた H+ が，−−++直ちに CO2−
3 + H ⇒ HCO3 と HCO3 + H ⇒ H2 CO3（aq）という反応によって消費されるために pH の下降をる．その腐植などの有機物にも様々な水酸基があり，その水酸基が鉱物の表面水酸基のように pH 緩衝に寄与す
る．微生物の代謝作用には様々な反応が考えられるが，
直接 H+ のやり取りがあるものや，酸素呼吸や嫌気呼吸等によって溶存種のスペシエーションが変化することに妨げることによるものである．

Alkaline

土壌中に含まれる主な鉱物は粘土鉱物や鉄やアルミなどの金属酸化物や水酸化物であるが，その結晶表面は結合が満たされていない酸素があるので，その酸素の多くに間隙水中の H+ が配位して水酸基となり，表面水酸基のプロトンが間隙水とやり取りされ pH が緩衝される（Fig. 3）．Fig. 4 は，溶存重炭酸イオン濃度が 1 mM の溶液とその溶液に 10g L−1 で鉄水酸化物鉱物（フェリハイドライト）を加えた場合の滴定曲線を比較したものである．この pH 緩衝は，フェリハイドライト表面の水酸基による Fe-OH + H+ ⇒ Fe-OH2+ および Fe-O− + H+

⇒ Fe-OH によるものである．また，鉱物の溶解に H+ や
OH− のやり取りがある場合も土壌間隙水の pH は緩衝される．例えば，GWB に標準的に搭載されているデータ

OH
OH
OH
OH
OH
Mineral surface

AcidicO- H++OH-→H2O
OOOH
Negative
Ocharge
OH + H+
OH2+
OH
OH2+
Positive
OH2+
chargeFig. 3 鉱物表面の水酸基による pH 緩衝
pH buffering by hydroxyls on mineral surface.

解説：土壌の pH 緩衝作用とそのモデリング23

よって pH が緩衝される場合もある．本稿執筆時点での述の副産物を地盤改良材や建設現場で使用する際も，そ最新の GWB では，本特集の Bethke（2018) の解説にあの使用の環境影響の一つとして使用後の間隙水の pH 予

るように，微生物の代謝作用やその速度論も取り扱える測が必要になる．土壌環境に処分される低レベル放射性

ので，パラメータやデータベースがあれば，Fig. 2 や Fig.

廃棄物のトレンチ処分やピット処分においても，放射性4 に例示したように，上述したすべての pH 緩衝作用を

核種の移動性に移行経路の土壌間隙水の pH が影響する

定量的に取り扱うことができる．

ので，その pH の予測が必須となる．さらには，石油の二次回収や二酸化炭素の地中貯留においても，石油を胚胎している油層や二酸化炭素の貯留槽の間隙水 pH の予

3. pH 緩衝作用を理解することの測は不可欠となっている．

工学的重要性4. pH 緩衝作用の地球化学反応モデリングの一例

天然に存在する水の pH は，上述のような様々な pH 緩
衝作用により pH 6 ∼ 8 程度にコントロールされている．
しかし，米国の Iron mountain 鉱山廃水の 3.6（Nordstrom

筆者らは，様々な工学技術に地球化学反応モデリングet al., 2000），ヨルダンマカリン地区の地下水の pH が12.9 を示すように（Khoury et al., 1992），天然の pH 緩
衝作用を上回って極端な pH になる場合がある．天然では様々な pH 緩衝作用が存在するので，このような極端な pH になるのは稀であるが，工学的には様々な材料を用いることによって，極端な pH になる状況で様々な課を利用している．ここでは，紙面の都合上，pH 緩衝作
用の地球化学反応モデリングの工学的応用例として，路盤材として製鋼スラグ（DCS）を用いた際の周辺土壌間
隙水の pH の測定，その観測された pH を再現するためのモデルの構築，構築されたモデルによる土壌間隙水の題を解決する必要性に駆られる場合が多い．土壌化学のpH の経年変化の予測，といった一連の作業を紹介する．

分野でアルカリ障害土が問題となることがあるが，これはじめに，対象とする系での様々な反応モデルを作成

もセメントやコンクリートから浸出する OH− に因るこする必要がある．使用した DCS に含有する物質の定性 ·とがほとんどである．

定量分析を行い，フロースルー溶解試験を行って，含有鉱山廃水などを処理しようとした場合は，低い pH で物質の溶解速度モデルを作成した．X 線回折線プロファ

重金属などの有害元素の濃度を低減しなければならない

イルのリートベルト解析により，DCS スラグの含有物

し （伊藤ら, 2008），廃コンクリートや鉄鋼スラグ，焼却

質はポルトランダイトが 10 %，様々な金属酸化物が 77

灰などの副産物を使用する場合は，対象としなければならない pH は 11 を超える場合がほとんどである．土壌%，非晶質ガラスが 13 % であった．この DCS スラグを使用してフロースルー溶解試験を行った．Fig. 5 にその汚染や地下水汚染の工学的課題の解決の際，対象となる

フロースルー溶解試験の結果を示す．先行研究（三上，2011）を参考に，上述の DCS の各構成物質に溶解速度等の反応を利用して低減が図られる．その場合，土壌や定数を与え，アウトプット溶液の pH や溶存元素濃度の地下水中のコンポーネントによる pH 緩衝作用も含めて，経時変化のフィッティングを行って，溶解速度定数の最薬剤や吸着材を投入後にどれくらいの pH になるか予想適化を行った．次にカラム式通水実験を行い，フロースする必要がある．なぜならば，沈殿も吸着も反応溶液のルー溶解実験で構築した溶解速度モデルを用いてモデル

pH に大きく依存する反応であるからである．また，上の検証を行い，溶解速度モデルを組み込んだ 1 次元反応

12

12

11
10

11
10
9

9
8
7
6
5

pH

pH

重金属類等濃度は，薬剤や吸着材を使用して沈殿や吸着

8
7
6
5

4
3
2

4
3
2

1
0

1
0

0

.05

.1

.15

.2

.25

.3

HCl reacted (mol)

0

.05

.1

.15

.2

.25

.3

HCl reacted (mol)Fig. 4 溶存重炭酸イオン濃度が 1 mM の溶液（左）とその溶液にフェリハイドライトを 10g L−1
懸濁させた懸濁液（右）に対する塩酸による滴定曲線

Acid titration curves by HCl solution for 1 mM bicarbonate fluids without (left) and with (right) ferrihydrite (10g L−1 ).

土壌の物理性

24

第 138 号(2018)

pH, Ca, Si

Al, MgMeasurement (Ca)Measurement (Si)
Simulation (Ca)
Simulation (Si)
Measurement (pH)
Simulation (pH)

150
100

1

12.0

0.8

Measurement (Al)

11.5
11.0

50

10.5

0

Concentration (ppm)

200

12.5

pH

Concentration (ppm)

250

10

20
30
40
50
Experimental period (days)

Simulation (Al)

0.6

Simulation (Mg)
0.4
0.2
0

10.0
0

Measurement (Mg)

0

60

10

20

30

40

50

60

Experimental period (days)

Fig. 5 脱炭スラグを用いたフロースルー溶解実験の結果．左図はアウトプット溶液の pH，溶存 Ca
および Si 濃度の経時変化とその溶解速度論モデルによるシミュレーション，右図はアウトプット溶液の溶存 Mg および Al 濃度の経時変化とその溶解速度論モデルによるシミュレーションを示す．
Results of flow-throw dissolution experiments using decarburized slag. Left figure shows pH, dissolved
Ca and silica concentrations of the outlet fluid samples at different duration and their simulation results.
Right figure shows dissolved Mg and Al concentrations of the outlet fluid samples at different durationand their simulation results.
Table 1 試験の土壌中に含まれる鉱物と腐植の含有量，それらによる pH 緩衝の表面錯体モデルと溶解モデル，およびそれらに用いたパラメータとその引用元文献
Contents of minerals and humic substances (HSs), mineral dissolution kinetic and surface complex models for pH buffering,parameters for the modeling and their references.
Anorthite
Mineral content(wt%)
Reference ofkinetic data
Variety of surfacehydroxyl
Exchange capacity(mmol g−1 )MO− + H + = MOH,
log K1+MOH+
2 = MOH + H ,log K2

Reference

QuartzFerrihydrite

Allophane

HSs

80.0

4.9

1.5

4.0

9.6

Amrhein andSuarez (1992)

Brady andWalther (1990)

Equilibrium

Equilibrium

Insoluble

SiOH

AlOH

SiOH

FeOH

SiOH

AlOH

COOH

7.19×10−6

7.19×10−6

8.32×10−4

1.92

0.08430.459

1.85 2.58 1.39

7.78

7.78

7.06

8.93

5.57

7.96

1.27 4.27 9.95

–

1.24

−7.92

3.47

–

Arnold et al.
(2001)

Prikryl et al.
(2001)

Dzombak et al.
(1990)

輸送モデルが，カラム実験の実験結果を再現できるもの

Fukushi and
Suzuki (2004)

ROH

Kida et al.(2005)

13

であることを確認した．

11

次に，周辺土壌のキャラクタリゼーションを実施する
るプロトン化反応と脱プロトン化反応，表面錯体モデルを構築した．Fig. 6 に実測された滴定曲線（Titration），

9
pH

とともに，酸 · 塩基滴定をすることにより，構成物質によ7
Blank
Titration5を示すとともに，土壌なしの場合の計算によって求められた滴定曲線（Blank），土壌構成物質の表面水酸基のプロトン化および脱プロトン化の表面錯体反応を考慮した

Calculation
3
0.0

0.2

0.4

0.6

0.8

1.0

Added titration solution (mL)

モデルによって求めた計算された曲線（Calculation）を

Fig. 6 路盤を設置した場所の土壌のアルカリ滴定曲

示す．今回の土壌は，XRD 分析や選択抽出，総有機物含線．図には土壌なしの場合の計算によって求められた滴定曲線（Blank），実測された滴定曲線（Titration），土壌構成物質の表面水酸基のプロトン化および脱プロトン化の表面錯体反応を考慮したモデルによって求めた
計算された曲線（Calculation）が示されている．

有量測定等により，Anorthite が 80 wt%，Quartz が 4.9
wt%，Ferrihydrite が 1.5 wt%，Allophone が 4.0 wt% で，土壌有機物質が 9.6 wt% を含有することが明らかとなった．これらのうち，Anothite と Quarts の溶解は速度論的に，非晶質や準晶質の Ferrihydrite や Allophane の溶解は平衡論的に取り扱った．なお，土壌有機物質はアルカ
リ不溶の腐植物質と仮定した（Table1）．今回採用した表面錯体モデルでは，Table1 にまとめられた先行研究のパ

Alkali titration curves of solution with soil collected fromthe test site. This figure includes the observed (Titration)and the calculated titration curves for solution with (Calculation) and without (Blank) soil. The calculated titration curve was obtained by surface complex modeling ofsoil components considering protonation and deprotonation of each component.

解説：土壌の pH 緩衝作用とそのモデリング25

た観測井から採取した水の pH の計時変化とその計算結果を示したものである．路盤直下から採取した水の pH
は，DCS に含まれる水酸化カルシウム鉱物であるポルト
ランダイトの溶解により 12 ∼ 13 程度を示している．路盤の影響がないと考えられる場所に設置した観測井から採取した水の pH は 5 ∼ 6 程度であり，路盤を設置した
側近の観測井から採取した水の pH は 9 ∼ 10 程度を示していた．これらの pH の比較から，おそらく DCS を設置した路盤から pH12 以上の浸出水が側近の土壌に浸み込み，土壌間隙水と混合するとともに，土壌に含有する様々な物質の有する pH 緩衝能によって浸出水が浸み込
み続けているにもかかわらず，pH が 9 ∼ 10 程度に維持されているものと推測できる．DCS の水和反応や溶解反応の速度，土壌の pH 緩衝に係わる表面錯体モデルを
一次元反応輸送モデルに取り込み，観測井の pH の経年変化を予測したところ，Fig. 8 の右図のように実測値を再現することができた．またこのモデルを使った pH の
長期経年変化を求めたところ，この土壌の有する pH 緩
衝能を超えて，間隙水の pH が 12 程度まで上昇する領域
が 1 m を超えるまで要する時間が 30 年以上であることも明らかとなった．

5. 結言

Fig. 7 製鋼スラグを路盤材として使用して建設した実規模の試験区の写真（上）と設置した観測井（下）．

Photo of test road constructed by decarburized slag as
roadbed material (upper) and monitoring wells installedaround the test road.

本稿の冒頭で述べたように，地球の表層における化学，
物理，生物学的プロセスが凝縮している土壌中で起こっている出来事を定量的に理解することは難しい．しかし，その理解が必要であることは否定されることはない

ラメータを使用した．その結果，使用した土壌のアルカだろう． 今回は，その複雑なプロセスの中でも土壌が有リ滴定曲線をよく再現することができた．

する pH 緩衝能を理解するための筆者の取り組みの一例

最後に，上述のように作成した pH 緩衝モデル検証のを示した．読者の方々がどのような印象を持たれたかをため，DCS を路盤材として使用した実規模の試験区を建推し量る術はないが，土壌間隙水の pH を推定するだけ

設し，様々な部位に観測井を設置して（Fig. 7），pH や溶でもかなりの作業が必要であることがお分かりいただけ

存イオン濃度の経年変化を測定した．Fig. 8 は，2 年間たであろうか？もしそのような印象をお持ちいただけた

14

14

12

12

10

10

8

8
pH

pH

実施したモニタリング結果のうち，様々な位置に設置し

6

6

4

4
Well
Affected soil pore water
Unaffected soil pore water

2
0
0

6

12

18

Construction period (months)

24

Calculation2

Affected soil pore water
0
0

6

12

18

24

Construction period (months)

Fig. 8 異なる場所に設置された観測井から採取した水の pH の経時変化（左）と計算結果（右）Temporal change in pH of water collected from the wells in different places (left) and the calculated
pH (right).

土壌の物理性

26

第 138 号

ならば，筆者が本解説の執筆依頼を受諾した目的の半分(2018)

ical Zone. Elements, Vol.3, No.5, 321–326.

は達成されたことになる．また，地球化学反応モデリン

Dzombak, D.A. and Morel, F.F.M. (1990): Surface complexation

グというツールが，土壌化学の理解に有効なツールであmodeling. Hydrous Ferric Oxide, p.393, Wiley, New York.

ることが理解いただければ，その目的を達成したことに

福士圭介, 鈴木正哉 (2004): 天然産アロフェン表面酸 / 塩基特性

なる．そもそも土壌科学に携わる方々は土壌に詳しいのの表面錯形成モデリングによる解析, 粘土科学, 43: 180–185.

で，本邦の土壌学者や技術者の多くがツールとして地球

伊藤健一, 福士圭介, 橋本晃一, 田中小満, 池田穂高, 佐藤努, 米田

化学モデリングの技術を持ち，様々なケーススタディー

哲朗 (2008):自然浄化機構に学ぶ新しい資源回収型酸性鉱山を重ねて情報共有することができれば，土壌科学の新た

廃水処理方法の開発. J. MMIJ, 124: 519–528.

な展開につながるのではないかと期待する．近い将来，

Khoury, H.N., Salameh, E., Clark, I.D., Fritz, P., Bajjali, W.,

そのツールを当たり前のように持ち歩いて熱い議論をす

Milodowski, A.E., Cave, M.R. and Alexander, W.R. (1992):

る若者を夢見て本稿の筆を置きたい．

A natural analogue of high pH cement pore waters from theMaqarin area of Northern Jordan, I. Introduction to the site. J.
Geochem. Explor., 46: 133–146.

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258.
Prikryl, J.D., Jain, A., Turner, D.R. and Pabalan, R.T. (2001):

Chorover, J., Kretzschmar, R., Garcia-Pichel, F. and Sparks,
D.L. (2007): Soil biogeochemical processes within the Crit-

要

Uranium VI sorption behavior on silicate mineral mixtures. J.
Contaminant Hydrology, 47: 241–253.

旨

本稿では，土壌科学の研究者および技術者の方々に，土壌中の化学反応やそれに関わる鉱物の役割の重要性を再認識していただくため，地球化学反応モデリングの有効性を実感していただくため，土壌による pH 緩衝作用を解説し，pH 緩衝作用の理解の工学的重要性を概説した．また，筆者が実施してきた土壌の pH 緩衝作用を対象とした地球化学反応モデリングの工学的応用例を紹介した．
キーワード：緩衝作用，地球化学モデリング，pHシンポジウム特集

J. Jpn. Soc. Soil Phys.

ゎࠉㄝ

土壌の物理性LecturesNo. 138, p.27 ∼ 35 (2018)

Subsurface microbial activity:
Beyond the thermodynamic ladder
Craig M. BETHKE1 and Robert A. SANFORD1

Abstract: An integration of the study of groundwaterchemistry, numerical modeling, long-term bioreactor experiments, and in-situ sampling of activity growing microbes yields a portrait of subsurface anaerobe activity thatdiffers sharply from conventional thinking. The chemical record of microbial activity on a groundwater’s redox
chemistry in a well-studied aquifer is surprisingly incomplete, casting doubt on current methods of classifying subsurface microbial activity in aquifers. We find no evidence
to support a concept by which subsurface microbial activity is arranged according to a thermodynamic ladder, nor
do we find backing for the theory of competitive exclusion. Instead, we find strong evidence that iron reducing and sulfate reducing bacteria, previously consideredlocked in competition, are in fact forming mutualistic relationships in which they tightly cooperate. Where a groupof microbes such as the methanogens is excluded from anecosystem, the explanation is more likely ecologic thanthermodynamic.
Key Words : Anaerobic microbes, microbial activity, microbial ecology, aquifer redox chemistry

1. Introduction
Subsurface microorganisms draw the energy they needto live and reproduce from the groundwater in which they
live, and in the process control many aspects of the water’s
redox chemistry. To capture energy from its environment, amicrobe catalyzes the transfer of electrons from an initiallyreduced species to an initially oxidized species, releasing
the electron donor in oxidized from, and the acceptor in
reduced form. In this way, the microbe’s activity leaves animprint on the chemistry of its environment.
In anoxic aquifers, the subject of this paper, groundwater can in many cases be divided into zones on the basisof chemical composition. By conventional thinking, thesegregation has been interpreted to reflect variation or zoning in the activity of anaerobic microbes within the aquifer
Department of Geology, University of Illinois, 1301 W. Green St. Urbana,
Illinois 61801 USA.
2018 年 1 月 16 日受稿

2018 年 3 月 1 日受理(Jones et al., 1989). On a regional scale, for example, theCretaceous Middendorf aquifer in South Carolina can bedivided into three parts, one rich in dissolved iron, a second where groundwater holds little iron, and a third where
methane accumulates in the flowing water.
The three chemical zones within the Middendorf are believed to represent the habitats, respectively, of iron reducing bacteria, sulfate reducing bacteria, and methanogens(Chapelle and Lovley, 1992). On a local scale, as a second
example, arsenic concentration in the Cretaceous Mahomet
aquifer in East Central Illinois was found to be controlled
by the activity of sulfate reducing bacteria: where sulfate
reducers are active, the arsenic concentration is invariably
small (Kirk et al., 2004).
Chemical zoning in an aquifer, in other words, signifies the differentiation of microbial activity into discretezones. The zones are commonly taken to be exclusionary,so that each is dominated by a single functional group of
microbes, according to an energetic hierarchy known as thethermodynamic ladder. In this paper, we use the results ofmore than a decade of studies within our research group— ranging from field observation to long-term laboratory
experiments to theory and quantitative modeling — to reflect on the role of thermodynamics in shaping microbial
metabolic activity in subsurface environments.

