海の森林マングローブ
中村武久＝東京農業大学農学部助教授●
熱帯の海岸海水域に，また感湖河口や河川沿いに発達する特nneratia griffithii，Xylocarpus granatum，Xylocarpus mo-いる．こうした環境で生育するには，それなりの特種な生理殊な塩生植物の森林をマングローブという．普通の陸上植物

luccensis などである．

と，その生理を行うための器官をもたなければならない．

は海水や塩分の濃い土壌では生育できないが，このマングロ

マングローブの変った生態と形態

マングローブの根の特殊な形態および繁殖のための特殊な胎ーブを構成する植物は，その塩分の濃い中で平気で育ち，あ満潮時に海水が及ぶ入江や河口の泥地に育つマングローブは，生種子は，まさに，この環境で生きていくための変った器官

るいはその塩分が含まれる水の中でなければ育たない．

その種類ごとに帯状分布Zonationを示している場合が多い．

といってよい．

この特殊な性質は，植物の栄養生理はもちろん，植物の生育

タ イ の ラ ノ ン (Ranong)に 残 る 古 い マ ン グ ロ ー ブ 林 で は ， 海マングローブの胎生種子

可能環境の範囲という面で，従来の植物学の常識を越えた新側前面にSonneratia albaの群落が広がり，その後方に Avic-

ヒルギ科の植物は，花が終って果実をつくっても，その中のしい課題を提供している．世界の熱帯海岸地帯1 5 , 4 2 9 , 0 0 0

ennia albaや A.officinarisを混えた Rhizophora apiculata の種子が種子として形成されず，胚が直接発生をはじめて，木ha，アジアの熱帯だけで6 , 2 4 6 , 0 0 0 h a という広大な面積を群 落 ， さ ら に そ の 後 背 に Bruguiera gymnorrhiza を 主 体 と すについたまま担根体を生じ，あたかも棒状の果実をぶらさげもつマングローブの科学は，沿岸環境保全はもとより，生物る 群 落 が 広 が る ． こ れ が 典 型 的 な マ ン グ ロ ー ブ の Zonation

た恰好になる．これを胎生種子と呼ぶ．マングローブの主要資源の育成開発に新しい分野を開くものとして，いま多方面とされ，これは本来海水の及ぶ距離と関係があることから，種であるヒルギ科の植物は，全てこれをつくるのが特徴とさから熱い注目を集めている．

塩分濃度が原因するものと考えられていた．しかし，各地のれている．

マングローブ林の構成種

マングローブについて，そのZonationを調べてみると，最前マングローブの気根海岸に発達するマングローブは，その森林の後背地が陸の湿性面に出てくる筈の Sonneratia 群落が最後方に現われるケース

マングローブは，以前から特殊な呼吸根をもつ植物として注

森林につながる．従ってマングローブ林を構成している種類もあり，また伐採後の二次林として Bruguiera cylindrica や，

目されていたので，その形態的な研究は古くから行われていといってもその範囲を決めるのはむずかしく，人によって70

B.parviflora が群落をつくる場合もある．

る．空気中に現われている根を全て気根というなら，マング

種 と も 80種 と も い う が ， 主 た る 樹 木 は Rhizophoraceae (ヒしたがってZonationの問題は，必ずしも単に塩分濃度によるローブの気根は，基本的に３つのタイプがある．１つはタコ

ル ギ 科 ) の Rhizophora apiculata，Rhizophora mucronata，

ものでなく，マングローブ植生の成立時の土壌構造と土質，

足のように幹の下の方に何本もの支持根を出すもの．第２はRhizophora stylosa（ ヤ エ ヤ マ ヒ ル ギ ），Rhizophora mangle，そして植生年令による土壌の還元化(硫酸還元)などを左右さ泥土の表面を這う根が，ところどころ曲げた膝が立ち上るよ

Ceriops tagal，Ceriops decandra，Bruguiera gymnorrhiza

れるものと思われる．即ち，それぞれの種が生育可能な，或うな恰好に出すもの．もう１つは，土中を横に這う根からタ(オ ヒ ル ギ )，Bruguiera cylindrica，Bruguiera parviflova，はそれに適した土壌環境が，潮の干満により，或は河口部のケノコ状の別の根を地表はもちろん水面まで出して呼吸をす

Kandelia candel（ メ ヒ ル ギ ）な ど で ，こ の 他 Avicennia alba，

汽水域で物理化学的に造られるからであろう．

るもの．以上の３型である．これらのタイプは，それぞれのAvicennia marina（ ヒ ル ギ ダ マ シ ），Avicennia officinalis，

Zonationができるのは，そうした理由によるものとしても，種類によって定まっている．マングローブが特殊な土壌環境

Lumnitzera littorea，Lumnitzera racemosa（ ヒルギモドキ），

やはりマングローブは陸の植生とは違って，海水という塩分の中で育成できる秘密は，この変った根の形態と機能にあるSonneratia alba（マヤプシキ），Sonneratia caseolaris，So-

濃度の高い水で育ち，さらには泥地という立地環境で育ってといってよい．

●揖屋干拓地と土壌断面〈 本 文 12p〜 21p参 照 〉
中海と揖屋干拓地の俯瞰
揖屋干拓地ヨシ自生地の土壌断面 ． 干 陸 後 １ ０ 年 ， 全 層 Lic.
０〜１２cm：灰色，細塊状．
１２〜２５cm：灰褐色，塊状．
２５〜４０cm：灰褐色,大塊状,柱状,グライ斑．
４０〜８０cm：青 灰 色 ， 柱 状 構 造 の表面に褐色の斑紋が下層へ淡い．
８０cm以深：ヘドロ状，５０cm付近にヨシの根茎が水平に伸び，ひげ根は８０cmに達する．
揖屋干拓地作付地（野菜畑）の
土 壌 断 面 ． 作 付 後 ８ 年 ， 全 層 Lic.
０〜１４cm：灰色，粒状．
１４〜３０cm：灰褐色，塊状，緻密．
３０〜４０cm：灰褐色，柱状，緻密，グライ斑．
４０〜６０cm：青灰色，柱状．
６０cm以深：青灰色，ヘドロ状．
３０cm付近に深耕跡があり，孔隙・割目は少なく緻密，透水不良．
下層はヨシ自生地に比較して構造の発達が不良.植物根はごく少ない.
揖屋干拓地のヨシ．
〈文：村上英行．写真：
10月撮影,

1985年

1985年8月撮影〉

アーバンクボタ NO.25 MARCH

1986

株式会社クボタ●目次
特集＝酸性硫酸塩土壌
１酸性硫酸塩土壌
久馬一剛 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲

2

高谷好一 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲

8

村上英行 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲

12

佐々木信夫 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲

22

信 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲

26

古坂澄石 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲

32①東南アジアの低湿地

東南アジアの地形・地質②干拓地③大規模造成農地

東北地方の新第三系

２硫酸還元菌北村

３酸性硫酸塩土壌をめぐって <座談会>①酸性土壌と酸性硫酸塩土壌

久馬一剛 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲

42②農地開発と酸性硫酸塩土壌

村上英行 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲

46③強酸性土壌と鉄･イオウ細菌

加村崇雄 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲

50

弘 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲

52④阿蘇カルデラの酸性硫酸塩土壌

川崎

珪藻遺体中に充填されているパイライトの結晶（本文 56p 参照）
A ユーポディスクス科 Odontella Longicruris

発行所＝株式会社クボタ

B Triceratium の一種

本社

C･D タラシオシーラ科 Thalassiosira sp.

大阪市浪速区敷津東一丁目 2 番 47 号

E ディアトーマ科 Synedra sp.
F ナビキュラ科 Navicula sp.

東京本社

G 形と大きさを異にするパイライトの単結晶とその集合体

東京都中央区日本橋室町三丁目 3 番 2 号

H パイライトの単結晶の拡大二次電子像

発行日＝1986 年 3 月<写真提供：川崎弘>

編集製作＝秋本・原田＋国東照幸
印刷＝大日本印刷株式会社大阪工場
図版作成＝スタジオ・ツノ

URBAN KUBOTA NO.25｜1

酸性硫酸塩土壌――1

東南アジアの低湿地―マングローブ林下の土壌―
久馬一剛＝京都大学農学部教授①東南アジアの低湿地の広がり下にあった土地はどんな特徴をもっているのでFeS2＋1/2 O 2 ＋2H+→Fe2+＋2S0＋H2O ･･･ (4)

アジアの熱帯圏には，その総陸地面積とは不釣あろうか．

Fe 2 + ＋ 1/4 O 2 ＋ H + → Fe 3 + ＋ 1/2 H 2 O ･･･ (5)合に大きい低湿地が広がっている．世界全体で③マングローブ林下でのパイライトの蓄積

2S 0 ＋ 3O 2 ＋ 2H 2 O→ 2SO 4 2 - ＋ 4H + ････････ (6)は陸地の総面積の中の低地の割合は僅かに4.5

マングローブ林の成立している海岸の泥土の中

これらの反応は，純化学的にはいずれも緩慢に％ぐらいにしかならないのに，熱帯アジアではでは，頻繁に海水による冠水が起こることと，しか進まない．特に(5)式の反応のハーフタイム

それが17％にも上る．見方を変えると，熱帯ア

有機物の供給が多いこととから，強い還元的環は pH３ で 1,000日 の オ ー ダ ー で あ る （ Stumm

ジアは世界の陸地の僅かに7.6％しか占めてい境が作り出される．したがって，そこでは海水and Morgan，1970）．しかし，(5)式のFe2+ →ないのに，その低地の面積をとれば，世界の低中に大量に存在するS O 4

地面積全体の29％近くが，アジアの熱帯地域にっ て 起こる．
2-2-の還元が次式によFe 3 + の 酸 化 反 応 も ， (6)式 の S 0 → SO 4 2 - へ の酸化反応も，微生物によって媒介されると，き+集中しているということになる．アジアに広い

S O 4 + 8 H + 8 e → S ( - Ⅱ ) + 4 H 2 O ････････ (1)

わめて速やかに進行する．前者は鉄バクテリア

稲作面積があることの重要な理由の１つはここ

ここで，S（−Ⅱ）は酸化数−Ⅱのイオウを示し，Thiobacillus ferroxidans や Ferrobacillusにあるのだが，本論の主題から離れるので，深媒 質 の pH に よ っ て H 2 S ， HS - ， S 2 - の 存 在 割

ferrooxidans に よ り ， 後 者 は Thiobacillus

くは立ち入らないでおこう．

合 は変る．この硫酸還元反応は，絶対的嫌気性

thiooxidans を は じ め と す る Thiobasilli に熱帯アジアの中でも東南アジアには，特に低地菌 で あ る Desulfovibrio や Desulfotomacu-

よって媒介される．このように，化学的酸化との分布が広い．図１にみるように，大陸部の４

lum などのヘテロトローフ（従属栄養細菌）に

徴生物的酸化が共に働いてパイライトの初期的つの大きなデルタをはじめ，マレー半島の東西よって進行する．生成したＳ(−Ⅱ)は，同様酸化が進むと，生成する硫酸によって媒質は急

両岸，ボルネオ島の周囲一帯，スマトラ島の東に還元条件 下 で生成したFe 2+ と反応して， 常激に酸性化する．こうして媒質のpHが３以下岸などには広大な海岸低地が広がっている．

温では準安定な黒色の硫化鉄（FeS）を沈殿すにも 下る と，土 壌溶 液中 に はFe 3+ イオ ンが 溶

②マングローブ林（紅樹林）

る．

存し，次に はFe 3+ を酸化剤 とす るパイライ ト

これらのデルタの先端や海岸低地をふちどって

Fe 2 + ＋ S 2 - → FeS ･････････････････････(2)の酸化が起こる．

いるのがマングローブの林である．
（ 表１参照）．

溶 解 し た S(− Ⅱ )の − 部 は ， 酸 素 や Fe 3+ イ オ

FeS 2 ＋ 2Fe 3 + → 3Fe 3 + ＋ 2S 0 ････････････ (7)

日本語では紅樹林とよばれることもある．このンのような酸化剤の存在では斜方晶系の元素状

2S 0 ＋ 12Fe 3 + ＋ 8H 2 O

0

0

2-

→ 12Fe 2 + ＋ 2SO 4 2 - ＋ 16H + ･･･････････ (8)マングローブというのは，満潮時に海水や汽水

イ オ ウ S に 酸 化 さ れ る ． ま た S は SO 4 が 酸が入ってくるような海岸の湿地に生育する特異性条件で還元される際の中間産物としても生成

この両式を結合すると，な森林で，マヤプシギ，ヒルギダマシ，メヒル

され，一旦生成されると比較的安定であるため，

FeS 2 ＋ 14Fe 3 + ＋ 8H 2 O

ギ，オオバヒルギ，オヒルギなどといった木本

海底堆積物中にはS 0 が か な り 普 遍 的 に 存 在 す→ 15Fe 2 + ＋ 2SO 4 2 - ＋ 16H + ･･･････････ (9)植物が帯状の群落を形成している．

る と さ れ て い る（ Stumm and Morgan，1970）.

がえられる．(9)式の反応のハーフタイムは，20

こういうマングローブ林の存立は，潮位の変動

このS0 はFeSと反応してパイライト（pyrite）〜1,000分のオーダーであり（Stumm and Mor-

幅と密接に関連している．それは，海岸や入江を生成する．

gan，1970），パイライトの酸化はきわめて速やに干潟が顔を出すようになるところ（小潮の平FeS＋ S 0 → FeS 2 ･･････････････････････ (3)かである．また，ここで生成されたFe2+ は，鉄均満潮位）まで泥がたまると侵入を始めるが，こうして生成されたパイライトの溶解度積は，バクテリア に より再びFe 3+ に酸化され，さ ら

一度マングローブ林が成立すると，呼吸根や支S0の存在下では1 0 - 2 7 . 6 のオーダーとなり，F e Sにパイライトの酸化にあずかる．

持根など特異な根を沢山水面上に出すために泥のそれにくらべて10オーダー程度低い．このこ

生成された酸の溶脱や，天然あるいは人為によ

土の堆積速度が早まる．こうしてだんだん地表とが，硫酸還元の最終産物としてパイライトがる中和が進み，媒質のpHが３以上となると(5)面が高まるが，あるレベル(大潮の平均満潮位)

卓越する理由である．事実，海底堆積物中の還式の反応に よ り生成され たFe 3+ は，加水分 解まで達すると，今度は冠水の機会が減ずるので

元型イオウ化合物中では，パイライト態イオウ

をうけて沈殿し，再び堆積の速度は低下する．しかし，こうしたが全イオウの95％以上を占めるのが普通であり，Fe 3 + ＋ 3H 2 O→ Fe(OH) 3 ＋ 3H + ･････････ (10)

過程をへてやがては完全に陸化し，マングロー

元素状イオウ，有機態イオウなども少量存在す

非晶質加水酸化鉄（brown gel）の褐色の斑紋

ブは陸上植物群落に席を譲ることになる（表２

るが，F e S 態 イオウはきわめて少量しか存在しや，結晶度の低いゲーサイト（goethite α-Feおよび図２参照）．

ない．パイライトの蓄積量は乾燥堆積物重あた

OOH）の黄燈色の斑紋を形成する．しかし，pH東南アジアの低地の主体をなすデルタや海岸低

り１〜４％程度が普通であり，まれには5％以

４程 度ま で の 中度 の酸 性 条 件下 では ，Fe 3+ が地の中には，ここで見たように，かつてマング上に も達 す る こと があ る（ Moormann and Pons.

部 分 的 加 水 分 解 を う け て 生 じ た Fe(OH) 2 + かローブ林でおおわれていた汽水性の湿地であっ1974)．

ら，次の反応によりジャローサイト（jarosite）て，その後陸地の前進のために海から切りはな④陸化によるパイライトの酸化が生成する．

された，いわばマングローブ湿地の化石ともい

マングローブ林下でパイライトを蓄積した堆積3Fe(OH) 2 + ＋ 2SO 4 2 - ＋ K +うべき土地も少なくない．このように現在マン物が陸化し，脱水・熟成過程に入ると，酸素のグローブの下にあるか，かつてマングローブの存在の下で次のような諸反応が起こる．

→ KFe 3 (SO 4 ) 2 (OH) 6 ･･･････････････ (11)ジ ャ ロ ー サ イ ト に は K+の 代 り に Na+や H3O+

URBAN KUBOTA NO.25｜2

を含むものもあるが，酸性硫酸塩土壌中に見出

図1−東南アジアの森林分布の概略図

<原図

高谷>

+

されるものの多くはK を含有する．
ジャローサイトは，よくストロー・イエローとよばれる淡黄色（典型的にはマンセル表色法で2.5Ｙ6/8〜8/8）を呈し，糸根状，管状，膜状などの斑紋として土壌中に存在する．この特徴的な色のために，酸性硫酸塩土壌あるいはキャッ
トクレイ（cat clay，下記参照）を現場で識別するのに役立つ．ジャローサイトは媒質のpHが４以上となると，加水分解をうけてゲーサイトを生ずる．
KFe 3 (SO 4 ) 2 (OH) 6 →3FeOOH＋ 2SO 4 2 - ＋ K + ＋ 3H + ･･････････ (12)以上のようなパイライトの酸化過程は，そのま
ま，硫化物含有堆積物の化学的熟成過程であり，
酸性硫酸塩土壌（acid sulfate soils）の生成過程にほかならない．酸性硫酸塩土壌に特徴的なジャローサイトの斑紋をもつ粘士質堆積物をキャ
ットクレイともいうが，これはオランダ語のKattekleiから来ている．もともとはジャロー
サイトを 含 む堆 積物 の色 と 手 ざわ りが ，猫 の糞に似ているところからの命名であるという説（Andriesse，1972）と，キャットは単に有害あ

表2−マレー半島西海岸のマングローブ帯における各潮位

表1−東南アジアにおけるマングローブの面積

るいは不可思議なものを示す接頭辞であるという説（Pons，1973）とがある．また，酸化してキ<Diemont and Wijngaarden, 1974, による>

<Christensen, 1979, による>

ャットクレイを生ずるような硫化物含有堆積物のことをマッドクレイ（mud clay）とよぶことがある（Moormann，1963）．
⑤酸化生成物の行方
パイライトの酸化によって生成する酸の総量は次式で与えられる．
FeS 2 ＋ 15/4 O 2 ＋ 7/2 H 2 O→ Fe(OH) 3 ＋ 2SO 4 2 - ＋ 4H + ･････････ (13)すなわち，１モルのパイライトあたり４当量の

図2−クアラセランゴル付近のマングローブの模式的断面<Diemont and Wijngaarden, 1974, による>酸を生成する．この大量の酸のかなりの部分は浸透により，あるいは地表へ拡散ののち表面水とともに失われると思われるが，残りは土壌中の塩基性物質と反応して中和される．最も有効にこの酸を中和するのは，堆積物中に含有される 生 物 あ る い は 非 生 物 起 源 の CaCO 3 で あ り ，
タイ国のバンコク平野には，石灰質の硫化物含有堆積物の存在が知られている．ここでは，中和 反 応 の 結 果 生 じ た 多 量 の CaSO 4 が ，石 膏 の微細結晶の集合体や，長さ数cmに及ぶ棒状結晶として土壌中に見出される．特にメクロン川や タ チ ン 川 の 堆 積 物 や 河 川 水 中 に は CaCO 3 の含量が高く，バンコク平野西部に石膏含有土壌

URBAN KUBOTA NO.25｜3

の分布が広い．このように，堆積物中のCaCO3

後 に 残 る 少 量 の 吸 着 態 SO42- や Al(OH)SO4大群に属する無機質土壌と，サルフィヘミス

含量が十分高いか，流入する水のアルカリ度がなども，湛水と排水の繰り返しの中で，徐々にト（Sulfihemists）大群に属する有機質土壌で十分高い場合には，硫化物含有堆積物から生成

脱着あるいは加水分解されて排水中に失われる．

ある．また（顕在的）酸性硫酸塩土壌で，pHした土壌でも強い酸性は示さず，したがって典このようにして酸性硫酸塩土壌中の硫化物が酸3.5以下の強酸性とジャローサイトの斑紋をも型的酸性硫酸塩土壌とはならない．このように，化され，生成した酸がすべて排除された時の土

つ典型的なものは，サルファクエプト（Sulfa-

酸性ではあるがジャローサイトが出現せず，非壌pHは，4.5〜5.0の範囲に落ち着くことが理

quepts）大群に属する無機質土壌と，サルフォ

酸性海成沖積土への移行的な段階にある土壌を，論的にも経験的にも知られている．

ヘミスト（Sulfohemists）大群に属する有機質

Pons（1973）はパラ酸性硫酸塩土壌（para acid

⑥酸性硫酸壇土壌の生成と生物の働き土壌である．

sulfate soils）とよんでいる．

マングローブ下の堆積物中に硫化物が蓄積する

これらは，表３に示すような特性によって分類

CaCO 3 以 外 に も ， 易 風 化 性 の 一 次 鉱 物 や 二 次過程でも，堆積物の陸化熟成に伴うパイライト

されるが，この分類基準を厳密にみたしていな

鉱物は，硫酸と反応して破壊され，塩基含有量の酸化過程でも，微生物の働きがきわめて大きいために，他の大群に分類されるものの中での低い，難風化性の二次鉱物に変化すると同時

いことは上にみてきたとおりである．

も，多少とも酸性硫酸塩土壌的な性質を示すもに，酸を中和する．これらの中和反応の生成物

このような微生物の働きの重要性はよく知られのがある．その場合これらは，サルフィックの中には，単純な硫酸塩や上述のジャローサイ

ているが，それ以外にも，動物が酸性硫酸塩土（sulfic）亜群とし，典型的酸性硫酸塩土壌へのトのほかに，水溶性のナトリウム明ばんなどが壌の生成に大きい役割を果たす場合が知られて移行型として分類される．なお，FAO/Unesco

あり，乾季に地表や堀割の断面に析出する（vanいる．Andriesse et al.(1973)は，サラワクのの方式では，潜在的，顕在的を問わず，酸化しBreemen，1976）．

汽 水 性 潮 間 域 で ， し ば し ば ア ナ ジ ャ コ （ mudて強い酸性を示すような硫化物をもつものは，

このように，土壌鉱物と反応して部分的に中和

lobster, Thalassina anomala) が ， 地 表 か ら

すべてチオニックフルビソルとして分類されるされる結果，石灰質の堆積物に由来する土壌や，120cm程度までの下層にある未熟な硫化物含有ので，上述の移行型については，酸性硫酸塩土

酸化の初期過程にあるごく未熟な土壌を除けば，堆積物を地表にもたらして，高さ150cmにも及

壌的な性質をもつことを分類名からはうかがい

大部分の酸性硫酸塩土壌のpHは３〜４の範囲

ぶ塚を作ることを報告している．このため，地えない．

にある．van Breemen and Wielemaker（1974）

表堆積物が硫化物を含有していない場合でも，酸性硫酸塩の熟成が進み，表 層 50cm以 内 に ジ

はバンコク平野の土壌で，ジャローサイトを含下層からもち上げられたマッドクレイの酸化でャローサイトは残っているものの，土壌pHがむＢ層のpHは，3.6〜3.8とせまい範囲に収れキャットクレイを生ずることになる．この塚の3.5〜４まで上昇したような場合には，サルフ

んすることを認めた．これは緩慢な酸生成がつ

底面の直径は１〜２ｍに及び，これらの塚が全ァクエプト大群ではなく，トロパクニプト大群

づく条件下で，無定形のケイ酸や，カ オリ ナイ

面積の40％を占める場合すらある，したがって中のサルフィック亜群，サルフィック・トロパ

ト ， Mg 2+ や Al 3+ で 飽 和 し た バ イ デ ラ イ ト な ど

農地を造る場合，塚をこわして平坦化する必要クエプトと分類されるようになる．さらに成熟の粘土鉱物，酸化鉄，ジャローサイト，塩基性があり，そうすることによって，キャットクレ

が進 んで ，表 層 ５０ cm以 内 のpHは ４以 上と な

硫 酸 ア ル ミ ニ ウ ム（ Al(OH)SO 4 ）な ど の 鉱 物

イを全面に広げる結果になり問題を生じている．

り，ジャローサイトもなくなったが，50〜150からなる多相系の平衡によって強い緩衝作用が比較的乾燥した気候下にあるマングローブ林でcmの範囲にpH４以下で，かつジャローサイト

働き，pHが安定化される結果であるとしていは，堆積物中にいる節足動物や軟体動物によるを含む層位が出現する場合も，同じくサルフィ

る．pHが ４を 越 える とジ ャ ロ ーサ イト な ど の

二 次 的 な CaCO 3 集 積 が 起 こ る こ と が 知 ら れ てック・トロパクエプトと分類される．ただし，

塩基 性硫 酸 塩 の加 水分 解 が 起こ り，pHを 押 しいる（Moormann and Pons，1974）．また，Gig-

これらの二つのサルフィック・トロパクエプト

下げる方向に働くが，さらに中和が進むと，最lioli and Thornton（1965）は，ガンビアでマが，亜群より下のレベルで細分されるのは当然

ングローブ林下の泥土中にカキが棲息しているである．タイ国バンコク平野の酸性硫酸塩土壌例 を 報 告 し て い る ．こ れ ら の 生 物 的 な CaCO 3の大部分は，上述のいずれかのサルフィック・

集積が，パイライトの酸化過程において重要な

トロパクエプトである．

意味をもつことは，すでに述べたとおりである．

潜在的酸性硫酸塩土壌であるサルファクエント

⑦酸性硫酸塩土壌の分類から典型的酸性硫酸塩土壌であるサルファクエ

マッドクレイとよばれる還元的な硫化物含有堆

プトを経て，さらにサルフィック・トロパクエ

積物は，潜在的酸性硫酸塩土壌（potentially

プトに至る熟成過程と，その間にみられる土壌

acid sulfate soils）とよばれることがあり，ここ

断面の諸性質の変化を模式的に示すと，図３のではこれらの未熟成堆積物をも含めて，酸性硫ようである．

酸塩土壌の分類をみてみよう（表３参照）．

⑧酸性硫酸坑土壌の肥沃度的性質

現在のアメリカの土壌分類体系であるSoil Ta-

顕在的な酸性硫酸塩土壌だけに限っても，そのxonomy方式では，潜在的酸性硫酸塩土壌で典熟成の程度により性質に大きい変異がみられる型的なものはサルファクエント（Sulfaquents）

ことは，上述したところからも明らかである．

写真1−マングローブ林地の農地造成

林を伐採しアナジャコの塚を平坦化する

URBAN KUBOTA NO.25｜4

表３−アメリカ合衆国農務省（USDA）のSoil Taxonomy方式とFAO/Unesco方式による酸性硫酸塩土壌の分類

図3−サルファクエント−サルファクエプト−サルフィック・トロパクエプ<Van Breemen and Pons, 1978より引用>
ト系列の土壌断面発達過程模式図<Van der Kevie, 1973，による>

表4−バンコク平野の代表的酸性硫酸塩土壌と対照非酸性硫酸塩土壌の肥沃度 的諸 性 質
<Attanandana et al., 1981>

URBAN KUBOTA NO.25｜5

本節では，作物栽培に直接影響するところの大は酸性硫酸塩土壌で低い傾向があるが，ここでオバヒルギの仲間（Rhizophora）を伐採して木

きい，酸性硫酸塩土壌表土の肥沃度的性質につも（Rva）で顕著に低く，強酸性媒質中でケイ炭を焼く粗放な林業ですら，酸性硫酸塩土壌のいてみてみよう．

酸の溶出が起こることを示唆している．

水田としての利用よりは高収益をあげることがAttanandanaら（1981）は，バンコク平野の土このようにケイ酸の溶出は起こっているものの，できる．

壌のうち，水稲栽培のための適性分級の４区分

陽イオン交換容量はまだ高く維持されており，

しかし，潜在的可耕地面積が少なく，新しい農を代表する５土壌統をサンプルとして，表土の粘土の破壊はさほど進んでいないとみられる．

地開墾の必要が大きいところでは，地形平坦な諸性質を比較した．供試土壌統と，その適性分

事実，粘土鉱物の組成には(Ｂ)を除いてあまり

潮汐平野上の酸性硫酸塩土壌地帯は，魅力的な級区分は表４のとおりである．

大きい差はなく，１：１型の７Å鉱物が50％強，農地開発の対象となろう．その際，水文条件やこのうち，(B)は非酸性海成沖積物，(Ra)は河成

次いで膨張性の２：１型を主とする14Å鉱物が立地条件からまず考えられるのは，水田として

沖積物由来のティピック・トロパクエプトで，多く，雲母型の10Å鉱物は少ない．
（Ｂ）だけの利用である．

水稲 栽培（ Ｐ）に対 する 制 限 因子 はな い．
（ Ｓ），

は，14Å＞７Åとなっており，非酸性海成粘土で水稲は酸性に対する高い耐性をもつ．水耕培養(Rs)，(Rva)はいずれも酸性硫酸塩土壌であり，二次鉱物の風化が緩慢であることをうかがわせ