2. Concept of a thermodynamic ladder
The idea that an energetic hierarchy among functionalgroups of microbes might cause aquifers to become
zoned microbiologically arose from observations in the
Cretaceous Middendorf aquifer in South Carolina, USA(Chapelle and Lovley, 1992). An upgradient zone there
holding groundwater rich in iron is replaced along the direction of flow by a zone with low iron levels. The latterzone, in turn, gives way downgradient to a zone where dissolved methane builds up.
The three zones are believed to represent the dominancealong flow of first bacterial iron reduction, then sulfate re-

土壌の物理性

28

10

HCO3 (low δ 13C)
5

Fe2+ + H2S“electron
gap”

0
0

50

(2018)

accumulating in the flowing water, then, records the electrons donated up to that point in the flow, and the buildup
of sulfide and ferrous iron reflects how the electrons were
accepted.

High Fe
Low FeElectron Equivalent (mM)

15

第 138 号

100

Distance (km)Fig. 1 The “electron gap” is the discrepancy between therecord of the number of electrons donated, as reflected by
the accumulation of biogenic inorganic carbon in groundwater along the Middendorf aquifer, and evidence of thenumber of electrons acccepted, as accounted for by ferrous
iron and sulfide in solution (Park et al., 2006). Vertical line
separates zones of iron-rich and iron-poor groundwater.

duction, and finally methanogenesis. Where ferric minerals exist, at neutral to acidic pH, an iron reducer’s catabolic
reaction is favored energetically relative to those of sulfate
reducers and methanogens. Iron reduction, then, might beable to drive down electron donor concentrations (i.e., thelevels of H2 and small-molecule organic acids) to a point
low enough that insufficient energy remains in the aquiferfor sulfate reducers or methanogens to live. Similarly, sulfate reducers might employ the same strategy, known ascompetitive exclusion, to exclude methanogens.
When Park et al. (2006) looked at the redox chemistry ofgroundwater from the Middendorf aquifer, however, theyfound little evidence to support this concept. Along aflow path spanning the iron-rich and iron-poor zones, theyfound enough energy everywhere in the aquifer to drive
forward the catabolic reactions of iron-reducers, sulfate reducers, and aceticlastic methanogens. This result calls into
question the idea that thermodynamic exclusion might playa role in the aquifer’s zoning.
Park et al. furthermore attempted to balance the recordof electron donation in the aquifer with evidence of electron acceptance. As natural organic matter in the sedimentary section ferments, it liberates reduced species such asacetate that can donate electrons for microbial respiration.
In this way, four electrons are made available for each carbon that oxidizes to carbonate. The electrons may then be
accepted by sulfate reduction, which adds one sulfide tosolution per eight electrons accepted, and by iron reduction, which yields an Fe2+ for each electron. Biogenic dissolved carbonate (carbonate with isotopically light carbon)

Plotted in terms of electron equivalents (Fig. 1), thechemistry of Middendorf groundwater shows a pronounced “electron gap” across which electrons donated in
the aquifer cannot be accounted for by evidence of acceptance: there is not nearly enough iron or sulfide in the water
to balance the biogenic carbonate. We see that groundwater chemistry reveals an incomplete picture of the microbial processes occurring within an aquifer; it cannot be relied upon to characterize the microbial activity there, nor
to argue that one functional group of microbes excludes, oreven dominates other groups.

3. Thermodynamic control
on microbial kinetics
Any evaluation of the role of energetics in the originof aquifer zoning requires a thermodynamically consistentdescription of microbial kinetics. Rate laws in common
use are derived considering only the forward rate of reaction and therefore cannot account for a thermodynamic
drive or an equilibrium end point. Such laws may be applied to experiments where energy is available in abundance and the forward reaction rate overwhelms the reverse, but are not suitable for analysis of natural environments in which little chemical energy may be available.
Jin and Bethke (2007) derived a kinetic description of
microbial metabolism that rigorously honors the requirements of thermodynamics. In their analysis, electron transfer through a microbe’s transport chain is enzymaticallycoupled to the phosphorylation of ADP, adenosine diphosphate, to create ATP, adenosine triphosphate. The energy∆GU usable by the cell to drive forward its catabolic reaction is given∆GU = ∆GA − m∆GP

(1)Here, ∆GA is energy available in the environment to drive
forward the cell’s electron transfer reaction, or the negativeof the reaction’s free energy change at ambient conditions,such as −∆Gr of sulfate reduction coupled to acetate oxidation. Variable m is the ATP number, the number of ATPs
produced per turnover of the cell’s catabolic reaction; and∆GP is the free energy change of ADP phosphorylation,
about 50 kJ mol−1 .
A thermodynamic potential factor FT defines the control
of energetics on reaction rate. The factor, ranging fromzero to one, is given as from the environment’s usable energy ∆GU asBiomass (mg kg-1 )Sulﬁde20

A notable point is that in an oligotrophic environment
where available energy ∆GA is little more than the cell’sinternal energy m·∆GP , the usable energy ∆GU approaches
zero, driving FT and the reaction rate r to approach zero,
as well. The point at which available and internal energy
for a microbial catabolism are in balance, in other words,
represents the catabolism’s thermodynamic limit.

50
10

Biomass
SulfateAcetate

0

0

60

ΔGA

30

ΔGU

0
0

5

10

29

question, and on which species in those reactions have concentrations in the microbe’s environment that might varyover time (see, for example, Jin and Bethke, 2002; 2003) .

100

DG (kJ (mol SO4 ) -1)

Concentra#on (mmolal)

解説：Subsurface microbial activity: Beyond the thermodynamic ladder25

Time (days)
Fig. 2 Result of a batch reactor experiment tracing bacterial sulfate reduction in pure culture.
The
Desulfobacter hydrogenophilus bacteria transform sulfate
and acetate to sulfide and carbonate, using the energy liberated to create biomass (Jin and Bethke, 2009). Symbols
show measured concentrations (top plot) and the available∆GA and usable ∆GU free energies in the experiment calculated from the measured concentrations (bottom plot), asfunctions of time elapsed. Lines show the result of a reaction model of the experiment calculated using The GeoR
chemist’s Workbench⃝
software (Bethke, 2008). Reaction in the experiment ceases when the usable energy, andhence the thermodynamic drive vanishes, even though finite amounts of sulfate and acetate remain unreacted andthe available energy is not exhausted.

Jin and Bethke (2009) set out to test the prediction ofa thermodynamic limit for the case of bacterial sulfate reduction. In a series of pure culture experiments, they foundacetotrophic sulfate reduction proceeded until available energy ∆GA dropped to ∼33 – 43 kJ (mol SO4 )−1 and thenstopped (Fig. 2), even though a finite amount of both acetate and sulfate remained unreacted. They further calculated available energy in a variety of natural environments
in which previous studies had shown sulfate reduction tohave ceased. In these cases, the available energy remaining was ∼40 – 56 kJ (mol SO4 )−1 . Energies in these ranges
map by Eq. (1) to ATP numbers m of about 2/3 – 1, inagreement with current understanding of the cellular physiology of sulfate reducers (Jin and Bethke, 2009).

4. Reactive transport modeling(3)

Bethke et al. (2008) conducted a series of numericalexperiments∗ to see how microbial communities might develop in the subsurface. In their reactive transport models, water containing a small amount of dissolved sulfate
recharges a 200-km-long aquifer. Acetate is added along
the aquifer at a slow, continuous rate, to represent the effectof natural organic matter fermenting within surrounding
fine-grained sediments. In some experiments, the aquifer
contains small amounts of goethite (ferric oxyhydroxide,
FeOOH). The aquifer in the simulations is seeded with a
few aceticlastic methanogens and a small number of sulfate
reducing and iron reducing bacteria. The initially small
populations can grow over the course of a run to colonize
the aquifer and differentiate to create a microbial community.

Here, r is the net reaction rate, the difference between theforward and reverse rates; k+ is the rate constant, which iscommonly known from experiments; [X] is biomass concentration; and FD and FA are kinetic terms related to electron acceptance and donation, the forms of which vary depending on the microbe in question, and its environment.
The forms of FD and FT depend on the natures of the electron donating and accepting reactions for the microbe in

Figure 3 shows the result of such a simulation containing no ferric iron, so only aceticlastic methanogens andacetotrophic sulfate reducers can grow, after the model has
run to a steady state at which the rates of microbial growthand decay are in balance. Dissolved sulfate decreases inconcentration as water flows away from the recharge point,
because sulfate reducers use the molecule as an electron
acceptor. Much of the acetate added to the aquifer is consumed as the electron donor for the bacteria; the remaining)(∆GU
FT = 1 − exp −
χ RT

(2)

Here χ is the average stoichiometric number, the numberof times the rate limiting step occurs per reaction turnover;
R is the gas constant; and T is absolute temperature.
The rate at which a microbe catalyzes its catabolic reaction varies with FT according tor = k+ [X] FD FA FT∗ The input files used to create the varous numerical models cited in this paper are available from repositories, as noted in original publications cited.

土壌の物理性

30

Conc. (μmolal)
Biomass (μg kg–1)–

CH3COO
.1
2

mAc ≥SO4 reducers

1

Methanogens

0
1

FT

CH4(aq)10

1

Methanogens
SO4 reducers

.5

flow
0

0

(2018)The inability of methanogens to establish a stable community is instead an ecologic phenomenon. The requirement for maintaining a population is that the rate of cell
growth must meet or exceed that of decay. Bethke et al.
(2008) showed that for aceticlastic methanogens, this condition demands that the acetate concentration mAc satisfy
the inequality

100

SO42 –

第 138 号

50

100

150

200

Length (km)Fig. 3 Long-term solution to a reactive transport model inwhich sulfate reducers and aceticlastic methanogens within
an aquifer compete for acetate (Bethke et al., 2008). Sulfate
is present in the recharge water and acetate is supplied by
the fermentation of natural organic matter in surrounding
sediments. Diagrams show concentration of dissolved sulfate, acetate, and methane (top); biomass of the two functional groups of microbes (middle); and thermodynamic potential factor FT for each (bottom).

mass accumulates along the direction of flow. The aceticlastic methanogens seeded in this upgradient portion of
the aquifer, rather than growing into a population, have
died, leaving a monoculture of sulfate reducers.
A little more than 100 km along the aquifer, acetatebuilds up to a level sufficient for aceticlastic methanogens
to form a stable population. Past this point, methane accumulates in the flowing groundwater. This downgradientzone is colonized by a mixed community of methanogens
and a lesser population of sulfate reducers.
At first glance, sulfate reducers might appear to dominate the upgradient zone by competitive exclusion, but
the actual mechanism of exclusion is more interesting. As
shown in Figure 3, the thermodynamic potential factor FT
for methanogens is close to unity, whereas FT for the sulfate reducers is only about 0.7. Availability of usable energy, in other words, provides no impediment to the growthof methanogens, which are in fact thermodynamically favored over sulfate reducers. Thermodynamics, then, plays
no role in the exclusion of methanogens in this zone.

D KD·
Y k+ FT(4)

Here, Y is growth yield, KD is the aceticlasts’ half saturation constant, and k+ is the rate constant; each of thesevalues is determined experimentally. The decay constant
D appropriate for a given natural environment can be estimated from Y and the biomass concentration [X] there byassuming the population is in steady state (Bethke et al.,2008).
Methanogens in general grow slowly, have a small
growth yield Y , and with respect to acetate are associatedwith large half-saturation constants KD . As a result, theecologic criterion for maintaining a population, as given
by Eq. (4), is a relatively large acetate concentration mAc .
The ecologic minimum concentration, notably, is roughlya factor of 30 larger than the thermodynamic limit given
by Eq. (1). Simply put, aceticlastic methanogens have sufficient energy to grow everywhere in the simulation, butcannot establish a population until acetate accumulates toa level that allows cells to be replaced as quickly as theydie. Failing to replace the cells that die, the populationenters an extinction vortex and vanishes.
In a related simulation (Fig. 4), the upgradient third of
the aquifer contains goethite, allowing iron reducers togrow there. This portion of the aquifer becomes colonized
by a mixed community of a predominate population of sulfate reducers and a lesser population of iron reducers. The
community produces both sulfide and ferrous iron, so themineral mackinawite (FeS) can form according toFe2+ + HS− → FeS(s) + H+

(5)

The concentration of Fe2+ in the upgradient zone increases
along the direction of flow, because the microbial community contributes more ferrous iron to solution than sulfide.
The increment of Fe2+ in excess of sulfide cannot be taken
up by mackinawite precipitation and hence builds up in theflowing groundwater.
It is notable that ferrous iron rather than sulfide builds
up in solution, even though the iron reducing population issubordinate to the population of sulfate reducers, in termsof both biomass and reaction rate (Fig. 4). The accumulation of ferrous iron is due to the fact that iron reducers
liberate eight Fe2+ ions

解説：Subsurface microbial activity: Beyond the thermodynamic ladder
FeOOH

10

Fe2+

fluid contained sulfate but the sediment held no ferric iron,a second in which the feed lacked sulfate but the sediment
was amended with goethite, and a third that included both
sulfate in the fluid and goethite in the sediment.

CH4(aq)2–

SO4

H2S(aq)Methanogenesis

Bethke et al. (2011) analyzed the rates of sulfate reduction, iron reduction, and methanogenesis in the experiments, as well as the usable energy available to the threefunctional groups of microorganisms. The latter experiment, in which sulfate reduction and iron reduction canoccur together, is of particular interest to us. As shown in
Figure 5, sulfate concentration in the fluid decreased gradually for about the first 100 days, and acetate decreased inabout two months to below detection, at which point thesole source of electron donor was the feed fluid.

SO4 reducers

There are several notable aspects to the results (Fig. 5).
First, despite the advantage in available energy that iron
reducers hold over sulfate reducers at neutral to acidic pH,
sulfate reduction occurs 6 to 9 times more rapidly in theexperiment than iron reduction. Second, iron reduction oc-–

CH3COO

1

15
10

SO4 reduction

5

Fe reduction

0
2

1

Methanogens

Fe reducers
flow

0

0

50

100

150

200

Length (km)Fig. 4 Results of a reactive transport similar to Fig. 3, except that goethite (FeOOH) is present in sediments within
the upgradient third of the aquifer (Bethke et al., 2008). Diagrams show dissolved concentration (top), reaction rates
on a per acetate basis (middle), and biomass of each functional group (bottom).

CH3 COO− +8 FeOOH(s) + 15 H+
2+→ 2 HCO−+ 12 H2 O
3 + 8 Fe(6)

per acetate consumed, whereas sulfate reducers+−
CH3 COO− + SO2−
4 + H → 2 HCO3 + H2 S(aq)(7)

contribute a single sulfide. A groundwater high in iron, significantly, cannot be taken as evidence that a population ofiron reducers dominates sulfate reducers in the subsurface
community.

5. Bioreactor experiments
In a series of long-term (∼300 days) experiments insemi-continuous flow bioreactors (Kirk et al., 2010), a natural consortium containing iron reducing bacteria, sulfate
reducing bacteria, and methanogens was allowed to growin the presence of natural aquifer sediments, while fluid
containing nutrients was added and reacted fluid removed.
They conducted three experiments: one in which the feed

Concentration (μmol kg –1)

Biomass (μg kg–1)

Rate (nmolal yr –1)

0.1

Rate (μmol Ac kg –1 day–1)

Conc. (μmolal)

100

31

1000

■■
■
■

■
■

800

■

●

●

600

●

400
200
0

Ac

●

Fe2+

▲
●▲▲▲▲▲ ▲▲▲▲▲▲▲▲▲▲●●●●●●●●●●●●●●●●●●●●●●●●●▲▲▲ ▲▲▲ ▲▲▲▲▲
▲▲▲
▲

50

●

Ac consumption

40●●●●●●●●●●●●●●●●●●●●●●●●
●

30
●

20
10
0

SO2–
4

■
■
■
■
■
■
■■
■■■
■■ ■
■■■
■
■■■■ ■
■

●

●
●
●

■
■
■■
■ ■■ ■■
■
■
■
■ ■
■
■
■■
■ ■
■■■
■
■

■

SO4 reduction■

FeOOH reduction■▲■▲▲▲▲▲▲▲▲▲▲ ▲ ▲▲▲▲▲▲▲▲▲▲▲▲
▲
▲
■
▲
▲▲▲▲
■

0

100

FeOOH
only

200

300

Time elapsed (days)
Fig. 5 Results of a long-term experimental study of microbial growth in a semi-continuous flow reactor conductedby Kirk et al. (2010). Sediment, along with its natural microbial community, and goethite (FeOOH) were allowed toreact over time with aliquots of water containing dissolved
sulfate and nutrients, as equal volumes of reacted water
were removed. Diagrams show concentration of sulfate, acetate (Ac), and ferrous iron in water periodically withdrawn
from the reactor (top) and rates on a per acetate basis ofsulfate reduction and iron reduction, and the rate acetate isconsumed by the microbial community (bottom). Solid line
at base of bottom diagram shows rate of iron reduction in aparallel experiment that contained goethite, but not sulfate.

土壌の物理性

32

第 138 号(2018)

curs about 14 times more rapidly in this experiment thanit did in the second experiment in the series, which contained goethite but no sulfate. In other words, when theiron reducers competed with sulfate reducers for acetate,
they respired the acetate considerably more rapidly thanthey did in the absence of competition.

of the activity may in fact be recorded. Aquifer sediments
may also be retrieved and the attached microbial community analyzed by molecular methods, but the whole community does not necessarily reflect microbial activity in theaquifer, because an unknown fraction of microbes may bedormant, or nearly so.

Third, and perhaps most notably, it is clear the iron reducers and sulfate reducers enter into a tight mutualistic
relationship in which each functional group benefits theother. This point is demonstrated in Figure 6, which showsthat the community adjusts after about one month to a condition in which sulfate reduction on a per-acetate basis is
close to eight times as rapid as iron reduction. Since a sulfate reducer produces one sulfide ion per acetate, whereas
an iron reducer produces eight Fe2+ ions, this ratio of reaction rates represents the point at which sulfide and ferrous
iron are added to solution at the same rate, which by Reaction (5) is the stoichiometric ratio of mackinawite precipitation.

To address these problems, Flynn et al. (2012) undertook to measure microbial activity in the Pleistocene Mahomet aquifer in East Central Illinois, USA, using an in-

Bethke et al. (2011) suggested that iron reducers operating in isolation produce Fe2+ ions that sorb
≡ FeOH + Fe2+ → ≡ FeOFe+ + H+

(8)

onto the ferric surface, diminishing the its ability to accept
electrons. Here, ≡ FeOH and ≡ FeOFe+ represent uncomplexed and iron-complexed sites, respectively, on theferric surface. An iron reducer producing one Fe2+ foreach sulfide ion producing by a sulfate reducer, however,would likely precipitate mackinawite according to Reaction (5), thereby removing the Fe2+ from solution before it
can sorb on the ferric surface by Reaction (8). The sulfate
reducers, likewise, avoid by this relationship a buildup of
dissolved sulfide, which might lead to product inhibitionof its catabolic reaction.

6
5

rFeR

4

8 rSR 3
Excess Fe2+

2
1

HS˗

0
0

50

100

150

200

250

Time (days)

Fig. 6 Balance between iron reduction and sulfate reduction in the long-term flow-through reactor experiment conducted by Kirk et al. (2010), shown in Fig. 5, from Bethke
et al. (2011). Bethke et al. (2011) calculated the rates ofiron and sulfate reduction in the experiment from mass balance. When on a per-acetate basis the rate of iron reductionin the results equals eight times the rate of sulfate reduction,
the microbial community generates Fe2+ and dissolved sulfide in an equal molar ratio, which is the stoichiometric ratio
for mackinawite precipitation. After about one month, therates approach the 1 : 8 ratio and maintain it through the remainder of the experiment. In this way, the two groups of
microbes demonstrate mutualistic rather than competitive
behavior.

Each of the functional groups, rather than competing andattempting to exclude the other, as suggested by the concept of a thermodynamic ladder, is in fact deriving suchsignificant benefit from the other that the two catabolic reactions proceed in lockstep. The mutualistic relationshipgoes a long way toward explaining why iron reducers work
more rapidly in the presence of sulfate reducers than in
their absence.

6. In-situ sampling
Determining the nature of microbial activity in an
aquifer is most commonly an indirect process. Activity
may be interpreted on the basis of the chemical evolutionof groundwater, assuming the water maintains a record of
past microbial activity. As discussed above, however, little

Fig. 7 In-situ sampler, or “bug trap”, used by Flynn et al.
(2012) to retrieve the actively growing microbial community from wells completed in the Mahomet aquifer. Washed,autoclaved sediment from the aquifer is enclosed in a meshbag, suspended on a fishing line, and lowered to screen levelwithin the well; after a period of months, the sampler is retrieved and the biomass attached to the sediment analyzed.

解説：Subsurface microbial activity: Beyond the thermodynamic laddersitu sampling method. The authors suspended mesh bagsof autoclaved aquifer sediment (Fig. 7) at the screens of 18
wells, so that ambient groundwater flowed across the “bugtraps”. After about 14 weeks, they retrieved the initiallysterile traps and used molecular techniques to analyze themicrobial community that had grown up attached to thesediment within them. In this way, they analyzed only active microbes and hence presumably derived a more direct
characterization of microbial activity in the aquifer thanmight be possible by other techniques.
The Mahomet aquifer holds groundwater rich in dissolved iron, but poor in sulfide. As such, the aquifer falls
squarely within the iron-reducing category, as proposed by
Chapelle et al. (2009). Figure 8 shows the molecular analysis of bacteria retrieved from the bug traps, broken down
by groundwater sulfate concentration. Even though iron
reducers might be expected to dominate the community,
genera of sulfate-reducing bacteria make up a strikingly
significant fraction of the actively growing biomass sampled from the Mahomet. In wells with more than a negligible concentration of sulfate (> 0.03 mM), sulfate reducing bacteria were about equally numerous as iron reducing
bacteria. Even at wells where water is nearly devoid of sulfate, sulfate reducers make up a significant fraction of theBacterial Taxa
Bacteroidetes

HSLS

community (Fig. 8).
These results show that sulfate reducers in the Mahomet
coexist with iron reducers, even though the aquifer is nominally iron reducing. Indeed, as already discussed in thispaper, coexistence of a significant population of sulfate
reducers in the presence of high-iron groundwater is notentirely surprising, in light of the fact that iron reducers
contribute eight times as much Fe2+ to solution on a perelectron basis as sulfate reducers add sulfide.
In a broader sense, the study lends no support to the ideathat a thermodynamic ladder exerts control over the microbial community, or to the concept of competitive exclusionof sulfate reducers by iron reducers. Instead, the evidence
suggests that wherever sulfate is available in the aquifer,sulfate reducers and iron reducers live together, perhaps
in a mutualistic relationship of the sort demonstrated by
Bethke et al. (2011) and discussed in the previous sectionof this paper.

7. Discussion
We in this paper attempt to develop an understandingof the nature of subsurface microbial activity by integrating study of groundwater chemistry, numerical modeling,

NS

Functional Groups
FeIII Reducers
Geobacter
Desulfuromonas

β-Proteobacteria
Clostridia
δ-Proteobacteria
γ-Proteobacteria
Holophagae

GeothrixSO42- Reducers
Desulfobulbus
Desulfobacter

Syntrophs
Syntrophobacter
Syntrophus

Percent of Total

Other

50%

25%

Other

33

10%

Fig. 8 Relative distribution of the bacterial populations that make up a series of natural communities
sampled from the Mahomet aquifer of east-central Illinois, USA, from Flynn et al. (2012). The communities were obtained from 18 wells completed within the aquifer using the “bug traps” shown in Fig. 7.
The traps were left in place for 14 weeks before being retrieved, at which point the bacterial communitythat had grown up attached to sediment in each trap was detached and analyzed by molecular methods.
Data are grouped in the figure by groundwater sulfate concentration: column “HS” contains data fromwells where sulfate concentration is > 0.2 mM; concentration for column “LS” is between that leveland 0.03 mM; column “NS” is for data from wells with negligible sulfate, < 0.03 mM. For each taxonomic group, the diameter of the circle representing high, low, and negligible sulfate conditions shows
the group’s relative importance within the community; the radii of wedges within circles break out the
proportions of molecular sequences attributed to iron reducers (red, orange, yellow), sulfate reducers(blue), synthrophs (green), and other classes of bacteria (black). The results show that, even thoughconditions in the Mahomet aquifer are considered by conventional criteria to be strongly iron reducing,the sulfate reducing bacteria are about equally numerous as iron reducing bacteria wherever measurable
amounts of sulfate (“HS” and “LS”) are found in the groundwater. Even where sulfate concentration is
negligible (“NS”), sulfate reducers make up a significant fraction of the community.

34

土壌の物理性bioreactor experiments, and the in-situ sampling of actively growing microbes from an aquifer. Taken together,
these studies portray microbial communities and their relationship to ecosystem chemistry in a manner distinct fromconvention interpretations.
The nature of subsurface microbial activity has mostcommonly been inferred by comparing the redox chemistry of groundwater from place to place. The variation
might be observed on a sub millimeter scale in soil, orover a range of hundreds of kilometers in a regional flow
regime. A spot where groundwater is rich in iron, for example, would have been taken to reveal a community ofiron reducing bacteria inhabiting an aquifer.
The Middendorf aquifer of South Carolina, USA, however, shows a large electron gap: groundwater in theaquifer records just a small fraction of the respiration occurring there (Fig. 1). In a reactive transport model (Fig. 4)
and a bioreactor experiment (Fig. 5), furthermore, groundwater becomes enriched in iron, even though iron reduction in both the model and the experiment is subordinate tosulfate reduction. Clearly, the presence of dissolved ironcannot be taken as evidence of a subsurface community
dominated by iron reducers.
As well, conventional thinking has held that the distribution of microbial populations in the subsurface falls
along a thermodynamic ladder in which iron reducers holdan advantage over sulfate reducers, which in turn dominate methanogens. By the theory of competitive exclusion,
wherever an advantaged population can live, it displaces
other groups of microbes from the habitat by denying themthe energy they need to live.
We see no evidence that subsurface communities behavein this manner. In the Middendorf, sufficient energy exists
everywhere for iron reducers, sulfate reducers, and aceticlastic methanogens to live. In a reactive transport experiment, methanogens are excluded from part of an aquifer,
but not by the lack of energy. Instead, these methanogens
enter an extinction vortex because they fail to reproduce
quickly enough to replace cell decay; their exclusion fromthe community is an ecologic rather than thermodynamic
phenomenon.
In contrast to the conventional perspective, we find thatmicrobial communities commonly exist as mixed populations, shaped as much by mutualism as competition. In
the Middendorf aquifer, the electron gap (Fig. 1) might be
explained by a community of coexisting iron reducers andsulfate reducers. If the Fe2+ and sulfide these groups add
to solution were to precipitate as mackinawite, the groundwater would lose part of the record of electron acceptance.
The microbial communities that grow up in the reactive
transport modeling, furthermore, are as commonly mixed

第 138 号(2018)

communities than monocultures.
Perhaps most striking is the evidence that iron reducers
and sulfate reducers can establish a close mutualistic relationship. In a long-term bioreactor experiment (Fig. 6),
the relationship between the two groups becomes so tightly
balanced that the community produces Fe2+ and sulfide ina one-to-one ratio. Just as notably, the rate of iron reduction in the experiment was roughly 15 times faster than ina parallel experiment lacking sulfate. When the iron reducers had to compete with sulfate reducers for acetate, they
actually worked more quickly than in the absence of competition.
In-situ sampling of actively growing microbes from the
Mahomet aquifer, which is taken by conventional criteria
to be strongly iron reducing, seems to confirm results of thebioreactor experiment. Despite its classification, the Mahomet wherever sampled is seen to have a significant population of active sulfate reducers. Given a small amount of
sulfate in the groundwater, the sulfate reducers are roughly
equivalent in population size to the iron reducers.
We argue that classifying microbial activity on the basis of an ecosystem’s redox chemistry is obsolete, as is
the concept that communities reflect an energetic hierarchy
among functional groups of microbes. Instead, microbial
populations distribute themselves according to ecologic
phenomena that are of necessity subject to the constraintsof thermodynamics, but do not directly reflect them.

Acknowledgments
This paper is possible in light of the considerable efforts
and insights of our former graduate students Qusheng Jin,
Matthew Kirk, Ted Flynn, Dong Ding, and Jungho Park.
We thank them all.

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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▲
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COPY

ENTER

▼

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SET
OFF

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シンポジウム特集

J. Jpn. Soc. Soil Phys.

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土壌の物理性

Miscellaneous

No. 138, p.37 ∼ 41 (2018)

第 59 回土壌物理学会シンポジウム総合討論
土壌および帯水層中における吸着 · 微生物群集とモデリング柏木淳一 · 塚本康貴（シンポジウム事務局）

Discussion at the 59th symposium :Modeling of adsorption processes and microflora in soil and water logging zone
Junichi KASHIWAGI and Yasutaka TSUKAMOTO

本稿では，4 名の講師による講演の後に行われた総合討論（座長:石黒宗秀 氏）の模様を，今後の学会活動の資料として掲載する．なお，討論の概略の記録を目的としたため，事務局の判断により，発言内容の一部を省略または要約させて頂いたことをご了承願いたい．

石黒（座長）：
それではディスカッションを始める．まず南條さん
へ，火山灰自体はアパタイト（リン酸塩鉱物）が多いた
めリン酸が豊富だが，火山灰が火山灰土壌になると収着によりリンが使えないということか．
南條（東北大学）：
アパタイトの生物による利用のしやすさは pH に大きく関係している．酸を放出する能力の強い微生物や，植物でも有機酸を放出する能力のあるものは，アパタイ
トを使いやすいが，そういう能力のない植物や微生物はほとんどアパタイトを使えない．火山灰は弱酸性でアロ
フェンとかイモゴライトが生成しやすくなる．これによりアパタイトは減少し，リンはどんどんアロフェンやイモゴライトに収着された状態になっていく．そうなるとほとんどの生物はゆっくりとしか使えないという状態になる．ただし，キレート能力を持つ有機酸を放出して利用できる生物も存在する．リン酸を強く収着する活性ア
ルミニウム，鉄がある土壌でも，植物がたくさん生えているが，そこでは収着したリン酸等を，菌糸を広くのばして吸収できると思われる菌根菌が働いている．
石黒（座長）：
自然の土壌において，何がリンの給源になるのか．
南條（東北大学）：
アパタイト，生物遺体，収着リンの 3 つが考えられるが特定しにくい．土壌の種類ごとにリンの含量を見ていくと，花崗岩質土壌はアパタイトが多い．また火山灰土
壌はリンの量が多い．意外と少ないのは結晶性の粘土鉱物の多い沖積土で，全リンとしては多くないが，リンの濃度は少し高い状態である．全リンは多いが使えない火
山灰土壌，全リンは少ないが使える低地土壌と言えよう．
石黒（座長）：
ビビアナイトは還元状態から酸化状態になると消失す
るが，写真のような乾燥状態のビビアナイトはどの様に取り出せたのか．

南條（東北大学）：
水があると還元剤と酸化剤の間の電子のやり取りがスムーズになるから酸化還元反応がどんどん進む．しかし，乾燥させると還元状態を維持できる．一番難しいのは，非晶質硫化鉄．根の表面にできている黒い沈殿が，すぐに酸化して白くなってしまう．この場合は，急速に凍結乾燥すると酸素による酸化を遅らせて，黒い状態を
2，3 日維持できる．つまり，空気中で還元状態を長く維持するためには，なるべく早く乾燥させ，湿度の低いところに保存するのが効果的である．
石黒（座長）：
ビビアナイトの析出は，化学肥料の多投により，リン酸が高濃度となった結果生じた現象か．
南條（東北大学）：
沈殿反応だから，熱力学定数によって評価できる．湛水保温実験でビビアナイトが析出する溶液中の濃度は中性付近で 0.1 mmol P L−1 程度である．
石黒（座長）：
次に福士さんの土壌鉱物への微量元素吸着量の予測に関して．初めに分配係数（Kd ）について，吸着する元素が低濃度で，他の溶液条件が一定であれば，Kd の適合性が良いということだった．元素が微量で Kd が一定になる場合は，ラングミュアの吸着理論により粘土鉱物の吸着サイトが一種類だけであるという理解でよいか．
福士（金沢大学）：
ラングミュアであれ表面錯体モデルであれ，ある一定条件を仮定し，濃度を下げたとき Kd に一致してくる．
その条件において，Kd を説明するのは単一のサイトなのか，サイトが複合したなものなのか，モデルにおいて関連づけることは可能である．
石黒（座長）：
実測値が Kd だけで直線関係になっていたとしても多数のサイトがあるかもしれない，ということか．

38

土壌の物理性

第 138 号

福士（金沢大学）：
状況によって吸着サイトが変化することは，表面錯体モデルを用いて説明できている．
溝口（東京大学）：
福島でセシウムが含まれている大量の土を，裏込め材として利用することが検討されている．そういった利用の可能性，あるいは可能だとしたら注意すべきことに関してコメントを頂きたい．佐藤先生から．
佐藤（北海道大学）：
裏込め材に使うという話について，私は使えると思っており検討委員会で意見を提案している．土木材料として使うときは，分級して必ず改良剤を入れる必要があり，そのままの土を使うことはできない．現在，大手ゼネコ
ンは，裏込め材や盛土材とかに利用するために改良材を試しているが，それを公表していない．一番注意すべき事は，セメント系の改良剤で高アルカリになり，セシウ
ムを固定していた粘土が溶けて少し出る可能性がある．
そのため，改良剤を入れたときにセシウムがどんな動きをするのか知っておかなければならない．ただそれが出ても，別の粘土鉱物がセシウムを固定するので大丈夫だと思う．改良剤を入れるときに，どんな反応が起こるのかまだ判っていない事が多いので調べる必要がある．
西村（東京大学）：
例えば粘土鉱物で，シリカ四面体の場合，カリウムとかアンモニウムとか六員環に選択的に入るというが，トリプルレイヤーモデルなんかでうまく表現ができるのか．もうひとつは，固体の誘電率だと思うが，その誘電率で選択係数とか K 値がかなり説明できると言っていた．どうしてか教えていただきたい．
福士（金沢大学）：
セシウムは代表的であるが，構造端面の pH 依存電荷
ではなく永久電荷をもつものに選択的に取り込まれや
すい．吸着のメカニズムが異なるので，違うモデルを使う方が良い．意外とシンプルなイオン交換モデルを使って，セシウム脱離をそれなりに説明できるというのを確かめている．溶存種が水に取り込まれているほうが安定なのか，それとも鉱物に溶けたほうが安定なのかという尺度で誘電率を利用できる．誘電率の高いものというのは，水に溶けている溶存種から水を追い出して自分のほうにとけこみやすいという性質が強いとなっている．70
年代くらいに James and Healy （1972）が既に検討していて，自分はそれを応用している．
小杉（北海道大学）：
佐藤先生の発表の最後のほうで，鉱物がたくさんある
ときの pH のモデルについて，それぞれの鉱物の反応を考え，それを足し合わせるという形でモデルができるということを紹介されていたと思う．福士先生のほうで表面錯体モデルについて，同じように鉱物が複数あるような系についての吸着量のモデルが原理的には可能だと思われるが，1 成分のものについてただ足し合わせるだけで計算することに問題はないのか．
福士（金沢大学）：
やはり大事なポイントであるので，既にコンポーネン
トアディティビティの理論が検討されている（Davis etal., 1998）．例えばフェリハイドライトのようなものがあるとする．それは比表面積が非常に大きく，また親和性が強いため，仮に混合物だとしても，ある条件ではそれがある元素の吸着を支配するというように考えている．

(2018)

つまり，1 対 1 で混じっていたとしても親和性がオー
ダーで違ってくると，ある単一の鉱物が支配しがちになるのではと考えている．結局足し合わせで説明できることにはなるが，そういったケースが考えられる．
石黒（座長）：
リン酸の収着をモデル化するのは容易でないように思われるが，使っておられるトリプルレイヤーモデルでは，大体確立されていると考えて良いか．
福士（金沢大学）：
ヒ酸イオンとリン酸イオンというのは，化学的に比較的類似した挙動をしている．共同研究者の兼松さん（元UC デービス）は，鉄酸化物に対しヒ酸とリン酸の両方で実験をたくさんやり，ほとんど同じような表面錯体モ
デルでうまく解析できている（Kanematsu et al., 2010）．
どんな錯体を仮定したかというと，先ほど南條さんがお話しされた，バイデンテート型で，pH によって H+ がつ
いたり離れたりする．そういう分光学的に認められたのと同じようなもので，説明できると結論を出している．
石黒（座長）：
南條さんの発表だと，酸性だとモノデンテートになっていたのではないか．
南條（東北大学）：
多分，数式モデルでは原子の正確な配置とは関係なく，計算できるのではないかと思う．私はゲータイトに対するリン酸イオンの pH を変えた赤外線吸収スペクトルと，鉄ゲルに pH を変えてリン酸イオンを反応させたス
ペクトルを解析した．アルカリ側では少し形は違うがほとんど同じで，酸性側は鉄ゲルであると，ピークの分裂の幅がだんだん小さくなり，リン酸鉄のような構造が多くなっていくのではないかと申しあげた．私の実験結果
ではそれ以上は言えない．先ほど佐藤先生ともお話したが，そのような状態は，リン酸鉄と水酸化鉄の混合物という解釈もできるのではないかとなった．表面付近から内部に向かうにつれ，リン酸鉄の濃度が低下していくモ
デル，二種類の固相の混じり方を考慮したモデルなどが必要になるのではと感じた．原子の配置については，放射光を使って原子間距離を測ったり，さらには新しい分析技術を使いながら改善していけば良いと思っている．
数字だけ合わせるモデルの他に，その様な分析技術が必要である．
福士（金沢大学）：
計算モデルは比較的感度が高いものであると考えている．いくつかのモデルは，表面錯体の化学反応式をどう仮定してもできてしまうが，トリプルレイヤーモデルはそうでもない，ということが実感としてある．鉄リン酸塩のケースに関しては，吸着等温線を書いた場合，決して吸着が頭打ちにならないという現象がみられる．これがどのように説明されるかというと，表面沈殿，つまり鉄から溶出した鉄の成分とリンを利用して，三次元的に表面に溜まっていくというモデルで説明される．最近，放射光を使ってその現象を説明する文献が出てきている．
南條（東北大学）：
先ほどの吸収スペクトルの結果とも一致するか．
福士（金沢大学）：
可能性は高い．しかし私のモデルでは等温線を超える
条件は吸着とはならないため，扱っていない．低いとこ
ろだけ使ってモデリングしている．高いところは将来の資料：第 59 回土壌物理学会シンポジウム総合討論