ではpH＜４で，はじめて生育が阻害されると各適性等級に入る土壌統の中で最大の分布面積

る．（Rva）ではこの14Å鉱物が少なく，７Å鉱いわれる．しかし，土壌条件下では，pH＜５とをもつものである．すべてに共通して酸性が障物が供試土壌の中で最も多いが，これが強酸性なるとAl 3+ が可 容化し，水 稲 はAl過剰によ る

害となることを，等級記号のあとに゛a "を付し

下の風化と関係があるかどうかは明らかでない．

生育阻害をうける．

て示してある．
（Ｓ）と（Rs）はサルフィック・

しかし，全般的に酸性硫酸塩土壌の粘土鉱物組

前節で，酸性硫酸塩土壌の粘土中には，まだ膨

トロパクエプト，（Rva）はティピック・サルフ

成は，この分析の結果からみる限り，まださほ

張型14Å鉱物があって，陽イオン交換容量も高ァクエプトと分類される．

ど劣化していないといえよう．

いことをみたが，これが低pHと組み合わされ表に示すように，供試土壌は(Ra)が微砂質埴

全Ｓは（Rva）が非常に高く，(Ｓ)と（Rs）でもると，多量の交換態Alが土壌中に存在するこ壌土であるのを除けばすべて重埴土である．

やや高いが，むしろ（Ｂ）で高いことが注目さとを意味する．このAlは土壌溶液中の高濃度

pHは酸性硫酸塩土壌ではいずれも＜５であり，れる．これは水溶性Ｓの値からわかるように，のAlと平衡を保ち，また後述するように難溶

中 で も (Rva)は 表 層 で も 3.0〜 3.9を 示 す ． 土

石膏（硫酸カルシウム）に由来する部分が多い．

性のリン酸塩を作って，施肥リン酸を不可給態

壌有機物（腐植）含量は，酸性硫酸塩土壌の方

ジャローサイト態Ｓは酸性硫酸塩土壌だけに検にする．一般に，低いpHと高い陽イオン交換

が，対照の非酸性硫酸塩土壌よりも高い．有効出され，特に（Rva）で高い値を示す．

容量の組合わせは，自然土壌ではまれにしかみ態リン酸は，酸性硫酸塩土壌の含量がきわめてここにみたように，酸性硫酸塩土壌の間でも，られないものであり，この意味で酸性硫酸塩土

低く６〜10ppmであるのに対し，（Ｂ）や（Ra）

その性質にはかなり大きい変異があるが，肥沃壌は特異な問題をかかえているといえる．

では，それぞれ24.51ppmと大きい差がある．

度的にみて主要な問題となるのは，低pH，高パイライトの酸化過程で多量の鉄が遊離され，交換性陽イオン組成については，(Ｓ)では明瞭

Al，低リン酸，低ケイ酸であることがわかる．

一部は無定形の加水酸化物，あるいは結晶度のでないが，他の酸性硫酸塩土壌と(Ｂ)では海成

また，熟成過程の初期にある酸性硫酸塩土壌で低いゲーサイトとして土壌中に残る．水田にしの 特 徴 が 明 ら か で あ り ，交 換 性 Mgと Naの 含

は，塩類含量の高いものがあり，これが問題とて湛水すると，これらの鉄化合物は還元されて量 が相対的に高い．土壌の酸性を反映して，交なる場合があることに留意する必要がある．

Fe 2+ を 土 壌 溶 液 中 に 供 給 す る ． こ の Fe 2+ の 濃

換性Alは酸性硫酸塩土壌で高いが，中でも強⑨酸性硫酸塩土壌の利用と改良

度は酸性硫酸塩土壌においては一般に高く，時酸性の（Rva）では極端に高く，これが一つの①水田としての利用上の諸問題に数千ppmに達するといわれる．水稲は300 〜問題であることをうかがわせる．有効態ケイ酸

バンコク平野の潮間湿地帯の面積は1,300km 2

400ppm を 越 え る Fe 2 + 濃 度 の も と で は 鉄 過 剰と 見 積 ら れ て い る が ， de Glopper and Poels

症 を発現し易い．スリランカでかつてブロンジ

表5−バンコク平野潮間帯の土地利用／植生と（1973）は，この地帯の土地利用を航空写真に

ング（bornzing）とよばれ，わが国で赤枯れＩ年間の純収入よって調査し，それぞれの利用形態下の面積と，型などとよばれていたのは，いずれも鉄過剰症

そこでの年間純収入を表５のように見積った．

である．今日，水稲の鉄過剰症は栄養的に正常ニッパ湿地（Nipa Swamp）からの収入は，屋根な場合には発現しにくく，高塩濃度，低Ｐ，低ふき用の葉や果実の採集によるものであり，マＫなどの障 害 と高Fe 2+ が共存 する場合に出 易ングローブ湿地からの収入は，主として木炭のいことが知られている．酸性硫酸塩土壌では，生産による．この表からは，ココナッツ園，塩すでにみたように，高塩濃度や低Pはかなり頻

田，エビ養殖池などが大きい収入をあげ，非酸繁にみられ る 問題である か ら，これに高Fe 2+性海成堆積物由来でP-Iに属するバンコク統

濃度が加われば，鉄過剰症は深刻な脅威となる．

の肥沃な土壌での稲作よりも有利であるが，こ上 に 述 べ た Al 3 + も Fe 2 + も ， 土 壌 溶 液 の pH がれらの利用形態は，いずれもかなり大きい資本

高くなれば溶解度を減じ，過剰症の発現は抑制の投入を必要とする．マングローブの中の，オされる．一般の水田土壌では，湛水還元が進め<de Glopper and Poels, 1973>

URBAN KUBOTA NO.25｜6

ば，pHはかなり速やかに6.5〜7.0まで上昇す

えって土地を不毛化するおそれがある．したがことも現実的な処置となる．van Breemen andる．これは還元過程でＨ が消費されるとともって，排水深を調節し（たとえば表層15〜20

Pons（1978）の計算によれば，３％のパイライに土壌溶液のアルカリ度が高まるためである．

cm），必要以上の土壌の熟成・酸化を起こさせ

トを 含む 土 壌を ，50cmの 深さ ま で石 灰施 用 の酸性硫酸塩土壌では，しばしば還元の進行がおない注意が必要である．

みによって中和しようとすれば，かりに生成しそく，pHがなかなか上昇しない場合がある．

第２の場合は，年間を通じて降水量の多い地域

た酸の半量が洗浄によって除去されたとしても，

これは低pHや養分欠乏による微生物活性の低で，防潮堤を築き，排水路を設け，土壌の熟成

なおかつ150ton/haの石灰が必要であるという．

さに起因すると考えられ，たとえば石灰施用や，と酸化を起こさせた上で，初期には満潮時に海

このような大量の石灰の投与が，経済的にひきＮ，Ｐの添加が還元過程を速めることから原因

水（あるいは汽水）を導入し，生成した酸や合わないのはいうまでもないが，かりに資材がをたしかめうる．しかし，酸性硫酸塩土壌で

Al 3+ を洗 浄 する ．こ うし て表 層 30cm程度 の 土

あっても，もともと低湿な足場の悪い場所に，pH上昇が起こりにくいことの，より重要な原壌中の，パイライトの大部分を酸化除去したあ

大量の石灰を運搬することの困難さも忘れては因としては，交換性あるいは水溶性のAl，Alとには，塩水の導入をやめ，自然の降水によっ

なるまい．

やFeの塩基性硫酸塩などによる強い緩衝作用て表層の塩類を洗浄する．この方式は西アフリ

もう一つ，石灰施用に関連して考慮すべきことを考える必要がある．

カのシエラレオンなどで行われ，ある程度の成は，土壌熟成過程の初期に石灰を添加して媒質

以 上 の よ う に ， 低 pHと そ れ に 伴 う Al過 剰 ，

功をおさめた（Bloom field and Coulter，1973）.

のpHをあげると，パイライトの酸化がおくれ

Fe過剰，さらに高Alによってひき起こされる

東南アジアでも，サラワクやカリマンタンなどることである．したがって，酸化洗浄によってＰ欠乏など，酸性硫酸塩土壌を水田として利用

で，この方式を適用できると考えられるが，相かなり土壌が改良された段階で，石灰を併用すする際の土壌的制限要因は多い．

当大きい初期投資を必要とするだろう．

るのが有効である．また，多量の硫酸根が土壌②酸性硫酸塩土壌の開墾と改良

かつてマングローブ林下に堆積した硫化物含有中に残存している段階でpHを＞５とすると，

現に，マングローブの下にある堆積物を開墾利堆積物であって，その後，陸化熟成を経て酸性

硫酸還元を促進し，水稲生育に悪い結果をもた用する場合はあまり多くない．しかし，河口付

硫酸塩土壌となり，現在ではデルタの内陸部に，らすおそれ が ある．Al 3+ の不 活性化にはpH５

近の入江などで広い潮間湿地帯が存在する場合，未利用ないし低利用状態でとり残されているも程度までの中和でかなりの効果があるから，そ

たとえばサラワク川河口域の水田化計画のようのも少なくない．たとえぱ，メコンデルタの芦れ以上にpHをあげる必要はないばかりか，有に，これを開墾する試みがなされている．

の原（Plain of Reeds）がそれであり，バンコ

害ですらありうる．ただし，村上（1965）は，

このような場合，一般には，堆積物は未熟であク平野ではランシット強酸性土壌統の標識地で酸性硫酸塩土壌では酸化鉄が多量に遊離され，り，土壌の酸性はまだ発現しておらず，最大のあるオンカラク地方がそれである．また，マ

これが酸化還元電位を高く維持し，硫酸還元を問題は塩類過剰の害である．ここでは，防潮堤

レーシアやインドネシアではグラム（gelam,

抑えるので，硫化水素の害は生じないとしていを築いて塩水浸入を防ぐ手段を講じない限りは，

Melaleuca leucadendron ）林の生える湿地とる．

満潮時に淡水の押し上げによって冠水するようして未利用で残っている．

土壌肥沃度は，酸性硫酸塩土壌の生成と改良のな場所以外は，水稲栽培は不可能である．栽培

これらの酸性硫酸塩土壌地帯を本格的に改良す過程で，酸による洗脱が起こるために顕著に低可能な場合でも，このような条件下にある堆積るためには，やはり適当な深さまでの排水と酸下すると思われる．事実，前節でみたように，

物は未熟であって，常時還元状態にあるため，化をうながし，天水あるいは良質のかんがい水

不飽 和度 の 増 大，交換 性Alの 増加 など が た し

水稲は高収を望みがたいだけでなく，作業能率で，生成する酸や塩基性硫酸塩などを洗浄してかめられた．しかし，粘土鉱物組成もさして劣も悪く，積極的な改善の手段をとりにくい．

やる必要がある．半島マレーシアのケダー，プ

化しておらず，陽イオン交換容量がまだ十分高防潮堤を築き，防潮水門によって塩水浸入を制

ルリス両州にまたがるムダ川かんがい地域内にいので，一般的には，適正な施肥をすることに御する場合，条件によって二つの場合が考えら

は，２カ所に酸性硫酸塩土壌地帯があり，グラより，土壌肥沃度を高め，水稲収量をあげるこれる．一つは明瞭な乾季があり，年降水量もあ

ムやスゲの生える湿地であったが，大規模なかとが可能であると考えられる．

まり多くない条件下にある場合で，満潮時に押んがい・排水工事により，現在では，周辺の非し上げられる淡水を導入して冠水させることの酸性硫酸塩土壌地帯とともに，水稲の二期作ができる場所あるいは時期を利用して稲作を行う．

行われるに至っている．

この場合には，先の場合と異なり，地表の浅い

農民のレベルでは，土地の一部を盛り上げたり

土層は乾季に自然の乾燥により多少の熟成と，高うねを作って，堆積物の酸化と洗浄を促進す

それに伴う酸性化が起こっており，淡水の押しる方法がとられ，ココナッツやイネが作られて上げによる冠水は，塩とともに酸を洗浄して積いるところがある．バンコク周辺の小輪中と高極的に土壌の改良を進める手段となる，ただし，うねの組合せも同じ意図に出ている．

本格的な排水をはかり，深い土層を酸化させた

いずれにせよ，このようにしてある程度積極的場合には，域外から良質のかんがい水を導入す

な熟成酸化と生成物の洗浄の効果があがった上る可能性がない限りは十分な洗浄ができず，かでなら，石灰施用によって残った酸を中和する+

URBAN KUBOTA NO.25｜7

東南アジアの地形・地質―大陸棚を中心に―

高谷好一＝京都大学東南アジア研究センター教授①東南アジアの地形的骨格

そして隆起しなかったところ，ヒマラヤの衝突

っと手前で北へはね上がります．そしてフィリ

編集

最初に，東南アジアの地形的骨格，そのに伴うディスターバンス（乱れ）を受けなかっ

ピンに続いていき，それがさらに北へ行くと琉辺から始めていただきたいと思います．

たところで，いま陸地になっている部分，これ球から九州へと続いていく．

高谷東南アジアの最北には，ヒマラヤの高山が基本的には平原といっているところです．平

この火山列と並行して，その外側に海溝がありからつながってくる山がありますが，それが南原では，タイの中央部とカンボジアの全部，こますが，その海溝のちょっと内側の火山があるへ行くに従ってだんだんと平らになって大陸棚の２つが一番大きい．

ところまでを，陸地だと思えばいいのです．

まで延びていきます．

地層からいうと，平原の方は中生層で隆起帯よ

それから，ニューギニアには火山はなく，そのこれがどうしてできたかということをごく簡単

りも古い．隆起山地の方は第三紀のものが大分

すぐ南はもうオーストラリアです．これはまたに申しますと，３千万年ほど前に，インドがア入っています．隆起帯は衝突してグチャグチャ

別の大陸．アフリカの大陸というような別の大フリカ大陸から離れて浮いてきて，中国の大陸になっていますから，古生層，中生層，第三紀陸です．ですから，２つの大陸がここで接してにぶち当たる．ぶち当たったところが急に盛りの地層がもみくちゃになっている．しかし，平いるわけです．

上がってヒマラヤ山脈というものができるわけ

原は，第三紀の海は入らず，隆起もしていない

編集ですが，そのときに，三角の形をしたインドのので，もとの姿がしっかりと保たれています．

フはあるんですか．

右肩が中国の大陸にぶつかる．右肩のとがったマレー半島やボルネオも大きく言えば平原です．

高谷

ところがぶつかったために，ちょうどガラスを

ただここは，その主体が，中生層ではなく花崗動があるんです．そして図に示した歴史時代の散弾銃で撃ったように，放射状のひび割れがビ

岩です．これらとほぼ同じ時代の花崗岩は，中火山には，玄武岩系の火山は少なく，ほとんど

リビリッと入る．ですから，ヒマラヤの高山が国大陸の福建から広東にかけての地域にも広がが安山岩です．だからグリーンタフの一連のも盛り上がると同時に，その東端では，雲南を中っています．また日本の中国地方の花崗岩もほのですね．玄武岩系の火山は，もっと太平洋の心にして大きなひび割れが四方八方にひろがり

ぼ同じ時代のものです．堆積岩の方では，中生方へ入っていかないとないんです．

ます．このことが，東南アジアの基本的な構造

層の平原に近いのが，四川や，北の山西省など②大陸棚を決めているわけです．

です．いずれもヒマラヤからある程度の距離が編集

図２にみるように，ブラマプトラ河，イラワジ

あり，乱されずに残ったところでしょう．

ｍの色分けのあたりですか．

河，サルウィン河，チャオプラヤ河（メナム河），

ところで，隆起山地は山になりますから，山を高谷

メコン河，紅河，中国の広東へ出てくる珠江，削って河ができます．大きな平原というのが基いるだけで，その水も浅い．本当は，その浅いそれから楊子江，これらの大河は，すべて雲南

本的にはあるんですが，山に発して平原を貫いところで図の色分けをしたいのですが，それがを起点にしてひろがっています．

て流れてくる河ができて，その河口に大きなデできないので，200ｍ深の線を図中に入れまし編集

隆起帯というのは，どの辺までですか．

ルタができる．そのデルタは，タイのメナムデた．大陸棚というのは，大体その線に近いわけ

高谷

ヒマラヤそのものが大隆起帯ですが，図ルタで日本の四国ぐらいの大きさです．それがです．そうしますと，マイナス1,000ｍ以浅で１でいうと，大陸の茶色で示されている1,000

海抜標高２ｍ〜３ｍぐらいでベタッと広がって色分けされたほとんど全域が200ｍより浅い．

ｍ以上の部分が隆起帯と考えたらいいのです．

いる．メコンデルタになるとその２倍ぐらいももっと言えば，図には100ｍとわかっていると

つまり，ビルマは大部分，タイはほんの一部分，ある．そこはすべて軟弱な粘土のたまった，いころを点線で示していますが，この広大な地域

ラオスの北，北ベトナム，その辺までです．

わゆる沖積層の広大な地域です．これが大陸部の大部分が100ｍより浅いんです．

の大きな特徴の一つです．

ですから，２万年前のウルム氷期には，海面が編集

大陸に火山は……

いまより100ｍ以上下がっていますから，ほと高谷

図2−東南アジアの主要河川の流路模式図

スマトラからジャワの辺にはグリーンタ
あります．グリーンタフ時代から火山活

図１で大陸棚の部分は，マイナス1,000
大陸棚というんですから，水につかって大陸には火山はまずないと考えていいでんどが陸地になっていたわけです．仮に３万年す.実 際 に は ,一 つ 二 つ あ り ま す が,こ れ は 例

前に130ｍ下がっていたとしますと，この地域外に近い．先ほど，中生層の乱されていない地は平均高さ30ｍの台地なんです．ですから，こ層のことを言いましたが,この地層は，どこまのときの河谷跡が現在の海底地形にはっきりとでも伸びるんじゃなくて，丸いふちをもって広残されています．この図には，主だったものだ

がっているわけです．そのふちのところに，図けをのせました．図にみるように，インドネシ

１のように火山がドッと出てくる．図に示した

ア領の大陸棚には２つの大きな河が見つけられ火山は最近1,000年間に活動した火山ですが，ています．１つはジャワ島に沿って，その北をこれらの火山はどこを通っているかといいます

矢印の方向で東に流れる．そして1,000ｍのコと，インド洋の中ではアンダマンのすぐ東，そンターのところはもう海ですから，そのあたり

こからスマトラの脊梁山脈に入り，ついでジャで海に入っていた．

ワの脊梁山脈へいく．それからずっと小スンダ

もう１つは，スマトラとボルネオの間から始ま列島を東に伸びていって,ニューギニアのちょって北へ流れる大河です．おそらくボルネオのURBAN KUBOTA NO.25｜8

脊梁山脈から続く高まりがここにあって，それの陸地であった．ですから魚の方でも，スマト地表にあって熱帯の太陽に照らされていた．

が分水嶺になってこの２つの大河を分けていた

ラとボルネオとタイには，全く同じ淡水魚がい編集

ラテライトは海の底でも残るんですか．

のでしょう．一つは北へ，一つはやや南方へとるんです．コイの仲間とか，ナマズの仲間にい高谷

きちんと残ります．ただそれは，ラテラいうふうに分かれておるわけです．そして北へる．いまのように海で遮られていれば，全く同

イトといいましても，厚いレンガのようなもの

流れた大河は，100ｍの線でみられるように，

じ淡水魚がいるはずがありません．これらの地はない．ラテライトになるもとのもので，ちょ南シナ海から開いてくる大きな海盆に向かって域が陸つづきで，河や湖で互いに連結されていうど大豆ぐらいの大きさの，非常にきれいなまいた．実は，この２つの大河についてはもっとたために，こうした分布が可能になったと考え

ん丸な酸化鉄の塊です．それがたくさんあるん

詳しく小さな枝分かれまで調べられています．

られているわけです．

です．これは熱帯の地表でなければできない．

これは，戦前にオランダがやった仕事なんです．

また大陸棚には，この海の中にラテライトがあこのラテライトと，さきにいいました河跡から，大陸の方にもデルタのさきに河谷跡があることるんです．ラテライトというのは，地表で長い

かつてこのあたりは広大な台地であったというは間違いないんですが，こちらの方はまだよく間，岩石が熱帯の太陽に照らされて風化してでことがわかる．それで大陸棚なんです．

調べられていない．それで図には，？を付してきるものです．それが，いまの100ｍより浅い

編集

台地の堆積物も残っているのですか．

おきました．

海底の至るところにでてくる．ということは，

高谷

堆積物はあんまりないんです．中生代にこのように，この広大な地域はかつて一つづき

100ｍより浅いところは，かつて何千年かの間，できた花崗岩ないし堆積岩からなるもとの大陸

図1−東南アジアの地形と大陸棚

URBAN KUBOTA NO.25｜9

が，そのままの姿で沈んでいる．その上に，薄話しした隆起帯を含むので，高い山が方々にあ

これがまたエロージョンに直結してくるのです．

いベニヤのように堆積物がかぶっている．そうる．そうした高地では特に冬は涼しいので，亜草地では裸地が多いので，エロージョンがものいう状態です．そして，ラテライトはベニヤの熱帯山地林というふうな特別な林が出てきます．

すごい．だから，モンスーン地域の河は大量の上にでてくる．この薄いベニヤの層は，西日本

また，熱帯多雨林が高いところに行った場合も泥水を流す．ところが，木のはえたところでは，で言えば明石の西八木層，東日本で言えば下末

熱帯山地林という特別な林がでてきます．ボル

木の根がしっかり抑えていますから，土砂が流吉層などの中位段丘層にあたると想像されます．

ネオ，スマトラ，ジャワの脊梁山脈の部分などれない．河はせいぜい木の葉っぱを流すぐらい

しかし，もう一つ古い高位段丘時代のものもあがそれです．ただしこの図（3p．図１）は，こです．ですから，多雨林地域の河は，それは澄ると思いますが，いずれにしてもこの層は非常うした植生のあり方をどうしても図示する必要

んだ水を流しています．慣れれば河の水をちょに薄い．恐らくその下はすぐ古い大陸で，中生にせまられたさい，専門家による適当な植生図

っと見ただけで，大陸部の河の水か島嶼部の河代の地層の浸食段丘がそのまま沈水している．

が見当りませんでしたので，いささか便宜的での水か，一目でわかります．この点は，余り気ですからこれは，沈水した準平原ともいえるの

すが専門外の私があえて作図したものなので，づかれていないようなんですが，その差は実にです．

その点はお含みおき下さい．

大きいんです．つまり，気候という条件が，大③埋積地帯と非埋積地帯

さてこの図は，人間が全く手を加えないときの陸部ではエロージヨンを促進するような格好で―草の世界と木の世界―

植生です．現実には，何千年という長期間にわ出てくる．しかも大陸部は隆起帯で山が高い．

編集

たって，人間が焼畑耕作や狩猟のために火を入

地形的にもエロージョンを起こしやすい．この候や植生の話をしていただけませんか．

れたので，今の植生はもとの森林が破壊された

２つの条件が重なって，大陸の河は多量な土砂

高谷

二次林になっているわけです．二次林になりまをしょっちゅう運んでいるのです．だから，大とか熱帯多雨林地帯といわれているところです．

すと，この２つの植生帯の違いは，いっそう明陸部の河は赤茶けた泥河．そして，河口付近のところが，赤道から10数度離れて北緯10数度ぐ瞭になる．しかも，その周辺に対する影響も非低地を大量の泥で埋積して広大なデルタをつくらいになりますと，モンスーン気候になります．

常に大きなものになってきます．

る．一方，島嶼部の多雨林帯の河は，全く澄んしたがって，この２つの気候帯の違いに応じて半年雨が降らないところの木を切りますと，もだ，しかし真っ黒の水を流す．

植生もまた２つに分かれます．赤道は，スマト

う木がはえてこない．６ヵ月周期で生きる植物，

編集

澄んだ水で真っ黒？

ラとボルネオの真ん中を突っ切っていますが，

つまり草になってしまうんです．一年生の草は，高谷というのは，流すものは腐植だけですね．

赤道直下のスマトラ，ボルネオをはじめ，マレ

６カ月間の乾季には種子で冬眠して，雨の降るだけどその腐植はものすごくたくさんの量があー半島，スラウェシ（セレベス）などが熱帯多６カ月だけパッとはえる．このように植物が６る．植物は１年じゅう茂っているんですから．

雨林になります．熱帯多雨林というのは，１年カ月周期の生活になる．ところが１年じゅう降

それらはすべて，ある程度分解して腐植というじゅう雨が降っている．年間を通じて毎日スコっているところでは，植物は１年じゅう生長で形で流れるので色は黒い．しかし，泥の粒子をールが降る――朝の間は晴れておるけれども，きますから，切っても，しばらくすればまた木全く含まないから濁ってはいないんです．

大概，夕方になると雨が降ります．そのときにが生長してくるんです．

編集

十分な水分を吸って，冬であろうが夏であろう

したがって，原始林を破壊したときの，歴史時

ャワでは，そうはならないでしょう．

が木が茂る．こうして，葉を落とすことのない代に入ってからの森林がどういう格好になるか

高谷

猛烈な常緑樹の世界がそこにできます．

というと，赤道直下は木で覆われる，しかし赤常に近くあるジャワでは，さすがに土砂の供給

それに対して，赤道から幾分離れたタイ，ビル

道から離れると草地になってしまう．一方は木があるので水は濁ります．だから，今の話が最マ，カンボジア，ラオスなどになりますと，モの世界，他方は草の世界として，画然と分かれも典型的にあらわれるのはボルネオの周辺なん

ンスーン気候のため，１年のうち６ヵ月間は雨てしまうのです．焼畑は，両方の地帯でともにです．それからマレー半島もこのタイプ．スマが降らない．そうすると，その間，雨がないで

古くから行われていますが，多雨林で焼畑をし

トラは火山があるけれども西に偏在しているのすから木が生長できない．木は枯れて葉を落とますと，すぐまた木がはえますが，モンスーン

で，東側の水は澄んだ黒色でボルネオ型です．

す．こうして常緑樹のなかに落葉樹が混じって林で焼畑しますと，もう木ははえなくて草地にこうしたところは，海に泥が運びこまれることきます．とくに高い樹が落葉樹に変わってくる．

なるんです．ですから，フィリピンでも，タイのない非埋積地帯で，しかもそこは，沈水した

これがモンスーン林です．そのモンスーン林もの山奥でも，木なんてほとんどなくチガヤがず

準平原の大陸棚ですから埋積物もつもらない．

さらに乾燥がきびしくなると，サバンナ林といつとはえている．だから，感じは奈良の三笠山

いわば裸の大陸棚なんです．

って落葉性の木だけになり，それも非常にまばみたいな丸坊主です．図には山地林やモンスー④裸の大陸棚のエコロジー

らにはえているような状況になります．これはン林としていますけれども，現実は三笠山の高―海岸低湿地の成立過程とその土壌―

東北タイなどがそうなんです．このように気候いのがあると思えばいいんです．

編集

帯に応じて植生は，熱帯多雨林帯とモンスーン

編集

えらいことですね．

の大陸棚の方が，酸性硫酸塩土壌の分布が広い

林帯とに大きく分かれます．

高谷

えらいことです．図の中の70％とか80％

んですね．

それともう一つ，モンスーン地帯は，先ほどおがそういうところになっている．したがって，この辺で図１(3p．図１）などを参照に気ご存じのとおり，赤道直下は，湿潤熱帯

高谷

しかし，火山が近くにあるスマトラやジおっしゃるとおりです．火山が海岸に非

図１(3p．図１）をみると，そういった裸

酸性硫酸塩土壌のでき方を考えれば，こURBAN KUBOTA NO.25｜10

のことは説明がつきます．浅い汽水性の地帯に，ングローブは，自分で浅い海を埋め立てて，前マッドクレーです．

マングローブとかニッパがたくさんはえる．そへ前へと進んでいくんです．この場合，マング

さて，マッドクレーの堆積が完了すると，次にういうところでは，海の水の中に溶けている硫ローブは海の中にある泥―裸の大陸棚では河は新しいステージが到来します．マングローブ

酸を還元するバクテリアが大繁殖する．できたからは泥は供給されませんから，海の中の泥をを先兵として一たん陸地ができますと，その背硫黄が泥や水の中にある鉄と結びついてパイラ

ワァッと集めてみずから陸地をつくり，進んで後にはもう海が入らない．そうすると今度は，

イトがたくさんできる．それがたまるというこ

いく．泥といったって，これは極めて有機質の淡水湿地ができ，硫酸とは関係のない植物の世とでしょう．このことを，生態的な側面からもものです．そういうものをたくさんため込んで界になる．そこは多雨林地帯なので，具体的にう少しくわしく考えてみたいのです．泥のつも前へ進むんです．