39

課題だ．
石黒（座長）
吸着ではない，ということだが，何が起きていると思うか．

菌と硫酸還元菌では，反応速度の比がきれいな整数倍の関係にあることが示されていた．直接的なインターアク
ションがモデルに組み入れられていないのに，なぜこのように反応速度に明瞭な対応関係が出るのか．

福士（金沢大学）：
三次元な表面沈殿であると一般的に言われている．普通の沈殿現象より低い飽和度で生成する．しかしできているのは沈殿物であると考えている．

Bethke（Aqueous Solutions LLC）:
鉄還元菌は，Fe2+ を生成し，硫酸還元菌は FeS を生

石黒（座長）
つまり沈殿のモデルで説明できる，ということか．

成する．お互いの活動によって，助け合っている．反応
速度式そのものに相互作用はない．鉄還元菌が Fe2+ を生成することで，それを利用して硫酸還元菌が Fe S を生成することができる．いわば物質収支のつり合いで明瞭な対応関係ができているということになる．

福士（金沢大学）：
ピュアな沈殿ではなく，表面を利用した沈殿なので少し変わってくる．1990 年のイエローブック（Dzombak
and Morel, 1990）でも解説されている．

足立（筑波大学）：
佐藤さんと福士さんがやられていたことは，基本的に物理化学因子は平衡定数で考えてよい，つまり時間因子などは入っていないという理解でいいか．

佐藤（北海道大学）：モデルで扱える沈殿は熱力学なので，水の中で自由に出会って沈殿を起こすものであるが，先ほど福士さんがお話しされていたのは，固体表面との相互作用によって起こる沈殿現象だ．表面とバルク水中では状況が異なる
ため，バルク水中では沈殿が起こる濃度に達していない
のに，表面ではその濃度で沈殿することはよく知られている．固体表面で起こる反応と速度をモデルの中で扱えるようにすればできるようになると思う．なぜこのような話になったかというと，南條さんの話では，ビビアナ
イトは還元的な二価鉄で溶解度が結構高いが，三価鉄のリン酸塩は溶解度が低く酸化したら吸着するということであった．低温ではできない鉱物かもしれないが，水和物でストレンジャイト（Fe(PO4 )2H2 O）のような沈殿ができているのかもしれないと考えた．もしかしたら X 線で検出できないような結晶ではないものが沈殿しているのかもしれない．これは透過電子顕微鏡観察（TEM）をやらないと説明できないのではないか，というような話をしていた．X 線で検出できない鉱物で熱力学的にも不飽和だが，TEM で調べたら，鉄鉱物の界面のところにナノ粒子が沈殿しているという論文を以前発表したことがある．そんな感じで鉄リン酸塩鉱物ができているのではないか，という印象を持った．

佐藤（北海道大学）：
私のケースでは，鉱物の溶解に時間因子を入れている．
溶解度積や，pH などの条件によって，溶解速度が変わる．鉱物の溶解速度式では，速度定数があり，pH の影
響や飽和濃度に近づくほど遅くなることを取り入れている．最初の私の説明で鉱物の溶解は pH を緩衝すると申し上げた．溶解しやすいような場合はそういう速度論を入れている．本当は沈殿生成も緩衝するので，入れる必要があるが，私の計算では，飽和濃度になったら沈殿が生じるとしている．セメント鉱物などは我々の実験範囲において結構すぐに沈殿が生成するので，これでいいと考えている．一方，土壌鉱物の溶解は遅いので，これには速度論は入れていない．

坂井（三重大学）：
話された実験やシミュレーションでは，土壌水分が飽和状態だったが，不飽和ではどうなるのか．何か別の反応がおこったりするのか．例えば，酸素との反応など．
佐藤（北海道大学）：
溶質移動が水分不飽和の場合は，飽和と比べて複雑になる．しかし，鉱物表面を覆う水に溶けているものと鉱物の反応は理論が適用できる．その水の表面に接する酸素の影響は分圧が判れば計算できるが、土壌溶液中の分圧の予測が難しい．溶質の移動と反応速度の両方が状態変化に影響する．また，不飽和の場合は気相構造の影響を受けるので，それもモデルに組み入れる必要がある．
石黒（座長）：
それでは次に，Bethke さんの講演の質問に移る．講演の概略は，次のようであった．帯水層中で，硫酸還元菌とメタン菌が棲み分けしており，これは細菌の増殖速度モデルを用いて説明できた．細菌は電子移動のエネル
ギーを使い活動し，そのメカニズムをモデルに適用し，熱力学的に明瞭に現象を表現した．棲みわけ · 共生がモデルで表現できたが，モデル式には 2 種類の細菌同士の直接的なインターアクションがなかった．一方，鉄還元

足立（筑波大学）：
微生物の話をすると，結局時間因子をどうとらえているのかで，大きく異なるように思える．
佐藤（北海道大学）：
微生物はそんな難しいことをやるわけではない．例えば電子をもらってエネルギーを得ているような微生物
は，積極的に電子をもらおうとするので，無機化学的な速度で酸化還元が起きるのではなくてかなり加速する．
Bethke さんの計算モデルでは，その微生物による酸化還元の速度論を扱っている．
足立（筑波大学）：
要は，佐藤さんの話にもあったが，こんなところに微生
物は生きている．結局化学反応的なことではなく，もっと利己的なものあって，それで生物が生きていく．そういうことが生物を扱う場合にはちょっと違う視点からの時間因子を考えていく必要があるのではと思っている．
佐藤（北海道大学）：
以前，地球化学モデリングでは無機物しか扱えなかったが，ここ 10 年くらい経過してバクテリアの代謝とかも組み込めるようになった．Bethke さんは，微生物に特化して計算を行っている．私の系において，微生物反応が pH の緩衝作用に大きく関わるのであれば，考慮する必要があるし，実際に組み入れることができる．
足立（筑波大学）：
反応場を作り上げたのは微生物だという理解でいいか．
佐藤（北海道大学）：
反応場で速度論的に微生物がコントロールするので，多分微生物がいなかったら進まないような場合も微生物がいるおかげで進む．Bethke さんは帯水層中にゲーサイ

40

土壌の物理性

第 138 号

トがある場合の微生物と溶質のモデルに速度論を導入して扱った．今の地球化学モデリングでは微生物だけでなくて，そういう鉱物も全部扱えるので，土壌中においても，今後そういうことをやっていかないと，土壌の中の間隙水組成でさえ説明できないのではと思う．
足立（筑波大学）：
Bethke さんの講演で，最初の実験は数日程度の時間ス
ケールで，後半の研究は長期間で長距離の帯水層中のものだった．最初の研究がどのように後半の異なるスケールの研究に展開されたのか．前半の実験は熱力学を基礎にした非常にシンプルなモデルであった．

Bethke（Aqueous Solutions LLC）：
最初の実験は，単一相の単純なもので，有効エネル
ギーと細菌の活動の関係を扱った．後半は，複雑な自然の帯水層中における長期間の研究である．後半の研究には，前半の結果を明確には適用していない．モデルの関数については，どちらにもよく適用できている．熱力学的な物理量を適用しているが，後者では，単純な熱力学的概念のみで解釈できず，生態学的な視点が重要なことを示した．
石黒（座長）：
佐藤さんの pH モデルは，微生物が入っていなかったが，これは必要なかっただけなのか．かなり影響しそうだが．
佐藤（北海道大学）：
実際のフィールドで pH の変化に対して大きな緩衝作
用をもたらしたのは，有機物であった．それが効いていて，微生物による緩衝作用を考慮に入れなくても説明できていたということだけで，微生物の作用が無かったか
どうかはわからない．
足立（筑波大学）：
そういう状況だったらどうしますか．
佐藤（北海道大学）：
pH よりも酸化還元に微生物が関与している．酸化還元と物質の動態のモデル化のためには，微生物と，その代謝の速度を入れる必要がある．
石黒（座長）：
最後に研究に関する将来展望をお願いする．
南條（東北大学）：
私は観察を中心に研究して来たので，分析技術の進歩に期待している．放射光を使う分析に関して，今は軽い元素を扱えないこともないそうだが，そういう装置はまだあまり多くないので，軽い元素もできるようになったら，さらに進歩するのではないかと期待している．そういうふうになればさっき佐藤先生が言われたように非常に小さい結晶とそうでないものとの混合物をどんな風に扱ったらいいかについて，実態とそれを扱う数式の発展がなされるのではないかと思う．
福士（金沢大学）：
理学系なので面白いと思ったことをやっているのだ
が，鉱物に残された吸着などの情報とか鉱物の生成状態
から，それがそうなったときの水を復元するということに最近興味を持っている．具体的には地球外に水があるということが最近いろんなところで言われていて，例えば 2，3 年前には土星の衛星に水の存在が示されており，
火星においても 40 憶年前は地球みたいに水があったということが確実になっている．水があるというのは当たり前になってきていて，次はその水がどのような pH で(2018)

どのような酸化還元状態でどのような塩濃度だったかということが理解できると，果たしてそこから生命が生まれるのか，生命の起源に迫れるのではないかと思っている．その解明に関してやっていきたいと考えている．
佐藤（北海道大学）：
福士さんが理学の話をされたが，私は工学なので工学的な視点から考えていることを話したい．土壌汚染に関して土壌汚染対策法というのができて，いろいろな対策を打たなければいけないということが明らかになり，汚染土壌の不溶化が注目されてきた．九大の和田信一郎先生が不溶化をテクノロジーにしないといけないというふ
うにおっしゃっていて，理屈も判らないがとりあえずト
ライ＆エラーによって今のところやっている現状に警鐘を鳴らしている．私自身は不溶化を設計できるようにしないといけないと思っていて．たとえば 1 m3 の汚染土
壌に不溶化剤を何グラム入れなければならないかという理屈があってしかるべきだと思う．見積りを計上する時に，こういう理屈だからこれだけ経費がいるというふうになっていかなければならないが，今は世の中あまりそうなっていない．理屈がわからないと，たとえば検証までの間は上手く行っても，そのあとダメになる可能性も大きい．皆が常に設計できるテクノロジーにしていかな
いと将来の安全が保障されない．今日お話ししたようなツールを使って示していくことで，良いテクノロジーが確立できると考える．データベースは大勢で使って検証しないと良いものにならない．現在，いろいろなデータ
ベースが公開されているので，世界中の数十種類のデー
タベースを使える．しかし，どれが適切なのか判断が難しい．私の場合，フランスの地質調査所が出しているものがセメント鉱物に一番特化しているのでそれを使っている．地球科学モデリングは非常に良いツールなので，皆さんで試して検証していくことをお願いしたい．物理的な視点で移動現象も扱えるので，先ほどあった不飽和
帯はどうするのかといった課題に対しても，皆さんで取り組んでもらいたい．
Bethke（Aqueous Solutions LLC）：
熱力学的に物質や微生物の動態を研究してきたが，更にいろんな分野の多くの研究者が，この分野の研究に取り組んで行って欲しいと思う．特に土壌科学の分野では，窒素循環の研究あたりは，今後実りある素晴らしい成果が出るもと期待している．
未回答の質問への回答
橋本（東京農工大学）：
SEMED のきれいな写真は，薄片を作成して撮影したのか．
南條（東北大学）：
平面的な画像は土塊を樹脂包埋し，切断面を鏡面状に研磨した試料を測定したもので，試料の作成作業は専門業者に外注した．
小林（東京農工大学）：
陰イオンの中でもホウ酸の吸着現象について何か知っていることを教えていただきたい．
福士（金沢大学）：
福士圭介（2008）に少し取り上げている．また，MgOがホウ素のよい収着材になると聞いたことがある．
粟生田（新潟大学）：
現在，様々な土壌 pH 測定方法がある．どのようにし資料：第 59 回土壌物理学会シンポジウム総合討論
たら正しい土壌 pH を測定し，定義できるのか．
佐藤（北海道大学）：
どの測定法にもそれぞれの理屈があるので，測定しているものは意味のあるものだと思う．“正しい土壌 pH”というのが，どんな観点で正しいのかあるいは間違っているのかをはじめに明らかにしないと，ご質問にはお答えできない．ご存知のように pH は水素イオンの活量指数なので，水素イオンの活量が，ビーカーの中の水と土壌間隙中の水で同じであれば，通常のビーカーの中の水で測定をして，それが正しく測定できている方法であれ
ば，“正しい” と言える．しかし水素イオンの活量を考える時に，水の状態も異なる事が予想される土壌間隙水では，何をもって “正しい” と判断すればいいかという情報もないし，土壌間隙の大きさや周囲の鉱物の表面特性によっても変動するような水で “正しい”pH を考えること自体があまり意味のないことかもしれない．
ちなみに私のスラグを使った現場実験では，上記のよ
うに土壌間隙の pH を規定するのが難しいので，井戸の水の pH（通常のビーカーの水と同じと考えて差し支えないもの），つまり高い pH の水が土壌カラムで緩衝作用を受けて流れ出た通常の水の pH を測定しているし，モデルでもそのように設定している．

41

引用文献
Davis J.A., Coston, J.A., Kent, D.B. and Fuller, C.C. (1998): Application of the surface complexation concept to complex mineral assemblages. Environmental Science and Technology, 32:
2820–2828.
Dzombak, D.A. and Morel, F.M.M. (1990): Surface Complexation Modeling: Hydrous Ferric Oxide. John Wiley & Sons,
New York.
福士圭介 (2008): 酸化物による無機陰イオンの吸着 — 吸着実験
による巨視的吸着挙動とその場分光分析による微視的表面
錯体構造. 粘土科学, 47: 121–158.

James, R.O. and Healy, T.W. (1972): Adsorption of hydrolyzable
metal ions at the oxide-water interface — III. A thermodynamic model of adsorption. Journal of Colloid Interface Science, 40: 65–81.
Kanematsu, M., Young T.M., Fukushi, K., Green, P.G. and Darby,
J.L. (2010): Extended triple layer modeling of arsenate andphosphate adsorption on a goethite-based granular porous adsorbent. Environmental Science and Technology, 44: 3388–
3394.

S

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A

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57
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[技術仕様］◎ 測定項目・雷の回数
・日射量
・雷からの距離・降雨量
・傾き
・最大降雨量・コンパス方向
・気温
・気圧
◎ 寸法
・水蒸気圧
直径: 10 cm 高さ: 34 cm
・相対湿度
・風速
◎対応データロガー
・風向EM60, EM60G
・瞬間最大風速

W

X

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[技術仕様］
粒径測定範囲：1〜63 μm
圧力測定精度：0.1 Pa
代表的な粒子質量：25〜45 g/1L懸濁液
典型的な測定時間：6時間
測定間隔：10秒
動作温度範囲：15〜35 ℃
測定中の最大許容変化温度：3 ℃

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J. Jpn. Soc. Soil Phys.
土壌の物理性No. 138, p.43 ∼ 51 (2018)2017 年度土壌物理学会大会講演会
ポスターセッション

発表要旨

平成 29 年 10 月 14 日，第 59 回土壌物理学会大会が北海道大学において開催された．ポスターセッションは 51 課題の発表が行われ，熱心な討論が交わされた．ポスターセッション発表要旨の概要を資料としてここに掲載する．なお，発表要旨の全容は学会ホームページ上で閲覧可能である．

森林土壌の保水性データから有効水分を推定する

双子プローブ熱パルス法による— 水分保持曲線モデルの選択が凍土の熱特性決定時における温度変化の感度解析

推定結果に及ぼす影響 —小島悠揮 1 ，Joshua L.Heitman2 ，登尾浩助 3 ，

釣田竜也

Tusheng Ren4 ，Robert Horton5
1 岐阜大学工学部

森林総合研究所

2 Department of Soil Science,

pF 3.2 以上の乾燥域の実測値がない森林土壌の保水性データを関数化して有効水分を適切に評価するため，vanGenuchten（VG）モデルと Fayer and Simmon（FS）モNorth Carolina State University
3 明治大学農学部
4 Department of Soil and Water Sciences,

デルにより有効水分を算出しモデル間での違いを検討しChina Agriculture University

た．有効水分の値は FS モデルの方が VG モデルより平5 Department of Agronomy, Iowa State University

均で 1.5 倍大きくなった．また FS モデルの方が，実測範囲の違いがモデル出力値に影響しにくかった．森林土

双子プローブ熱パルス（DPHP）法を凍土中で用いる壌の保水性データは実測範囲が様々であるため，このよと，熱パルスによって氷が融解し，熱伝導率（λ ）と体積

うなデータセットの解析には FS モデルが適していると熱容量（C）の精度良い決定が困難となる．本研究では，考えられた．

DPHP 法を凍土中で用いる際に，凍土の特性がその温度

キーワード：森林土壌，有効水分，土壌の保水性モデル，

変化に与える影響を数値解の感度解析によって明らかに

VG モデル，FS モデル

した．その結果，DPHP 法によって λ と凍結特性曲線を決定できる可能性が示されたが，C の決定は難しいことが明らかになった．
キーワード：凍土，熱特性，双子プローブ熱パルス法，感度解析

地下水面より上の地盤を対象とした透水試験方法の検討

チゼルプラウ耕による湿害の緩和技術の評価

西村 拓

坂口 敦 1 ，村田資治 2 ，清水裕太 3 ，望月秀俊 3

東京大学大学院農学生命科学研究科

1 山口大学大学院創成科学研究科

現場で生じる現象と不かく乱試料を用いた室内透水係
数試験の結果が必ずしも整合しないことはよく知られて

2 山口県農林総合技術センター
3 農研機構西日本農業研究センター

いる．そのため，実務上，原位置透水試験が必要となり，

山口県の水田における大豆作時や麦作時の問題として試験方法の確立が求められている．これ関して，人工的湿害がある．暗渠排水が整備されていない水田におけるに締め固められた地盤の透水試験（JGS 1316-2003）と非稲作時の排水技術として作付け前のチゼルプラウを使は別に，地下水面より上の不飽和地盤を対象とした透水

用した耕起が有望視されており，その有効性を山口県美試験法の基準化が地盤工学会において検討されている．

祢市の水田において大豆作時と麦作時の畝の土壌水分をキーワード：原位置透水試験，現場飽和透水係数

観測する事で評価した．
キーワード：水田，チゼルプラウ，排水，大豆，麦土壌の物理性

44

第 138 号(2018)

多孔質媒体内のナノバブル挙動に関する室内実験と溶存有機物がセシウムの移動に与える影響

DLVO 理論による考察

辰野宇大，濱本昌一郎，二瓶直登，西村 拓

濱本昌一郎 1 ，Scott A. Bradford2 ，竹村貴人 3 ，

東京大学大学院農学生命科学研究科

鈴木健一郎 4 ，西村 拓 1
1 東京大学大学院農学生命科学研究科
2 US Salinity Laboratory, USDA
3 日本大学文理学部 · 4（株）大林組技術研究所

土壌有機物はセシウムの移動に寄与する可能性があると報告されている．本研究では溶存有機物の有無や，その種類の違い（溶存有機物，フミン酸，フルボ酸）が放
射性セシウムの移動に与える影響を調べることを目的に

本研究では，ガラスビーズ充填カラムヘのナノバブル

室内実験を行った．その結果，溶存有機物がセシウムの（NB）水注入試験を行い，pH 条件が NB の多孔質体内移

移動担体として作用する可能性があること，また有機物

動特性に与える影響を調べた．結果，NB は通水中にカ種によってカラム土壌からのセシウムの流出濃度が異な

ラム内に捕捉され，捕捉率は低 pH 条件で大きいことがることを示した．

わかった．また，ガラスビーズと NB 間の相互作用エネ

キーワード：セシウム，溶存有機物，腐植物質

ルギーの計算から，NB とガラスビーズ間に付着のための高いエネルギー障壁が存在することがわかった．しかし，ガラスビーズ表面の凸凹を考慮することで，このエネルギー障壁は大きく低下した．
キーワード：ナノバブル，移動メカニズム，付着，DLVO

GeoWEPP を用いた森林小流域からのCs 流出予測に関する検討

理論

山崎琢平 1 ，休石美佐 2 ，濱本昌一郎 1 ，西村 拓 1
1 東京大学大学院農学生命科学研究科

重力の変化が接触角に与える影響
長沼莱摘 1 ，佐藤直人 2 ，丸尾裕一 2 ，
野川健人 1 ，登尾浩助 1
1 明治大学農学部 · 2 明治大学大学院農学研究科

微小重力 · 1 G 環境における蒸留水の接触角の変化を明らかにするために，液滴径ごとの接触角の変化を観察した．その結果，5.46 mm，6.75 mm，7.85 mm，9.07 mm
では，接触角が増加したが，1.96 mm では変化は見られなかった．したがって，液滴の大きさが微小重力下における接触角の変化に大きく関係していると考えられる．

2 Department of Geography，the University at Buffalo

森林からの放射線セシウムの流出量を，セシウムが吸着した懸濁物質の流出量から推定することを検討した．

GeoWEPP を用いた計算は，期間全体としては日流量を精度よく再現したが，各降雨イベントの流量計算誤差が
土壌侵食量の推定精度を低下させた．また，流域内の侵
食は河道近傍に集中しており，放射性セシウムが局所的に流出していることが示唆された．
キーワード：放射性セシウム，懸濁態，土壌侵食，

GeoWEPP

キーワード：微小重力，接触角

蒸発過程にある土中の硝化反応速度定数とEffect of potassium ion with different anion

ATP 量の関係

sources on the displacement and mobility of

武藤由子 1 ，堂山貴広 2 ，中西真紀 3 ，渡辺晋生 3nickel ion in soil
Kyosuk Lee and Doug Young Chung
Deptertment of Bioenvironmental Chemistry Co1lege ofAgriculture and Life Sciences, Chungnam National
University, Daejeon Korea

1 岩手大学農学部 · 2 山梨大学大学院医工農学総合教育部
3 三重大学大学院生物資源学研究科

近年開発された簡易 ATP 量測定法を土壌のバッチ試
験と一次元カラム蒸発実験に適応し，体積含水率（θ ）と硝化の反応速度定数（knit ），ATP 量の関係を調べた．そNickel, the fifth most common element on the Earth andessential for the physiological functions of many organism, may be toxic to living organisms and accumulates inthe soi1. Therefore, we need to develop the technology toremove it by considering the concentrations and reactionof nickel with anions as soluble phase.
キーワード：potassium, anions, displacement, nickel, soilの結果，バッチ試験とカラム実験ともに ATP 量は θ が低いほど少なく，また飽和に近い θ でも少なくなった．
バッチ試験で得られた θ と knit の関係も同様の傾向を示した．以上の結果から，土壌の ATP 量の測定により knitを推定できる可能性が示された．
キーワード：蒸発過程，硝化，反応速度定数，ATP 量，
土壌微生物資料：2017 年度土壌物理学会大会講演会ポスターセッション
蒸発散量と茎内流量を指標とした自動養液点滴栽培
システムを用いたピーマン栽培における潅水量の評価

1 明治大学大学院農学研究科
2 明治大学農学部

喜多英司 4 ，登尾浩助 23 明治大学黒川農場 · 4 ルートレック（株）

ZeRo.agri はクラウド上で環境条件の実測値をもとに45根圏の体積含水率測定による自動点滴灌漑量の評価
青木伸輔 1 ，伊東雄樹 1 ，本多隆太 2 ，登尾浩助 2

伊束雄樹 1 ，八重樫聡太 2 ，竹迫 紘 3 ，小沢 聖 3 ，
1 明治大学大学院農学研究科 · 2 明治大学農学部

発表要旨

点滴灌漑の灌漑量を自動で決定するクラウドベース型
自動点滴栽培システム（ZeRo.agri）が近年開発された．
本研究では ZeRo.agri が決定した灌漑量を評価するため

潅水量を決定する自動養液点滴栽培システムである．

に，土壌中の体積含水率の分布の時系列変化と根圏より

ZeRo.agri により決定された潅水量を，ペンマン法によ

下層の体積含水率の測定をピーマン栽培条件で行った．

り蒸発散量および茎熱収支法により茎内流量を推定し実験結果から，灌漑された水分は根圏でほとんど消費さ評価した．潅水量と蒸発散量とよく一致した．また，茎れたことがわかった．

内流量の結果より，ペンマン法により推定された蒸発散

キーワード：ZeRo.agri，点滴灌漑，体積含水率分布

量は，蒸散量をよく表していることが明らかになった．

ZeRo.agri はピーマンの要求水量を適切に決定可能である．
キーワード：蒸発散量，茎内流量，ペンマン法，茎熱収支法，点滴灌漑
微小重力下における毛管中の接触角変化
野川健人 1 ，長沼菜摘 1 ，丸尾裕一 2 ，
佐藤直人 2 ，登尾浩助 1

Arduino を用いた

1 明治大学農学部

安価なデータロガーの屋外測定への適用

2 明治大学大学院農学研究科

丸尾裕一 1 ，登尾浩助 2
1 明治大学大学院農学研究科 2 明治大学農学部

微小重力下において多孔質体中の水分移動が遅くなった原因を明らかにするために毛管中での接触角の変化を

Arduino は安価なデータロガーとして利用できる可能性を秘めている．本研究の目的は Arduino データロ

観祭した．その結果，微小重力下では接触角が大きくなり 90◦ に近づき，水分上昇が停止した．この事から接触ガーが環境測定に適用しうるか，従来のデータロガー

角の変化が多孔質体中の水分移動速度低下の原因の可能（CR1000）と比較して十分な精度を持ちうるかを検証す性がある．

ることである．Arduino データロガー，CR1000 の気圧，キーワード：微小重力，多孔質体，接触角，水分移動

気温，地温の測定データは概ね一致し，Arduino データ
ロガーが環境測定に有効であることが示された．
キーワード：データロガー，自動計測，屋外計測

排水性の異なる水田転換ダイズ畑における
東京都府中水田における土壌水分変動予測

二酸化炭素とメタンフラックスの季節変動

加藤千尋，佐々木長市，遠藤 明，松山信彦

國保 凛 1 ，小宮秀治郎 2 ，本林 隆 3 ，登尾浩助 4

弘前大学農学生命科学部

1 明治大学大学院農学研究科 · 2 マックスプランク研究所
3 東京農工大学 FS センター · 4 明治大学農学部

設定地下水位の高低によって，排水不良および良好の水田転換ダイズ畑を想定したダイズ栽培試験を行い，作東京都府中市内にある東京農工大学部付属圃場（FM

物栽培期間中の各深さの土壌水分変動の測定および数値

本町）の実験水田において CO2 ，CH4 フラックスを調査

シミュレーションを行った．排水良好畑における土壌水した．栽培期間における CO2 フラックスは大体 CO2 吸

分変動に関して，土塊や亀裂などの土壌構造に加え，開収を示したのに比べて，休閑期においては CO2 放出がみ

花日以降に作物根による吸水の寄与が大きくなることがられた．CH4 フラックスにおいては土壌の水条件に依存示唆された．

していることが確認できた．

キーワード：水田転換畑，ダイズ，圃場排水性，土壌水

キーワード：水田，CO2 ，CH4 ，フラックス

分，根量分布

土壌の物理性

46

第 138 号(2018)

カッパドキア岩窟教会の凍結環境の調査化の差異を調べた．降雨に対して，SWI 値と ε TDT 値は

渡辺晋生 1 ，小泉圭吾 2 ，伊庭千恵美 3 ，谷口陽子 4 ，

概ね類似した変化傾向を示したが，短時間の豪雨におい朴 春澤 5 ，佐野勝彦 6
1 三重大学大学院生物資源学研究科ては異なる変化傾向が認められた．
キーワード：土壌水分，土壌雨量指数，火山灰土斜面

2 大阪大学大学院工学研究科
3 京都大学大学院工学研究科 · 4 筑波大学人文社会系
5 ハイテック（株）· 6（株）ディ · アンド · ディ

カッパドキア岩窟教会の凍結環境を明らかにすべく現場観測を行った．地表（教会表面）が氷点下に晒される

VNA による不飽和土壌の複素誘電スペクトル計測
上村将彰 1 ，生野慎太郎 2 ，中川 啓 3 ，宮本英揮 2
1 鹿児島大学大学院連合農学研究科 · 2 佐賀大学農学部
3 長崎大学大学院水産 · 環境科学総合研究科

機会が各年 10 数回あった．教会の日向側と日陰側の基部では，日向側の方が地温の日振幅が大きく平均地温が不飽和土に適した複素誘電スペクトル計測システムを数度高かったが，地表凍結期においてはこれらに大きな構築するために，自作センサとベクトルネットワークア

違いは見られなかった．気温が氷点下に達しても凍結深ナライザ（VNA）とを用いて，水分量の異なる豊浦砂とは数 mm から 1 cm 程度と浅かった．地表への水分供給

真砂土の S11 パラメータを測定した．既往の報告と類似は結露や融雪水に依存しており，凍上を伴うような凍結した水分依存型のスペクトルが計測されたものの，砂にの頻度は少ないと考えられた．

おいては，不規則なスペクトルの増減が認められ，計測

キーワード：岩石風化，地盤凍結，環境調査，土壌水分に及ぼす粒径の影響が示唆された．

動態

キーワード：誘電分光法，複素誘電スペクトル，体積含
水率
凍結 · 融解実験による地表面熱境界条件の検討
奥田涼太，渡辺晋生
三重大学大学院生物資源学研究科

空気層を介して地表面温度を制御するカラム凍結 · 融

長期にわたる推肥の連用が土壌のコロイドに含まれる
リンと亜鉛の化学形態に及ぼす影響
山本航介 1 ，橋本洋平 1 ，佐藤恵利華 2 ，福永亜矢子 2

解実験を行なった．空気層では，温度分布が一定になる

1 東京農工大学農学研究院

までに時間を要し，凍結過程において地表面近傍に大き2 農研機構西日本農業研究センター

な温度勾配が生じた．土中では，凍結 · 融解過程ともに

0◦ C 近傍での温度の停滞が観祭された．凍結面の進行は

豚ぷん堆肥を連用した土壌に含まれるコロイド粒子を

凍結初期は時間に，その後時間の平方根に比例した．こ超遠心操作によって分画し，これらについて粒径分布，の際，凍結初期の継続時間は土質によって異なった．

元素組成，ならびにリンと亜鉛の化学形態を土壌全体のキーワード：凍土，地温，不凍水，境界条件，温度制御

性質と比較して明らかにした．堆肥連用後の土壌のコロ
イドでは，リンが鉄に吸着した形態が増加し，亜鉛が炭

超音波距離センサを利用した植物草高マッピング
蔵座隆寛 1 ，牧野弘樹 2 ，原口智和 1 ，宮本英揮 1
1 佐賀大学農学部 · 2 佐賀大学大学院農学研究科

酸亜鉛およびリン酸亜鉛として存在することが分かった．
キーワード：colloids, manure, phosphorus, zinc

超音波距離センサを用いた草高マッピングの可否を明らかにするために，同センサによる草高分布計測実験を

リン酸吸着が粘土コロイドの分散凝集性に与える影響

行った．近接条件ほど草高の面的分布を効果的に評価で小杉重順 1 ，石黒宗秀 2

きること，そして測定される草高は，ものさしのそれよ

1 北海道大学大学院農学院

りもやや小さく評価されることが判明した．
キーワード：超音波距離センサ，草高

2 北海道大学大学院農学研究院

リン酸の吸着が粘土コロイドに与える影響を調べるた
め，吸光度法による分散凝集性の測定とゼータ電位の測火山灰土斜面の土壊水分および土壌雨量指数定を行なった．試料としたゲータイトおよびカオリナイ

牧野弘樹 1 ，平嶋雄太 2 ，中村真也 3 ，宮本英揮 2

トではリン酸の吸着量増加に伴いゼータ電位が減少し

1 佐賀大学大学院農学研究科 · 2 佐賀大学農学部

た．鉱物種および pH によりリン酸吸着の影響は異なり，

3 琉球大学農学部

正電位が抑制される場合凝集が促進され，負電位が高められる場合分散が促進された．以上の結果を DLVO 理

TDT センサ網を用いて，計 5 地点の火山灰土斜面の見かけの誘電率分布およびそれらの深度別平均値（ε TDT）
を計測し，雨量から求めた土壌雨量指数（SWI）との変論から得られる理論曲線と比較し評価した．
キーワード：リン酸吸着，粘土コロイド，分散凝集性，ゼータ電位，DLVO 理論

資料：2017 年度土壌物理学会大会講演会ポスターセッション

発表要旨

47

粘土鉱物の添加が土壌中の RCs の形態に与える影響

除染後斜面における放射性セシウム濃度の経時変化

本間雄亮 1 ，濱本昌一郎 1 ，小暮敏博 2 ，西村 拓 1

砂川優樹 1 ，伊東雄樹 2 ，高木悠輝 2 ，本多隆太 1 ，

1 東京大学大学院農学生命科学研究科

西村 拓 3 ，登尾浩助 12 東京大学大学院理学系研究科

1 明治大学農学部 · 2 明治大学大学院農学研究科

放射性セシウム（RCs）汚染土壌では作物への RCs の3 東京大学大学院農学生命科学研究科

移行を低減する手段として，カリウム（K）施肥が用い

福島第一原子力発電所の事故により放射性セシウムられることが多い．しかし，牧草地では K 濃度の高い牧（Cs）による土壌汚染が発生した．除染後の斜面上部に草を食べた牛が Mg 欠乏病にかかるリスクがあるため Kは未除染土壌が残存している場合があり，除染地の再汚施肥に代わる Cs 吸収抑制対策が求められている．本研

染が起きることが懸念される．そこで，除染後の斜面土究では RCs 汚染草地土壌を対象に，粘土鉱物の添加が土壌における Cs 濃度の経時変化と降雨量との関係を明ら壊中の RCs 形態に与える影響を明らかにすることを目かにするため調査を行った．Cs が斜面下方へと移動し的とした．粘土鉱物の添加に伴い，交換態 RCs は減少すていることが確認されたが，Cs 濃度の経時変化と降雨量るという結果が得られた．

との間に明確な関係は見られなかった．

キーワード：福島，セシウム，粘土鉱物

キーワード：放射性セシウム，除染，斜面凝集した Na 型モンモリロナイト懸濁液の準希薄状態における Gel-Collapse 前保持時間
足立泰久
筑波大学 生命環境系

The duration of initial flocculation stage; required time
for waiting prior to the gravitational collapse of Namontmorillonite suspension in the semi-dilute coagulated
regime (with solid volume fraction of 1.097 × 10−4 ) was
analyzed as a function of ionic strength for the two different pH values (pH = 4.0 (acid) and pH = 9.5 (alkaline)).
The obtained result clearly demonstrated that the duration
time correlates the coagulation rate of clay particles.
キーワード：sodium montmorillonite，coagulation，sedimentation，flocculation time，gravitational collapse，rateof coagulation

3D-クリノスタットを用いた
擬似微小重力下における浸潤実験
佐藤直人 1 ，丸尾裕一 1 ，登尾浩助 2
1 明治大学大学院農学研究科 · 2 明治大学農学部

微小重力下における多孔質体中の水分移動の模擬を目的として，3D – クリノスタットの適用性の評価を行った．透水性の高い豊浦砂ではクリノスタットの回転に伴う重力の変化の影響が大きく現れた，一方で，透水係数の小さいガラスビーズでは重力浸透の影響が見えなくな
り，Washburn の式の関係が確認されたが，ISS の実験で観察されたような浸潤速度の低下は模擬できなかった．
キーワード：3D – クリノスタット，浸潤

放射線教育のための
子供向けアプリケーションソフト開発
大塩悠貴 1 ，國崎恒成 1 ，徳本家康 2 ，西脇淳子 3 ，
坂井 勝 4 ，加藤千尋 5 ，廣住豊一 6 ，
渡辺晋生 4 ，溝口 勝 7
1 佐賀大学理工学部 · 2 佐賀大学農学部

音響法による砂質土壌の通気係数の測定

3 茨城大学農学部 · 4 三重大学大学院生物資源学研究科

深田耕太郎

5 弘前大学農学生命科学部 · 6 四日市大学環境情報学部
7 東京大学大学院生命科学研究科

3 ヵ年における福島の「復興農学」に関する科学技術コ
ミュニケーション事業の推進により，小学校の義務教育機関では放射線教育の教材や情報のニーズが高いことが明らかとなった．その有効な手段として，放射線教育のための子供向け絵本作成および絵本に基づくアプリケー
ションソフト開発が考えられる．本稿では，開発中のアプリの紹介に加え，オンラインコンテンツの充実化について述べる．
キーワード：復興農学，放射線教育，アウトリーチ活動，
アプリケーション開発

島根大学生物資源科学部
土壌の気相率と通気係数を測定するための音響法は，
これまで鳥取砂丘砂に対して適用され，他の土壌での検討が不十分である．そこで，まさ土の通気係数を測定できるか調べた．まさ土を所定の含水比に調整し円筒容器に充填した．音響法と通気試験それぞれの方法で求めた通気係数を比較した結果，音響法の推定式の中の l（音の反射面までの距離）が気相率に依存するとした場合に，通気係数を 0.01 ∼ 1 cm s−1 程度の範囲で測定できることが明らかになった．
キーワード：まさ土，土壌空気，音響測定，通気係数

土壌の物理性

48

第 138 号

植物根が砂質土壊の水分特性に及ばす影響(2018)