は湿地林ができます．そして過湿のために，枯らない裸の大陸棚，より正確には沈水した準平

ところで，河筋やマングローブの背後にはニッ

死した木も十分に分解されない．そのために，

原では，さきにお話ししたように沈水域は非常

パヤシが多いのですが，これがまた変っていて，

ここに泥炭ができるのです．

に浅く広いので，きわめて幅の広いスケールのニッパヤシの根は普通の根じゃないんです．木ですから，マッドクレーは海の汀線に沿って前大きい遠浅ができていて，そういうところが広

ねじのような輪型が幾つも幾つも重なっていて，進しますが，その後ろには，すでにつくられた大なマングローブに覆われるわけです．地史的まるで曲りくねった木ねじのような格好の根なマッドクレーの上に重なる格好で泥炭地帯がでにみれば，第四紀を通じ，海進や海退などによんです．それが密にはえていますから，やわら

きてくる．マッドクレーは，いわば泥炭でシーって海岸線が大きく移動しているところです．

かい泥でも，ここに一遍つきますと，波が洗おルされたようなかたちになって，そのまま残りですから，それと共にマングローブ帯も移動しうといったって洗えない．つまり，マングロー

ます．大陸の方では，こういうことはほとんどていた．大陸棚全部が同時にマングローブで覆ブは海の水の中から粘土や有機物をワァーッと起こらないんです．何しろ，半年間雨が降らな

われたというようなことはありませんが，結果集めますが，これはまだやわらかいソフトな陸

いので，その間に干し上がって植物遺体の分解的にはどこかの時点でマングローブ化されてい地です．これを，その後から追いかけてくるニが進む．ですから，多雨林帯と同じレベルの泥ることになります．例えば海面が10cm下がっッパなどが，ねじ合わせ締め上げて陸地にして炭はほとんどない．地表部には，普通の泥しかて海岸線が300ｍ前進したとします．そうする

いくわけです．

ありません．これもまた，草の世界と木の世界と，その新しくできた幅300ｍの遠浅地帯には，

汀線にあたるこういった場所は，有機物がたくとの違いです．

海岸線の移動にびったりくっついたような格好

さんありますから海の中では唯一の富栄養地帯

編集で，恐らく５〜６年の間にマングローブがはえです．だからここには，魚やエビなどがたくさ

ニークなんですね．

るでしょう．

んいるし，同時にまた硫酸還元菌もいっぱいい高谷

一方，マングローブは瀕海性植物の習性として，る．だから堆積物には硫化物が極めて多量に集ｍぐらいの海面降下があったのではないかと思それ自身が海に向かって少しずつ進んでいくと積していて，いわゆるマッドクレー（潜在的酸われます．これに伴って，何10km，場所によいう特徴をもっています．だいたいマングロー

性硫酸塩土壌）をなしている．このように裸のっ て は 何 100kmを 超 す 幅 で 汀 線 の 移 動 が あ り ，ブは，根の形態から大別すると３種類あります．

大陸棚では，河からの泥の供給がないにもかか

新しい海岸平野が生まれました．この新しい海

１つは，根がタコ足のように四方八方に支持根

わらずマングローブやニッパが存分に活動し，岸平野は，かつては一度，マングローブで覆わをだすもの．次はいわゆる膝根で，普通の木のその結果，硫化物を含む広大な海岸低湿地をつれたことのある裸の大陸棚の干陸部で，マッド根は膝を伸ばしている形ですが，これは膝を曲くっていく．これが，沈水した準平原海岸地帯，

クレーを盛んにつくったところです．しかしいげる形で凸起をたくさんつくりながら八方に根裸の大陸棚のエコロジーです．

までは，この海岸平野は大湿地林をなし，現在を伸ばしていきます．最後は，土の中に伸びてところが大陸の方は，これとは違います．上流の時点では泥炭を埋積中です．こうした営為がいる根から，呼吸するための別の根をどんどん

から大きな河が大量の土砂を運んできて海岸低

何の妨げもなく，理想的かつ大規模に行われてだしていくタイプです．このタイプでは，まる地を埋積し，大きなデルタをつくりながら海岸いるのがカリマンタンです．カリマンタンは，で何千本もの杭を打ったように呼吸根があたり線を進めていく．ここでは，海岸低湿地ではな

世界最大の酸性硫酸塩土壌の分布地と考えても一面に密に拡がっていく．ちょうど生花の剣山

く，デルタをつくる．こんなわけで，マッドク

よいでしょう．これに比べると，大陸部には土を大きくした感じです．

レーが広く分布するのは，非埋積地帯のボルネ

砂の供給が多すぎます．

ですからマングローブの根の周辺には，その辺

オやスマトラなんです．さきの図（3p．図１）に浮いている泥とか植物のカスがすぐに詰まっに示したように，分布の最大なのはボルネオ南てしまう．とくに最後のタイプでは，その効果

部のカリマンタンです．もちろん，大陸の海岸は抜群です．こうしてマングローブは，自分で部にもマッドクレーが分布しますが，その規模

陸地をつくってしまうのです．そして一たん泥は比べものにならない．また，質が違います．

や有機物の陸地ができると，そこは浅い遠浅の大陸の方は，陸地由来の土砂で薄められている海ですから，そのすぐ先に実が流れつくなどしので赤っぽい感じのする泥ですが，ボルネオのて，またマングローブが生育する．こうしてマ方は土砂がなく腐植そのものですから黒っぽい

ここでは，海岸平野のでき方が非常にユ
東南アジアでは，過去5,000年の間に３URBAN KUBOTA NO.25｜11

酸性硫酸塩土壌―２干拓地
村上英行＝(元)島根県農業試験場長

はじめに元 さ れ て H 2 Sと な り ，こ れ は 底 土 中 の 鉄 と 結

地盤沈下対策として，中州の農地に川の底泥を海・湖沼の底土には，干拓後，好気的な条件にび つ い て FeSと な り ，さ ら に FeS 2 を 生 ず る と客土したが，表層の泥土を客土した地区では障なると酸化して硫酸を生じ，土壌を強酸性化すされている．

害はおきなかったが，下層の泥土を客土した水る硫化物を含むものがある．pHが３またはそ

中海は境水道を通じて海水の強い影響を受けて

田は強酸性化し，水稲は甚だしい障害を受けた．

れ以下という極端な酸性になることがあり，作

お り ， 平 均 Cl濃 度 は 12,000ppmで あ る ． 従 っ

この泥土は，中性酢酸アンモン可溶のCa5.0〜

物栽培上の影響は極めて大である．この種の土て河口付近では，上層には流下する淡水と，下6.5ｍe，Ｍg7.1〜10.2ｍeであった．Ｍgの多い

壌を酸性硫酸塩土壌（Acid sulfate soil）と呼ぶ．

層には比重の重いかん水があって２層になってのは，生成時に海水の影響を受けていたことをわが国では小林嵩（1939）が，茨城県の霞ヶ浦

いる．川の水によって運ばれてきた淡水産のプ示す．縄文海進の時代には，中海から宍道湖を沿岸の干拓地で，水稲生育不良の原因が硫化物

ランクトンは，かん水に接触すると容易に死減

へて出雲市を結ぶ地域は海域であったとされての 酸 化 に よ り 生 ず る FeSO 4 ， H 2 SO 4 に よ る こ

し，下層のかん水中に落下する．下層のかん水いるので，こうした下層土は，この時代に海水と を ，初めて明らかにした．戦後になると，干は多量の有機物の供給を受け，また下層にあっの影響下に堆積したものと推定される．

拓事業或いは客土事業が盛に行なわれ，酸性硫て停滞しているので還元が発達し，かん水中にまた長江干拓地の一部では，湖底表層に泥岩が酸塩土壌が広く国内各地に存在することが明ら

含まれる硫酸根が還元され硫化物が生成するの露出する．この泥岩は新第三紀の海成の布志名かになった．

である．

層で，可酸化性イオウを多く含んでいる．
いや

ここでは干拓地の酸性硫酸塩土壌について，そ米子湾，揖屋 湾では地形的に水が停滞し易く，

宍道湖局辺には，図示した以外にも可酸化性イの分布，硫化物の形態，酸化と作物生育に与え米子市，安来市，揖屋町等の市街地からの栄養

オウを含有する底土（下層土）が存在するもの

る影響，熟田及び熟畑化のための土壌管理法な物質の供給が多いので還元が発達し易い．表1・と思われる．

どについて，主として島根県の中海，宍道湖周１は，酸性硫酸塩土壌と非酸性硫酸塩土壌の有②可酸化性イオウの形態

辺の干拓地における調査，栽培試験を中心に略

機物含有量を比較したものであるが，有機態炭≪FeSとFeS2≫

述する．

素，窒素，乾土効果はすべて前者に多く，この可酸化性イオウとしては，特徴のある黒色を呈①中海の可酸化性イオウを含む湖底土の分布

土壌が，有機物の豊富な環境で堆積した泥土です る FeS及 び FeS 2 等 の ポ リ サ ル フ ァ イ ド ， 単

中海約10,000haで，その全域をカバーする161あることを示している．

体のＳ等が考えられる．ここでは中海の底土を地点にわたり，表層の湖底土を採取し，畑状態

可酸化性イオウを含む湖底土は，弓浜半島ぞい

用い，FeS，FeS 2 （拡物パイライト分析に用い水 分 ， 温 度 30℃ で ４ 週 間 保 温 し pHの 変 化 をの砂質の地域にも分布する．一般に，可酸化性

る王水処理法によって硫酸根として定量される調査 した ．原 土 はpH7.4〜8.3であ った が ，処

イオウ含量は砂質土壌に少なく，粘質土壌に多イ オ ウ を ， 仮 に FeS 2 態 Ｓ と し て FeS 2 -Sと 表

理 後 に pH5.9以 下 に 低 下 し た も の 45点 ，最 低

い．しかし表1・2にみるように，砂質土壌では，

示 する）を定量した（表2・1）．

は 2.6で あ っ た ． pH5.9以 下 の 地 域 を 図1・1

少量の可酸化性イオウの酸化で土壌は容易に酸

FeS-Sは，黒色を呈する地点30で最も多いが，に示した．

性化する．弓浜半島は，砂地の畑作地帯のため

そ の 量 は 土 壌 １ g当 り 0.39mgに 過 ぎ な い ． こ

い

う

い

や

その沿岸域は肥料分の流入が多いのであろう．

れに 比較 す る と，FeS 2 -Sは 地 点30では 4.2mg，伯太川，飯梨川等の河川の河口付近，②揖 屋 湾，

可酸化性イオウ含量は少ないが，こうした砂質

地点 35で は16.8mgを含 有す る ．表2・1は，土

米子湾等の入江になった地区でその沿岸に市街

底土も，酸化的な条件下では容易に酸性化する．

壌 酸 性 化 の 原 因 は FeSよ り も FeS 2 に あ る こ と地のあるところ，③弓浜半島沿いの砂地地帯，≪宍道湖周辺の海成の泥土および泥岩≫を示している．

などに分布する．これらの湖底土に含まれる硫

宍道湖は全面の調査を行なっていないが，塩分≪パイライトの同定と定量≫

化物は，後述するように主としてFeS2であり，濃度の低いこの湖の一部にも，図１・１に示す

王水可溶Ｓの形態を明らかにするため図2・1

その他に少量のFeS，遊離S等があり，これら

ように可酸化性イオウを含む湖底土が分布する．

に示す方法で，Ｘ線回折とFe，Ｓの定量を行っを可酸化性イオウ（Oxidizable sulfur）と呼ぶ．

宍道湖の長江干拓地の泥土では，表１・３のよた．試料は，中海揖屋湾より採取し後に述べる

これらの生成は，海底または湖底において還元

うに，下層ほど可酸化性イオウ含量が高く，こライシメーターに充填した下層土，及び前述の的な条件では，海水又はかん水中の硫酸根が還れに比例してCl含量も高い．また大橋川では，

長江干拓地の泥岩である．長江の泥岩は若干酸図にみるようにその地域は，①大橋川，意 宇 川，

表1･1−有機態炭素･窒素・乾土効果の

表1･2−土性と可酸化性イオウ含量

表1･3−長江干拓地土壌の可酸化性イオウ

比較

URBAN KUBOTA NO.25｜12図1･1−中海・宍道湖周辺地域地質概略図

表2･1−中海底土のFeS,FeS2と酸性化

島根県地質図編集委員会(1982)

島根県地質図(20万分の1)にもとづき簡略化

表2･2−X線回折によるパイライトの同定

図2･1−パイライトの同定と定量

表2･3−HF不溶物のS/Fe比

表2･4−HF処理と王水処理のSの比較

URBAN KUBOTA NO.25｜13

化が起っている．ＨＦで珪酸塩を分解し，更による 各干 拓 地 の分 析例 で は，易酸 化性 イ オ ウ

塩酸で有機物を加水分解して濃縮したＨＦ不溶（ 後 述 ， H 2 O 2 処 理 後 SO 4 の 定 量 よ り 求 め る 可

H 2 O 2 1 0 ｍ l を加える．H2O2は安定剤としてリン物のＸ線回析図は，揖屋，長江の両試料共に島

酸化性イオウ）の含量は，多いものは，島根県酸を含むことがあるので，その場合はB C P を根県豊生鉱山産の鉱物パイライト及びパイライ

中海22.0mg/g soil，同県波根湖干拓16.8mg，指示薬としてN/10NaOHで中和して用いる．

ト標準と極めてよく一致した（表２・２）．

鳥取県東郷湖底土13.4mg，岡山県日生湾海底

時計皿で蓋をして湯浴上で加温する．可酸化性

またＳとFeとの原子比は理論値２であるが，土8.7mg，秋田県八郎潟湖底土8.5mg等であっイオウを含む場合は激しい反応が起る．反応終表２・３に示すように，鉱物パイライト2.06にた．

了後，pH試 験 紙 で 液 の pHを測定する．次に液対し，揖屋2.10，長江2.15と近似した値を示し③可酸化性イオウの迅速分析法

を土壌と共に100mlメスフラスコに移し冷却後た．さらに，前述のパイライト分析法によるイ干拓地の酸性硫酸塩土壌では，その強酸性化に定容とする．乾燥ろ紙でろ過し，ろ液25〜50ｍl

オウの定量値は，揖屋，長江の土壌１g当り

よりしばしば作物は大きな障害を受ける．またをとり， B C P を 指示薬としてN / 1 0 N a O H で 中

22.3mg，2.7mgに対し，ＨＦ処理残渣は22.7

近年は台地において農地，宅地，道路の造成等

和滴定する．

mg， 2.9mgと 非 常に 良く 一 致 し た （ 表 2・ 4）．

各種の開発がさかんに行なわれ，ここにも多量

0.1Ｎ NaOH1ｍ l＝1.60mgSで あ り ， ま た 通 常

以上より，王水可溶のイオウはその殆んどがパの可酸化性イオウが含まれ，各種の障害の起っの土壌分析で表示するＹ 1 または全酸度と同様イライトである．

た例が多数報告されている．この場合，可酸化の単位で表示すれば酸性中和の為の石灰施用量≪遊離イオウ≫性イオウが含有されるか否か，その量は，強酸を求めるのに便利である．この方法を数種土壌

試 料 を Na 2 SO 3 液 と 共 に 煮 沸 し 生 じ た Na 2 S 2 O 3

性化するか否か，酸性中和に必要な石灰の量なに適用した例を表３・２に示した．上述の様により沃素滴定にて遊離イオウを求めた（管原・どを予め推定する必要がある．従来は畑状態で可酸化性イオウの76〜91％が硫酸になり，しか小山の方法）．遊離イオウは，３点の原土試料

３週間程度保温しpHの低下，酸度を測定し，もこの方法では，土壌中の塩基が生成した硫酸で は 土 壌 １ g当 り 0.47〜 0.56mg， ラ イ シ メ ー

これに併せて可酸化性イオウの定量を行った．

の一部を消費するであろうから，得られた値はに相当する試料を300ｍlビーカーにとり，30％

ター及び現地圃場土壌ではやや多く1.0〜1.79

この方法は長時間を要しかつ煩雑であり実際的

さらに小さくなる．しかし，現地においては土mgであったが（表２・５），可酸化性イオウ含ではない． こ れに対し，H 2 O 2 が可酸化性イ オ

壌の酸性化の程度は，生成した硫酸とこれと反量（前述の王水可溶Ｓ）に比較するとその量はウを酸化し硫酸を生成する反応を見出し，これ応する塩基類との比によってきまるので迅速に少ない．なお非酸性硫酸塩土壌の本庄土壌ではを利用して迅速かつ簡易な分析法を組立てた．

酸性化の程度を知り，石灰の施用量を求める為

定量されなかった．酸性硫酸塩土壌の酸化の際予備試験では，可酸化性イオウ約20mg/g soilにはより実際的である．迅速かつ簡易な分析法には，現地でしばしば土塊の表面に黄色の斑紋を含む土壌試料をビーカーにとり，これに30％であるが表３・２に示すように実際的には大変を生 じ ，ジ ャ ロ ーサ イト と さ れて いる が ，波H 2 O 2 1 0 ｍ l を加えて湯浴上で反応させ，反応終有効である．米田は，H 2 O 2 分解液を用いてSO 4

根湖干拓地の黄色斑紋にも遊離イオウは定量さ

了後ろ液中の硫酸根を定量した（表３・１）．可を定量しこれを易酸化性イオウとしたが，目的れなかった．国内の他の干拓地の酸性硫酸塩土

酸化性イオウの約76〜91％が硫酸となり，処理によっては十分有効な分析法である．

壌の分析例よりみても，可酸化性イオウの主体

回数を増やしても増加量は少なかった．以上よ④可酸化性イオウの酸化（硫酸の生成）はFeS 2 であり，FeS，Ｓは少ない．また米田にり迅速分析法を次のように組立てた．乾土１g

干拓地では，排水が終り土壌が空気に接触すれ

表2･5−遊離イオウ含量

表3･1−H2O2による可酸化性イオウの酸化mg S/g soil

図4･1−pHの低下に対する温度の影響<小林>表3･2−H2O2による迅速分析法の適用例

URBAN KUBOTA NO.25｜14

ば直ちに酸化が起るわけではない．水稲作では⑤水稲作

育に害作用のあることも知られている．

作付初年度は全く被害がなく，翌年に大きな障≪障害の原因≫≪水稲の栽培試験≫

害を受けた例が多く，可酸化性イオウの酸化は

酸性硫酸塩土壌で水稲が受ける障害には特徴が酸性硫酸塩土壌で水稲を栽培するには石灰によ

温度，水分，酸素の影書を強く受ける．

あり，それは，葉の先端から黒褐色化し，やがる酸性の中和は勿論であるが，従来は，できる≪温度≫て株全体に及んで枯死する．小林（1939）が酸だけ湛水状態に保って土壌の酸性化を抑制して

低温では土壌の酸性化は緩慢であるが，温度の性硫酸塩土壌及び一般の干拓地に通常存在し，きた．この方法では大型機械の使用は不可能で上昇と共に急速に酸性化する（小林・図４・１）．

水稲に障害を与える可能性のある物質を用いて，あり，裏作その他にも不利である．対策として≪水分，化学的酸化，微生物的酸化≫

植木鉢または水耕試験によって水稲に現われる

土壌を乾燥させれば地耐力は増加するものの，

土 壌 水 分 を 変 え ，30℃ に 保 温 し た 場 合 の pH障害の徴候を観察した結果は次の通りであった．

強酸性化し，要素欠乏など肥沃度の低下が懸念の低下及び生成したSO 4 -Sを 表 ４・１ ，図 ４ ・①硫酸：濃度が大きくなれば水稲体は黄白色化される．これらの問題解決のためライシメータ

２に示した．飽和容水量の64％の水分の時，pHー試験を実施した．

して枯死する．

の低下が最も急速でまた硫酸の生成量も多かっ②硫酸第一鉄：植物体とくに葉部がその先端，

ライシメーターの面積130cm×130cm，深さ180た．風乾土では全くpHの低下は起らず，水分次で葉縁が灰黒褐色または灰黒色を呈し，こcm，これに中海の揖屋湾の底泥を充填した．

21％，32％では硫酸の生成は少なくほぼ同量でれが葉の中心及び基部に向って拡大し，遂に表面より8 0 c m の位置にビニール管を挿入し暗あった．Pentachlorphenol-Natrium（PCP）添萎稠枯死する．

渠とした．土性はHeavy Clay， Clは風乾土当

加系列では，各水分共に硫酸の生成が遅く，無添加の2 1 ％ ， 3 2 ％ とほぼ同量であった．PCPを添加した場合は主として化学的な酸化であるが，この場合は酸化（硫酸の生成）の速度は遅③硫酸第二鉄：水稲体は葉部から漸次黄白色化

り0.924％，可酸化性イオウ19.2mg/g，pH7.2，
充填時は泥状で酸化は全く起っていない．

して枯死する．
④硫酸バン土：葉部が黄白色化して枯死する．

試験設計を表5・1に示す．水底土そのままを充填したので時間と共に変化し，処理もまた複③と傾向を同じうする．

く，かつ水分の多少による差も少ない．一方，⑤硫化水素：水稲苗を硫化水素を通ずる井水中

無添加は化学的ならびに微生物的酸化であるが，に放置するときは，葉の先端から黄化し，基≪1958年度≫

部から青白色化して枯死する．

１区から５区までは可酸化性イオウの酸化をす

この場合は水分が適当であれば（勿論前述のよ雑であるので，各年度の処理を以下に述べる．
７月に泥土を充填した．その後

うに温度が適当である時）酸化の速度は急速で⑥重炭酸ソーダ：黄白色化して枯死する．

すめるため暗渠を開き，ライシメーター表面はある．なお湛水状態では空気が遮断されるので⑦食塩：黄白色化して枯死する．

雨の入らぬようにビニール布で覆いをして土壌酸化は起らないが，何らかの方法で酸素が供給

以上によれば，水稲葉が灰黒褐色化するのは硫の酸化につとめた．６区は表面1 5 c m をくりかされれば酸化は起る．後述する水稲のライシメ

酸第一鉄の場合のみである．小林は，F e S O 4 はえし井戸水で洗って表面水のCl0．08％になるーター試験で週年湛水区にマツバイが生え，そ硫酸と共存する場合はその量少い時にも水稲はまで除塩した．この区は１日当り4 0 m m の表面の根圏土壌が褐色化した．表４・２にみるよう

灰黒色化して枯死したとしている．また後述す

水の掛流し，10ｍｍの暗渠よりの透水，７区はにpHが低下しており，マツバイの根から酸素るように生成した硫酸によって土壌中のアルミ無処理で水稲を移植した．６区は28.5kg/ａ のが供給された事を示している．

ニウムが溶出しており，アルミニウムが作物生

玄米収量を得たが，７区は塩害のため枯死した.

表4･1−pH低下に対する土壌水分とPCP添加の影響

表4･2−マツバイの生育

図4･2−パイライトの酸化・硫酸の生成に対する水分とPCP添加と土壌pHの影響（60日目SO4-S生成量）

URBAN KUBOTA NO.25｜15

６・７区は水稲刈取後も湛水して土壌の酸性化

透水区の生育は著しく好転したが，無透水区は堆肥区の生育が甚だしく不良な点で，硫化水素を避けた．但し６区は暗渠よりの透水は冬期間

最後まで生育が不良で35株中９株が枯死した．

臭があり明らかに土壌の異状還元による障害でも実施した．

生育の終期の土壌分析成績を表5・6に示した．

ある．未酸性区は水底の泥土そのままであって，≪1959年≫

１ 〜 ５ 区は耕耘等を行って人工

無石灰の無透水に比較して透水区にF e ， A l が前に述べたように，易分解性の有機物を多量に的に強酸性化をすすめた．石灰による酸性の中少なく，移植前と逆になっている．その他の成含み，温度の上昇と共に急激に分解が起る．ま和，表面の掛流し，暗渠よりの透水等の処理を分についても同様である．また無透水区ではアた鉄・マンガンはすべて還元型であり，堆肥の実施して６・７区と共に水稲を栽培した．５区

ニオン計がカチオン計より多く，透水区では同施用により土壌は急激に還元化し，硫化水素等

は作付せず畑状態のままとして可酸化性イオウ量である．これは無透水区にＨイオンの存在をの有害物質が生成したものである．

の酸化，生成した硫酸等の降雨による除去に努示すものである．小林が，遊離のH 2 S O 4 が 存在

一方酸性化土壌では，易分解性有機物は既に分めた．

するときFeSO4 の障害が大きいとしたことと解して消失しており，鉄は可酸化性イオウの酸≪1960年度≫

前年と同様の処理．

一致する．これらは両者における水稲生育の差化と共に３価の鉄が増加し，マンガンも酸化型≪1961年度≫

５区に初めて水稲を栽培．

を示すものであり，また透水の効果を示すものであり，還元型の物質は減少し酸化型の物質が≪1962年度≫

３，４，５区は，本年は強酸性でもある．

増加しており，異状な還元は起り難くなってい化が起らなかったので石灰の施用は中止．そのまた湛水しているにかかわらず無石灰の２区はる．未酸性の区では試験の継続によって堆肥の後も施用しなかった．本年より各区にＮ，Ｐ，

Ehが高い．酸性が強いので還元が進行しないた障害は増加しているが，酸性区では当初はマイＫを同量施肥，６区は1959〜61年度はＮのみ施めである．石灰を施用した区でも透水区に鉄ナスであったが，４年目105，５年目119と堆肥

肥．各年度の土壌pH，石灰施用量を表５・２に，が少なく，特に初２年間夏冬ともに落水した５区の生育は顕著に良好となった．1959年度の８玄米収量を表５・３に示した．

区 に少ない．また石灰施用区にA l が 少ないの月21日のEhは未酸性の三要素区− 2 4 1 ｍ Ｖ に≪石灰と透水の効果≫

は pHが 高 い か ら で あ る ．

対し，酸性化の三要素区は−27ｍＶであった．

各年度の水稲の収量を見れば石灰による酸性中≪可酸化性イオウ，鉄，マンガンの変化≫≪水田土壌の管理≫

和の効果は明らかである．また石灰を施用した

土壌の酸性化等に伴なうこれら成分の変化を表

以上の成績によって，可酸化性イオウをできる

場合も，施用しない場合も透水区の収量は高く，５・７に示した．可酸化性イオウは初めの一年だけ酸化させない方法と，積極的に酸化させる

特に無石灰でその効果は著しい．無石灰でも透間で半量以下に減少し，３年目には大変少なく方法を比較する．表5・3に示すように，７年間

水区は水稲栽培３年目はやや良い生育をし，４なった．熱塩酸可溶鉄及び遊離鉄の増加は可酸のライシメーター試験によれば，未酸性の透水

年目以降は安定した収量となった．一方無透水化性イオウの酸化により鉄が硫酸第一鉄として区と酸性化させた石灰透水区の比較では，初３

区は５年目は良い収量を得たが，６年目の収量可溶化し，更に３価の鉄として土壌中に富化し年は，未酸性の区にのみＮを施肥したこともあは低く，安定していない．両区ともに裏作期間たためである．マンガンは生成した硫酸に溶解って前者の玄米収量が勝る．しかし，同一の施は落水しているので可酸化性イオウの酸化は進し流亡して作土で減少した．無石灰区に減少が肥をした５年目以降は酸性化した区が勝り，植み，生成した有害物は降雨により流され，水稲著しい．干陸後５年を経過した島根県揖屋干拓

木鉢試験に見るように，酸性化した区では堆肥の生育が好転したのである．ただし作土下の層地の島根大学畑作試験圃場における可酸化性イの効果が徐々に大きくなるので，この様な方法

はなお強酸性で酸化が進行中であり有害物が存

オウ，鉄，マンガンその他の断面内分布を図5・でその差は更に大きくなるであろう．ここに取在し，条件によっては，これが上昇することも1に示す（松井・寄藤の成績より村上作図）．表

り上げた各種の土壌成分の消長からみても，酸あり得る．これに対しては透水の効果があると層で可酸化性イオウ（この場合は易酸化性イオ性化により特に水稲作上障害となる問題は見当思われる．石灰施用区においても作土下の層がウ）の減少，鉄の増加が起っており，マンガンらない．

改良されていないのは無石灰区と同様であり，は表層で減少，4 0 〜 6 0 c m に富化している．Eh

次に土壌物理性の面から見るに，可酸化性イオ

この区でも透水の効果は明らかである．

は断面内における泥土の酸化の程度を示して興ウの酸化を抑制するために湛水すれば，当然大1962年度は，無石灰無透水区の収量1.9kg/アー

味深い．

型機械の走行には不利である．これを改良する

ルと殆んど全滅であるのに，無石灰透水区は≪三要素・堆肥の肥効≫ためには，出来るだけ深く土壌を乾燥させ地耐

6 9 . 7 k g / アールと良い収量を得た．水稲植付前

前記のライシメーター試験と同じ泥土を用い，力を増加しなければならない．即ち，土壌の酸の１〜５区の土壌酸度等を表５・４に，栽培期

1/2000アールの植木鉢で，一系列は周年湛水状態

性化を伴うわけである．土壌の乾燥の方法につ間中の生育調査成績を表５・５に示した．植付

で，他は水稲刈取後は落水して土壌を酸性化しいては後述する．なお表５・３の当初畑区に見前の土壌では，水溶性F e ，A l と も に 無石灰のて三要素と堆肥の肥効試験を行った．酸性化しるように，土壌の酸性化を十分すすめ，その後２つの区に多く，また２者のうちでは透水区がた場合は，石灰で中和した．収量指数を表５・作付すれば石灰の施用量は少なく，初めから良無透水区より多かった．水稲の生育は無石灰の８に示した．両土壌ともに初年度の生育は不良

い収量をあげることが出来る．

２つの区は生育初期は甚だしく不良で特に茎数であったがその後は酸性化土壌がめだって生育が少なかった（表５・５）．またこの２者の中でが良好であった．土壌量が異なるので収量の絶は透水区が良くなかった．しかし生育中期以降

対値の比較は出来ないが，特徴は未酸性の区の

URBAN KUBOTA NO.25｜16

表5･1−試験設計

表5･6−土壌溶液中の各イオン濃度(1962.10.15)

表5･2−炭カル施用量と土壌pHの推移

表5･7−可酸化性イオウ，鉄，マンガン含量の推移

表5･3−各処理区の玄米収量の推移<kg/アール>

表5･8−未酸性及び酸性化土壌の三要素･堆肥の肥効(収量指数)

表5･4−水稲移植前の土壌pH,Fe,Al<1962.6月風乾土当ppm>

図5･1−揖屋干拓地畑土壌におけるFeS2，Fe，Mnの断面内分布<1983，松井，寄藤>村上作図

表5･5−水稲の生育調査(1962年度)

URBAN KUBOTA NO.25｜17

⑥畑作

るに354.6kg，これも同様に２割増として433.9

害研究所によって０〜４ミリモーまでは各作物

酸性硫酸塩土壌では，畑作は水稲作に比較してkg，合計量は466.1kg/アール，となる．

の生育良好，４〜８ミリモーは耐塩性作物のみ困難である．水稲では湛水期間には可酸化性イ

炭カル無施用区，その時々の酸性を中和するに生育可能，８〜15ミリモーは作物生育不良，15

オウの酸化は起らないが，畑では栽培期間中に必要な量の炭カルを施用する適時中和区，及びミリモー以上は作物生育不能と標準が示されて土壌の酸性化が起る．畑作物は一般に水稲に比アール当り100 〜 500kgの炭カルを初めに施用

いる．

較して土壌酸性を初め各種の障害に弱い等の理する区を設けた． 各 区 の pHの 変 化 ， 作物の収≪1961年≫

由による．

量は表６・２，表６・３の通りである．

は冬作は行なわず，翌1961年は夏作として甘藷

≪土壌の酸性化と作物の生育≫

本試験では干拓初期に畑作した場合の各種の障を栽培した．甘藷の生育は甚しく不良であり，干拓初期における土壌の酸性化と作物の生育に害が典型的に見られるので順をおって説明する．

炭カル０，適時中和，１ｔ区は挿苗後間もなくついて現地における圃場試験の例を紹介する．

≪1960年≫

歩行型の耕耘機により炭カルの混枯死した．これは土壌酸性による（表６・２）．

島根県の中海，米子湾の一部にある島田干拓地

和を行ない７月３日大豆を播種した．発芽後石その他の区は８月まではつるの伸長が甚しく不はサンドポンプより埋立てた干拓地で，1 9 5 9

灰０区と適時中和区は間もなく枯死し，その他良であったが，９月になって降雨が多くなって

年３月埋立完了，60年６月から圃場試験を開始の区も８月末にはすべて枯死した．前２者が枯

急につるが伸長しだした．炭カル施用量が多く，した．

死したのは土壌の酸性による（表６・２）．その

従って土壌pHが高いほど収量は多かったが，供試圃場の酸度と可酸化性イオウは表６・１の他の区では土壌pHは 低 く な く ， Ｅ Ｃ よ り 見て全体として甚しく低収で，５ｔ区も県平均収量

通り であ る．表 面か ら約 10cmまで は乾 燥 し て

塩類濃度障害によるものである．この時期の作の約 1/4である．本年も前年同様，土壌の物理性

固いが，その下は泥状である．０ 〜 1.5cmの可土は１辺１cm以上の土塊が多く，甚しく固く，は不良で高温乾燥が続くと容易に干ばつを受け酸化性イオウは大部分酸化し，1.5〜 10cmでは保水力は弱い．降雨が少なく気温が高いと土壌る．Clは６月に土壌当り0 . 0 6 〜 0 . 0 7 ％ であっ

まだ一部が酸化したのみで， 1 0 c m 以下はまだ

水分は急速に少なくなり，干拓初期でなお塩分たが，10月には0.02〜0.03％に低下した．1961

酸化が全く起っていない．この圃場の現在の酸が多いので（表６・１），これが濃縮されて濃度

年冬作小麦は，初めて良い生育をし，熟畑に劣性を深さ1 0 c m ま で 中和するに要する炭カルは障害を起したと考えられる．表６・２で炭カルらない収量を得た．土壌は細粒状構造になり保3.5Ｙ 1 ＋水溶酸から計算して21.9kg/アールと０区のＥ Ｃ は 15.7ミ リ モ ー /cmと極めて高い

水力は高まり，冬作であるため降雨が多く干ばなり，圃場において混和が均一に出来ないこと，が，これは可酸化性イオウの酸化により生成しつにかかることはなかった．

等から，安全率をみて２割増として27.2kg，今たH 2 S O 4 に よるのであろう．またこの飽和浸≪1962・63年≫

後酸性化するであろう可酸化性イオウを中和す

出液のＥＣと植物生育との関係は，米国地域塩

グラス，ラジノクローバー共に良い生育をした

表6･1−供試圃場の酸度，可酸化性イオウ(1960.6月)

1960年の夏作の大豆が枯死した後

1962年以降はイタリアンライ

表6･3−作物収量の推移<kg/アール>

表6･2−石灰施用量と土壌pH

表6･4−強酸性化土壌(石灰0区)のAl,Fe,Mnの消長<mg/100g soil>

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が，ラジノクローバーは夏季生育が良くない．

肥料三要素と堆肥の効果に関する試験の成績を移行すると考えられる．トルオーグリン酸は畑

この圃場では表層０ 〜 1 3 c m が改良されている

表 6・6に 示す．特徴は，植木鉢試験，圃場試験

作におけるリン酸の肥沃度の指標とされているが，その下は強酸性であり，夏は干ばつにかか

ともに酸性硫酸塩土壌では非酸性硫酸塩土壌にが，表６・７はこのことをよく表している.可り易いと思われる．

比較して無リン酸区の作物生育が極めて不良で酸化性イオウが酸化し土壌が強酸性化すれば，≪畑作における生育障害≫ある.また水稲では見られない(表 ５・８ )畑作

Ca，Al型 リ ン 酸 か ら Fe型 リ ン 酸 へ の 移 行 は

前述の圃場試験の石灰０区土壌を供試して，作に特有の現象である.鉢試験開始4 年 後 の揖屋

水田でも起っているが，水稲作では湛水し還元物生育障害に関係があると推定される成分の消

土壌のリン酸の形態分類を行った．比較のためが進むのでリン酸は解放され水稲に利用される．

長を表６・４に示した.初に水溶性のA 1 ， F e ，に本庄，農試畑，くろぼく果樹園( 新 墾 地 ) のよって畑作と異なり特にリン酸欠乏が生ずるこ

Mnが 急 速 に 増 加 し ， や が て 減 少 す る .KCl溶

土壌も同様に供試した(表６・７)．

とはない．

A l は 遅れて増加し，これは減少しない．F e は

土壌中のリン酸は各種の形態で存在するが，作≪マンガン≫

やがて減少する．作土直下の層では(三要素区)

物に最も利用されやすいのはC a 型 ( C a と 結 合

土壌の酸性化によってマンガンが可溶化し溶脱

1964年６月にも，水溶性，K C l 溶各成分ともにしたリン酸)であり，Al型は利用され難く，Feすることは既に述べた(表5・7，図５・１)．一多い．一般に酸性土壌の作物生育障害の原因は

型は畑ではさらに利用され難いが，水田では良方でマンガンは作物に対し過剰及び欠乏によるＨイオンによるよりも活性な A l ， M n の 過剰,

く利用される．その他の形態のリソ酸は水田,障害を起し易い成分でもある．前述の植木鉢試

リン酸， C a ， M g 等 の 不足と言われている.本畑ともに利用され難い．揖屋原土に存在した験からマンガンの分析成績を表６・８に示す．

土壌は表６・４に示すように， A l ， M n は 勿論

Ca型 ， A1型 リ ン 酸 は，酸性化した無処理区で同じ中海の底土である揖屋と本庄を比較すると，

F e の 障害もあり，p H も ３ 前後になるので，ＨはF e 型 に 移行して極度に減少したと考えられ

酸性硫酸塩土壌である揖屋にその含量が少ない．

イオンの害も考えられる.水溶酸として表示しる(表６・７)．無リン酸区も同様である．三また酸性化した土壌では熱塩酸可溶マンガンがたものの内容はA l と F e が 主成分であり，Ｙ 1

要素区では，リン酸を施肥しているのでCａ型は減少しているが，石灰を多量に施用した区には（ KCl溶 ）の内容も同様であるが，これらの多増加しているが，それ以上にFe 型 が 増 加 してその減少が少なく，易還元性マンガンは多い．

少と作物の収量とは密接な関係が見られた（表いる．同じ中海の干拓地でも酸性化しない本

表５・７にも示した通り強酸性の期間が長けれ

６・５）．なお適時中和区は土壌の酸性化２年後

庄ではこの様な現象は起っていない．酸性硫酸ばマンガンの減少は著しい.現在揖屋干拓地でに炭カルを施用しているので，同程度に酸性の塩土壌ではパイライトの酸化により多 量 の F eは各種の作物が栽培されているが(表 ７・３ そ４ｔ区よりも炭カル施用量は少ない.

が遊離する．また土壌が強酸性化するの で C aの 他 ）， マンガン欠乏或いは過剰の障害は見ら≪リン酸の形態と肥効≫

型 , A l 型 リ ン 酸 は溶解し，より難溶のFe型にれていない.今後注意すべき問題である．

表6･5−イタリアンライグラスの収量と跡地の酸度(1962)

表6･7−土壌の酸性化とリン酸の形態<P2O5mg/100gsoil, 1962.6月>

表 6･8−土壌酸性化とマンガンの形態<MnOppm, 1962.6 月>

表6･6−畑作三要素試験収量指数

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⑦干陸初期の土壌管理と熟畑化が出来る．さらに塊状，小塊状，細粒状と変化

揖屋干拓地は1975年に干陸，その後10年経過し前述の島田干拓地の畑作試験地では，1959年にする．ヘドロ状の下層土は透水性は極めて不良てほぼこれら工事を終ろうとしている．

埋立完了，翌1960年に畑作を開始，60年夏作，であるので，降雨は割目に沿って横に流れる．

1977年から２haの調査圃場が設けられ，各種

61年夏作は生育甚しく不良，61年冬作に初めてこれらの過程で土塊の表面に析出した塩分は雨の調査，栽培計験が行なわれている．圃場の周

一般の畑地なみの生育をした．干拓初期の問題で流され，乾燥，凍結，融解のくりかえしによ

辺及び中央部に幅２〜３ｍの素掘明渠を施工し，点は，可酸化性イオウが栽培期間中に酸化してって，土塊は小さくなり，可酸化性イオウの酸

暗渠は他の一般の圃場よりは早く1977年に設け土壌が強酸性化すること，塩分を含有し塩害が化，生成した硫酸の雨による流亡が起る．できられ，その間隔・深さ等は一般圃場と同様でああること，物理性不良がこれを助長する等であるだけ密に素掘りの明渠を設け，表面水を除く

る．

る．そこでこの対策として，隣接地に1961年夏

ことが大切である．また作付開始も急いではな

表7・1ａは，1977年の営農基準圃設置前の土壌に圃場を設け，８月から11月まで月１回ロータらない．耕起，整地，捲種，収穫など農作業は，断面と分析値，表7・1ｂ〜ｅは，1979年と1985

リー型耕耘機で耕耘し，翌年まで放置し，５月割目を埋めて下層土の乾燥をおくらせる．従っ

年の，作付地とヨシ自生地の土壌断面及び分析に必要量の炭カルを施用して青刈トウモロコシて熟畑化のためには農家が行なう耕種的な手段

成績の一部である（島根県農試，山根，古山）．

を栽培した．耕転と放置の期間に土塊は細かくの前の，作付開始前の農業土木的な工事が十分

この表では，土壌の熟畑化を端的に示す項目をなり，可酸化性イオウの酸化は進み，未耕地のに出来ていなくてはならない．その中心はヘド取りあげた．ち密度（山中式硬度計）は，ヘド

０ 〜 1.5cmが 3.1mgS/g，1.5〜 10cmが 6.2mg

ロの乾燥のための排水工事である．土壌が深く

ロの乾燥の程度を，可酸化性Ｓは土壌の酸化のS/g，に 対 し ，処 理 区 は ０ 〜 13cmが 2.3mgS/g

まで乾燥すれば大型機械を使用して，より深く程度をそのまま示すものであり，その他土色，となった．トウモロコシは最高746kg/アールと石灰その他改良資材を混和することが可能とな構造，pH，Cl等も熟畑化と関係が深い．

第一作から良い生育をした．しかし改良された

り，肥沃度を高めることが出来る．

表7・1ａにみるように，1 9 7 7 年 に は ７ c m までのは作土13cmまでで，その下は強酸性， 3 5 c m≪揖屋干拓地における熟畑化及びヨシの効果≫

乾燥して，それ以下はち密度８ときわめてやわ

以下はヘドロ状である．トウモロコシ，イタリ

揖屋子拓地では，前記の島田干拓地に比較するらかかった．そして２年後の1979年には，37cm

アンなどは良い生育をするが，夏期は干ばつにと排水工事に相当な考慮がはらわれている．工までち密度14となりかなり乾燥した（表7・1

かかり易く，深根性の作物の栽培は不可能であ事はまづ干陸前にマイクロポンプ船によって水ｂ）．これに対し，同年の作付していないヨシ自り，また大型機械の使用も困難である．畑作開中での排水路の掘削から始まった．干陸後，泥生地では，6 0 c m ま で がち密度18となり，深く

始２年後の44年４月は，作土下の可酸化性イオ

上車等の接地圧の低い機械によって排水溝の掘まで乾燥した（表7・1ｃ）．また可酸化性イオウ

ウの酸化が多少進んだとはいえ，なお3 8 c m 以

削を密に行って圃場の乾燥を促進する．次いでも，作付地では，2 0 c m ま で は 0 . 6 m g と殆んど

下 はヘドロ状で熟畑化の進行は遅い．

排水路方向に自然勾配をつけ整地する．再び排消失したが，それ以下は５ m g となお存在して強粘質の干拓地の熟畑化は，いかにしてより深水溝を掘削し，土壌が十分乾燥し割目が出来たいる．他方，ヨシ自生地では，20cmまで0.4

く土壌を乾燥させるかが基本である．土壌の乾時点で暗渠排水を施工する．暗渠の長さは100m g ， 42cmまで1.8mgと顕著に減少した．

燥は表面から起る．表面が乾くと収縮して多角

ｍ ， 間 隔 は 10ｍ ， 暗渠と直角に補助暗渠とし

表７・２は，作付地とヨシ自生地の三相分布で形の割目が出来，これが深くなって柱状の構造てやはり10ｍ間隔にモミガラ暗渠を施工する．

あるが，20〜40cmの層で，ヨシ自生地では，液表7･2−作付地とヨシ自生地における三相分布<山根、古山>

表7･3−揖屋干拓地営農実証圃の作物収量の推移<単位kg/アール>

URBAN KUBOTA NO.25｜20

相，気相が０ 〜 2 0 c m と同程度までになり，作

表7･1−揖屋干拓地における干拓初期の土壌断面構造等の推移<島根農試

山根，古山，村上>

付地の同層位に比較して非常によく乾燥していることがわかる．ヘドロの乾燥にはヨシの効果が大きいといわれているが，この表はそのことを明確に示している．さらに，1985年の作付地，
ヨシ自生地の成績（表7・1ｄ，ｅ)をみると，作付地もかなり下層土まで乾燥しているが，ヨシ自生地では75cmまでがち密度17と非常によく乾燥している．
この営農基準圃の作物収量の推移を表７・３にあげた．1977年は生育甚しく不良であるが，これは主として酸性障害による．土壌断面からみても，作付するのは無理で，また，さきに述べたように作付はむしろ熟畑化を遅くする．では，どの時点で作付を開始すべきか―となると，これはいちがいには決め難い問題であるが，1985年のヨシ自生地のようであれば，これは一般の畑作には十分であろう．なお基準圃の収量は徐々に良くなり，1982年までに表７・３にあげた作物は，すべて目標収量を上まわった．
≪今後の問題≫試験圃場の作物収量は年々向上し，最近では一般既耕地に劣らぬ収量が得られるようになった．
しかし一方では，排水が徐々に不良になってきつつある．これには，大型機械による作業によって土壌の孔隙が埋められる，地盤の不等沈下
或いはもみがらの腐朽等により暗渠の能力が低下するなどの原因が考えられる．この対策として試験圃場では，1985年夏に再び暗渠が施工された．また，一般的にこの様な重粘な土壌において，本暗渠，補助暗渠ともに間隔10ｍというのは，本来疎に過ぎるのではないか．特に気温の低い晩秋から春にかけて雨量の多い日本海側の気象条件では，土壌の過水分状態での農作業も止むを得ないことがしばしばで，土壌物理性は不良となり易い．更に密に，例えば５ｍ間隔に暗渠を施工することが望まれる．今後は，一般の重粘な畑地として肥沃度向上のための対策が必要である．

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酸性硫酸塩土壌―３

大規模造成農地―東北地方の新第三系を中心に―

佐々木信夫＝岩手県立農業短期大学校助教授

近年の農用地開発は，土木機械力の強大化にとその硫黄の存在形態として硫化鉱物が考えられ地の土壌の場合とほぼ同様であるが，土壌の同もない，従来人為的に土壌としてはほとんど利るので，それを検索した．新第三系堆積岩の岩一処理液でpHと硫黄含量を測定できるよう一用されなかった比較的堅い新第三系堆積岩をも石プレパラートを作成し顕鏡した結果，反射光部改変した．しかし，相互の比較には特に支障

直接破砕し，農耕地として利用するようになっで黄金色を呈し，偏光ニコルによっても干渉色はないので，その詳細は省略し，測定結果を表てきた．そのため゛土壌の母材 "としての新第を示さない特徴によりパイライトの存在が認め１に示す．

三系堆積岩の特性が，直接的に造成農耕地の土られた．

国際土壌分類により、酸性硫酸塩土壌の強酸性

壌の性格に反映されてくるようになった．

さらに粉末Ｘ線回析の結果，石英・斜長石・クの領域をp H 3 . 5 以下とすると，この調査の範囲

この結果，日本国内の大規模農地開発において，ロライトの顕著なピークに併存して1.64，2.71

では，新第三系鮮新統では，油島層・有賀層・各処で，この新第三系堆積岩砕屑土壌の酸性硫Åのｄ値の外，1.45，1.50，1.92，2.42Åの明金沢層・本畑層が，また中新統では黒沢層・下

酸塩土壌化の問題が発生し始めた．東北地域でらかなパイライトの特性が示され，パイライト

黒沢層・小志戸前沢層・鈴鴨川層・矢櫃層・門は，岩手地方で1969年に，新第三系中新統下黒の存在が確認同定された（ 図 １ ）． なお，同質の沢層に，酸性硫酸塩土壌になりうる母材が存

沢層破砕の造成水田土壌でこの問題が初めて起二像鉱物のマルカサイトの特性Ｘ線のピークは在することが知られる（図２参照）．

き，その後大規模造成畑，同草地に局所的に発示されず，その存在は認められない．これによ

とくに新第三系岩のこのような性質をもつ母材

生し，ダム開発道路や林道開発の法面草生化，り，新第三系堆積岩中の硫黄化合物の主な存在は，硫黄含量が極めて高く，過酸化水素酸化後

宅地開発の周縁緑化などで問題がおきた．また，

形態は，パイライト（黄鉄鉱，FeS2）であるこのp H が 2 . 0 付近と極強酸性を示すのが特異的日本海側では秋田地方で中新統女川層を母材ととが確認された．

である．また，新第三系は一般に厚い層厚をもする大規模農地開発において同様の問題がおき②新第三系岩の硫黄含量と酸性度つが，そのほぼ全層に亘って強酸性を示す場合た．このように，開発がすすむにつれてこの問

酸性琉酸塩土壌の主因は，硫黄含量と酸性の程と，層厚の狭い範囲に硫黄が高濃度にあり，強題は，次第に広がる様相を呈している．ここで度にあるので，大規模造成農地の新第三糸岩砕

酸性を呈する場合とがある（表２）．これは，は，東北地方とくに岩手地方の大規模造成農地

屑土壌に直接的に影響する母岩，すなわち母材

地史的地域的な堆積環境および堆積様相が異なのうち，新第三系堆積岩砕屑土壌に由来する酸について硫黄含量と酸性の程度を中心に検討しることによるものであろう．

性硫酸塩土壌について述べる．

た．岩手地方に分布する新第三系の主要な地層≪酸性要因と酸性硫酸塩土壌化との関係≫①新第三系岩砕居土壌の強酸性の原因物質について，母岩を採取し，風乾後粉砕し，土壌

このように，種々の要因によって強酸性発現の酸性硫酸塩土壌の酸性の主因をなす硫酸は，母と同一条件になるように，２ｍｍ篩にて篩別し様相 が少 し く 変動 する の で ある が，王水 可 溶

材中の硫黄の酸化によることが知られており，細土として分析に供した．分析法は，低湿干拓

硫 黄 含 量 が 300〜 400mg％ 程 度 で は ，H 2 O 2 -pH

図1−新第三系堆積岩のＸ線回析によるパイラ
イトの特性Ｘ線図(下黒沢層 細砂岩)

表1−新第三系の硫黄含量と酸性度

図2−酸性硫酸塩土壌の素因をもつ新第三系の地層の分布(岩手地方)

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3.5以下のものもあれば，それ以上のものもあ酸 化 し た の ち の p H は ，最 強 の H 2 O 2 - p H 2 . 0

石灰含量が少ないため，強酸性化し易いようでる．その値が400mg％以上になると，ほとんどを示した．このように地層の狭い範囲に多量のある．

すべての堆積岩がH 2 O 2 - p H 3 . 5 以 下 を 示 す よ硫黄をふくみ，強酸性化することが特異的であ≪下 黒 沢 層堆積岩≫

うになる．したがって，塩基含量が中〜少の領り，谷あいの水田の区画拡大，道路開削の法面

凄灰質砂岩より成るが，細砂岩ないし頁岩質の域 に お い て は ，王 水 可 渚 疏 黄 を お よ そ 400mg

等に強敢性のための障害を及ぼした．

層位 で主 水 可 溶-Ｓ900mg％ 以上 含み ，石 灰 お

か ざわ

したくろさわ

灰緑青色細砂岩〜青灰色％以 上（ SO 3 と して 1,000mg％ 以上 ）含 む もの

≪金 沢 層堆積岩≫

凝灰質砂岩ないし凝灰質細よび苦土等の塩基含量が比較的高いにもかかわが，酸性硫酸塩土壌になりうる母材といえよう砂岩からなり，細砂岩の層が王水可溶性Ｓ-

ら ず ，過 酸 化 水 素 酸 化 後 の pHが 2.2の 極 め て（表３）．

1,570mg％ と 多 量 の 硫 黄 を 含 み ，H 2 Ｏ 2 -pHで強い酸性を示すことが特異的である．岩手県南③酸性硫酸塩土壌義化を示す新第三系の特性2.4を示し，強酸性化する特性を有する． 台 地

部の花泉町上油田地区の水田の構造改善におい新第三系鮮新統

および丘陵地斜面の水田の区画拡大および道路て，区画拡大のため谷底平野周縁の丘陵を掘削

開削法面，宅地造成の周縁緑化等に強酸性によ拡大したところ，翌年の移植水稲がほとんど枯

ゆ しま≪油 島 層堆積岩≫

下層の灰緑砂岩―青灰色細

砂岩ないし青灰色頁岩が，風乾しただけでH 2 Oる障害をおよぼしている．

死してしまう激甚な障害が発生したのは，この-pH3.5以下の強酸性を呈し，下層ほどその強なお，以上の地層は岩手地方南部に相接して分地層に由来する土壌である．

度が大であることが特異的である．王水可溶-

布している．

≪門 の 沢 層堆積岩≫

もとはた

かど の さわ灰緑青色細砂岩・凝灰岩より成り，泥岩をはさんでいる．この泥岩の層

Ｓ1,500〜1,800mg％で ，可酸 化性-Ｓ 1,100〜≪本 畑 層堆積岩≫

1,300mg％と極めて高い含量を示し，過酸化水

灰色頁岩等から成るが，青灰色頁岩の部位に王は王水可溶-Ｓ1,900mg％と多量の硫黄を含み，素で酸化後のp H は ， H 2 O 2 - p H 2 . 3 〜 2 . 1 の強

水可溶-Ｓ440mg％ぐらい含み，H 2 O 2 - p H で 3 . 4

石灰および苦土等の塩基含量も高く，風乾細土

酸性を示している．本層は地表に露頭をなしてを示し，前３者ほどは強度が強くはないが，やの K C l - p H は 7 . 1 と 中性を示すが， 過 酸 化 水おり，大規模草地造成や水田の区画拡大，道路

はり酸性硫酸塩土壌になりうる特性をもってい素 で酸化すると易酸化性-Ｓ1,300mg％以上と掘削法面草生化などにしばしば強酸性による障る．ダム建設による付帯道路工事の法面草生化

大量で，H 2 O 2 - p H 2 . 9 の極強酸性を呈してくる害を及ぼしている．

に強酸住の障害を及ぼした．

のが特異的である．この地層は岩手地方北部に

新第三系中新統

分布し，この地域で酸性硫酸塩土壌化の特性をあり が≪有 賀 層堆積岩≫

凝灰質砂岩や砂質シルト岩

くろさわ

礫質砂土・凝灰質砂岩・青の互層が主であるが，下層に約１ｍ巾の泥岩≪黒 沢 層堆積岩≫の層 をは さ み，この 部位 が 王 水可 溶-Ｓ1,900

岩よりなり，泥岩の部位で王水可溶-Ｓ600mg≪小 志 戸 前 沢 層堆積岩≫

mg％ 程度 と 大 量の 硫黄 を 合 み，過酸 化水 素 で％程度含み，H 2 O 2 p H - 2 . 6 を 示し，塩基とくに岩よりなり，主水可溶−S670mg％程度含み，砕

表2−層位による新第三系岩の硫黄含量と酸性度

凝灰質シルト岩・青灰色泥もつ数少ない地層である．
こ

しど まえさわ

主として暗灰色細砂

表3−新第三系堆積岩の硫黄含量と酸性度（主領域）および酸性硫酸塩
土壌との関係URBAN KUBOTA NO.25｜23屑風乾によって，すでにK C l - p H 3 . 5 以下を示

有成分が直接農業生産に関与してくるので，重24時間放置後３時間振盪し，大気と平衝になる

し て く る ．過 酸 化 水 素 で 酸 化 す る と H 2 O 2 -pH

金属類の有害成分の検討は必須である．もし重ように通気した後，ガラス電極法に て p H を 測

2 . 4 と極強酸性を呈する．

金属類のうちのある成分が高濃度に検出される

定 し，えられた緩衝曲線か ら p H 6 . 0 の 中和石

すずかもがわ下層に礫岩層がありそのことがあれば，たとえその強酸性を改良しえて灰量を求めるようにする（図３）．

上に凝灰質細砂岩層がのるが，この上層で王水も農耕地土壌として供用することは不可になる

ここで石灰の種類についてみると，水酸化カル≪鈴 鴨 川 層堆積岩≫

可溶-Ｓ550mg％程度含み，その大部分の490mgからである．新第三系の堆積岩はその成因上，シウム（消石灰）の方は，土 壌 pHが ア ル カ リ％程度が易酸化性-Ｓである．砕屑風乾によっ

ある種の鉱物が生成されていたり，鉱床・鉱脈側にまで上昇するので，過大施用や局部的過用て K C l - p H 4 . 5 を 示すが，過酸化水素による酸を胚胎していたりすることがあり，とくに硫化のとき危険なこと，および実際の圃場施用では化処理によ り H 2 O 2 - p H 2 . 7 の 極強酸性を示し

物を高濃度に集積している地層には，重金属類

硫酸と反応して硫酸カルシウム水和物の塊状固てくる．

が富化しているととがあるので，その検討が必形物を生じて土壌の物理性を悪化するなどの短

凝灰岩，凝灰質頁岩より成要である．ここでは農業上および環境保全上と所がある．それに対し炭酸カルシウムは，土壌り，頁岩の部位で王水可溶- Ｓ 480mg ％ 程度含