傾斜枠末端パーシャルフルーム内の土壌堆積による

田川堅太 1 ，徳本家康 1 ，長 裕幸 1 ，森 牧人 2

水位増分と流出量の関係

1 佐賀大学農学部 · 2 高知大学農林海洋科学部

坂西研二 1 ，荒木祐和 2 ，横山明良 1 ，芝山道郎 1 ，

植物根による土壌水分量変化を明らかにするため，土壌水分特性パラメータを逆解析的手法で求めた．地下水

神田英司 1 ，阿部 薫 3 ，木村昭彦 41 鹿児島大学農学部 · 2 鹿児島大学農学部（現長崎県庁）
3 農研機構農業環境変動研究センター

位制御および蒸発散量の計測可能な大型円筒カラムを用

4（有）木村応用工芸

いて，裸地条件の水分移動解析後，ヒマワリ苗を移植栽
培した植生条件の土壌水分移動解析を行った．裸地と植灰色低地土壌の傾斜枠末端のパーシャルフルーム内に生条件の解析結果の比較において，水分特性曲線に明瞭堆積する流出土壌により水位の増分が見られ，降雨量をな違いは認められなかったが，植物根の伸長による飽和超える過大な流出量が計算された．そこで，その堆積高透水係数の大幅な低下が確認された．

を水位ハイドログラフとの関係でモデル化し，水位値をキーワード：植物根，水分保持，透水性，数値解析補正した結果，降雨量 26 mm のイベントにおける積算
流出量は補正前が 60.2 mm に対して補正後は 12.1 mm

農業用ため池が及ばすとなった．4 イベントについて降雨量に対する補正前流

水中放射性 Cs の存在形態への影響

出率が 164.9 ∼ 271.2 % であり，補正後のそれは 14.3 ∼小川あすか 1 ，中村公人 1 ，保高徹生 2 ，辻 英樹 3 ，宮津 進 4 ，川辺能成 2 ，鈴木弘行 5 ，
栗原モモ 2 ，川島茂人 1
1 京都大学農学研究科 · 2 産業技術総合研究所

46.7 % であり，過去の同サイズ，同勾配の傾斜枠の測定
結果に比較しても妥当な範囲に分布した．
キーワード：土壌流出，降雨，傾斜枠，パーシャルフルー
ム

3 国立環境研究所 · 4 農研機構農村工学研究部門
5 千葉大学薬学研究院

福島県のため池周辺水系で水中放射性 Cs 濃度の調査と水質分析を行った．その結果，水系の上流から下流にかけて，溶存態 Cs 濃度の増加により溶存態および懸濁態を合わせた全 Cs 濃度が上昇することが確認された．

線状型マクロポア導入によるサトウキビ畑からの土壌流亡削減
森岡瑛世 1 ，森也寸志 1 ，大澤和敏 2 ，干川 明 3
1 岡山大学大学院環境生命科学研究科
2 宇都宮大学農学部 · 3 石西礁湖サンゴ礁基金

これは，集水域の山地や畑地，水田からの放射性 Cs の赤土が広く分布する沖縄県石垣島では，サトウキビ農

流入とリター，底泥からの溶存態 Cs の溶出によるもの

地を源とする土壌流亡の発生が問題となっている．本と考えられる．また，ため池内の TOC，K などの各種イ研究では，下方浸透促進をその対策として線状型マクロオンが高い環境下では Cs の分配係数が低下し，溶存態ポアを提案し，人工雨滴装置を用いた室内カラム実験を

Cs 割合が高く保たれていると推察される．

行った．その結果，線状型マクロポアによる赤土流出抑キーワード：放射性セシウム，ため池，懸濁態，溶存態

制効果及び下方浸透促進効果が確かめられた．また，浸透試験中の透水係数を算出したところ線状型マクロポア

コマツナの重金属吸収に及ぼす
土壊水分制御と重金属共存の影響
宮崎直紀 1 ，中村公人 1 ，烏 英格 1 ，堀野治彦 2 ，区における明らかな透水性維持効果が認められた．
キーワード：赤土，表面流出，土壌流亡，マクロポア，サトウキビ

櫻井伸治 2 ，中桐貴生 2 ，川島茂人 1
1 京都大学大学院 農学研究科
2 大阪府立大学 生命環境科学研究科

重金属汚染土壌での作物栽培において，可食部に移行しないような土壌水分管理の検討のために，Cd，Cu を
コマツナ栽培土壌に添加するポット試験を行うことで，不耕起栽培と線状型マクロポアを用いた沖縄県石垣島における赤土流出抑制対策
岡香菜子 1 ，森也寸志 1 ，大澤和敏 2 ，干川 明 3
1 岡山大学大学院環境生命科学研究科
2 宇都宮大学農学部 · 3 石西礁湖サンゴ礁基金

植物による重金属種の吸収に対する土壌水分状態及び 2

沖縄県石垣島では，農地からの赤土流出が大きな問題

種の重金属の共存の影響を調べた．その結果，Cd と Cuとなっている．本研究では，線状型マクロポアの導入をの共存により，可食部である葉部内の Cd，Cu 濃度が上

提案し，表面流出水量，流出土砂量，土壌水分を計測す

昇すること，土壌中の水溶態 Cd 濃度が上昇すること，ることで，流出抑制効果を検証した．その結果，線状型

さらに，乾燥側の土壌水分管理によって，これらの傾向

マクロポアの流出抑制効果を確認した．栽培管理が収量が大きくなることが示された．

に与える影響を調査するため収量調査も行ったが，栽培

キーワード：重金属，コマツナ，土壌水分制御，重金属管理間での差はみられなかった．今後も長期的に調査を共存，化学形態

資料：2017 年度土壌物理学会大会講演会ポスターセッション
続け，線状型マクロポアの効果，収量を検証する必要が

発表要旨

49

大土塊の多い粘土質転換畑の作土における水分移動あると考える．

松本宜大 1 ，吉田修一郎 1 ，大野智史 2 ，キーワード：赤土流出，マクロポア，不耕起，サトウキビ

西田和弘 1 ，塩沢 昌 1
1 東京大学大学院農学生命科学研究科
2 農業 · 食品産業技術総合研究機構

水田土壊由来の水分散性コロイドの元素組成と鉄およびリンの化学形態

北陸地方の重粘土転換畑では，耕耘時に大きな土塊が安達 遙 1 ，橋本洋平 1 ，伊藤大輔 2生じるために，乾燥が進みやすいと考えられる．そこで，

1 東京農工大学農学研究院 · 2（株）環境管理センター

土塊の有無や径の違いが土壌中の水分分布と水分移動に及ぼす影響を現地調査で調べた．その結果，大土塊が存

水田の代掻き時に発生する濁水には，水分散性のコロ

在すると，降雨後 8 日間の蒸発量は等しい一方で，下方イド粒子が多く存在し，これらが河川へ流出することにからの液状水移動が制限されるために，乾燥が急激に深よって，流域への元素の移動や水質汚濁を引き起こす．

いところまで進むことが分かった．

本研究では，（1）コロイドの元素組成，（2）バルク土壌

キーワード：粘土質転換畑，土塊，乾燥，蒸発およびコロイドに含まれる，リンおよび鉄の吸着形態を明らかにすることを目的とした．コロイド粒子に含まれる元素はケイ素，アルミニウム，鉄，炭素，硫黄である

水田土中における

こと，ならびにコロイド粒子中のリンは主として鉄酸化還元過程に伴う窒素成分の形態変化と移動物に吸着して存在することが明らかとなった．

松岡健介，取出伸夫

キーワード：コロイド，リン，化学形態

三重大学大学院生物資源学研究科
窒素 · 炭素循環モデルに酸化還元平衡反応を加えた有衛星搭載マイクロ波放射計を利用した機物分解モデルを PHREEQC により構築し，HP1 によ土壌水分量推定に向けた土壌誘電率のモデル化

り HYDRUS-1D と連結することで，水田土中における還辻本久美子，森也寸志

元過程と各種成分の移動のモデル化を行った．有機物分

岡山大学大学院環境生命科学研究科

解に伴い酸化還元電位に応じた還元反応が順に進行し，衛星搭載マイクロ波放射計によって観測される地表面の輝度温度データからは，地表面の反射率，誘電率を介して，土壌水分量や土性の広域面的情報を推定することが可能である．本論では，そのアルゴリズムの中の土性−土壌水分量−誘電率の関係式について検討した．
キーワード：誘電率，土壌水分量，マイクロ波リモート
センシング，衛星観測，有機物量

分解量の大きい土層の Eh が大きく低下した．表層の O2の生成により硝化が生じ，O2 の生成速度が増すと硝化量が増加した．表層で多量に生成した NO−
3 が下方に浸透すると，脱窒が下層まで継続的に進行し，Eh の低下が遅れた．
キーワード：酸化還元反応，有機物分解，PHREEQC，

HYDRUS

施肥管理の違いがポット栽培におけるダイズの蒸散速度を再現する
水ストレス応答関数の推定

団粒土の団粒安定性の温度依存に与える影響

大西一平 1 ，坂井 勝 1 ，取出伸夫 1 ，森 優奈 2

関口覧人，斎藤広隆，田中治夫，向後雄二

1 三重大学大学院生物資源学研究科 · 2 三重県立明野高校

東京農工大学大学院連合農学研究科

ダイズのポット栽培実験を行い，乾燥ストレスを与え

近年注目を浴びている熱水土壌消毒は，消毒効果につない湿潤ポットと乾燥ストレスを与える乾燥ポットの蒸いては多く研究されているが，土壌に対して与える影響

散速度をそれぞれ可能蒸散速度 Tp ，実蒸散速度 Ta としは考慮されてこなかった．本研究では，団粒構造の安定て測定した．そして，乾燥ポットの土中水分移動の数値性が異なることが報告されている施肥管理の異なる土壌計算を行い，測定した Ta を再現する α (h) を推定した．

の団粒構造の安定性の温度依存性について検討した．そTa が Tp より低下する乾燥ストレスが生じる 1 日目よりも 2 日目の乾燥ストレスの耐性を高め，さらにそれぞれの午前より午後の乾燥耐性を高めた α (h) を与えると，
Ta の計算値は実測値と全体的によく一致し，α (h) が乾の結果，施肥管理の違いによらず，団粒安定性は温度の上昇によって低下した．また，有機肥料によって管理された土壌では化学肥料によって管理された土壌にくらべて，土壌団粒は温度の上昇によっても安定であることが燥過程で変化することが示唆された．

明らかとなった．

キーワード：蒸散速度，植物根の吸水，水ストレス応答

キーワード：熱水土壌消毒，施肥管理，土壌団粒，土壌関数，数値計算糖類

土壌の物理性50

第 138 号(2018)
水稲栽培水田土壌中における諫早湾干拓地表層土の pF プロファイルの変動
平嶋雄太 1 ，牧野弘樹 2 ，弓削こずえ 1 ，宮本英揮 1

メタンと二酸化炭素の生成経路

1 佐賀大学農学部 · 2 佐賀大学大学院農学研究科

山崎 悟 1 ，登尾浩助 1 ，國保 凛 2 ，小宮秀治郎 3

諫早湾干拓地表層土中の pF の変動特性を解明するた

1 明治大学農学部 · 2 明治大学大学院農学研究科 3 マック

スプランク研究所

めに，5 深度に埋設した TDT センサにより誘電率（ε ）プロファイルを測定し，それらを水分特性曲線を介して水田は主要な人為起源のメタン放出源と考えられていpF へ変換した．夏季の露地栽培期間と冬季 ∼ 春季のマルチ栽培期間では，−25 cm 以浅の pF プロファイルの勾る．水稲栽培中の水田土壌におけるメタンと二酸化炭素

配が逆となることが判明した．

推定した．湛水土壌中では，有機物からメタンと二酸化

キーワード：干拓地，pF，誘電率炭素が生成され，さらにこの二酸化炭素が還元されてメの生成経路を濃度分析と炭素安定同位体比分析により

タンが生成されていることがわかった．また，水稲の通気組織から酸素が供給される水稲株下の土壌では，メタンが酸化されて二酸化炭素に変化していることがわかった．
キーワード：温室効果ガス，安定同位体，通気組織

FieldScout TDR300 を用いた圃場内の
土壊水分分布の測定に基づく代表地点の選出
亀山幸司，宮本輝仁，岩田幸良
農研機構農村工学研究部門

湛水期および非湛水期の黒ボク土における大豆圃場を対象に FieldScout TDR300 を用いて土壌水

土井俊弘 1 ，山岸遥香 2 ，登尾浩助 2分の空間分布調査を行い，その結果に基づいて圃場内で平均的（代表的）な土壌水分を示す地点の選出を試みた．

N2 O ガス生成経路の推定
1 明治大学大学院農学研究科 · 2 明治大学農学部測定された体積含水率の平均相対差と相対平均絶対偏差

農用地土壌で放出される亜酸化窒素（N2 O）の生成経から，圃場内土壌水分の代表地点の選出が可能と考えら

路は硝化，脱窒および硝化菌による脱窒の 3 通りであり，れた．

窒素安定同位体比を利用することで生成経路の推定が可キーワード：土壌水分センサー，体積含水率，空間分布，能とされる．本研究では，黒ボク土を対象として湛水お代表地点

よび落水後に放出される N2 O の生成過程が硝化か脱窒どちらに寄与するかを明らかにすることを目的とした．
室内ポット実験を行い，実験開始時から湛水直後と落水
後に N2 O ガスフラックスは増加したが、湛水期と落水期で SP 値の挙動は異なった．
キーワード：亜酸化窒素，黒ボク土，窒素安定同位体比
イモゴライトに対するフミン酸の吸着および吸着複合体膜に対する水の接触角
山下祐司，梅本陽平，足立泰久
筑波大学大学院生命環境科学研究科

水田からのメタン放出量に対する
秋耕起深の影響モデリング

イモゴライトに対するフミン酸（HA）の吸着特性およ中嶋美幸

び吸着複合体で成形した薄膜の接触角を様々な pH 条件

農研機構東北農研センター

において評価した．pH4.5 ∼ 11.0 の範囲で，イモゴライ
トに対する HA の吸着等温線を得た．その結果，pH が国内 6 箇所の水田で行った試験では秋の耕起深を変化高いほど HA の最大吸着量が低くなることが示された．

させた場合に翌年のメタン放出量に現れる変化は地点の吸着複合体膜の接触角は HA 吸着量が増加するほど増加

影響を大きく受けた．DNDC-rice モデルを用いてこの再し，その増加割合は pH が高いほど低かった．すなわち，現を試みたところ，単純な入力値の変更では秋耕起の変HA 吸着量が等しくても，膜成形時の pH が高いほど濡化によって表れる地点間のメタン放出量変化の違いを表れやすくなることが示された．

現できなかった．DNDC-rice で管理方法に対応するモデ

キーワード：イモゴライト，腐植粘土複合体，吸着，土リングを行うためには更なる工夫が必要である．

壌の濡れ性，pH

キーワードメタン放出量，休耕期条件，モデリング資料：2017 年度土壌物理学会大会講演会ポスターセッション

UAV と地中レーダーを用いた
鳥取砂丘の広域地下水 · 地下構造の探査齊藤忠臣 1 ，西本貴之 2 ，河合隆行 3 ，小山亮輔 4 ，
猪迫耕二 1 ，安田 裕 3
1 鳥取大学農学部 · 2 キタイ設計（株）
3 鳥取大学乾燥地研究センター
4 中央コンサルタンツ（株）

鳥取砂丘において UAV と地中レーダー（GPR）を用いた広域地下水 · 地下構造の探査を行った．UAV より撮影した空中写真を Sfm ソフトで解析して 3 次元モデルを作成し，砂丘全体の標高データを得た．この結果とGPR 探査の結果を組み合わせることにより，広域の地下
水 · 地下構造の 3 次元分布図を作成した．結果より，これまで未解明であった砂丘の地下水の涵養域，流向，帯

発表要旨

51

Effects of electrolyte concentration on thestrength of Na-Montmorillonite flocs
Chuan Di and Yasuhisa Adachi
Graduate School of Life and Environmental Science,
University of Tsukuba
Size of montmorillonite flocs suspended in the NaCl solution of sufficiently high ionic strength c was measured in
the Taylor-Couette devices in order to analyze the strengthof floc in a flow field. The obtained data qualitatively
verified the theoretical prediction of floc diameter against
shear rate. It was confirmed the floc strength increases
monotonously with an increase of ionic strength.
キーワード：Floc strength, Na-Montmorillonite, TaylorCouette device, high speed camera

水層の厚み等が明らかとなり，UAV と GPR を組み合わせた地下探査の有用性が示唆された.
キーワード：空中写真測量，湧水，GPR，ドローン

無肥料 · 無農薬多数回中耕除草水田の養分動態
小林静紗 1 ，小日島毅尚 2 ，塚窪裕梨 2 ，
柏木淳一 3 ，石黒宗秀 3
1 北海道大学大学院農学院
2 北海道大学農学部
3 北海道大学大学院農学研究院

作物の品質 · 食の安全や環境への配慮などの観点から
畑地土壌水分の広域観測

無肥料 · 無農薬による作物の栽培が一部で注目されてい田尾 聡，坂口 敦

るものの，化学肥料 · 農薬を使用する慣行農法が主流で山口大学大学院創成科学研究科ある．一方，多数回中耕除草すると慣行農法の稲作に劣らぬ収穫量を得られることが報告されている．そこで山口県内の 2 市（山口市および萩市）において，黄色
土および灰色低地土の畑地，計 4 地点の土壌水分の経時変化を 1 年間観測した．地域間および土壌種間に生じる
土壌水分推移の差異を検討した結果，両市ともに黄色土

我々は無肥料 · 無農薬水田における多数回中耕除草の効
果を明らかにするため，無肥料 · 無農薬中耕除草水田と慣行農法水田において，窒素，リン，カリウム，pH，酸
化還元電位及び電気伝導度等の経時的測定を行い，比較では 20 cm 深および 40 cm 深の吸引圧はほぼ同程度で検討した．アンモニウム態窒素の濃度が，慣行区で大き推移していた一方で，灰色低地土では両深度の吸引圧のかったが，それ以外の明瞭な差は認められなかった．今

経時変化に大差が見受けられた．

後，作物体中の量や窒素固定量を調べていく予定である．

キーワード：土壌水分，pF 値，広域観測，黄色土，灰色

キーワード：中耕除草，無肥料 · 無農薬，養分動態，pH，

低地土

酸化還元電位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

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つくば営業所

TEL 0298-39-4500 FAX 0298-39-4512

J. Jpn. Soc. Soil Phys.
土壌の物理性No. 138, p.53 ∼ 54 (2018)

現地圃場における土壌水分観測について思うこと
中村公人 1

土壌の物理性 134 号に掲載された「畑地用水計画のローブ長さが 30 cm ほどになると，挿入時にガイドをための HYDRUS-1D を用いた土壌水分移動解析におけ用いても 2 線式あるいは 3 線式のプローブの間隔が平る土壌水分特性パラメータの推定例」に対して学会賞を

行を保たないこともある．さらに，もう一つ大きな問題頂戴した縁で今回執筆のお話をいただいた．この内容とは，掘った穴を果たして原状復帰できるかということで関係することとして，畑地灌漑を対象としたときの土壌ある．技術書の中には，「設置後の土の埋戻しは，測定に水分の現地観測を通して感じているところを述べてみ影響が生じないよう掘削前と同等な状態の回復に努める