く に 問 題 と さ れ る Cu ・ Zn ・ Cd ・ Pb 並 び にpHが ア ル カ リ 側 にほとんど傾かず局部過用のみ，風乾細土は K C l - p H 5 . 0 で あるが，過酸化Asについて検討したが，上記の諸成分につい危険が少なく，また圃場施用でも全く固形物を

水素による酸化処理によ り H 2 O 2 - p H 2 . 6 の 極ては，一般の耕地土壌に比し含有量において多生じないので，酸性硫酸塩土壌の改良資材とし強酸性を示してくる．

い少いはあったが，農業公害の規準値を超えるて好適である．ただし，初めから炭酸カルシウ

以上述べたように，新第三系はそれぞれの地層，

ものは，この調査の範囲の地層では無かった．

ムでは変曲点が不明確で中和石灰量が求めにく

堆積部位等によって強酸性化の様相が異なるが，これを各元素別にみると， C u は 一般的に耕地い．

粗粒質の砂岩質のものに比し，概して細粒質の土壌より低含有量で，Pbも同等かやや低く，これらのことから，酸性硫酸塩土壌の強酸性の泥岩・頁岩質のものが強酸性化する．層位別にCdも 2,３ の 例 外 は あ る が や や 低 い 含 量 で あ中和改良には，過酸化水素酸化―水酸化カルシ

みると，中新統では，概して酸性硫酸塩土壌化

る ． Z n は 強酸性硫酸塩土壌の素因をもつ地層

ウム粉末添加緩衝曲線法により中和石灰量を求の素因をもつ地層の層厚が大であるが，鮮新統の母材において高濃度であり，硫黄含量が少な

め，実施する中和石灰はでは，層厚の狭い範囲に高濃度の硫黄が介在しく弱酸性〜中性の母岩においては耕地土壌なみ

CaCO3/Ca(OH)2＝1.35

強酸性を呈するという傾向がうかがわれる．

の低含量であるが，しかしその高濃度領域でもであるから，1.35倍して炭酸カルシウム肥料でまた，酸性度は塩基含量と反対の関係にあるの特に問題となる濃度ではない．A s は 酸 性 の 強

施用するのである．

で，硫黄含量が割合に低くとも塩基含量が相対い母岩において一般に含量が高い傾向が認めら

なお，実際の圃場では土量を考慮に入れる要が的に少ない場合には，比較的強い酸性を示すこ

れるが，その高濃度領域においても農用地土壌

あるが，新第三系堆積岩の砕屑土壌の湿土の仮とがある．

限界濃度の規準値を何れも下廻り，とくに問題比重は1.0〜1.3であり，強酸性の改良には表土④重金属類の含量はない．以上のように，本調査域の新第三糸堆

20cm深程度の土層を改良する必要があるので，

新第三系の岩石の砕屑土壌は，新鮮な母材の含積岩の砕屑物は，重金属等の含有度においては，

これらから，土壌量は10ａ 当り 200〜260tonに

農耕地土壌として利用する場合，支障の無い母なる．

材であるといえる．

いま，緩衝曲線から土壌p H を 6 . 0 に 中和する

⑤強酸性の改良法に要する石灰量は，炭酸カルシウム換算量で酸性硫酸塩土壌の改良には，灌漸用水が豊富で

2 . 0 g / 1 0 0 g で あれば，炭酸カルシウム肥料のあれば除塩して塩分・酸類を流去してから中和

所要量は4,000〜5,200kg/10ａとなる．

改良することが適切であることはよく知られて⑥現地における強酸性の改良の実証いることである．しかし，岩手地方で最初に問上述の酸性中和改良法を適用して，岩手県花泉題がおきた花泉町上油田地区は，溜池用水地帯

町上油田構造改善地区の現地圃場において，土で灌漑水に乏しく，充分な除塩用本が得られず，

壌改良用の炭酸石灰を等差級数的施用段階をもまたブルドーザー工事で下層土が密に転圧されうけて5,000kg/10ａまで施用し、水田（成苗移ており透水性が小きく，除塩が極めて困難であ

植水稲，1971〜1973年）および畑（禾本科―くったので，石灰中和法のみで酸性を改良する方

さもろこし青刈り，荳科―実取大豆，1972〜19

法を検討し，実用化した．

73年）について実証試験を行なった．炭酸石灰

その基本は，石灰による緩衝曲線法であるが，をそれぞれ施用した後作土とよく混和し，さら末酸化の原土壌そのままでは中和石灰量は多くに所定量の施肥をし，水田は代かきをし，畑ははないが，過酸化水素処理により，易参加性硫

そのままで土壌のpHを所定時日毎に測定した．

黄の酸化をすすめ硫酸の生成を促進増大させた≪水田≫

後，水酸化カルシウム微粉末を段階的に加え，

水 田 で は ，原 土 は pH（ KC1,以 下 KClを 略 す ）や びつ≪矢 櫃 層堆積岩≫

図3−水酸化カルシウムによる緩衝曲線

URBAN KUBOTA NO.25｜24

2.6で，炭酸石灰500kg/10 ａ（以下10 ａ を略す）て酸性硫酸塩土壌の酸性改良の中和石灰量を求は炭酸石灰5,000kg施用まで収量性が向上する

ではp H 4 . 2 前後を示しまだ余り改良されず，炭めることは，実際の稲作収量水準においても高傾向が著しい．

酸石灰2 , 0 0 0 k g 施 用 で p H 6 . 0 をこえる．しか収がえられ，実用的に有効であることが実証さこれらのことから畑作物については，作物の種

し，時日の経過とともに石灰少施用区ではpHれたわけである．

類によって耐酸性の強弱の程度が異なることと，が再び酸性化する傾向が認められる．１作後のまた，無硫酸根肥料（＋炭酸石灰3 , 0 0 0 k g ）区

水田のような代かきを伴わないために中和反応

跡地では炭酸石灰5 0 0 k g 区 で は p H 3 . 1 ， 同じ

は，年次間の収量の変動が少なく，いずれも高が緩慢であることなどにより，概して先に求め

く1 , 0 0 0 k g 区 で p H 4 . 1 程度に酸性側に戻ってい収量がえられている．さらに堆肥の施用は，た石灰必要量よりやや多い量（２割増程度）のおり，炭 酸 石 灰 3 , 0 0 0 k g 以上でようやくp H

経年とともに新第三系堆積岩の砕屑された鉱質

石灰施用量が必要であることが知られる．

6.0以上を持続する傾向が認められる（表５）．

土壌のいわゆる土壌化作用を促進する．作土のこのように，新第三系堆積岩に由来する酸性硫

しかし，２作後にはさらに p H が 低下し、炭酸

土色はＧＹ系からＹＲ系に変移し，固結性が酸塩土壌の強酸性の改良には，過酸化水素酸化

石灰1,000kg区までは p H 3 . 6 と 水稲の枯死す

小さくなり，腐植が徐々に富化し，次第に肥沃―水酸化カルシウム粉末添加緩衝曲線法によっる p H ま で酸性化しており，３カ年持続して中度が改善され，３年後には最高の玄米収量の615て求める中和石灰量算出法が，土壌的にも作物和効果を維持したのは炭酸石灰4 , 0 0 0 k g ，またk g の多収をあげてきている．したがって，この生育上からも，きわめて合理的な方法であるこはそれ以上の石灰施用の条件下においてである．

ような硫黄化合物の多い土壌でも熟田化には，とが実証されたのである．

このような土壌の状態のもとにおいて水稲の生

適量の堆肥の施用の効果が大きいようである．

⑦おわりに育は，原土区では水稲は数日で萎凋し次第に褐≪畑≫

近年の大規模農用地の開発造成は，重土木機械

変して枯死していった．この激甚な水稲の枯死

畑土壌については，水田と同様な中和石灰量施の発達により，従来堅硬であまり農耕地に利用

現象は，原土区においては３カ年とも発現して用段階を設けて炭酸石灰を施用したが，代かきされなかった新第三系堆積岩をも破砕し，耕地いる．

が行なわれないので水田より中和反応が緩慢で，土壌として利用するようになってきたが，それこれに対し，土壌改良資材の炭酸石灰の多用に

炭酸石灰3 , 0 0 0 k g 以上の施用で，ようやく土壌に伴ない，上述のように酸性硫酸塩土壌に転化

よって土 壌 p H が 中和改善されるにしたがい次pHが6.0に達する（表５）．

するものが各地にみられるようになってきてい第に水稲の生育か艮くなり，収量性は向上し，播種された禾本科および荳科のそれぞれの種子る．また新第三系のほかに，第四系の台地土壌

炭酸石灰3,000kgより多い施用の場合は高収をは，原土区においてはいずれも発芽不能か，発や火山帯に胚胎する硫化物に起因する酸性硫酸示している．そして最高収量は炭酸石灰4 , 0 0 0

芽しても間もなく枯死し地上には出芽せず，施塩土壌等が知られてきており，さらに諸外国とk g 区でえられ， 3 ヵ 年 とも同じ結果が示され用石灰少量領域では何れも初期の障害が著しい．

くに発展途上国の大規模農地開発などにもこれている．

炭酸石灰3,000kg以上でようやく出芽初期生育が問題になってきている．今後，各地において

これは，実験上から過酸化水素酸化―水酸化カが良くなり，炭酸石灰4 , 0 0 0 k g 以上で生育が旺

大規模農地の開発造成が進展するにつれて，酸

ルシウム粉末添加緩衝曲線法で求めた中和石灰盛となり，炭酸石灰5 , 0 0 0 k g 区でいずれも最高

性硫酸塩土壌の生成とその改良の問題は，ます

量が炭酸石灰4 , 0 0 0 k g であるので，本法によっ収量がえられている．とくに実取大豆においてます重要になってくるであろう．

表4−土壌改造による水田土壌の酸性度と収量(10a当り)表5−土壌改造による畑土壌の酸性度と収量(10a当り)URBAN KUBOTA NO.25｜25

東北地方の新第三系
北村信＝東北大学理学部教授

はや ち

ね

ご ようざん日本列島は背後に日本海を抱えた島弧で，東側南部に限られ，早池 峯 ―五 葉 山 構造帯以南では古いもの程，サブダクションの累積によって立に は 深 さ 7,000 ｍ を 超 え る 日 本 海 溝 お よ び 約

古生層の分布が広く，以北では中生層の分布のち上ってくるという事を示しているものといえ9,000ｍの伊豆―小笠原海溝，南側には約4,500

方がひろくなってることが知られている．阿武よう．

ｍの南海舟状海盆がある．これらの海溝や海盆

隈山地や北上山地の中・古生層は，北西―南東

大島造山運動後，即ち，白亜紀後半以降に形成は，束側の太平洋プレートや南側のフィリッピ

方向の褶曲や断層で複雑にはなっているが，段された宮古層群・久慈層群・双葉層群・白水層

ンプレートが，ユーラシアプレートの下に潜り

階的に北東部ほど若い地層が分布するという共群等の上部白亜系および古第三系は，緩く東に込んでいる場所にあたる．

通点がみられる．

傾斜する単調な構造を示し，それ以下の地層と東北地方は，地質学的には東北本州弧と呼ばれ，

地向斜―造山運動の考え方は，最近，根本的には著しい傾斜不整合の関係にある．これらの地

東側の島弧前面の非活動的上昇域（北上・阿武書き替えられた．これまで地向斜といわれてた層の陸上での分布は，太平洋沿岸のごく限られ

隈両山地）と，西側の島弧背面の活動域（グリ堆積物は，犬陸棚の上の前弧堆積盆地（ ミ オ

た範囲にすぎないが，東方の延長部は，現在のーンタフ地域）とから成る．その境界は，盛岡

地向斜）の堆積物と，大陸斜面基部の堆積物や大陸棚の下に埋積されている地層に連続すると―白河構造線にほぼ一致し，地形的には北上川

深海堆積物の混じった（ユウ地向斜）地層が，みなされている．即ち，当時の前弧堆積盆地のおよび阿武隈川に沿った低地帯となっている．

大洋底のサブダクションによって海溝部に畳み堆積物とみなすことができる．

非活動的上昇域に相当する北上・阿武限両山地

込まれて合体したものに外ならないということ

このように，北上・阿武隈両山地の主な地質構

は，古生層および中生層と，それらを貫く花崗になってきた．このような新しい見方で，阿武造は，白亜紀中頃までには出来上っていて，そ岩類から成っていて，地質構造は北西―南東方

隈山地から北上山地にわたる地質構造を再検討の後は，主動的活動は起こってないということ

向に帯状に配列している．

してみると，北西―南東方向の主要断層は，北ができる．ただし，北上山地の葛巻断層や阿武新第三系の大部分はグリーンタフ地域に分布し東側に押し上げる逆断層で，その間の地層は，

隈山地東縁の双葉断層などの一部は，第三紀以ていて，ここでは，奥羽脊梁山脈と出羽丘陵のそれぞれの地帯ごとに特徴のある岩相や褶曲の降の地殻変動に際して受動的に動いたという証

２つの背斜構造をつくる．グリーンタフ地域とし方をしていることが判る．また，北上山地な拠を残している．

は，新第三系下部に厚い緑色凝灰岩（グリーン

どでは，大島造山運動（白亜紀アプシアン階）②グリーンタフ地域

タフ）と火山岩が発達していて，その上の地層以前にも，歌津・大谷・世田米・気仙等々の地

グリーンタフ地域と北上・阿武隈両山地との境の岩相にも共通性があって，しかも，それらの殻変動があった事が知られているが，これらの界は，盛岡―白河構造線に置かれている．盛岡

地質構造が一連の地殻変動で出来ている地域を

地殻変動は，その規模・性格，およんだ範囲な―白河構造線という名称は，坪井忠二博士によ指す．いい換えると，新第三紀中新世以降の火どの違いはあったにせよ，地層の変形・変位にって命名されたもので，重力のブーゲ異常の等

山フロントを含む背弧陥没盆地に相当する地域

少なからぬ影響を与えたことは確かだろうと考値線が急変する境界が，この線に沿って直線上である．現在のサブダクションに伴う火山フロ

えられている．

に延びていることから名づけられた．したがっントは，第四紀火山の配列する奥羽脊梁山脈と最後の大島造山運動は，広い範囲にわたって，て，地表の断層を指してるものではないが，こ重複している．

大量の花崗岩を貫入させていることで，ほかのの線の位置は，たまたま，中・古生層の分布と①北上・阿武隈両山地の先第三系基盤岩類

地殻変動とは全く異なっている．おそらく，こグリーンタフ系第三系の境界とも一致し，グリ

北上山地と阿武隈山地の古生層および中生層ののような地殻変動は，日本列島がまだ大陸からーンタフ地域の東限を規定する場合にも極めて大部分は，花崗岩の貫入を伴った大島造山運動

分離してなかった時代に，大陸縁辺部に堆積し都合のよい位置を占めている．この位置には，でできたと古くからいわれている．現在，両山た前弧堆積盆地の堆積物が，大洋底の段階的サ

鮮新統や更新統がほぼ平坦に分布していて，断地の直接の繋がりはみられないが，先シルル系

ブダクションを起した過程で，大洋底堆積物の層の存在を確認できないが，東側の中・古生層の御 在 所 ・竹 貫 変成岩・西堂 平 片麻岩や地下深付加を伴いつつ変形・変位を累積させていったの分布する高さと，西側の新第三系の基盤をな部で固結した花崗岩類が阿武隈山地にひろく分現象をあらわしているものと解釈されよう．大す中・古生層の高さとの間には，約 1 , 5 0 0 ｍ の布していることや，石炭紀以降の古生層や中生島造山運動は，それ以前の他の造山運動のよう落差がある．この落差は，水平距誰1 , 0 0 0 ｍ の層の分布が北上山地にひろく分布し，北東側ほに一過性のサブダクションをあらわすものでは間に階段状に西側に落ち込んだ，数条の潜在性

ど地質年代の若い地層の分布がひろいことを考なく，北上・阿武隈山地の中・古生層の地質構

正断層（Kitamura et al., 1973）としてとらえらえ合せると，阿武隈山地の方が北上山地よりも造に強い影響を与えていることをも考慮に入れれる．

地殻の深い部分を露わしていると考えることがると，地殻下部の溶融を伴うほど大規模のサブ

グリーンタフ地域は，中新世初期（約2 , 2 0 0 万

できる．また，阿武隈山地の中でも，南西部のダクションをあらわしているものといえる．大年前）に一大火山活動を伴いながら陥没または方が北東部より隆起量が大きいこと，阿武隈山

島造山運動によって形成された，北上・阿武隈

急速な沈降を生じた，ほぼ南北性の細長い地帯

地北東部のデボン系を含む古生層は，北上山地

両山地の北西―南東方向の大断層が，現在垂直である．中新世初期における太平洋プレートの南部のものと共通した性質をもっていることも知に近い高角度を示していることは，大陸棚基部

サブダクションがどのような規模で行われていられている．北上山地の中では，先シルル系基から海溝部に畳み込まれたアクリショナルプリ

たかはあまりはっきりしない．しかしグリーン

盤岩類，シルル系およびデボン糸などの分布はズム内の衝上断層が，下方に湾曲しているため，

タフ地域が，東北本州弧の内側，フォッサマグ

ご ざいしょ

たかぬきにしどうひらURBAN KUBOTA NO.25｜26

ナ地帯および西南本州弧の内側にもひろがって

図1−グリーンタフ地域地質構造図

いることを考えると，現在の日本海溝―伊豆小笠原海溝や南海トラフ等とほぼ同じ位の規模のサブダクション帯があったと考えられる．したがって，グリーンタフ地域は，東方におけるサ
ブダクションに呼応して生じた島弧背面の陥没盆地であるとともに火山活動の活発な地帯（背弧リフト系）であったと言うことができる．
③グリーンタフ地域での地層の重なりの特徴
グリーンタフ地域の新第三系は，火山噴出物と陸成ないし海成堆積物の繰返した地層から成っていて，その地層の重なりは，陥没盆地における沈降の１つの記録でもある．地層の重なりの共通性をあげると，下位から上位に向かって，
次のような特徴をもっている．即ち，①最下部中新統は，熱水作用によって著しく変質した暗緑紫色変質安山岩と暗緑色の火山角礫岩ないし火山礫凝灰岩からなる．
②下部中新統は，緑色に変質した石英安仙岩質凝灰岩を主とし，石英安山岩・安山岩・玄武岩などの溶岩を挟む．これらは，一部は陸域に，一部は海域に堆積した．陸域のものは，礫岩・石炭・砂岩を伴い植物化石を産出する．海域下の堆積物は，緑色凝灰岩と黒色頁岩との互層か
あに あいらなり，海生化石を産出する．阿仁 合 型植物化
だいじま

石は比較的下位に，台島 型植物化石は上位に位置づけられる．海生化石は浅海―半深海の広い範囲のものである．
③中部中新統の下半部は，浅海成の粗粒ないし中粒砂岩にはじまり，上位に向かってシルト岩
・硬質頁岩に移化する．下部の砂岩の発達した層準は男鹿半島の西黒沢層に対比される貝化石・有孔虫化石を産出し，その上の硬質頁岩は岩おんながわ

相的にも 女 川 層に類似するので特徴がある．
④中部中新統の上半部は，黒色ないし灰色の頁岩からなる．黒色頁岩の発達は地域性があって，奥羽山脈に近接した地域では浅海成砂質頁岩や砂岩が多くなる．一般に海退相，つまり上位層
ほど浅い海での堆積物となり，所によっては偽層の発達が著しく，亜炭層を挟むこともある．
⑤上部中新統は，さらに岩相変化に富む．グリーンタフ地域の西側では浅海成の砂質頁岩・砂岩が多い．しかし，内陸盆地から奥羽脊梁山脈
周辺にかけては，ほとんどが陸成層からなる．
ここでは，下位層と不整合関係にあって，石英
安山岩質溶結凝灰岩ないし湖成層からなる．
⑥鮮新統は，日本海沿岸および青森県三戸地方

URBAN KUBOTA NO.25｜27

を除くと，ほとんどが陸成層である．亜炭層を脊梁山脈一帯の最下部中新統に共通の熱水変質

一時的に静穏化した時期には，黒灰色の頁岩の挟むので特徴がある．しかし，一時的海水準の作用および鉱化作用を強くうけて，通称プロピ

挟みが多くなって，所によっては両者の互層と上昇があったため浅海成層を斉一的に挟むので，ライト（変朽安山岩）となっている．岩質は両なる．さらに西小沢層のように，嫌気性環境下

他地域との対比の基準となる．

輝石安山岩から玄武岩までのものを合む．火砕で堆積した黒色頁岩の方が多い場合もある．こ⑦更新統は，石英安山岩・安山岩質噴出物のほ岩の一部には黒色硬質頁岩を挟んでいる．雫石

れらの地層中には貝化石・有孔虫化石等を産出

か，扇状地・段丘堆積物によって代表される．

盆地南西縁部ではレン滝層とも呼ばれるが，こしているので，石英安山岩類の活発た活動も海以上のような層序上の特徴は，古地理的背景のれは，生保内層の上部に相当する．

底下で行われたと考えられている．脊梁山脈の違いによる岩相上の変化や，地盤変動の時期的≪大荒沢層≫

北上線沿線南北の奥羽脊梁山脈

大石層上部の川尻凝灰岩の中には黒鉱鉱床があ

地域差があるにせよ，ほぼ共通したものとしてのグリーンタフ最下部を占める変朽安山岩と，り，さらに西方の秋田県の大館付近の黒鉱鉱床

とらえることができる．

その火砕岩から成る．安山岩溶岩の一部は，自もこの層準に胚胎する．

④北上川流域と馬淵川流域の新第三系

破砕溶岩から火山角礫岩に移化し，一部では火≪飯岡層・細倉層≫

ここでは，奥羽脊梁山脈を含む北上川河谷流域

山円礫岩となる．この地層は，雫石盆地のレン地西縁部とのの中間的位層を占めて分布するが，一帯と馬淵川流域（二戸・三戸郡地域）の地質

滝層・生保内層と同層準・同岩相のものである．

変質の状熊からみると，グリーンタフ地域のも

図（図２）を中心に、これらの地層について略

分布の南限は，焼石岳南麓から栗駒山山麓までのに近い性質をもっている．飯岡層下半部には述する．層序表は表１に，焼岳南麓周辺地域の追跡され，鉱脈鉱床の母岩として鉱化作用も著

安山岩質の火砕岩を含むが，上半部はやや緑色

東西地質断面は図３に示す．

しい．

の凝灰岩・凝灰質砂岩から成り貝化石を産出す≪最下部中新統≫≪中山変朽安山岩≫

北上山地の中・古生層を直接不整合におおって周辺に，脊梁山脈の列あら東に外れて分布する．

国見峠層の東方延長部が顔を出しているものと

北上河谷以東に分布するものと，奥羽脊梁山脈

岩質および層準の上からも脊梁山脈の大荒沢層みなされる．細倉層は，脊梁山脈の本来の南北の中心部に分布するものとに分けられる．前者と同一で，鉱染著しく鉱脈鉱床の母岩となって性配列よりも東側に張り出した分布を示すが，には二戸・三戸郡地域の仁佐平石英安山岩・四いる．

酸性の緑色凝灰岩を主体とし，黒色頁岩・砂岩

つ役層の傾域峠安山岩部層および一の関東方の≪下部中新統≫を挟んでいる．これも貝化石・有孔虫化石を含

稲瀬火山岩類が含まれ，後者の代表的なものと脊梁山脈地域のグリーンタフの主体をなす層準

んで大石層と対比される．細倉鉱山の鉱脈の大しては雫石盆地の生保内層・北上線沿線や焼石で，北上山地縁辺部では，緑色化を免れた凝灰部分も細倉層に含められる．

岳地域の大荒沢層等があげられる．

岩・凝灰質砂岩等からなる．

以上のように，下部中新統の大部分はいわゆる≪仁佐平石英安山岩≫≪四つ役層および門の沢層≫

融蝕された石英の巨斑

宮城県栗駒町の細倉鉱山

ともに脊梁山脈と北上山る．また，一部には鉱床もみられ，脊梁山脈の二戸・三戸郡地

グリーンタフの主体部をなすものであって，初晶・角閃石・雲母を含み，上部には溶結凝灰岩域に分布するもので，前者は傾城峠安山岩部層期の安山岩質火山活動に引続く石英安山岩・流を伴う．四つ役層の傾域峠安山岩部層との直接の安山岩に伴った火山砕屑物と礫岩・砂岩から紋岩等の火山活動の産物からなっている．岩相的な関係は不明であるが，フィッショントラッ

成り，主体部は陸成層である．しかし，一部には，溶岩の多い部分，緑色凝灰岩の多い部分，

ク法による地質年代は21.8Ｍa（2,180万年前）

小祝シルト岩部層といわれる海成層を挟み，貝あるいは黒色頁岩や砂岩の卓越する部分など様とされる．

化石を産出する．四つ役層を不整合におおう門々に変化する．しかし，北上山地西縁部を除く

これは四つ役層の部層の沢層は，礫岩に始まり，頁岩―砂岩に終る１

大部分の地域では,緑色凝灰岩が必ず伴われてで，含角閃石両輝石安山岩および同質火山角礫

つの堆積輪廻を示す．貝化石が豊富で，いわゆ

おり，その上部には黒鉱その他の鉱床が介在す岩を主とし，北上山地北西部を占めてかなり広る門の沢化石動物群として有名である．頁岩はるのが特徴である．

範囲に分布している．この部層と指交関係にあ

嫌気性環境下で堆積し，黄鉄鉱の結晶を含み，≪脊梁山脈の東と西での下部中新統の相違≫

る四つ役層の上部に酸性の凝灰岩の多い部分が酸化して赤さび状を呈することがある．

下部中新統は，脊梁山脈を越えて西側の地域であるので，上述の仁佐平石英安山岩は，傾城峠≪稲瀬火山岩類の上部≫

凝灰質砂岩となっては，海成層に代って陸成層に置きかえられる．

安山岩部層よりも上位にくる可能性もある．

いて，稲瀬町岩谷堂東方人首川河床では多くの石炭層を挟む阿仁合層や台島層と呼ばれる西側≪傾城峠安山岩部層≫≪稲瀬火山岩頬≫

たまさき

北上市稲瀬町一帯の中・古貝化石を産出し，玉崎 介層とも呼ばれる．この地域の地層は，大石層・国見峠層と同層準の地生層をおおって分布し，おもに両輝石安山岩・貝化石は，上に述べた門の沢化石動物群と類似層であり，出羽丘陵の地域などでは石英安山岩

紫蘇輝石安山岩溶岩とそれらの火砕岩類から成のものである．

質の溶結凝灰岩が挟まれていて，当時の海域はる．上部では凝灰質砂岩を伴っていて，一部に≪国見峠層・大石層・小出川層など≫

脊梁山

未だ西方まで達していなかったと考えられる．

貝化石を含む．この層準は，下部中新統の上部脈のグリーンタフの主部をなすもので，酸性の阿仁合型植物化石群集や台島方植物化石群集とにあたる．

凝灰岩類と黒灰色頁岩から成る．火山活動の著呼ばれるものがグリーンタフの層準決定に広く

お

ぼ ない

雫石盆地と生保内盆地の境界のしい所では，石英安山岩・流紋岩類の溶岩と凝利用されているが，脊梁山脈地域以東では，む

国見峠西麓部に分布する暗緑紫色変朽安山岩と灰岩類が卓越した地層となっているが，火山活

しろ貝化石や有孔虫化石が対比の手だてとしてその火砕岩に命名されたもの．これらは，奥羽動の比較的おだやかな地域あるいは火山活動が役立つのである．このような脊梁山脈以東地域≪生 保 内 層≫

URBAN KUBOTA NO.25｜28

と以西地域の堆積の場の違いは，火山活動の性

板状層理明瞭な硬質頁岩を主とする地層で，秋凝灰質砂岩から成っている．黒沢層のみは脊梁質の上にもあらわれている．最下部中新統のい

田油田の女川層と岩相的に共通している．これ山脈の西側に分布し，横手盆地に向かって相野

わゆる変朽安山岩の層準では，東西をとけずほらの地層の分布は脊梁山脈に限られ，それ以西々層と呼ばれる黒色頁岩・砂岩互層に移化し，

とんど共通した性質をもっているが，下部中新の秋田油田の女川層の東方延長部と考えられてさらに秋田油田の船川層に側方変化していく．

統上部になると，脊梁山脈地域で大量の酸性緑

おり，酸性凝灰岩の薄層のほか玄武岩質凝灰岩

その他の地層は脊梁山脈の東側に分布するが，色凝灰岩類が厚く発達しているのに反し，出羽も挟まれている．一般には中深海の還元性環境

現在は連続した分布をなしていない．浅海性の丘陵地域では，むしろ酸性の凝灰岩類よりも玄下の泥質堆積物と考えられ，黄鉄鉱徴粒子を含

貝化石を多数含むほか，一部に挟まれる黒灰色

武岩質安山岩ないし玄武岩の活動に由来する凝む．化石としては，魚鱗・有孔虫・珪藻等が比頁岩には，珪藻・有孔虫等の微化石のほか魚鱗灰岩類が卓越している．とくに，下部中新統の較的普遍的に含まれている．