たい．

ものとする」とあるが，実際にこれを実現させることは

土壌水分センサの設置難しい．とくに，樹園地の下層土は塊状になっているた

畑地灌漑における計画用水量の決定法は，農林水産省

め，一度掘削の際にこれを破壊すると，これを原状復帰が制定する基準書および技術書に記載されているが，社することは実質不可能である．過去に，センサ設置後の会情勢の変化や科学技術の進歩を反映して適宜改定され降雨時に，深い位置に設置したセンサから上方のセンサ

る．平成 27 年の改定では，土壌水分測定法として「誘に向かって順番に体積含水率が上昇する傾向が観測され電率水分計法」の詳細が追加された（農林水産省農村振た．埋戻部に降雨が速やかに浸透し，ここに水が貯留し興局, 2016）．これには，TDR などの原理を利用した誘て，測定値に影響したものと思われる．

電率測定を介した体積含水率の測定（推定）手法技術がまた，プロファイルプローブとよばれる直径数 cm の大きく進展し，多くの製品が市販され，利用者が増えて棒状の水分計も近年利用が増えている．深さ約 1 m までいることが背景にある．

の鉛直方向の水分分布をおよそ 10 cm ごとに容易に測定

これまでの土壌水分測定ではテンシオメータ法が主流できる利点があるが，これの設置にも注意が必要である．

であり，マトリックポテンシャル（pF）の測定が行われて設置にオーガーを用いる場合，およそ 1 m の長さにわきた．テンシオメータを設置する際は，所定の深さまでたってプローブと土壌の接触を確保することは難しく，

地表面からその径に合った孔を穿ち挿入するため，比較空隙が生じてしまうことがある．樹園地に設置した場合的現地の土壌構造を撹乱させることはない．ただし，土には，明らかに異常な低水分量の値が出力された．

壌とポーラスカップの接触に十分留意する必要がある．
誘電率水分計の多くはプローブを有しており，表層付
近のプローブ長さ分の土層の平均的な体積含水率を測定

いずれにしても，センサ設置後の測定値が妥当なものとして利用できるか，よく確認しなければならない．
誘電率水分計のキャリブレーション

する場合は鉛直方向に挿入 · 埋設すればよく，作業は容誘電率水分計では得られる誘電率あるいはこれに関係易である．しかし，所定の深さを中心とした影響範囲内

する出力値から体積含水率に変換しなければならない．

の平均的な体積含水率を測定したい場合は，埋設深さとたいていデフォルトの変換式が用意されているが，技術

プローブ長さによるが，設置位置に隣接して人が作業で書では，「現地で土壌をサンプリングし，その時の乾燥密きるほどの大きな穴を掘り，鉛直な掘削断面を作成して，度を室内において再現した土壌試料を作成した後，水分未撹乱部にセンサを水平方向に挿入する必要がある．

量を変化させつつ機器を挿入した際の電気出力値を読みこのとき，まず問題になるのは，深くなるほど土壌硬取る作業」を行って校正曲線を得るよう記されている．

度が高くなり，プローブ部が全て未撹乱部に挿入しない

これには，はじめにセンサの影響範囲を考慮した大きことである．土壌硬度がそれほど高くなくても礫や石のさの容器に乾燥土壌を入れて水を加える，あるいは飽和存在がプローブの挿入を妨げることもある．また，プ状態にした後に徐々に乾燥させる方法がある．しかし，いずれにしても容器内に水分分布が形成され，これが測1 京都大学農学研究科

2018 年 1 月 22 日受稿

2018 年 1 月 22 日受理定に影響する可能性がある．明確な水分量の差が形成されることは，プローブ設置方向が鉛直か水平かに関わら

土壌の物理性

54

第 138 号
66
ᆅⅬ1
(῝ࡉ15cm )ᆅⅬ2ᐊෆᅵተỈศ≉ᛶ᭤⥺

5

ᆅⅬ1
ᆅⅬ2

5

4

(῝ࡉ35cm )ᐊෆᅵተỈศ≉ᛶ᭤⥺

4

pF

pF

(2018)

3

3

2

2

1

1

0

0
0.0

0.1

0.2

0.3 0.4 0.5
య✚ྵỈ⋡

0.6

0.7

0.0

0.1

(a) 深さ 15 cm

0.2

0.3 0.4 0.5
య✚ྵỈ⋡

0.6

0.7

(b) 深さ 35 cm

Fig. 1 室内試験による土壌水分特性曲線（●と実線）と現地観測（隣接する地点 1，2）でのテンシオメータによる pF と誘電率水分計による体積含水率の関係（○，□）（中村ら, 2016）

ず好ましくはない．一方，あらかじめ水分調整した土壌

シスの影響もあるが，センサ設置位置とコアサンプルのを所定の乾燥密度になるように充填することを異なる水

採土位置が異なること，両センサの設置位置が厳密には分量について繰り返す方法もあるが，水分量は均一にな異なることといった土壌の空間的不均一性であろう．

るものの，常に所定の乾燥密度に充填することは非常に困難であり，水分量が多いときはなおさらである．

この不一致のために，土壌水分減少法によって求められる消費水量，土壌水分消費型，全容易有効水分量は，さらに，現地圃場において，降雨あるいは灌水後の水

どちらのセンサを用いるかによって異なる値となる．悩

分量が多い状態から乾燥過程において，適宜センサ付近

ましいことである．土壌の空間的不均一性および採土時の土壌を採取して水分量を測定し，採土時のセンサ出力のコアサンプルの代表的大きさの問題が常に存在するこ値との対応をとるという原位置キャリブレーションもでとを考えると，現地で得られた複数深度の土壌水分の経

きるが，室内校正曲線と一致しないことがある．両者が時変化を再現できる土壌水分特性曲線や透水係数を推定

大きく異なる場合にどちらを信用すべきか．このようにする逆解析手法は，現地圃場の代表的な土壌水分特性を適切な校正曲線を一つ得るだけでも悩ましい点は多い．

得るという意味において有用である．そのためにも，現土壌水分特性曲線

地における土壌水分の適切な測定が大切である．

テンシオメータ法の大きな欠点として，用いるポーラ

おわりにスカップによるが，pF 2.7 ∼ 2.9 程度以上は測定不可能

土壌水分現地観測での悩みについて恥を忍んで吐露しであることが挙げられる．誘電率水分計は直接 pF を測たが，何かよい方法があれば是非お教えいただきたい．

定できないが，こうした低水分領域での測定限界の問

こうした悩ましい点は観測者それぞれが他にもお持ちで題を回避できる．得られた体積含水率を pF に変換するあると思う．ちょっとしたことも積極的に情報共有がなときに用いられるのが土壌水分特性曲線である．逆にテされるとよいのではと感じている．

ンシオメータで得られた pF はこれを介して体積含水率に変換できる．理論的には，テンシオメータの測定範囲

参考資料内であれば，それぞれ変換された値と測定値は一致する
はずである．しかし，比較的均質と思われる圃場において，隣接した位置に誘電率水分計とテンシオメータを埋設し，土壌水分特性曲線（脱水過程）は埋設深さごとに採取したコアサンプルの吸引法などによる室内試験から得てこれを検討したところ，両者は一致しなかった．不一致の程度は表層で大きく，深くなると小さかった．その例を Fig. 1 に示す．この違いの主な原因は，ヒステリ

中村公人, 大串 祥 子, 田中宣多, 温 承翰, 青木功介 (2016): 畑地
用水量諸元策定のための土壌水分測定方法の検討. 畑地農業,

697: 2–10.
農林水産省農村振興局 (2016): 土地改良事業計画設計基準及び運用 · 解説 計画「農業用水（畑）」，pp. 160–168. 公益社団法
人農業農村工学会, 東京.

会 務 報 告I. 2017（H29）年度 第 4 回事務局会議
月日：2017 年 12 月 14 日
場

所：北海道大学農学部

出席委員：石黒（会長），竹内（副会長），澤本（編集委員長），柏木（事務局長），倉持（会計幹事），塚本（編集幹事）
議

題：1. 2017 年度土壌物理学会大会について
2. 2018 年度土壌物理学会大会について
3. その他

II. 2017（H29）年度 第 4 回編集委員会
日：2018 年 2 月 6 日 ∼ 2 月 14 日

月

開催形式：メール会議
出席委員：澤本卓治，飯山一平，岩田幸良，北川巌，
小林幹佳，三枝俊哉，清水真理子，鈴木伸治，中川進平，中野恵子，中村和正，丹羽勝久，笛木伸彦，渡辺晋生（委員 14 名中 14 名参加：成立）
議事内容

1. 議題
1）編集委員長より「土壌の物理性 138 号」の発行計画が提案され，全会一致で承認された．

2）編集委員長より新たな特集に関する執筆予定者，今後の予定について提案され，全会一致で承認された．

2. 報告
1）編集幹事より，現在の閲読進捗状況について報告がなされた．

III. 会員消息（2018 年 2 月 20 日まで，敬称略）
退会 正 会 員

臼井

靖浩

学生会員

大西

一平

シニア会員

多田

敦

購読会員

広島大学

現在会員数（2018 年 2 月 20 日現在）
正会員（国内）

： 242

シニア会員

：

16

学生会員（国内） ：

58

賛助会員
：
8
—————————————
小 計
： 324
購読会員
： 37
—————————————
合 計
： 361

true TDR, TDT 土壌水分センサー

True TDR（時間領域反射法）方式

ハンディモニタ・ロガー

TDT（時間領域透過法）方式

CACC-TDR-315L

C-M1001

CACC-SEN-SDI

定価：44,000 円（税抜）

定価(本体のみ)：100,000 円（税抜）

定価：34,000 円（税抜）※仕様別途お問合せください

CACC-TDR-315L、CACC-SEN-SDI 仕様
要素

導電率

温度

0～100%

0～5.0 dS/m

TDR:-４0℃～+６
0℃
TDT:1℃～+50℃

精度

±2%

TDR：
0.1dS/m(0.1mS/cm)±2.5%
TDT：±0.2 dS/m

TDR:±0.2(-20-50℃)
TDT:±1℃(1-50℃)±1% FS

分解能

0.1%

-

-

-

±1%
TDR:±2%
EC 安定性 0-5ds/m
TDT：±1%
導電率= S/cm = 1/(Ω・cm)
1 [S/m] = 10 [dS/m] = 10 [mS/cm] = 10,000[uS/cm]

-

測定範囲

体積含水率

温度安定性 1-50℃

誘電率-

True TDR, TDT センサーは共に反射(TDR)および透過(TDT)信号波形を取得することができます。波形が出力できるので粘土
質土壌、穀物の水分量測定など、多様な物質の水分量測定可能性があります。
【TDT 取得波形の例】 キャンベル社製ロガーCR800 を使用【2018 年 3 月発売予定】
Handy 土壌水分モニター/ロガー

C-M1001 仕様

型式：C-1001
電源：アルカリ単 3 電池 X3 本
外部電源端子：アルカリ単 3 電池 X3 本 または マイクロ USB typeB
対応センサ：TDT(Acclima 社製)、TDR(Acclima 社製)、CS650(Campbell 社製)
記録メディア：μSD カード 16GB まで FAT32
寸法：80W x 140L x 40Dmm
オプション ：拡張ターミナル(5ch、10ch 対応）
分岐コネクター（2ch）
外部電源（マイクロ USB 端子付）
キャリングケース

クリマテック株式会社

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

57—編 集 後 記—
現体制から新たに編集委員となりました．まだ，委員を感じます．当たり前ですが，研究が研究者という人間らしき業務を何もしておらず，この編集後記が実質的にの営みによるものだということがわかります．共感した初仕事です．

り，ハッとしたり，ちょっと違うよな，と思ったりと，

ここで若干，自己紹介をさせて頂きます．私は 2000

自分を見つめ直す良い機会になります．最近では藤井克

年に筑波大学で学位を取得後，東京大学で 3 年，ジュ

己先生の巻頭言が印象的でした．直接，改めてお話を伺

ネーブ大学で 2 年ポスドクをしました．その後，教員といたかったのですが，こんなにも早くに亡くなられるとして岩手大学で 6 年間お世話になり，筑波大学に戻っては予想していませんでした．ご冥福をお祈りするととも7 年目が過ぎようとしています．教員になってからの 13に，不肖な後輩教員，部下としてご迷惑をかけ通しだっ年間，学生さんにも恵まれて，細々とではありますが，たと反省することしきりです．

研究を続けられています．現在まで，粘土 · コロイドのさて，委員となり，土壌の物理性を毎号発刊するため

帯電と凝集に関する研究を主な課題にしており，素朴なに必要な原稿を集めるのに大変苦労されていることを疑問や仮説を頼りに，自分の興味のままにテーマ設定し知りました．執筆頂いた著者のみなさまには感謝申し上ています．ずっと自由に研究をさせて頂いていて，環境げます．昨今の競争環境下，学内の諸々の順位付けなどに恵まれていて，ありがたいことだと感謝しております．

の様子を見ていても，土壌の物理性をオリジナルな学術

コロイドや凝集の研究は土壌物理の主流ではないのかも

論文の投稿先として選択することは難しいのかな，と感しれませんが，教科書には凝集や電気二重層といった用じています．これまでの委員のように魅力ある記事を集語が出てきますし，コロイド科学の重要な発見には土壌めるための良い仕掛けを考える必要があります．みなさにまつわる話が意外にあったりします．そんなコロイド

ん，是非，知恵をお貸しください．

の話題もいずれ提供できればいいな，と考えています．
編集後記の担当にあたり土壌の物理性を読み返すと，「土粒子」などのように，自分が何者なのか思いのたけをぶちまけている記事（表現大丈夫ですよね）に面白味

最後になりますが，土壌物理学会会員のみなさまの今
後の益々のご発展をお祈り申し上げます．
小林幹佳（編集委員）

土壌物理学会
事務局構成

会
長
副 会 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

石黒
宗秀
竹内
晴信
柏木
淳一
塚本
康貴
倉持
寛太
志賀
弘行
横濱
充宏
澤本
卓治
飯山
一平
岩田
幸良
北川
巌
幹佳
小林
三枝
俊哉
清水 真理子
鈴木
伸治
中川
進平
中野
恵子
中村
和正
丹羽
勝久
笛木
伸彦
渡辺
晋生

（北海道大学）（北海道立総合研究機構）（北海道大学）（北海道立総合研究機構）（北海道大学）（北海道立総合研究機構）（土木研究所寒地土木研究所）（酪農学園大学）（宇都宮大学）（農業 · 食品産業技術総合研究機構）（農業 · 食品産業技術総合研究機構）（筑波大学）（酪農学園大学）（土木研究所寒地土木研究所）（東京農業大学）（秋田県農業試験場）（農業 · 食品産業技術総合研究機構）（土木研究所寒地土木研究所）（（株）ズコーシャ）（北海道立総合研究機構）（三重大学）

バイアル瓶脱気装置セット（アクリル製）
EN-1003★特徴・小型容器（バイアル瓶等）を素早く容易に減圧状態にする事ができます・15ml のバイアル瓶では、同時に約 35 本の減圧が可能です
・組立式ですので部品の交換が容易です★セット内容・バイアル瓶脱気装置本体（真空計・バルブ付）
・真空ポンプセット（ホース・オイル・オイルミストトラップ付）★定価（税別）脱気装置本体：￥250,000
真空ポンプセット：￥130,000★製造・販売元（有）エンドウ理化〒001-0910
札幌市北区新琴似 10 条 7 丁目 3 番 16 号
Tel：（011）763-1088
Fax：（011）763-1667
Mail：endo-rika@mb.infosnow.ne.jp※本仕様は予告なく変更する場合がございます土壌物理学会会則

2）シニア会員への変更は，資格を有する会員からの申告を受け，事務局が承認する．原則として申告された年度か
第 1 条 本学会は土壌物理学会（Japanese Society of Soil Physics）
ら適応するが，当該年度中に有資格となった場合は，次年度から適応する．
と称する．
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，農業 3）シニア会員の権利は正会員に準ずる．ただし，会則第 6条で定める役員および第 9 条で定める委員会委員に就く
技術および環境科学の発展に貢献することを目的とする．
ことはできない．
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.
（2011.10.28 制定 2017.10.14 改正）（1）研究発表会，討論会および見学会などの開催（2）学会誌「土壌の物理性（Journal of the Japanese Society「土壌の物理性」投稿規定
of Soil Physics）」並びにその他の印刷物の発行
1. 筆頭著者は本学会会員であること．
（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
2. 投稿原稿の区分と規定ページは下記による．
（4）優れた論文に対する表彰
1）「論文」（Original papers）：独創性があり，土壌（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（これまで正会員の物理性に関する研究および技術の進歩に寄与するであって 60 歳以上の常勤職に就いていない者），学生会と見なされるもの．一編ごとに論文としての構成を
員および賛助会員，購読会員の 5 種とする．学会への入整えていて，他誌に未発表のものに限る．規定ペー会または退会の際は，本学会に届け出なければならない．
ジを刷り上がり 8 ページ以内とする．
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．
2）「研究ノート」（Notes）：土壌の物理性に関する新
しい事実や研究方法の改良などの短い報告で，独創
正会員
年額
5,500 円性があり他誌に未発表のもの．規定ページを刷り上
シニア会員
年額
3,000 円がり 6 ページ以内とする．
学生会員
年額
3,000 円3）「総説」（Reviews）：土壌の物理性に関する主題に（大学院生を含む）
ついて，それまでの研究を総括し，今後の発展方向
賛助会員
一口年額
22,500 円を展望するもの．規定ページを刷り上がり 10 ペー
購読会員
会誌年額
7,500 円ジ以内とする．
4）「解説」（Lectures）：土壌の物理性に関する諸事項
広告料賛助会員
15,000 円の理解を計るための平易な解説，ならびに研究技術賛助会員以外22,500 円の普及交換を進めるための紹介など．規定ページを
第 6 条 本学会に次の役員をおく．任期は 2 年とする．ただし，刷り上がり 8 ページ以内とする．
3 期連続の重任は認めない．選出方法は次による．
5）「研究紹介」（My research）：現在行っている研究，（1）会長 1 名，副会長 1 名，編集委員長 1 名
他の学会誌等に掲載された論文，研究上の工夫など
正会員の中から評議員会によって選出される．
についての平易な紹介．規定ページを刷り上がり 6（2）評議員
ページ以内とする．
イ 15 名 正会員の中から選挙によって選出される．
6）「資料」（Miscellaneous）：広く会員の参考となる
ロ 3 名以内を会長が正会員の中から委嘱する．
報告や情報．規定ページを刷り上がり 6 ページ以内（3）会計監査 2 名とする．
正会員の中から評議員会によって選出される．
7）「土粒子」（Readers’ column）：「土壌の物理性」（4）事務局長および幹事若干名
周辺のことについての随想や意見など．規定ページ
事務局長および若干名の庶務，会計，編集の幹事を会長を刷り上がり 2 ページ以内とする．
が委嘱する．
8）「講座」（Lecture series）：「解説」と本質的な違い
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．
はないが，特に編集委員会が企画して複数回にわ（1）総会は本学会の最高議決機関であって，事業計画，予算 ·たって行うものを指す．規定ページを刷り上がり 8
決算，会則の変更等を決定する．総会は正会員，シニア
ページ以内とする．
会員および学生会員で構成される．
9）「特集」（Topics）
：
「解説」
，
「総説」
，
「論文」
，
「研究
（2）評議員会は，会員の選挙によらない役員の選出，総会議
ノート」が混在したもので，特に編集委員会が企画案，その他の重要事項を検討する．評議員会の議長は会して複数回にわたって行うものを指す．規定ページ
長がこれにあたる．
は上記 1) ∼ 4) に同じ．
（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る．
10）「書評」（Book reviews）：規定ページを刷り上がただし，会則の変更は，総会出席者の 3 分の 2 以上の賛
り 2 ページ以内とする．
成を要する．
11）「巻頭言」（Foreword）：規定ページを刷り上がり
第 8 条 本学会の会務は，評議員会および総会の議を経て，会長，
2 ページ以内とする．
副会長，編集委員長および幹事がこれを執行する．会務
なお，上記区分において，編集委員会が会員または執行に必要な規程は別に定める．
会員以外に投稿依頼することがある．
第 9 条 本学会に次の委員会をおく．
3. 原稿の採否は編集委員会が決定する．編集委員会は，「論（1）選挙管理委員会
文」および「研究ノート」については 2 名，その他の投稿
正会員の中から評議員会によって選出され，本学会の評原稿には 1 名の閲読者を選んで閲読を依頼する．ただし，議員選挙を管理する．
「土粒子」
，
「書評」
，
「巻頭言」については，この限りでない．
（2）編集委員会
4. 投稿原稿が 2．に記す規定ページを越える場合には，1
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ページあたり 10,000 円を著者負担とする．ただし，編て構成され，学会誌その他の印刷物の編集に当たる．
集委員会が会員または会員以外に投稿依頼した原稿の場（3）学会賞選考委員会
合はこの限りでない．また，カラー印刷の場合は実費を
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著者負担とする．
て構成され，学会賞を選考する．
5. 投稿する場合は、投稿原稿（本文，図表含む）および原
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．本学稿送り状（別紙書式）の PDF ファイルを編集委員長宛会の会計年度は毎年 4 月 1 日に始まり翌年 3 月 31 日に提出する．ただし、編集委員会が別途指示した場合はに終わる．
この限りではない．
附則
6. 投稿原稿を受け付けた場合，編集委員会は速やかに受付番（1）本学会の連絡先は，これを当分の間次に置く．
号と受付日付を明示した電子メールまたは書状を投稿者に〒060-8589 北海道札幌市北区北 9 条西 9 丁目
送る．また，投稿原稿の掲載を決定した場合，最終原稿を北海道大学大学院農学研究院 生物環境工学分野受領したのちに受理日付を明示した書状を著者に送付する．
土壌保全学研究室内（2017.10.14 改正） 7. 著者に対して修正を求めた原稿が，特別な事情なく 6 ヶ月以内に再提出されないときは取り下げと見なす．
細則
8.
著者校正は初校のみとする．また，特に申し出がない限（1）シニア会員
り印刷ずみの原稿は返さない．
1）シニア会員は，これまで正会員であって 60 歳以上の常9.
掲載された論文等の PDF ファイルを著者に贈呈する．ま勤職に就いていない者
た，著者は別刷りを印刷業者から購入することができる．