化石を含むので特徴がある．

上部に向かう程その傾向は強くなる．

≪葛峰層・下黒沢層下部・綱取層など≫≪舌崎層≫≪中部中新統≫一部に板状硬質頁岩を挟むが，大部分は凝灰質

西縁に分布し，青灰色シルト岩から成る．上半

下部中新統と中部中新統の境界は，16Ｍa（1,600頁岩・細粒砂岩・凝灰岩等の互層からなる．こ部では砂岩と互層し，凝灰岩薄層を挟む．珪藻万年前）におかれている．しかし，これはあく

れらは，秋田油田の女川層などを堆積させた深化石のほか貝化石を産出する，までも微化石・古地磁気・放射年代等によってい海盆が，東方に次第に浅海域化した地域の堆≪矢 櫃 層≫決められた年代尺度で，地層の境界とは関係が積物とみなされている．綱取層は鱒沢層とも呼新統唯一の淡水成層である．これは，男助層のない．したがって，この境界は，ある地層の真ばれ，灰白色の軽石凝灰岩と凝灰質砂岩・頁岩

凝灰岩の埋積によって海域が後退して陸化した

中を通ることもあり得るし，たまたま地層の境の互層からなり，魚鱗化石を多数含む．和賀川

所に堆積したものと考えられている．この地層界に一致することもある．グリーンタフ地域で左岸綱取鉱泉裏の大露頭では，綱取層の全層がは礫質砂岩・酸性凝灰岩・凝灰質頁岩の互層かは，偶然にも，小繋沢層・鈴鴨川層・末の松山一望される．

ら成るが，一部珪化作用をうけている．炭化木層の基底にほぼ一致している所がある．但し，≪留崎層≫地層境界は常に岩相の変る所に置かれるので，

久井岳を中心とする隆起帯を取巻いて分布する．

≪上部中新統≫同一層の下限といっても必ずしも同時間面をあこの地層は岩相の変化が著しいので，地域によ

地質年代の上で，10Ｍa（1,000万年前）前後か

らわしてるとは限らない．ある所ではそれよりって，十文字砂岩部層・目時貝殻石灰岩部層・ら５Ｍa（500万年前）までの地層に相当するが，も古いこともあれば，ある所ではそれよりも新川口頁岩部層・下斗米珪藻シルト岩部層・上目

脊梁山脈以東の地域には，海成層はほとんどなしいこともあるわけである．しかし幸いにも，

時シルト岩部層に分けられている．これらの部

く，大部分は石英安山岩質凝灰岩と湖成層とか

中部中新統の下限付近を境にして，その下位と層の中で，とくに川口頁岩部層は，秋田油田地

ら成る．二戸・三戸群地域を除く大部分の地域

上位で地層の岩相がかなり急激に変ってくる．

域から脊梁山脈地域にわたって鍵層準とみなさ

では，下位の海成中部中新統と構造差をもつ不下部中新統が火山岩頬や凝灰岩の卓越した岩相れる女川層層準の硬質頁岩ないし珪質頁岩の岩整合関係にあり，この間に地殻変動・浸食期がによって特徴づけられるに反して，中部中新統相を保っている唯一の地層とみなされている．

あったことが知られている．

の大部分は正規の堆積岩，つまり砂岩や頁岩が板状層理の発達した硬質頁岩・珪質頁岩の厚さ≪鳥 矢 崎 層・文 字 層≫

圧倒的に多い地層となる．そして下位から，礫はせいぜい30ｍ〜50ｍで，下方および側方では限られた分布を示す．数枚の亜炭層を挟む凝灰岩・砂岩から頁岩の厚い地層なり，さらにま砂岩に移り変るが，珪藻化石・有孔虫化石等を岩・凝灰質砂岩・凝灰質頁岩の互層で，植物化た砂層に帰るという，１つの堆積輪廻を示す地

産出し，下位層とともにその対比を可能にして石を産出する．

層に変ってくる．

いる．珪藻化石の遺骸のみから成る下斗米珪藻≪厳美層・瑞山層・橋場層≫

こ つなぎざわ北上山地北西部青森県二戸郡の名や びつ

留崎層とともに名久井岳隆起帯の雫石盆地南縁部に分布し，中部中片以外化石を産出しない．

とり や さきもん じ

宮城県岩ケ崎町西部に石英安山岩質溶

シルト岩部層は，川口頁岩部層と一部同時異相

結凝灰岩から成り，下部に凝灰質砂岩・凝灰質

斜構造の西翼および東翼に分布するもので，礫の関係にある．

シルト岩の互層と礫岩を伴う．雫石盆地で，と岩・砂岩から成り，安山岩質凝灰角礫岩・凝灰≪男助層≫

男助凝灰岩とも呼ばれ，雫石盆地

くに下部の互層が厚く発達した部分は舛沢層と岩・頁岩などを挟む．凝灰岩はやや変質して淡の南東縁に広く分布する．淡青灰色，一部淡緑して区分される．この部分は湖成層で，植物化

緑化し，黄鉄拡によって鉱染されている．小繋

色の石芙安山岩質凝灰岩から成るが，この凝灰石を多産し，鳥矢崎層・文字層および仙名付近

沢層は，男鹿半島の西黒沢層・出羽丘陵の須郷岩は海底下における火砕流堆積物で，西方の小の白沢層に対比されている．

田層などと共通の有孔虫化石や貝化石を産出し，

志戸前沢層およびその上位の山津田層とは指交≪花山層≫≪小 繋 沢 層・鈴鴨川層≫

ともに脊梁山脈の背

おおしゃく

脊梁山脈の西側に分布し，礫質砂中部中新統の下部を代表するものとされる．

関係にある．この地層の分布域には鶯 宿 温泉・岩・凝灰質砂岩・同質シルト岩・凝灰岩等から≪末の松山層≫

花巻温泉・繋温泉等の湧出があり，それらの周成り，数枚の亜炭層を挟む．一部には石英安山

辺部では珪化・鉱染等の現象がみられる．

岩質角礫凝灰岩に移化する所もみられる．

北上山地北西縁，一戸市西方に分布し，主として凝灰質砂岩から成る．比較

お

ろ

せ

的浅い海の堆積物で偽層の発達が著しいのが特≪七曲層・下黒沢層上部・下嵐 江 層・黒沢層・≪久保層≫

徴である．貝化石・有孔虫化石を産出する．

菱内層・山津田層≫

唯一の海成層とされている．凝灰質中粒砂岩か≪山内層・坂本川層・小志戸前沢層・前川層≫

脊梁山脈の周縁部に主として分布し，浅海成のら成るが，下部に軽石凝灰岩を伴っている．下二戸・三戸郡に分布し，この層準URBAN KUBOTA NO.25｜29

位の中部中新統とは整合関係にある．

≪国見山安山岩≫

一関市，衣川上流，国見山の一大陥没地帯で，堆積物は2 , 0 0 0 ｍ を超える

≪鮮新統≫を中心とする一帯に分布し，主として紫蘇輝石

厚さに達する．初期中新世には安山岩質マグマ

５Ma（500万年前）以降２Ma（200万年前）まで

普通輝石安山岩と，その火山砕屑岩から成っての噴出にはじまり，石英安山岩ないし流紋岩質の地層に相当し，陸成―海成―陸成の１堆積輪

いる．主体部は大平層と指交関係にあるが，山の火山活動の大量の噴出を行いつつ急速に沈降廻を示す．

体は大平層の分布域よりも高い位置を占めて分して厚いグリーンタフを堆積させた．

≪有賀層≫

下部の陸成層の部分のみを代表し，布する．一部黄鉄鉱により鉱染されている．

中期中新世になると，火山活動は静穏化したが礫岩および砂岩を主とする．上部に凝灰質シル≪同地域の第四系更新統≫

沈降を継承し，海域は次第に西方に移り，西方

ト岩・砂岩互層を伴い，亜炭層を挟む．

200万年以降の堆積物は ，北 川 石英安山岩・岩にいくほど深い海が展開され，日本海の出現を≪山田層・油島層≫

中部の海成層を代表するヶ崎層にみられる石英安山岩質溶結凝灰岩，湖みるに至った．この間，沈降速度の差によって地層で，青灰色シルト岩または細粒砂岩から成

水成の鬼首層，河川ないし湿地帯成の芳沢層・各地に海盆状凹みが形成され，嫌気性（還元性）

り，多くの浅海性貝化石を産するという特徴が三ツ沢層・軽米層等で代表され，古地形に応じの環境が形成された．

ある．化石の上から仙台付近の竜の口層に対比て各地に分散している．これらのなかには，一脊梁山脈以東の地域は浅海化し，引続く地殻変されている．

部扇状地堆積物や段丘礫層に移化するものもあ動によって隆起する．後期中新世の石英安山岩

か ざわ

上部の陸成層にあたる．

って，明確な境界は引かれない．とくに石英安の活動に伴って陸化した地域の各所には，火山

主として凝灰質砂岩・凝灰岩・同質シルト岩の

山岩の噴出後，脊梁山脈には，両輝石安山岩を性陥没盆地が形成され，湖成層が堆積した．

不規則互層から成り，数枚の亜炭層を挟む．

噴出きせた岩手山・駒ヶ岳・焼石岳・栗駒山等

鮮新世以降は陸地の状況が保たれたが，一時的の火山があって，それらの数次に亘る噴出物が海面上昇による海進があり，全体としては静か田の３層を合せた地層で，中部に海成の青灰色

山腹斜面や段丘を広くおおっている．

な１堆積輪廻を示す地層が形成された．

シルト岩を挟み，上下に夾亜炭層を伴っていて，⑤まとめ第四紀に入っても，再度石芙安山岩の活動があ

１堆積輪廻を示している．海成層の部分が他と東北地方の新第三系は，主としてグリーンタフ

り，最終的には脊梁山脈に沿った安山岩の噴出

指交関係にあって，分層困難なため一括されて地域に分布している．グリーンタフ地域は，中によって，さらに隆起し，今日の地形が形成さいる．

新世初期に形成された，火山活動を伴う断裂性れるにいたった．

≪梅田層・金沢 層≫

もとはた≪大平層・本畑 層・斗川層≫

有賀・山田・梅図3−焼石岳南麓地質断面図（南北幅数kmの範囲を投影・凡例は表1及び図2参照）

表1−北上川以西地域の新生界層序表(図2の凡例を兼ねる)

URBAN KUBOTA NO.25｜30

図2−北上川以西地域の新生界地質図

URBAN KUBOTA NO.25｜31

硫酸還元菌古坂澄石＝東北大学名誉教授

Ⅰはじめにながら栄養補給を受けることになり，基礎代謝菌が分布するための基盤は存在するのである．

のエネルギー源を補給され，生存期間が延びる

ただ，基質の絶対量は少なく，この種の細菌数①微生物と場の多様性についてことになる．

も少ないのが通例である．硫黄酸化細菌が働け―土壌は多種多様の微生物の生存を支える―

また，低濃度の栄養源の存在する場においてのば必ず硫酸が生成される．また，硫酸は雨水を畑に出て一握りの土をすくいあげると，その中み生育しうる細菌群が存在する．古くはオリゴ

通しても供給されるし，一次鉱物の風化の過程には，実に多種類の糸状菌・細菌・放線菌・酵トローフと呼ばれており，種類も数も少なく，でも生成する．

母・ヴァイラス・藻類がみつかる．量的にみた余り注目を浴びなかったが，近年になって新し畑土壌は，一般に好気条件によって支配されてときの１例をあげれば，糸状菌類は長さにしてい種類の細菌が数多く見い出されつつある．しいるのが通例である．しかし，雨によって土壌180μｍ・ｇ-1，重さにして0.3mg・ｇ-1，細菌類

かも，この細菌群の数は，既知の慣用濃度の栄

孔隙が満たされた場合，有機物質が大量存在すは数にして約１億，重さにして0 . 1 m g・ ｇ

-1に養物を代謝しうる細菌群とほぼ匹敵すること，れば，好気性細菌の好気呼吸によって酸素が消も及んでいる．

栄養物濃度が低い場では，後者を陵駕すること費し尽くされ，嫌気的な場が出現することはこれらの微生物は，土壌中では決して均一に分が知られるに至っている．これらの事から，土G r e e n w o o d （ 1961年）によって指摘されてい布して存在しているわけではない．糸状菌は，壌のみならず自然の場は，一般的に栄養欠乏状る．したがって，そのような場では偏性嫌気性

土壌孔隙（最少数μｍ）の間をぬって菌糸を伸態にあり，その場に存在する微生物は飢えてい菌である硫酸還元菌が増殖しうると推定される．

ばしており，比較的大きな孔隙では胞子を形成るのが正常の状態であるということができる．

そしてそのことが，硫黄酸化菌と同様に，硫酸していることもある．細菌類は図１にみるよう

このように，有機物をエネルギー源，体構成成還元菌が広く土壌中に分布する理由であると考に，数ミクロン以上の孔隙内で１種あるいは数分源として利用しうる微生物群を，従属栄養微

えられる．その詳細については，後述する水田種からなる集落を形成して生存している．そし生物と総称している．

土壌と海底土の例でふれることにする．

て集落と集落との間の距離は，数10〜数100ミ

植物遺体の初期分解に際して，蛋白，糖蛋白，+4グリーンウッド

土壌表層は光が当たるので藻類や藍藻類（現在クロンに及んでいる．１つの集落と隣りの集落

糖アミノ酸等から放出されるＮＨ のすべてがは原核生物として細菌に分類されている）が，とは，同一種類である場合もあれば，相異なる

直ちに分解菌によって摂取利用されるわけでは

光合成を行い独立栄養で増殖しうる．また，嫌種類の場合もあり，また互いに孔隙で結ばれてない．その一部はアンモニア酸化細菌群によっ

気条件下でのみＨ 2 Ｓを電子供与体として光合相互に影響を及ぼしあっていることもあるが，てまず亜硝酸に，次いで亜硝酸は亜硝酸酸化菌

成を行う緑色及び紅色硫黄細菌や従属栄養型光多くは半ば独立的であると推定されている．

群によって硝酸に酸化される．これらの菌群は，合成細菌である紅色非硫黄細菌も存在する．

植物遺体（作物根遺体）が新たに投与されると，酸化によって得られるエネルギーを利用して，

上記の例に示したように，微生物は，その増殖

それを取り巻く土壌から微生物が侵入して遺体

土壌空気中の二酸化炭素を固定し，菌体構成をに必要なエネルギー及び体形成に必要な栄養素を分解する．約１カ月くらいの間に植物遺体の行い増殖する．これらの菌群は，独立栄養細の利用の仕方が，高等動植物のそれをはるかに構成成分のうち，微生物によって容易に分解さ菌群と総称されるものの一部であるが，その超えて，きわめて広汎である（表１参照）．そしれうる部分―低分子の糖類（単糖，オリゴ糖，他，２価鉄を酸化するもの（鉄細菌），単体硫黄てそのことが，環境条件の著しく異なる地球上

脂質，蛋白，核酸等）―の大部分が分解され，(Ｓ 0)や硫化水素(Ｈ 2 Ｓ)を酸化するもの―硫に，微生物が広く分布存在しうることとつながリグニン，繊維素など難分解性の物質が残留す

黄酸化細菌群，すなわち硫黄酸化細菌（Thio-っている．また土壌中から性質の非常に異なる

る．微生物は前記化合物を代謝する過程で急激

bacillus），紅色硫黄細菌（Beggiatoa等）―

多種類の微生物が単離し得，また，さまざまなな増殖を示すが，それが消費しつくされると，等が存在する．

抗生物質を生産する多様な微生物のほとんどが大部分の微生物は急激に死滅に追いやられる．

ところで硫化水素は，通常の畑でその臭いを嗅土壌から単離されたことは，それぞれの微生物

その後は飢餓状態に追いやられ，増殖過程で蓄ぐことができないことから，畑土壌では生成さの生存に必要な，極めて多様な環境条件（単に積した体内貯蔵物質（グリコーゲン，ポリβ―

れないと考えられがちであるが，植物遺体中に物理化学的なそれのみでなく，栄養物の種類もハイドロキシブュチレート等）を消費しつつ，は含硫蛋白と含硫アミノ酸が生物の必須物質と含めた）をもった場が，土壌中に混在すること

基礎代謝ぎりぎりの線で生存したり，胞子そのして，少量ではあるが必ず含有されている．そを示している．

他の耐久体を形成して休眠状態に入ったりする．

れらが，好気呼吸とそれに続く嫌気的分解に際それらの場の構成単位は数10μから数100μの繊維素もむき出しの繊維素の状態ではなく，リして土壌中に放出されると推定することの方が，微小の場である．最初に述べた一握りの土は，

グニンと結合していたり，腐植でおおわれてい放出されないと考えるよりはるかに理にかなっ

異なる微生物と環境条件をもった極めて多数のたりして微生物の攻略を受けにくい形態に変化ている．また，微生物が飢餓状態に追い込まれ微小の場の集合体である．われわれが化学分析している．繊維素分解菌やリグニン分解菌は，た場合，硫化水素を発生することはよく知られや微生物分析を行う際には，このような混合物

このような基質を分解しながら微量の糖（グルた事実である．このようにして発生した硫化水の分析を行っていることになる．したがって，

コース，セロバイオース等）や代謝産物を場に素の一部は，金属硫化物として補捉されたり，それに基づいて場の変動法則を樹立しても，そ放出する．それらの物質が土壌中の孔隙水を通酸素による自動酸化を受けて元素硫黄となるでれはあくまでも集合体の変動法則であり，場のして拡散すれば，それに接する微生物はわずかあろう．したがって，土壌中に広く硫黄酸化細制御を人為的に行うには，個々の反応の起こっ

URBAN KUBOTA NO.25｜32

ている微小部位の変化の実体と変動法則によっ

展に裏付けられて，現在の莫大な一般微生物学

性嫌気性細菌群と偏性嫌気性細菌群が，その主て裏打ちされた，更に一段高い変動法則の解明の知見が集積されている．

な担い手である．そして，醗酵産物としてアルが必要となる．

しかしながら，その知見の大部分は単離され，コール類（エタノール，２，３ブタンヂオール

近年における微量分析手段の発達と電子顕微鏡

人工培養された微生物についての知見であり，等）と有機酸類（蟻酸，酢酸，プロピオン酸，の発達は，このような微小の場の分析に用いえ

自然の場には，なおわれわれが識別したり，人酪酸等の揮発性脂肪酸とコハク酸，乳酸等の不るか，えないかの境の位置にある．化学分析で工培養しえない微生物が数多く存在する．

揮発性脂肪酸）を蓄積する．これらの化合物は，

いえば，もう一桁ないし二桁の精度が欲しいと自然の場は，多様な代謝形式をもった多種類の土壌という混合培養系の中にあって，一部相互ころである．この面の解析を，困難ながら新た微生物が共存する混合培養系であるばかりでなに変換されながら多くの場合，酢酸が最も多くな創意工夫の下に積極的に大幅に改善すること

く，生存の場それ自身，構造的にも成分的にもなる．

が，自然の場の微生物の変動法則を知るために極めて複雑な混合系である．そのために，一般

それは，多くの細菌は酢酸を嫌気的に酸化しえより有効であろう．またそれは，大いに期待さ調査の段階を越えて，解析段階にまで切り込んないからである．そこで，最後の掃除屋としてれる段階に到達しているということができる．

だ研究は比較的少ない．その場合も，多くの側働くのがメタン醗酵細菌群と硫酸還元菌群であ

さらに，自然の場の微生物を理解する上で，忘面を捨象せざるをえないのが現状である．これる．前者は，二酸化炭素を電子受容体としてメれてはならない事柄についてふれることにする．

までの研究成果からみても，自然の微生物を解タンを生成するだけでなく，酢酸を分解してメL e e u w e n h o e k が単眼顕微鏡を用いて，一滴の明するときには，一般微生物学の知見に依きょ

タンを生成する．硫酸還元菌は，硫酸根を電子

水滴の中に多種多様の形態の微生物を見い出し，しながらも，それぞれの場合について一つ一つ受容体として酢酸を二酸化炭素と水に酸化する．

Pasteur が 特定の反応（機能）と微生物種との疑いの目をもって，自然の場と一般微生物学的

好気的呼吸における酸素の役割と同様，嫌気条

対応関係を示すことによって，微生物研究の端知見の異同を検証して行くことが必要である．

件下において，末端電子受容体として硫酸を用②人間と硫酸還元菌とのかかわり合いいるので，硫酸呼吸と呼ばれるゆえんである．

リューウェンフック

パスツール

ヴィ

緒を開いて以来，多くの研究者，なかでもWi ノグラドスキイ

バイヤリンク

nogradsky とBeijerink の天 才 的 な 活 動 に よ っ

有機物濃度が高い土壌が湛水されると，まず微この段階において，嫌気的条件下での有機炭素て，多様な代謝様式をもつ数多くの微生物が見生物による好気的代謝が起こり，次いで底土が化合物の完全な無機化が行われるわけである．

出された．また近年の生化学，分子生物学の発還元されて嫌気的醗酵に移行する．後者は，通そしてまた，上記の全過程は，有機物を含む土

図1−土壌粒団の断面に観測された細菌集落の分布

表1−エネルギー源と栄養要求性に基づく微生物の分類<D.JohnesとE.Griffiths，1964>

URBAN KUBOTA NO.25｜33壌が飽和量の水で湛水された場合，あるいは下（酸化して）嫌気的に光合成を行う有色硫黄細堆積起源とがあり，世界の硫黄鉱床の90％以上

水，汚泥，河川や海洋の堆積物等のすべてに共菌類（ C h r o m a t i u m や T h i o p e d i a 等 ） が増殖が堆積起源とされている．堆積硫黄鉱床の起源

通する一般像である．そして，硫酸根量の極めして，赤潮の発生にもつながる．

については，地質学者の間でもまだ十分明らかて少ない淡水湖においては，メタン醗酵が優先

沿岸域における赤潮の発生や養殖魚の死滅も，にされていないが，古い水体の硫酸塩，炭酸塩

し，硫酸根量の多い海底においては硫酸還元が個々の場合によって，そこに働く主要な微生物の鹹湖堆積あるいは石油鉱床と密接に関連して優先する．

種に多少の差異はあっても，基本的な反応は同いることなどが明らかにされている．

硫酸還元反応（ないしそれを担う硫酸還元菌）

一である．このような有機物付加に，さらに拍前者においては水体沈殿物中に当然含まれる藻は，上記のような特性をもっているので，地球車をかけているのが畜産廃棄物や澱粉工場，製類の遺体をエネルギー源として，硫酸還元が起上の色々の場で起こっており，人類の生活と種

紙工場，魚肉加工工場等の工場廃棄物，あるい

こって硫化水素が地下水を通して湖底の湧水と々の面で深いかかわりをもっている．以下にそは工場排水である．

なって供給される経路が考えられている．浅いの主だったものについて，簡単に述べることに≪埋設管≫

水体においては，有色硫黄細菌がこれを硫黄まする．それぞれの詳細については，多くの総説

河川や沿岸の汚染を防除するために，近代都市

で酸化すると推定している．

や専門書が出版されているので，それらを参照

においてはコンクリート製の下水管を網の目の他方，後者においては含油層内で硫酸還元が起されたい．

ように設置して，その末端に下水処理場を設け

こり，硫化水素を含む地下水が地層の割れ目を≪生活廃水≫ている．下水管の大部分は，数10年の使用に耐通して上昇し，地表近くで同様の割れ目を通し最も身近な場で起こっているのは，生活廃水かえているが，時折，侵食された部分が破壊されて侵入してきた酸素を含む水と接することにらの硫化水素発生である．下水道の整備されてて問題を起こしている．侵食防止については多よって自動酸化を受けたり，硫黄酸化細菌

いない地方都市では，いまだに下水溝の流れのくの研究がなされ，侵食の機構についても基本( Thiobacillus thiooxidans や T.thioparus )良くない部分で，硫化水素混じりのドブ臭をい的一般像が明らかにされている．多量の有機物によって微生物的に生成されたりしていると推やおうなしに嗅がされる．また，人間の集落のを含む下水が停滞すれば，前節で述べたと同様，定されている（図２）．

生活廃水（糞尿廃水を含む）の流れ込む沼や淡硫化水素の発生が起こる．硫化水素の発生量は，微生物が同位体化合物を代謝する場合，軽い同水湖で，自然増殖あるいは人工養殖していた魚大ざっぱには管内の下水の流速，温度，汚水の位体の方をより多く利用することは，Ｓ32とＳ34

類が，夏場に多数死滅して新聞紙上をにぎわし

有機物含量の函数としてとらえることができる．

についてもＣ 1 2 と Ｃ 1 3 の 場合同様，良く知られている．その原因として，生活廃水の流入によ

いずれにしても大量の硫化物が発生し，管内のた事実である．硫酸還元に微生物が関与すれば，ってこれら水体中の有機物含量が高まり，水中粘質膜の含酸素層が殆んど消滅すれば，硫化物生成された硫化水素のＳ 32/Ｓ 34 比は硫酸のそれの溶存酸素が微生物代謝に使われて著しく減少

は管内の気相部に拡散して管壁に到達する．そより大きいはずであり，その硫化水素が硫黄酸することがあげられている．そのような状態でうした状況下で硫黄酸化細菌がこれらを酸化し化細菌により分子状硫黄に酸化された場合，は，必然的に底土は還元状態となり，硫化水素て硫酸を生じ，硫酸がコンクリートを侵食する，

Ｓ32/Ｓ34はさらに大きな値となるはずである．この発生が同時に起こるのが通例である．硫化水というのが現在提示されている機構である．

の関係を逆に使用して鉱床中の硫黄化合物の素が直接，魚毒として働いているかどうかは，他方，都市の地下に張り巡らされたさまざまな

Ｓ 32/Ｓ 34比を測定し，硫黄鉱床の形成に微生物

それぞれの場の条件によるであろう．また，硫管路は，外部からの腐食におかされることがあが関与したことを証明している．

化水素が蓄積すれば，それを電子供与体としてる．低湿地で常に水飽和の状態にある地帯の多以上の記述から明らかなように，硫酸還元菌は

くは，昔は芦の生い繁っていた原野であったり，

人間の生活に直接関係しているばかりでなく，水田であった地帯が多い．このような地帯が都

現在の化学工業の重要な基礎資材である硫黄の市化の進行に伴い，住宅や工場用地として使用形成に関与してきている．

されているが，そこに埋め込まれた管路は硫酸

これまでの記述は，目に見えないために人々の還元菌による被害を受け易い．それは，土壌全関心をあまりひかなかった微生物が，自然の場

体が還元的であり，特に有機物遺体の上では，

で如何に大きな働きをしているかを大づかみにこの菌の活動によって硫化物発生量が特異的に説明してきた．それと同時に，次節で述べる自高くなる可能性をもつからである．管の腐食が然の場の硫酸還元菌の生態を理解する上に必要

全面均一に起こるのではなく，局所的に起こるな，自然の場に存在する微生物の一般像の一部ことは土壌の不均一性と関係しているのであろを説明してきた．次節ではもう少し立ち入って，う．なお，埋設管の腐食と防食についてはアー

自然の場の硫酸還元菌の増殖の仕方や活性の発バンクボタ23号を参照されたい．

現を理解する上で重要と考えられる諸条件につ≪硫黄鉱床≫

いて記述することにする．

図2−二次的イオウ鉱床（ショル・スウ）の形成
および崩壊における各種微生物群の役割を示した図<エス･イ･クズネツォフ他著 飯塚･都留訳 地球微生物学，1965>

次に，地球規模の問題として，硫黄鉱床の問題にふれることにしよう．その起源に火成起源とURBAN KUBOTA NO.25｜34

Ⅱ自然の場における硫酸還元菌―水田土壌と海底土―v u l g a r i s のみである．両者は非常に似た性質
コリン

硫酸還元菌であり，胞子を形成する点で他の属をもっており，前者が硫酸の代わりにcholineと異なっている．

を水素受容体として生育できる点で後者と異なDesulfotomaculum nigrificans は ， 最 初 は①硫酸還元菌の種類っている．また，前者のＧＣ含量は59％である

C l o s t r i d i u m と考えられた種（胞子を形成す

本論に入るに先立って，現在までに単離され，のに対し，後者は 6 5 ％ で ある．何れの種も胞るので，その細胞は紡錘形となりClostridium

性質の明らかにされている硫酸還元菌の諸特性

子を形成しない．

そっくりである）で高温性である．基質となりについて述べておくことにする．また，主要な硫酸還元菌を有名にしたチトクロムＣ 3（adsp

うるものは限定されており， Desulfovibrio と菌株の諸特性の一覧表を示した（表２）．

band

同様，乳酸と焦性ブドウ酸のみである．ただ，

552―553）を含有する種が多い．この色
ポストゲート≪Desulfovibrio≫

素は1954年，石本真教授とPostgate 教授によ株によっては，ブドウ糖を条件によって利用し通常の場合，細胞形態は三日月形に曲がっていり，同時に独自に発見されたもので，それまでうるものがある．

るが，三日月が２個湾曲面を逆にして縦に結合

偏性嫌気性菌は酸素を末端電子受容体としない

近年（1976年） W i d d e l と P f e n n i g が ，乳酸はしているシグモイド状のものが多い．それがさのであるからチトクロム系の関与はないはずで利用できないが酢酸を利用しうる Dm.aceto-

らに縦につながればラセン状になる．種によっあり，したがってチトクロムは保有しないと考

xidans（写真１ａ，ｂ参照）を見い出し，嫌気て大きさ及び形態にはかなり差異がある（ア

えられていた．

的条件下における有機物酸化の最終段階を担う

ーバン・クボタNo.23，p.１・ Desulfovibrio

他のチトクロムも存在し，特に新たに見い出さ一員でありうることを明らかにしつつある．まウイッデル

プフェニイヒvulgaris Hildenbrough 宮崎株の写真参照）．

れた他の属の硫酸還元菌の中には，ｂ 及 び ｃ

た最近，水田土壌からも酢酸と乳酸の何れをもまた，培養が古くなったり培養条件が不適当でタイプのチトクロムを含有するものが多い．

同様に代謝しうる D m . a c e t o x i d a n s に極めてある場合には，変わった形態（多形態）を示す

また，この属の特徴的な色素であるデサルフォ

近い菌株が分離された．

傾向がある．多くの種は，細胞末端に一本のべビリジンを含有するものが多い．

≪Desulfobacter postgatei≫

ん毛をもっていて活発に泳ぎ回る．２〜３の種

エネルギー源及び炭素源として利用しうるもの

酢酸を主として代謝しうる硫酸還元菌のうち，はこのべん毛が複数である．

は非常に限られており，乳酸と焦性ブドウ酸の

食塩要求性をもたない D m . a c e t o x i d a n s を陸D.desulfuricans と D.vulgaris は 自 然 界 にみである．

型とするならば，それに対応するＮaＣl要求性

広く分布しており，また分離され易いが，これ≪Desulfotomaculum≫をもつ海洋型ともいうべきものが Desulfoba-

ま で に 水 田 か ら 分 離 同 定 さ れ て い る の は D.

Desulfovibrioと同様，古くから知られていた

cter postgatei（写真２ａ，ｂ参照）である．

表2−硫酸還元菌の分類の基になる諸特性一覧表<Postgate，The sulphate-reducing bacteria 2n∂Ed，1984より部分引用>

URBAN KUBOTA NO.25｜35

長楕円形の桿菌で中温性の菌である．チトクロ

田土壌は酸化的部位と還元的部位がモザイク状

主として嫌気的代謝が行われる．

ムＣ 3 を含有しないがｂ，ｃを含有する．デサに分布する場であることを示している（図４）．

嫌気的代謝が開始されると有機酸が蓄積される．

ルフォビリジンは含有しない．生育にp-amino

このような土壌を春先，耕起して湛水すると，有機酸のうち最も多量に蓄積されるのは酢酸でbenzoic acidとbiotinを要求する．

土壌孔隙に保持されていた酸素は，好気性菌及あり，その他蟻酸，プロピオン酸，酪酸，乳酸

なお， D m . a c e t o x i d a n s は b i o t i n のみを要び通性嫌気性菌の好気呼吸によって消費され，等が検出されている．アルコール類も生成されビオチン求する．乳酸を代謝する Desul fovibrio 及び約２週間前後で消費され尽くす．この時期になるが，消費速度も速いので有機酸のようには蓄

Desulfotomaculum は何れの 種も全くビタミ

ると酸素の供給は，田面水と大気との界面を通積しない．検出されているアルコール類としてンを要求しないのに，酢酸を代謝する種がビタしての拡散によるものと，稲の根系を通してのは，エタノール，２，３ブタンヂオール等があミンを要求すること，また，酢酸を代謝しう放散によるものとに限られる．

る．

Desulfococcus

水中における酸素の拡散は，大気中のそれに比これらの有機酸類の生成は，通性嫌気性細菌とmultivorans ， Desulfonema limicola や De-

べて約１万倍も遅いので，土壌中への拡散によ嫌気性細菌の醗酵によるものである．有機酸類

るが同時に乳酸も代謝しうる

sulfosarcina variabilis は全くビタミンを要る酸素の供給速度と土壌中での微生物の好気呼が蓄積されるようになると，有機酸類を代謝し求しないことは興味深く思えるが，現段階にお吸による酸素の消費速度は，土壌表面下数mmのて有機物の完全無機化段階を遂行する微生物群

いてはその内容を推察する生化学的解析は全く面で平衡に達する．この平衡の起こっている境が活動を始める．この群の微生物は限られてお行われていない．

界面は，それより上の，３価の鉄が大部分の，り，メタン醗酵菌群と硫酸還元菌群の一部であ

なおここで特記しておきたいことは，さきにも褐色の土層（いわゆる酸化層）と，それより下

る．有機酸の代謝で最も末端にあるものは，蟻

触れたように，1976年以降Pfennigらによって，の２価鉄が大部分の青灰色の土層（いわゆる還酸と酢酸であり，蟻酸を炭酸と水素に分解する

酢酸を代謝し得るいくつかの新しい硫酸還元菌元層）の界面として明瞭に識別することができ系は多くの嫌気性並びに通性嫌気性菌が保有しが見出されたことである．このことによって，る．この時期になると，土壌粒子の水による分ている．これに対して，酢酸を炭酸と水に分解

自然界では乳酸を基質として硫酸還元が行われ，

散が進行して，土壌は泥状を呈し，全体としてする微生物群は上記二群に限られており，その生 成 し た 酢 酸 は メ タ ン 菌 に よ っ て Ｃ Ｈ 4及 びゲル状態となる．酸化還元電位は，部位による意味で炭素化合物の無機化の末端酸化を行う菌ＣＯ 2 に分解されるとの考えが大幅に書き換え差異の幅を次第に狭めながら，全体としての平群として重要である．６，７年前までは，硫酸られるに至った．つまり硫酸還元菌は，メタン

均電位も低下する．

還元菌には酢酸を酸化しうる菌株は存在しない菌と同様に，有機炭素化合物の無機化の最末端

微生物の多くは，好気的微生物であっても，そと考えられていたが，前述したようにPfennig

をになう重要な一員であるということである．

の増殖に際して，増殖の場の酸化還元電位を低と Widdelが 酢 酸 を 酸 化 し う る 数 種 の 菌 を 見②水田土壌中の硫酸還元菌の分布様式下させる．その内容のすべてを明らかにする目

い出し，硫酸還元菌の自然界における位置付け

春先に水田土壌を掘り起こしてみると，茶褐色的で，意識的に取り組んだ研究はないが，チト

は大幅に書き変えられるに至っている．

の部分と青灰色の部分とがモザイク状に入り混クロム系を通して酸素に向かって流れる電子のDesulfolomaculum acetoxidons に極めて類じって存在する（写真３）．これは，鉄が主にすべてが菌体構成に有効に使われず，細胞表面似した菌は，最近水田土壌からも単離された．

３価状態にあるか，還元されて２価の状態にあ荷電を通じて培地中に放出されたり，硫化物，

この菌は，酢酸と同時に乳酸もほぼ同様に利用

るかに基づく色である．

グルタチオン，助酵素の分泌といったような形しうるので，土壌中ではたして酢酸を代謝して微少な白金電極を用いて一断面内の多くの点でで，増殖の場に還元物質を放出することが知らいるのか，また D.vulgaris との関係はどうな

酸化還元電位を測定すると，部位により異なり，れている．

っているのか等の解明が今後に残されている．

測定値はプラス数100ｍｖから マイナス数100

このような層分化が起きた段階では，表層酸化

ところで，場の酸素が消費し尽くされて，酸化ｍｖの間の幅広い分布を示す．このことは，水層では主として好気的代謝が，下層還元層では還元電位が−100ｍｖ以下に低下すると，硫酸還写真1−Desulfotomaculum acetoxidans

写真2−Desulfobacter postgatei

写真3−春先の湛水前に掘出した水田土壌の作土断面

URBAN KUBOTA NO.25｜36

元菌の増殖の場が確保されたと考えることがでによって解析すると，ランダムではなく集中分

行過程の中で大量に，予め生成されることは，きる．この場は，前記した土壌の酸化還元電位

布型を示した．大きな斑点の集中している部位

高井ら（1961年）の研究で既に明らかにされての分布に見るように，不均一に分布する微小のでは，しばしば有機物遺体が観察されたこと，いるところである．水田土壌が老朽化して鉄が場である．土壌全体の平均としてはまだ酸素が及び泥状の水田土壌をよく攪拌して硫酸還元菌

欠乏してしまった土壌においては，硫化水素は残っていても，微小部位に分けて見ると必ず酸の芽胞の分布をランダムにした後に，土壌の中遊離のまま存在し，稲の根腐れを起こすことは，素のない酸化還元電位の低い場が存在する．

心部に少量の殿粉か繊維素を添加してインキュ

塩入らが秋落現象として既に古く解明したこと

このような場では，嫌気的な醗酵によって有機ベートすると，２週間後の硫酸還元菌数の部位である．

酸の生成と消費が起こっており，酢酸や乳酸がによる分布は集中分布型となった（図５）．しラジオオートグラムで観察された白い斑点は，蓄積する．したがって，このような場では硫酸たがって，硫酸還元菌の分布が集中分布型をとしたがって， 35Ｓ硫化鉄の存在の場，硫酸還元還元菌の増殖に必要なエネルギー及び炭素源がることには，有機物遺体が関与していると推定

菌が硫酸還元を行い，増殖した場と見なすこと準備されていると推論することができる．このされる．この推定は，水田土壌中の有機物遺体ができる．

ような場で硫酸還元菌が増殖し始めると，生成の分解を経時的に観察した和田らの結果によっ≪硫酸還元菌を含む凝集体≫

する硫化物によって近傍の場が還元され，増殖ても支持されている．

さきに述べたように，硫酸還元菌が増殖に際しの場は次第に拡大されると考えることができる．

ところで，硫酸還元の結果，生成される第一次て生成する硫化水素は，直ちに硫化鉄としてそこの模様は， 35Ｓで標識した硫酸塩を水田土壌

化合物は硫化水素であり，硫化水素は水に可溶の場に沈殿するとすれば，硫酸還元菌の細胞はに添加して，一定期間インキュベートし，そのであるから直ちに土壌水中を拡散し，比較的縁

硫化鉄に取り囲まれた凝集体の中に存在すると後過剰の 35 ＳＯ 42- を除去してラジオオートグラの明確な斑点像を示さないはずである．ところ推定される．この推定は，次に述べるいくつかムを撮った像（アーバン・クボタNo.23，p.23）

が ， 前 述 の 写 真 （ ア ー バ ン ・ ク ボ タ No.23，の事実によって裏付けられる．

から窺うことができる．写真は示していないが，

p.23）のように，縁の明確な斑点像が得られて(1) 土壌を直接水で分散させて計数した硫酸還時間経過を追った結果によると，インキュベー

いることは，細胞から分泌された硫化水素は，元菌数に比べて，土壌の構造体を破壊する処

ション開始後１週間くらいから，数少ない小斑

場に溶存している２価鉄と直ちに結合して，硫理―超音波処理を行った後に計数値が増大する

点が出現し，その後，時間経過に伴い斑点の数化鉄として細胞周辺に沈殿させられることを意(表３)．

が増加すると同時に，斑点の大きさも増大して味する．

(2) 金属キレート剤

くることが観測されている．

２価鉄は，土壌が湛水され場が硫酸還元菌の増mine tetra acetate）を土壌懸濁液に添加して硫また，この斑点の分布様式を森下の1δ-Index

殖を開始しうる状態になるまでに，場の還元進

化鉄を溶解させると，硫酸還元菌の計数値が高

図4−水田土壌中における酸化還元電位の不均一分布と時期的変動

古坂，1968

EDTA（Ethylene dia-

図5−有機物を添加した時の硫酸還元菌の分布とlδ-指数による解析

表 3− 土 壌 を 音 波 お よ び EDTA処 理
した場合の硫酸還元菌数の増加

URBAN KUBOTA NO.25｜37

まる（表３）．

を密閉し，水田土壌のモデルとして閉鎖系内の化という化学的活性にはほとんど影響を及ぼさ(3) (1),(2)何れの操作によっても,硫酸還元菌

反応解析を行っている．この研究によって，土ない．

以外の細菌の計数値は高まらない．したがって，

壌中の物質代謝は好気的呼吸から嫌気的醗酵へ

これに対して，燐酸カルシウムゲル粒子濃度を凝集体は硫酸還元菌特有の凝集体であり，畑土と段階的に進行し，熱力学的にエネルギーレベ

高めると，写真４ｂに示すように細胞は多量の壌の団粒に相当する構造体である．

ルの高い段階から，より低い段階へ，つまり酸ゲル粒子によって取り囲まれた状態になる．ここの凝集体は，微量の酸素を含む水で分散させ素呼吸から硝酸呼吸→醗酵→次いで硫酸還元及の状態が形成されるときは，ゲル粒子と細胞のると硫化鉄は直ちに酸化され，可溶化されて，びメタン醗酵へと段階的に進行するという，段結合が起こるのみでなく，ゲル粒子相互間，ゲ中に閉じ込められていた硫酸還元菌が放出され階説が樹立された．土壌を全体として一つのマル粒子と細胞の結合体相互の結合も同時に起こる．

スと見なす場合の一般像が提示されたのである

り，ゲル粒子―細胞複合体が形成される．

いま，水田土壌―全体としてゲル状態―中(図６参照)．

このような状態になると，複合体内部への基質の凝集体について考えてみよう．硫酸還元菌の現場の土壌中の物質変化，微生物の変化を明ら

及び酸素の拡散が阻害され，大腸菌によるコハ増殖が進めば進むほど，凝集体相互の結合が行

かにし，その変動を制御しようとする場合には，ク酸酸化の速度の低下が見られるようになる．

われ，次第に大きくなって行くであろう．そし高井らの研究に見られるような，巨視的立場か

図８はこの現象を，基質濃度の低い場合に共存て，微量の酸素がその外側から拡散してきた場ら土壌全体を一つのマスとして扱う立場からのするゲル粒子濃度を高くすると基質酸化速度が合，硫化鉄が直ちに自動酸化し，酸素の内部へ研究と同時に，場の不均一性を微生物の大きさ低下する実験例で示したものである．水田土壌の浸透を阻止し，内部の硫酸還元菌は，酸素にに対応した微視的立場の問題としてとらえて解中に存在する硫酸還元菌も，土壌の粘土鉱物やよる阻止を受けることなく安全に保たれる．

明する研究が必要である．

硫化鉄のコロイド粒子に取り囲まれた複合体をまた，落水後，土壌が乾燥すればゲルが凝集す

硫酸還元菌の多くは，強力なハイドロゲナーゼ

形成しており，この例と同様の基質や，酸素及るに伴って，硫化物，硫化還元菌及び土壌粒子

活性をもっており，分子状水素で硫酸を還元すび水素ガスの拡散が著しく阻害される状況の下を含む凝集体も，凝集により一層密な構造体とることができる．この特性を使って土壌に硫酸に存在するのであろう．

なるはずである．このような構造体は，より一塩を添加し，気相を水素で置換して水素吸収速

このような凝集体を形成しながら増殖する硫酸層酸素の拡散を阻害するであろう．

度を計測することによって，土壌のポテンシャ

還元菌は，予めその場に存在するエネルギー源

秋口に，３価の鉄でおおわれた凝集体（赤褐色

ルな硫酸還元活性を測定することができる（図となる基質を消費し尽くした場合，外部からのをしている）を取り出して，その構造を力学的

７）．ポテンシャルなという意味は，現実に土拡散による基質の補給はほとんど不可能となろに破壊して硫酸還元菌数を計測すると，青灰色

壌中に起こっている硫酸還元活性ではなく，飽う．有機物の微小な粒子と，これを代謝し，乳をして還元状態に保たれていた土壌と，ほぼ同和量の水素と硫酸塩存在下で，土壌中に存在す酸あるいは酢酸を生成しうる他の細菌を，同時じ菌数が計測される．つまり，凝集体の外側がる硫酸還元菌群の示す活性を意味する．

に凝集体内にくるみ込んだ場合は，さらに増殖

完全に酸化状態になっても，内部には酸素の侵

この方法を用いて検討した結果，硫酸還元菌はが可能となろう．

入が行われなかったことを示すといえよう．

湛水後約３週間目と，土壌温度の高まる７月末

しかしながら，凝集体を完全分散させて計数し硫酸還元菌は，このような硫化鉄で取り囲まれから８月中旬にかけての二つの時期にポテンシ

た細胞数と，手で分散させて計数した細胞数のた城塞都市を造り，その中に生存しているので，

ャルな活性のピークをもつこと，活性のｐＨ依比が数倍程度であることから推論すれば，何れ

田面水中（酸素分圧が日中過飽和になる）でも，存性や硫酸根濃度依存性が，純粋培養した菌懸にしても一凝集体内の増殖は，極めて制約され酸化層中でも生存することが可能である．

濁液のそれとは異なること等，興味ある現象がたものであろう．したがって，数10倍も菌数が③水田土壌中の硫酸還元菌の化学的活性見い出された．しかしながら，増大するという場合は，一つの部位での増殖だ

水田土壌中の硫酸還元活性は，土壌中の硫化物

反応Ｈ2ＳＯ4＋４Ｈ2＝Ｈ2Ｓ＋４Ｈ2Ｏの化学量論

けでなく，増殖を起こす場が増大することを含量を化学的に計測し，一定期間内の硫化物の増的性格は，土壌中においても変化しないこともんでいるのであろう．その詳細は今後に残され加量によって推定しているのが通例である．こ明らかにされた．

た問題である．

の方法によるときには，一，二週間のインキュ

これらの現象の内容をさらに細かく検討するた≪界面の影響≫ベーションの期間が必要であり，その間に硫酸

めには，硫酸還元菌と土壌を用いることは実験

土壌は，母材である一次鉱物，粘土，有機物遺還元菌の増殖や死滅が起こっている可能性があ的に困難なので，いくつかの素材と他の微生物体（腐植を含む）等の固体成分と，土壌ガス，

り，また生成された硫化物も，酸素による酸化を使って検討した．

土壌水及び微生物からなる分散系であると見なや，光の当たる場では緑色及び紅色硫黄細菌に≪凝集体≫すことができる．したがって，相的に見ても，よる酸化を受けるので，厳密にいえば，単位時

硅酸ゲル粒子と大腸菌の各々の濃度並びに菌密

固，液，気の三相からなり，質的にも多様な，間内の硫化物量の増大量で，その場の硫酸還元

度を変えて混合すると，菌密度に比べて硅酸ゲ

そして広大な界面が存在する場であり，微生物活性を示すことは限定された場合に限られる．

ル粒子濃度が低い場合には，写真４ａに示すよはすべてそのような界面に存在しているという

水田土壌の物質代謝を微生物との関連のもとに

うに菌細胞の外周にわずかの燐酸カルシウムゲ

ことができる．界面に存在する微生物の諸特性解析した高井らの研究は，注射筒内に水田土壌

ル粒子が付着するのみで，大腸菌のコハク酸酸（溶液中に存在した場合との違い）については，

URBAN KUBOTA NO.25｜38図6−注射筒内たん水土壌中における微生物の動態<高井ら，1955，1957>

図8−E.coliのコハク酸酸化活性と燐酸カ
ルシウムゲル量との関係 <山岸・古坂，1965>

図10･a−ギ酸酸化と基質濃度 <服部，1965>

図10･b−ラニン酸化と基質濃度<服部，1965>

図11−水溶液中および土壌における Nitrobacter agilisの硝化とpH <Mac Laren，1963>

図7−数種の水素受容体共存下の水田土壌の水素吸収

図 9･a− ギ 酸 酸 化 と pH， 基 質 M/10ギ 酸
ソーダー（各々の最大活性を100とす）<服部，1965><古坂，1968>

写真4−大腸菌とカルシウム燐酸ゲル粒子複合体の電子顕微鏡写真（9,000倍）
図 9･b− グ ル コ ー ス 酸 化 と pH基 質 M/10
<服部，1965>
グルコース<山岸ほか，1968>

URBAN KUBOTA NO.25｜39

近年かなりのモデル的研究の集積が行われてい換樹脂に替えると遷移の向きが逆になること，潤する際，水と同時に水に溶けている基質も取る．

凝着菌を樹脂から離して遊離菌として用いるとり込むことができる．層間に入った基質は，周≪界面における電気二重層≫

このようなズレがなくなる事実等によって支持囲の基質濃度が低下すれば溶出してくる．

陰イオン交換樹脂Dowexl塩素型と，大腸菌細されている．さらに，亜硝酸酸化菌を集積培養

また，粘土鉱物も単離した粘土鉱物自身とは異胞を混合し，一定時間放置後洗滌することによした土壌と，単離人工培養した遊離の亜硝酸菌なり，多くのものは腐植によって被覆されていって，樹脂表面に一層の細胞が凝着した標品の亜硝酸酸化活性―ｐＨ曲線にズレが認められる．したがって，表面荷電もむき出しのものと（凝着菌）を作ることができる．このような標ている（図11）．

は異なっている．

品を用いて蟻酸とグルコースの酸化速度のｐＨ≪凝着による他の影響≫

この例が示すように，土壌粒子それ自身，部位依存性を調べると，図９ａ，ｂに示したように，

樹脂凝着菌その他の例で見られた現象であるが，によって性質が異なるばかりでなく，その種類

水のみに懸濁した大腸菌（遊離菌）のそれとは凝着菌の基質酸化活性は遊離菌に比べて低下すも多様である．したがって，一定の量（例えば明瞭なズレが観測される．

る．その主原因は，凝着菌の凝着面へは基質が１ｇ）の土壌を用いれば平均化された化学的活

また，アラニンおよび蟻酸の酸化速度の基質濃拡散して到着できないためと推定されている．

性が測定されるが，それが時間経過に伴って変度依存性を調べたところ，分子内中和の起こる

また，遊離窒素固定菌であるアゾトバクターを化する場合，その変化の要因をえぐり出すこと

アラニンについては，凝着菌と遊離菌の差は認

カルシウム燐酸ゲル粒子の共存下で増殖させるは，非凡な着想か，数多くの解析的，間接的検められず，二つの曲線は重なった(図10ｂ)．そと，生活環に乱れが生じたり，生理的に変化が討を積み重ねる必要があろう．

れに対して，蟻酸の場合は両者の間にズレが認生じ，巨大細胞が出現したりすることが認めら④沿岸域海底土中における硫酸還元

められ，遊離菌の方が低い基質濃度で飽和した

れている．この変化がどのような内容をもつも海底土中で起こる硫酸還元反応と，水田土壌中(図10ａ)．このような現象は，界面付近においのかは解析されていない．

のそれとの最も大きな環境条件の違いは，前者ては静電気的二重層が形成され（樹脂の陰イオ

また，陰イオン交換樹脂に凝着した大腸菌細胞は十分量（17m mol･l-1）の硫酸塩をもつにもかン層の外側に陽荷電層が形成される），その中は，細胞表層に存在するある種の核酸を抜き取

かわらず，後者は制限量（＜２m mol･l-1）の硫に細菌細胞が浸されると仮定することによってられ，基質の透過性に変化が生じること，ある酸塩しかもたないことにある．

説明される．すなわち，界面近傍においては，いは細胞の表面荷電を樹脂に流すことによって，また，水田においては秋から春の休耕期に，好陽荷電をもつ水素イオンが溶液中より濃縮され，チトクロム系を通る電子の流れの横モレが起き，気的代謝が作土層（表面から15ｃｍ付近まで）

陰荷電をもつ蟻酸イオンは逆に薄められる．実

呼吸系と醗酵系の両者のバランスが多少くずれ

全面にわたって起こるばかりでなく，作付のた

測できるのは溶液側の濃度であり，界面におけること等，複雑かつ興味ある現象が見い出されめの耕起により土層の攪乱を受ける．これに対る実効ｐＨや実効濃度は，それとはズレているている．前記の事柄は，土壌のモデル系を用いして，海底土の場合は底生動物による攪乱（通はずである．ｐＨのズレについては，Mac Laren

た解析であり，現実の土壌中で起こる諸現象と常表面から10ｃｍ以内）はあるものの，土層全によって界面電位ξとの間にｐＨ界面＝ｐＨ溶

安直に結びつけることはつつしむ必要がある．

般の攪乱は少ない．さらに，物質の移動は，水液＋ξ/60の関係が求められている．

粘土鉱物一つをとってみても，モンモリロナイ

田の場合は田面水の地下浸透と拡散の両者によ

上記の仮定は，陰イオン交換樹脂を陽イオン交トのような2：1型鉱物は層間に水を吸収して膨るが，海底土の場合は海水の地下浸透はなく，

図12−リムフィヨルド沈積物の垂直分布<B.B.Jφrgensen，1977>

図13−リムフィヨルド沈積物中の硫酸

図14−リムフィヨルド沈積物中の無機

還元菌数と酸化還元電位の関係

硫黄化合物の層位分布<B.B.Jφrgensen，1978>

URBAN KUBOTA NO.25｜40

拡散のみによっている．したがって，海底土層

素量は次第に減少し，恐らく3.5ｃｍ付近で完全遺体が，酸素存在下においても，硫酸還元の場

は水田土層に比べて，はるかに安定した均一のな無酸素状態となるであろう．Ｈ2Ｓがこの層以すなわち硫酸還元菌の増殖の場となりうること層であるとみなすことができる．

下で認められることや，Ｈ2Ｓを酸化する硫黄酸を示した．現場の海底土においても，デトリタ

有機物の無機化に際しても，海底土における好化 細 菌 の 一 種 Beggiatoa 属 菌 が ， こ の 層 よ りス顆粒が，硫酸還元の場となっている結果が，気代謝は表面から数ｃｍ，海水中からの酸素拡上に多数存在することから，彼は3.5ｃｍの面を

図12ｂの還元された顆粒の割合で示されてい散速度が海底土中の消費速度とつり合う範囲内

酸化層と還元層の境界と考えている．そして３る．

（夏季は浅く冬季は深い）のみで起こる．これ

ｃｍ付近までは，大部分の鉄は３価の状態で存ところで，F e S は安定した化合物でなく，沈積に対し，水田土壌では湛水中でも稲根からの酸在する．

物中でパイライトに変化する．層位による沈積

素放出があり，作土層全般で起こっていると考それはそれとして，図に示されるように表面下の様相を図14に示した．F e S は分子状酸素あるえられる．そして，海底土においては，硫酸還１〜２ｃｍの層以下で硫酸還元が起こり，3.5

いは硫黄酸化細菌の働きによって，酸化されて元反応が有機物無機化の末端反応を担う主要なｃｍ付近で最も活性が高い．それは恐らく，こＳ 0を生成する．生成したＳ 0 は残りのF e S と反ものであり，全体として見ても約50％を担っての付近には硫酸還元菌の基質となりうる植物プ

応して， F e S 2 パイライトを形成するであろう

いると主張されている．（Jφrgensen，1977）

ランクトンの遺体が最も多く集積しているためことが，Berner（1970年）によって提唱されて海底土中にもメタン菌は存在するが，硫酸還元

であろうと考えられる．

いる．しかしながら，パイライト形成の機構，

菌の方が酢酸や乳酸に対する親和性が高いこと，

この層以上では，遊離のＨ 2 Ｓ が 全く検出され特に微生物の関与については，今後の研究に待

耐塩性のメタン菌が少ないこと，硫酸塩濃度がな い こ と は ， 酸 素 及 び Beggiatoa の 存 在 に よ

たねばならない．パイライトが形成される層は，高いこと等から，メタン菌による有機物代謝はってＳ0（元素状硫黄）及び硫酸に再硫酸化され無酸素状態と有酸素状態が交互に入れ替わるか，

極めて小部分を占めるにすぎないと考えられててしまうためと考えられる．硫化鉄の集積は，微小な場で一側面が微量の酸素に接し，他の側いる．この点もまた，硫酸塩濃度に支配されな

1.0ｃｍ付近から始まり5ｃｍ付近で最大となり，面は酸素のない環境に接しているような場で起がら，硫酸還元反応とメタン醗酵が競合する水以下の層ではほとんど一定となる．

こりうることは，海底土における前記の結果の田土壌との大きな違いである．

硫酸還元菌の計数値は，各層位に関係なく２〜

みならず，水田土壌中の有機物遺体中でのパイ

4-3

このような海底土と水田土の差異を念頭にとど

13×10 ｃｍ の値を示した（図13）．ここにおいライト集積について，和田の研究からも容易にめながら，もう少し詳細に海底土の硫酸還元反ても水田土と同様，酸素の存在する場において推定されるところである（写真５）．