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掲

引用文献載する．論文，研究ノート，総説，解説，資料，講座に 24. 本文中で文献を引用する場合は，著者名（西暦），まついては，掲載誌発行後一年間は土壌物理学会員のみがたは（著者名，西暦）とする（例：Tanaka（1994），
閲覧できる．ただし，著者はオープンアクセス（50,000（Nakamura and Suzuki, 1981））．著者が 3 名以上の場
円：ページ制限なし）を選択することで，ホームページ
合は第 1 著者名のあとに—ら，または et al. をつける
掲載直後から誰もが閲覧可能な状態とすることができる．
（例：山田ら（1978），（Tayler et al., 1945））．
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属する． 25. 引用文献は，本文のあとに著者名の ABC 順に書く．未発表，私信は引用文献として記載しない．
（2017.10.14 改正）
26. 引用文献の書き方は以下のようにする．
「土壌の物理性」原稿執筆要領< 雑誌 >
森本 聡, 永田 修, 川本 健, 長谷川周一 (2009): 泥炭
全般的事項
林土壌の温室効果ガスの生成と消失．土壌の物理性，
1. 原稿は，日本語または英語で執筆する．
113: 3-12.
2. 日本語の原稿は，A4 判，25 字，26 行とし，上下左右Fujimaki, H., Ando, Y., Cui, Y. and Inoue, M. (2008):に 30 mm 以上の余白をとる（4 枚で 1 ページになる）．
Parameter estimation of root water uptake model
3. 日本語の投稿原稿（ただし，書評は除く）は，はじめに
under salinity stress. Vadose Zone Journal, 7: 31日本語で表題，著者名を書き，そのあとに英語で表題と38.
著者名（フルネーム）を書いてから本文を書き始める．
Millington, R.J. and Quirk, J.P. (1959): Permeabil英語の表題は，冒頭の単語の頭文字のみを大文字とし，
ity of porous media. Nature, 183: 387-388, doi:
それ以降は固有名詞等，特に大文字が必要な場合を除き，10.1038/183387a0.
全て小文字とする．英語の著者名は名の 1 文字目およびBitteli, M., Flury, M. and Campbell, G.S. (2003): A
姓の全てを大文字で記す．また，第 1 ページ下の脚注
thermo dielectric analyzer to measure the freezに，著者の所属機関と所在地を英語で，Corresponding
ing and moisture characteristic of porous meAuthor とする著者の氏名と所属を日本語で記す．
dia. Water Resour. Res., 39(2): W1041, doi:
4. 日本語の論文および研究ノートは，英語による表題 · 著
10.1029/2001WR000930.
者名と本文との間に英語で 300 words 程度の Abstract< 単行本 >と 5 個以内の Key words を入れる．
Tinker, P.B. and Nye, P.H. (2000): Solute movement
5. 日本語の投稿原稿（ただし，資料と土粒子，書評を除く）
in the rhizosphere, p.308. Oxford University Press,
は，引用文献の後に日本語で 350 字程度の要旨，およびNew York.
5 個以内のキーワードを書く．
土壌環境分析法編集委員会編 (1997): 土壌環境分析法,
6. 英語の原稿は，A4 判，ダブルスペースで作成する（約pp.129-138. 博友社, 東京.
600 words で 1 ページになる）．
松森堅治 (2005): 地理情報システムを用いた窒素負荷予7. 英語の投稿原稿（ただし，書評は除く）は，Manuscript
測モデル. 波夛野隆介 · 犬伏和之編 続 · 環境負荷を
title，Full name of authors を書いてから本文を書き始予測する, pp. 60-79. 博友社, 東京.
める．著者名は First name の 1 文字目および Family
Jury, W.A. (1996): Stochastic solute transport modname の全てを大文字で記す．また，第 1 ページ下
eling trends and their potential compatibility withの脚注に，Address of institutions of authors およびGIS. In Corwin, D.L. and Loague, K. (ed.) AppliCorresponding author を記す．
cation of GIS to the modeling of non-point source
8. 英語の論文および研究ノートは，Full name of authors
pollutants in the vadose zone, pp.57-67. SSSA Speと本文の間に 300 words 以内の英文 Abstract と 5 個
cial Publication No. 48, Madison.
以内の英語の Key words を入れる．
<Web ページ >9. 英語の投稿原稿（ただし，資料と土粒子，書評は除く）
FAO-AGL (2000): Global extent and location of sodic
は，引用文献の後に，日本語で表題と著者名，所属機関，
soils. Available at http://www.fao.org/ag/AGL
所在地，350 字程度の要旨，5 個以内のキーワードをつ/agll/prosoil/sodic.html.（確認年月日）
ける．なお，著者が外国人のみのために日本語部分の作
野菜茶業研究所 (2006): 野菜の硝酸イオン低減化マ
成が困難な場合，英語部分からの和訳により，編集委員
ニュアル. http://vegetea.naro.affrc.go.jp/joho/manual会の責任でこれらを作成する．
/shousan/index.html.（確認年月日）
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（雑誌のページには
p. や pp. をつけない．本の単数
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
ページを示す場合には
p.，複数ページを示す場合にはスピーカーによってチェックされている事が望ましい．
pp. をつける）
11. 閲読終了後に最終原稿を提出するときには，編集委員会
その他が指示する形式の電子ファイルを送付する．
27. 本要項のほか，科学技術情報流通技術基準（SIST）に準
本文
拠する．
12. 原稿には，閲読作業の効率化を図るため，本文に行番号（2012.12.20 改正）
を 5 行毎に書き入れる．
13. 章の見出しは 1.，2.，3.，節の見出しは 1.1，1.2，1.3，[土壌物理分野の SI 使用例]
項の見出しは 1.1.1，1.1.2，1.1.3 のようにし，字体は国際単位系（SI）については多くの出版物で解説されてゴシック体とする．
いるので，ここには，土壌物理に特に関連の深い単位の使
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用例を示す．
式名称とともに示す（例：陽イオン交換容量（CEC））．
推奨される単位認められる単位15. 単位の使い方は，国際単位系（SI）による．
含水比
kg kg−1*
図表
体積含水率
m3 m−3
16. 日本語および英語の原稿ともに，図または写真の番号は
体積
m3
L, cm3 , mL
Fig. 1，表は Table 2 のように書く．
密度kg m−3 , Mg m−3
17. 日本語の論文，研究ノートの場合，図，表，写真の題名
濃度kg m−3 , Mg m−3
g L−1 , mg L−1には英語を併記する．
モル濃度
mol m−3
mol L−1
18. 図，表，写真は必要最小限度とし，同一事項を表と図に
力N重複して表示する事は避ける．
水分ポテンシャル J kg−1
kPa, m, cm, **19. 図，表，写真は 1 ページに 1 つずつ貼り付け，余白に図
透水係数
m s−1
cm s−1−1−1
イオン交換容量 molc kg , cmolc kg
表等の番号を記す．
s−1
min−1
20. 図と写真はそのまま製版されるので，鮮明なものを提出する． 回転数
収量kg m−2kg ha−1, Mg ha−1, t ha−1
21. 図は 1/2 倍などとおよその縮小率を指定し，2 倍くらい
* % 表示は，原則として分母と分子の内容が同じものの場に大きく書く．図の線の太さや文字の大きさは，刷り上合にだけ用いる．
がりの大きさを考慮して決める．
22. 地図や顕微鏡写真には定尺をつけ，縮尺や倍率はつけない． ** cm H2 O は使わない．
23. 図，表，写真の番号と題名は，別紙にまとめて一覧表とする．

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対象になります．閲読意見に対しては極力冷静かつ慎重に対処して下さい．誤解があった場合には，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．
（2004. 6.29 改正）「土壌の物理性」閲読の手引き

1. 閲読依頼期限の厳守をお願い致します．万一，期限内に閲読が困難な場合には，速やかに編集委員会事務局へ連絡して下さい．
2. 「投稿案内」において，下のものを投稿原稿に求めています．閲読においても，これらをその基準とします．
（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）文章表現が適切であること．
3）表題が適切であること．
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. 「掲載不適」とする理由としては，下のようなものが挙げられます．
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．
4. 原稿の内容に対する責任はあくまで著者にあります．また，原稿の価値は読者が判断するものです．
5. 閲読は内容の批判や討議を行うものではありません．
従って，見解の相違は掲載不適の理由にはなりません．
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ん．
よって，新たな実験や計算の追加要求などは極力避けて下さい．
7. 閲読者は著者と直接折衝をしないで下さい．著者との交渉はすべて編集委員会の責任で行います．
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形でも利用・引用等出来ません．厳にご注意下さい．
9. 著者に修正を求めた後に再閲読で総合判定を D（掲載不適）とすることは，閲読者にとっても著者にとっても非生産的です．完成度の低い原稿などにおいては，修正を求め再閲読を行うよりも「掲載不適」として練り直し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．
10. 閲読者から編集委員会へ意見等がある場合は，必ず「編集委員会への意見」として別紙への記入をお願いします．
（2003. 5.28 改正）
土壌物理学会学会賞規定

1. 種類

学会賞に論文賞と優秀ポスター賞をおく．

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「以下，選考委員会」で審査し，評議員会で決定する．
（1）賞の対象とする論文は，「土壌の物理性」に，原則として前年度（前年 4 月 1 日から翌年の 3 月 31 日まで）に掲載された原著「論文」とする．
（2）正会員（1 名以上）は, 学会賞受賞候補として（1）に該当する論文を自薦もしくは他薦することができる.
（3）（2）に記す論文の推薦は，学会誌「土壌の物理性」に公示された募集を受け，所定の書類を必要部数揃え，

期日までに学会事務局に提出しなければならない．
（4）選考委員会では，（1）に該当する論文の中から，（2）の推薦も考慮して受賞候補論文（以下，候補論文）を審査 · 選考し，評議員会へ付議する．
（5）評議員会では，候補論文が受賞に適格かどうかを判定する．
3. 優秀ポスター賞の選考
優秀ポスター賞（以下，ポスター賞）は年 1 回，以下の手順により決定する．
（1）選考の対象は，当該年度の土壌物理学会大会において発表されたポスターであって，筆頭者は会員とする．
ただし，ポスターの筆頭者が学生の場合に限り，会員外であっても選考の対象に含める．
（2）ポスター賞は（1）に該当するポスターの中から，選考委員会および会員の投票により選考する．（5 件以下）
4. 表彰
（1）論文賞は，通常総会において表彰を行う．また会誌上に公表する．
（2）ポスター賞は，土壌物理学会大会において表彰を行う．また，会誌上に公表する．
（2002.11.23 制定 2013.10.26 改正）
土壌物理学会学会賞選考委員会規定

1. 目的

学会賞選考委員会（以下委員会という）は，論文賞および優秀ポスター賞の選考を行うことを目的とする．
2. 業務
委員会はつぎの業務を行う．
（1）学会賞規定に基づく論文賞および優秀ポスター賞の選考．
（2）土壌物理学会学会賞選考に関するその他の事項．
3. 構成
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．
（1）委員会は正会員より構成される．
（2）委員は評議員会の推薦に基づき総会で決定する．
（3）任期は 2 年とする．ただし，再任はさまたげない．
（4）委員長は委員の互選により選出する．
（5） 若干名の専門委員をおくことを認める．
4. 開催
委員会は年 3 回程度開催する．
（2002.11.23 制定 2003.11.22 改正）

原 稿 送 り 状
受付番号（本会で記入）：
発送年月日

年

区 分

論文

月

日

研究ノート

受付年月日（本会で記入）
総説

解説

資料

年

研究紹介

土粒子

月

日

書評

表題（和文）

表題（英文）

キーワード（日本語：５語以内）

キーワード（英語：５語以内）

著者名 1
ローマ字 ∗

所属

本会

会員 · 非会員

著者名 2
ローマ字 ∗

所属

本会

会員 · 非会員

著者名 3
ローマ字 ∗

所属

本会

会員 · 非会員

著者名 4
ローマ字 ∗

所属

本会

会員 · 非会員

著者名 5
ローマ字 ∗

所属

本会

会員 · 非会員

Corresponding
author の〒住 所・氏 名
電話 ·FAX 番号

TEL. ：

E-mailE-mail ：本文原稿枚数
表
別刷

FAX.：

A4：（
枚

図
（カラー図番号．

枚）
枚

希望しない · 希望する（）

写真（カラー写真番号．
部）

付記：投稿の宛先は土壌物理学会ホームページを参照のこと（http://js-soilphysics.com/）
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．
*著者名は漢字とローマ字の両方を記入してください．

枚）土壌物理学会会員登録用紙 [入会 · 退会 · 登録事項変更]
必要事項をご記入の上，このまま下記宛先に（郵便，FAX，E-mail の添付ファイルなどで）お送
りください。
届出内容

入会

申込年月日

西暦
正 ·

会員種別

· 退会 · 登録事項変更
年

シニア

月

日

· 学生 ·

購読 ·

賛助

氏名
同上ローマ字読み性別

男

生年月（西暦年 · 月）

· 女

西暦

年

勤務先

· 自宅

月

勤務先
勤務先所在地〒

勤務先電話番号 / FAX 番号
勤務先 e-mail自宅住所〒

自宅電話番号 / FAX 番号
自宅 e-mail
会誌の送付先本学会以外の主な所属学会
学生会員のみ記載（本人に連絡が取れないときの連絡先として）指導教官名指導教官 e-mail

本会記入
受付年月日：
承認年月日：
送付先 · 問い合わせ先
土壌物理学会事務局（庶務幹事）〒 060-8589 北海道札幌市北区北 9 条西 9 丁目
北海道大学大学院農学研究院 生物環境工学分野

Tel. 011-706-3641 Fax 011-706-2494
E-mail spsyomu@ml.affrc.go.jp

土壌保全学研究室内

柏木淳一

宛

複写される方に本誌に掲載された著作物を複写したい方は，（社）日本複写権センターと包括複写許諾契約を締結されている企業の従業員以外は，著作権者から複写権等の行使の委託を受けている次の団体から許諾を受けて下さい．著作物の転載 · 翻訳のような複写以外の許諾は，直接本会へご連絡下さい．

〒 107-0052

東京都港区赤坂 9-6-41

TEL：03-3475-5618

乃木坂ビル

FAX：03-3475-5619

学術著作権協会

E-mail：kammori@msh.biglobe.ne.jp

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TEL：81-3-3475-5618

FAX：81-3-3475-5619

E-mail：kammori@msh.biglobe.ne.jp

土壌の物理性 第 138 号（会員配布）
発行 土 壌 物 理 学 会

2018 年 3 月 20 日発行〒 060-8589

北海道札幌市北区北 9 条西 9 丁目 北海道大学大学院農学研究院
生物環境工学分野 土壌保全学研究室内 柏木淳一 宛

電011-706-3641
FAX 011-706-2494
spsyomu ＠ ml.affrc.go.jp
http://js-soilphysics.com/ent
北洋銀行北七条支店（店番 312）
普通 4093179 土壌物理学会 会計 倉持寛太
口座番号：01350-2-40943

話

E-mail
URL
銀行口座
郵便振替

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印

kibyosi@ml.affrc.go.jp
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. 138

March, 2018

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

M. NANZYO...

1........................................................................

M. ISHIGURO...

3

M. NANZYO...

5

K. FUKUSHI

...

13

T. SATO, S. NOZAWA and T. NISHITA

...

21

C.M. BETHKE and R.A. SANFORD

...

27

...

37

...

43

Symposium reviews
Preface

Phosphate sorption and precipitation in soils.........................................................................
Prediction of adsorption behavior of trace elements on soil minerals.........................................................................
Geochemical modeling of pH buffering by soil components.................................................
Subsurface microbial activity: Beyond the thermodynamic ladder....................................................
Discussion at the 59th symposium:
Modeling of adsorption processes and microflora in soil and water logging zone...................................................
Abstract of poster session

J. KASHIWAGI and Y. TSUKAMOTO...........................................................................

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

...

53

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

55

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

57

K. NAKAMURA

Published by

Japanese Society of Soil Physics
Research Faculty of Agriculture, Hokkaido University
Kita 9, Nishi 9, Kita-ku, Sapporo, Hokkaido 060-8589 Japan

http://js-soilphysics.com/