応について，デンマークのリムフィヨルドの海も硫酸還元菌は，無酸素の場と同様に存在する

Jφrgensen（1977年）は，リムフィヨルドにお底土に関するB.B.Jφrgensen教授の研究を中という結果が得られている．この存在を支える

ける無機硫黄化合物の収支バランスを図15のよ心に説明することにする．

ものとして，有機物，特に底生動物の糞塊の重うにまとめている．この図によれば，硫酸塩は

図12ａに見られるように，各期の海底土におい要性を指摘している，そして，海藻 eelgrass

還元と酸化の循環をくり返し，その間に有機物ては表層１ｃｍまではＥｈ＋200から＋300ｍｖ（Zostera marina ）と葦（Phr agmites com-の無機化を行っていることになる．

を保ち，典型的な含酸素層（oxygenated layer）

munis ）の乾燥磨砕物を海底土に加えたモデル

として存在する．この層以下3.5ｃｍまでは酸系を用いた実験から，1 0 0 μ ｍ くらいの有機物
写真5−植物遺体中のパイライト顆粒（タイの水田土壌から採取）

図15−海底沈積物の硫黄循環<何・和田，1985><Jφrgensen，1977>

URBAN KUBOTA NO.25｜41

酸性硫酸塩土壌をめぐって①酸性土壌と酸性硫酸塩土壌①酸性土壌と酸性硫酸塩土壌

久馬一剛＝京都大学農学部教授②農地開発と酸性硫酸塩土壌
村上英行＝(元)島根県農業試験場長③強酸性土壌と鉄・イオウ細菌
加村崇雄＝新潟大学農学部教授④阿蘇カルデラの酸性硫酸塩土壌
川崎室長

弘＝九州農業試験場土壌肥料第四研究

しかし普通の土だと，こういう遊離の酸や酸性物質はほとんどなく，土の固相がもっている酸

酸性土壌とは性物質が問題になるのです．この場合，固相に編集

本日は，酸性硫酸塩土壌について，いろ吸着されている水素イオンというのをまずは考いろとお伺いしたいと思います．最初に久馬先えるわけですが，強い酸性の土になりますとア

生からお願いいたします．

ルミニウムイオンも考えられます．普通は，pH久馬

私のテーマは，酸性土壌と酸性硫酸塩土として即はかれるように解離している水素イオ

壌ですが，酸性土壌の方は，これはもう日本でンを活酸性といい，土に吸着されていて簡単には多くの人が頻繁に耳にしている言葉だろうとは出てこないけれども，何かの処理をすると出思います．日本の自然の条件では，土を酸性化てくるものを潜酸性といっております．潜酸性する要因が非常に強いので，酸性土壌というこの方は，ｐＨメーターではかってもはかれないとがすぐに問題になるからです．例えばホウレ

けれども，何か処理をすると出てくる．よくや

ンソウをつくろうと思ったら，石灰をまいて，るのは，塩化カリの溶液で土を処理する方法で，

まず土を中和してかからないとうまくできない．

そうすると大量に出てくることがあるわけです．

麦なども土を中性化してからでないと，いい収

このように，活酸性というのは土壌酸性の強度量が得られません．米の場合には酸性だからとを示し，潜酸性というのは土壌酸性の容量を決いって，とくにどうこうという問題はないのでめる．そういう区分ができると思います．

すが，畑作物の場合には酸性土壌のためにいろ

ところで，酸性の起源といいますか，なぜ酸性んな作物で障害が起こります．こうしたことかになるのかということになりますと，一つは，ら，酸性土壌という言葉は，一般によく知られ

まず土の固相をつくっている部分―これは粘ているわけです．

土とか有機物ですけれども，これが負の電荷をでは土の酸性というのはどういうことか，―

もっている．この負の電荷の出てくる理由としこう改めて問い直されますと，これは必ずしもては，粘土の結晶構造ができるときに，その構よくわからない面があります．現実には，土が造の中で陽イオンの間の交換が起こって，例え酸性であるかどうかは，具体的な操作で決めてば４価の珪素（Si4+ ）がほぼ似たようなサイズいるというのが実態です．その操作というのはの３価のアルミニウム（Al3+ ）で置き換わりま

何かというと，まず土の懸濁液をつくる．土にすと，プラスが減って，相対的にマイナスが増水を加えてペーストよりはもう少しドロドロにえます．そういう格好で，粘土の表面に負の電した形にして，それに今ですとガラス電極ｐＨ荷ができる，そういうのが一つの理由です．そメーターを突っ込んで，ｐＨを測定します．それからいろんな遊離酸化物とか粘土でも，結晶して普通は，ｐＨが6.5よりも低い場合に土は酸の末端では，例えば珪素とかアルミニウムが水性だといいます．厳密に言うと，ｐＨ７以下は酸基をもって電荷を中和しているという形にな

すべて酸性になるのですが，ｐＨが6.5〜７といっています．ｐＨが高くなると，そういう水酸

うのは，実際の利用上は余り考慮する必要もな

基から水素イオンが外れて負の電荷を生ずる．

い弱い酸性ですから，普通は6.5以下を酸性と要するに水素イオンの解離がｐＨによってコンいうわけです．こうして，操作的に酸性土壌とトロールされているわけですが，そういう形でいうのがまずとらえられます．

生ずる電荷もある．土壌有機物（よく腐植といでは，そういう酸性の原因になっている物質はわれますが）も，やはりいろいろな酸性基をも何かといいますと，これは，何らかの遊離の酸っていて，これらもｐＨによって支配される電があるか，あるいは土の中の水と反応して酸性荷に寄与しています．

を示すような何らかの酸性物質があるか，そのこのようにそれぞれの土というのは，ネガティ

いずれかということになります．普通の土です

ブの電荷をもつ手を何本かその土ごとに決まっと，遊離の酸としてはまず有機酸のようなもの

た数もっているわけで，これが水素イオンやアが考えやすい．また酸性物質としてはアルミニ

ルミニウムイオンのような酸性物質で占められウムの化合物というのが一番考えやすい．例えるようになると，―要するに酸性物質がこうば硫酸アルミニウムのようなもので，これは，いう手によってつかまえられるといった状態に加水分解して酸性を示すということになります．

なると，これは土が酸性を示すということにな

URBAN KUBOTA NO.25｜42

るわけです．

気中では水のｐＨはいつでも5.6まで下がって思います．

そのネガティブの手，つまり負の電荷の全部が，いる．要するにそれは炭酸の働きなわけです．

以上のように，日本の土というのはおしなべてカルシウム，マグネシウム，カリ，ソーダといただ空気中の炭酸ガスをとかしこんだ水は，そ

酸性なんですが，ただ低地にある水田というのった一般にいう塩基類（ベース）で飽和されての程度の弱い酸ですから，大したことはないのは，普通はそれほどきつい酸性にはならない．

おれば，これは水素イオンの給源がないわけでですが，土の中ということになりますと，炭酸畑の土ですと，台地の黒ボク土などではｐＨ４

すから，土は中性である．さらには，こういうの 濃 度 は 大 気 中 の 10倍 か ら 100倍 ぐ ら い に なぐらいのものがあります．また山の土でも，腐塩基類の遊離の塩，とくに重炭酸塩が生じます

ります．普通の畑でも土壌空気の中には１％ぐ植が多いところは有機酸の影響もあると思いまと，これはむしろアルカリ性を呈するというこ

らいの炭酸ガスが存在します．そうしますと，すが，まれには水で浸出するだけでｐＨが3.7とになるわけです．乾燥地には，こういう土が水素イオン濃度はさらに下がって，もっと強いとか3.8ぐらいまでは下がることがあります．

あります．

酸性化を起こすことができる．それが一つの大ところが水田の土というのは，普通はｐＨ４まこのように，土のもっているネガティブチャー

きい要因です．

で下がることはないと思います．われわれの調ジ（負の電荷）が完全に塩基類で飽和されておそれから自然の条件でも，硝酸とか，硫酸とか査した範囲ですと，日本の水田の作土のｐＨのれば中性の状態，そこから塩基が抜けて，水素というのは多少ともできます．これは，火山か

平均値は5.3〜5.5の間ぐらいと思います．

イオンあるいはアルミニウムイオンが入ってくら噴出される亜硫酸ガスとか，大気中に出てい酸性硫酸塩土壌―問題の経緯―

ると，これが酸性の状態ということになります．

く窒素酸化物，このごろですと内燃機関の燃焼

ところがここにただ一つ例外がありまして，そでは，なぜそういうふうに，塩基が抜けて水素によっても，ノックス(ＮＯｘ）が排出され，それがきょうの主題である酸性硫酸塩土壌です．

イオン，あるいはアルミニウムイオンが入ってれが大気中で酸化されて硝酸になって，雨によ

低地の土というのは，いま述べましたように，くるのかというのが問題なわけです．最初に言って落ちてくる．そういう形で塩基類を洗い流

普通はｐＨ４を割るような強酸性にならないのいましたように，日本の自然条件では，そうい

すような物質はたくさん含まれている．このよですが，酸性硫酸塩土壌ではｐＨ４を切るのがうプロセスを促進するような要因が強いのです．

うに雨が多いところでは，土は必ず酸性になる

むしろ普通です．そこに，この土が特に問題に日本の土はすべて酸性である

わけです．そして日本というのは，雨が非常にされなければならぬ理由があると思います．

一つは，日本は雨が多い．日本は温帯にありな多い国ですから，日本の土は全部酸性だと言っ

酸性硫酸塩土壌を初めて記述したのは，1735年，がら，低地においても平均して千数百ｍｍの雨ても間違いではないんです．

リンネウスというオランダの先駆的な科学者とが降る．高いところだと2,000ｍｍを超えるよ

日本における施肥の影響いわれていますが，それ以後，世界のあちこち

うな雨が降る．日本の温度条件で最大蒸発散量

ただ，以上のことに加えて，さらにプラスされで同じようなものが出てくるという記録がありを計算しますと，例えば京都では年間800ｍｍ

るのが日本での大量の化学肥料の使用なんです．

ます．日本で初めてこの問題を正面切って取りぐらいです．京都での雨量は1,500〜1,600ｍｍ

化学肥料のほとんどは，すぐ水に溶けるような上げられたのは小林嵩先生で，先生が茨城県のですから，蒸発と蒸散で上に向けて抜ける水の中性塩です．中性塩というのは，それ自体とし

霞ケ浦などを含むあちこちの干拓地でおやりに倍ぐらいの量が降っているわけです．ですからては酸性でもアルカリ性でもない物質です．例

なった仕事の報告書です．これは，1939年のこ

その差の700〜800ｍｍの雨量というのは，土のえば硫安とか，塩化カリとかというのはみんなとで，これが日本で，酸性硫酸塩土壌が科学的中を通って，地下水を通って川に排除され，最中性塩ですが，しかし，この中のアンモニウムに研究され，記述された最初です．

終的には海へ抜けるということになる．こうしあるいはカリというものは，最終的には作物に

それ以後は，あちこちから報告が出てきておりて水が土の中を通る過程で塩基を溶かす．そのよって吸い上げられてしまいます．そうするとます．というのも，これは，農地開発との関連

土にもしも遊離の塩があれば，これは溶かし出

残るのは，酸性分が残る．こういうのを生理的で問題になるからです．農地開発というのは，しますし，また，土が持っている負の電荷でつ酸性肥料といいます．物質としては中性塩だけ

かつては，もっぱら海岸の小規模な干拓によっかまえているカチオンは，雨の中に含まれていれども，生理的に酸性化する．この生理的酸性たわけで，海岸の干拓の際には酸性硫酸塩土壌

る水素イオンによって交換されて出ていく，か肥料の使用が非常に多いというのが，日本でのが問題になるのが普通です．ところが，ごく最わりに水素イオンが入るという形になるわけで土を酸性化する要因の一つになっているのです．

近になりますと，丘陵地での農地造成に大規模す．

それからもう一つ，肥料の利用との関連で大きな機械を使って改良山なりというような工事がそういう交換をするときに働くのが炭酸なわけ

いのは，日本では，わりあいにアンモニア肥料

行われるようになった．これは，古い地層を大です．大気中の炭酸ガスの濃度というのは，現を使うのですが，このアンモニアの微生物的なきく切ったり盛ったりして農地をつくる．そう

在は0.03％．今から60年ぐらいたつと0.06％に作用による硝酸への酸化の過程で，水素イオン

しますと，丘陵地あるいは洪積の台地の地層の増えるともいわれていますけれども，それはとが出てくるのです．この点も大きいのではない

中には，古い地質時代の海成粘土層が挟まれてもかく，この炭酸が大気中に0.03％あるとすれかと思います．ですから，日本の土が酸性だといる場合が多いので，この海成粘土の中の酸性

ば，これと平衡にある純水（何もほかのものをいうのは，まず第一には気候条件ですが，それ原因物質が地表にさらされ酸化されて，酸性硫

含まない水）のｐＨがどれくらいになるかといにプラスして人為の施肥の影響というのが非常酸塩土壌になる．そういうケースが目立ってきうと，5.6ぐらいになるのです．ですから，大に大きい．このように考えてもらっていいかとています．このように日本では，海岸部の干拓

URBAN KUBOTA NO.25｜43

や丘陵部の改良山なりというように，農地開発

ですから，この強酸性というのは，パイライト

なり長い時間を経過して，最終的にはpH4.5ぐ

に際して酸性硫酸塩土壌問題がクローズアップの酸化によってできてくる．

らいまではいくだろうと考えられています．そされてきたと思います．

そしてこの過程というのは，純粋に化学的なプれぐらいになりますと，人間が利用できるよう同じことが熱帯についても当てはまりまして，

ロセスだけではなくて，イオウ細菌とか，鉄バになりますから，稲をつくるとか利用が始まる．

最近，東南アジアでは酸性硫酸塩土壌の問題がクテリアとか微生物との共役のもとで，パイラ

そうすると灌漑水の影響や，あるいは人間の積非常に大きな問題になっているのです．東南ア

イトの酸化，硫酸の生成が進むわけです．この極的な関与のもとで，もう少しｐＨを高くする

ジアでも，容易に農地にできるような既存の土点については，後ほど加村さんから詳しいお話

ような方向へ動いていき，ｐＨも5.3とか5.5ぐ

地がもうなくなってしまい，新たに海岸の低湿があると思います．

らいになって日本の水田の平均に近づく，とい地を何とかして農地に開発したいということに

ちなみに，酸化すると酸性硫酸塩土壌になるよ

うようになるかと思います．

なってきました．そのためにこの土壌が大きな

うな土，そういうパイライトのたまっている堆

土壌断面からみたｐＨ

問題になっているのです．このように近年の酸積物のことをマッドクレイ（ Mud Clay） と呼編集

性硫酸塩土壌についての関心は，もっぱら農地

びます．それから，それが酸化されて酸性硫酸

100倍ぐらいあるというのは，これは微生物の開発との関連で出てきているわけです．

塩土壌になったものをキャットクレイ（Cat Cl-

活動ですか．

酸性硫酸塩土壌の成因と生成過程ay）といいます．キャットクレイというのは，

久馬

では，酸性硫酸塩土壌の原因物質がどのようにオランダ語で書きますとKatteklei（カッテク

か働いて炭酸ガスを土の中に放出する．しかし，してできるのか，ということになりますが，こレイ）です．これは，もとは猫の糞の色からき

大気と土の中では，ガス交換が思うようにいかれについてはかなりよくわかってきております．

たという説があります．私は，まだ猫の糞の色ないわけです．土の中の孔隙を通ってしか出入

こういうものが見られる典型的なところは，例をよく見たことがないんですが（笑）．ただ，マりできない．そのために，土の中の炭酸ガスのえば水の動きの少ない内湾やラグーン（潟湖）

ッドクレイからキャットクレイができるような分圧は，大気中の10〜100倍ぐらいの範囲になのような環境です．そういうところは，水の動条件のところでは，酸化の中間産物としてジャります．構造の非常にいい土ですと10倍ぐらい．

きが少なくて，その海岸にはかなり密生した植ローサイトというのができます．多少のイオウ水田だったら完全に100倍でしょう．

生が成立する．熱帯の場合ですとマングローブ

もできるのでしょうが，イオウよりはもっと頻編集

ですし，日本などの場合にはヨシの原野が成立

繁にジャローサイトができます．このジャロー

きているというような例はあるんですか．

する．そうしますと，ここは水の動きが少ない

サイトの色が薄黄色なのです．われわれはよく久馬ですから，それらの植物遺体は簡単に動かない

稲わら色と言いますが，稲わらのような色をしその後あちこちで見つかっています．大概は有で底へ沈着する．沈着すると微生物の作用で強ているんです．おそらくキャットクレイという機物の供給がかなりあって，常時水飽和というい還元状態をつくり出す．そうすると，海岸でのも，そういう色の方からきている名前のようような土のところです．炭酸鉄が白く結晶化しすから，硫酸アニオンの供給は無限にあるわけに思います．

ているものもかなりありますし，もっとボヤッ

で，硫酸の還元が起こる．そして硫化物（サル

ところで，パイライトからジャローサイトを経としていて，余り結晶化の進んでいない沈積物

ファイド）がつくられる．海岸の堆積物のなかてさらに酸化していきますと，結合していたイの場合もあります．

には，これも還元状態では２価の鉄がいつでもオウは最終的には全部硫酸になって，強い酸性編集ありますから，この硫化物は，２価の鉄と反応を示すことになります．そして，一度できた硫一般的にはどのあたりが一番低くなるのですか．

して硫化鉄（FeS）として沈澱し，これがさら酸は水に溶けますから日本のような雨の多いと

久馬に元素状イオウと反応してパイライト（黄鉄鉱，

ころですと，最終的には全部洗われてなくなる見ていると，表層は植物が塩基を吸い上げては

大気中と比べて，土の中には炭酸ガスが微生物です．これはもう微生物がわんさ

炭酸ガスの多いところでは，炭酸鉄がでありますね．これは北陸あたりで多く，土の酸性というのは，土壌断面でいうと，自然の土というか，森林の下の土などでFeS2）として海底にたまっていく．こうしてパ―なくなるというところまでは本当はいかな

落葉と共に土に返しますから，ｐＨはわりあい

イライトをためた泥が海岸にできてくるわけでいのですが，事実上なくなるところまでいきま高いんです．日本の土ですと，Ｂ層付近が一番す．ところで，こういうパイライトを含んだ泥す．そうした最終段階で，ｐＨがどれぐらいにｐＨは低いですね．水懸濁して4.5とか，そのあが，今度は，逆のプロセスで陸化する．デルタ

なるかというと，これはオランダの人の研究がたりのものが非常に多いと思います．それよりが自然に陸化していく，あるいは干拓のようにあって，大体ｐＨ4.5〜５の範囲におさまると言下へいくと，今度は母材の方で塩基を放出する

人間が強制的に陸化させる．そういう過程になわれております．ですから，パイライトが急速能力をもったものがあるから，またｐＨは高く

りますと，今度はそのパイライトが酸化されて，に酸化されていく時期というのは，ｐＨ２台ま

なってきます．Ｂ層で一番低くなるというケー

鉄の水酸化物として鉄を沈澱させます．３価のでパッと下がります．けれども，そこでジャロスが多いように思いますね．

鉄というのは非常に溶解度が低いですから，酸ーサイトができます．いったんできたジャロー

編集

炭酸ガスの多いのはＡ層ですね．

化すると沈澱します．そうすると，陽イオンとサイトは，非常に緩慢にしか変化しません．ジ久馬

炭酸の分圧が高くなるのはＡ層です．こしては水の加水分解によってできた水素イオン

ャローサイトは加水分解して，徐々に，徐々にれは有機物があるからそうなるんです．ただそをとって遊離の硫酸ができるということになり酸を放出しながら硫酸が抜けていく．この過程の場合でも，大気中の100倍ぐらいの炭酸を考ます．これが酸性硫酸塩土壌の成因なんです．

が非常に長くて，ｐＨ３台ぐらいのところでかえておけば，まあ，それが限度だろうというこ

URBAN KUBOTA NO.25｜44

とです．1 0 0 倍といったってｐＨは4 . 7 ぐらい

編集

です．

硫酸還元菌がたくさんいるのでしょう．

というのは少しずつ前進する―前進するといところが，土の中には有機酸も関与するし，亜久馬

硫酸還元菌はたくさんいるはずですね．

うか，海側へ動いていくのが普通です．

硫酸ガスが酸化された硫酸も入ってくる．そう編集

硫酸還元菌がいても平気でマングローブ

東南アジアの泥炭地いうことになるから，ｐＨ４の土があってもおというのははえてくる……

編集

かしくない．しかし，それ以下に下がるという久馬

しずつ進出していくわけですね．

のはほとんど考えられないのです．というのは，空気のないところでも根を伸ばします．例えば

久馬

そうです．

土のなかでのバッファーの能力というのが非常稲もそうですね．それはそれなりのメカニズム

編集

そうすると，その後背地というのは，一に高いからです．それを超えて土のｐＨが下がをもっていて，地上部から空気を取り込んで，体どうなるのですか．陸化しても，普通の植物るというのは，普通には考えにくい．

根の呼吸に必要な酸素をみずから調達する能力

がはえてくるのは，すぐには無理でしょう．

だから，ｐＨが３台というような低いｐＨを示があるんです．マングローブの場合には，いろ久馬しているというのは，何かほかの要因が入ってんな呼吸根の形態があって，例えば膝根といっ供給の少ないところでは，マッドクレイの上にいるからそうなっている．それが，この頃アメて根が地上部に下からひざみたいに出ているも淡水性の湿地ができるのです．この淡水の湿地

リカの分類でいわれるサルフューリック層なわのがあります．また気根をもっているのもありに生育する森林―湿地林ができて，今度はそけです．つまり，分類上“sulf”というのがつます．ヒルギの仲間には大きい支持根をもってこに有機物がどんどんたまっていく．そしてこくのは，ｐＨ3.5以下ということになっているんいるのがあり，干潮時に見ますと，潮位の変動

れが，泥炭になるのです．ですから熱帯の泥炭です．それは要するに，尋常の手段では到達しの幅にもよりますけれども，大きいものでは水というのは，たいがい前縁部にマングローブを得ないｐＨだという意味なんです．こういうパ面から１ｍ以上も出ています．このように，地もっていて，その後ろに広い泥炭地がある場合イライティックなものが酸化したときにだけし上部に根をいっぱい出しているわけで，根がまが多いんです．

かできない，それで“sulf”というのをつけてるごと出ていないまでも，地上部へ出した根で編集いる．そんな考え方です．

空気を吸い込むというようなことをしている．

物が十分に分解できないところでできるのでしマングローブとマッドクレイ

そういうことですから，下が還元状態でも平気

ょう．

編集

で耐えられるわけです．下のマッドクレイのと久馬

含んだ泥のところで平気ではえる……

ころでは，硫酸還元が旺盛に起こっているとい

つかっているために植物が分解しないんです．

久馬

うことだけは確かですね．

熱帯に泥炭があるというと，みんな不思議そう

マングローブというのは，パイライトをはい．マングローブの下はマッドクレイ

下のマッドクレイという泥のところには，そうです．ただ，湿地植物というのは，を埋めていきます．そういう形でマングローブ

マッドクレイをためながら，海の方へ少いや，その後背地には，陸からの土砂の

普通，泥炭というのは寒いところで，植熱帯の場合には，温度ではなくて，水にマングローブがはえているというのは，泥質でな顔をされるんですが，東南アジアでは，湿地普通だったら，マッドクレイのようなパ

あって，水の動きによる強い流れがない，強い林の下の土壌はみな泥炭です．だから，その面

イライトのたまるようなところでは植物ははえ

潮流で物がはげしく動くというようなことのな積は非常に広大です．それらはすべて木質泥炭ませんでしょう．

い，比較的静かな入江のようなところが多い．

で，日本のように草本主体ではないんです．現久馬

そういうところですから，多少とも潮がもって在の泥炭地の上にはものすごい立派な木がはえところでだけはえるのがマングローブなんです．

くる泥は根に絡められて沈積して，少しずつ湾ているんですよ．あれが不思議でしようがない

この植物は，汽水からでも水を吸い込めるので

図1･1−熱帯泥炭の地域分布です．
編集

普通の陸上の木は．ところが，そういう<Driessen，1978より引用，一部変更>

す．海水というのは非常に高い浸透圧をもっていますから，普通の植物では，それに抗して水を吸い上げるというようなことはとてもできま
せんが，マングローブというのはそれにたえる
メカニズムをもっていて，純粋の海水にも一部ははえますけれども，多くは汽水性，海水と淡水の多少ともまじったものから，水も養分もちゃんと吸って生きられるようになっている．そういう植物がマングローブと総称されているのです．
ですから，マングローブという植物群には，たくさんの種類があって，例えば沖縄あたりでも，
メヒルギ，オヒルギ，ヤエヤマヒルギ，マヤプ
シギなどがそれなんです．世界全体ですと60種ぐらいのマングローブの樹種があります．

URBAN KUBOTA NO.25｜45

んですけど，いまだによくわからないんです．

ポンプでくみ出します．また，稲だけしか作っ②農地開発と酸性硫酸塩土壌

しかし，現実に立派な木が育っている．
編集

東南アジアに限ると，泥炭の面積はどのておりませんから，稲ができる程度の最小限の波根湖干拓地排水しかしていなかった．そうしますと，表面くらいですか．日本の農地全体よりも大きいん村上

最初にお断りしておきますが，私が，島はだんだんヘドロが固くなり，機械も入るようですか．

根県の中海や宍道湖周辺の干拓地で，酸性硫酸になりますけれども，一皮めくりますと，すぐ

久馬

それは大きいですよ(笑)．これは，泥炭

塩土壌といわれるものを扱いましたのは，もう下の20〜30ｃｍ以下のところは，一向に変化はの定義の仕方で評価がいろいろ変りますが，泥20年ぐらい前のことで，その後，土壌とは10年ございません．５〜６年前に，私，頼まれて調炭地は東南アジアだけで2,700万ｈａといわれぐらい離れてしまいました．また，本誌の前半

査に行きましたけれども，土壌調査で表面を掘ているんですから．日本の農地はわずか5 5 0 万部で，干拓地の土壌について書くことになってりますと，そのすぐ下は，もうズブズブ入るん

ｈａです．熱帯圏の泥炭のうち，東南アジアが約おりますから，本日は，とくに筋道を立ててとですね(笑)．しようがないので板を渡して調査３分の２を占めています（表１･１）．そして，いうことでなく，私が経験しましたことに多少したということがありました．排水整備をしま

この泥炭地をとりまく海辺側はすべてマングロの資料もまじえてお話ししたいと思います．

せんと，下はいつまでも同じだという一つの証ーブです．このマングローブが5 0 0 万ｈａぐら

く

て

は

太田市の東北部，久手 町に総面積67.9haの波ね

拠だと思います．それでやっと最近になって，いです．

根 湖干拓地があります（図２･１）．ここは戦前

苦心して圃場整備をし，暗渠を初めて入れましところが問題なのは，いま東南アジアでは，先から，私がまだ島根農試に来る以前から干拓がた．ですから，これからはだんだんよくなるとほどもちょっと触れましたように，この広大な始められ，戦後すぐ干陸化したところです．私思いますが，そういう例があります．

泥炭地が農地開発の対象になっているのです．

の前任者の入沢科長が扱っていましたので，そ

稲作のライシメーター試験

特に薄い泥炭はわりあいと使いやすいものですの話を聞きますと，海との間には細い水道があ中海の方は，私自身で調査しました．ここは今，から開発する．農地として使うわけですから，り，そこを閉め切ってポンプで水をくみ出して淡水化するかどうかといってえらいもめており当然，排水するでしょう．そうすると，温度が干陸化したわけです．初めの年は，ヘドロです

ますが，私が調査したのは，昭和31年からです．

高いものですから，泥炭は急速に分解してすぐから，腰ぐらいまではまってしまうような状況

このときは，干拓工事開始前に船を出して，中になくなってしまう．そうすると今度は，そののなかで田植えをしたそうです．こういう水田

海全域にメッシュをかけて，162カ所に及ぶ地下の泥が，以前の汽水性環境下でマングローブ

は窒素が非常に多いので，塩害などで最初は活点で水面下の泥をとっていろいろと調べたんでの下にたまったパイライトを含む泥が，出てく着不良でしたが，一部を除いてその後回復し，す．そうしますと，この図（13p.図１･１）にみらるんです．この泥が酸性硫酸塩土壌になります．

その年は稲が大変よくできたということです．

れるように，中海に注ぐ河川の河口付近の泥，ですから，泥炭がなくなったとたんに農地とし

ところが一方で，畑作の予備試験をしましたと

揖屋 湾や米子湾などの入江にたまっている泥，て使いものにならなくなったというケースが出ころ，ｐＨが3.5〜3.1まで強酸性化した．これ

また弓浜半島沿いの砂質の湖底土などで，可酸てきているんです．このように東南アジアでは，は大変だということで，翌年の４月には，干拓化性イオウを含み，酸化すれば強酸性化する土

泥炭プラス酸性硫酸塩土壌という２段構えのも地全般にわたって調べたところ，土壌が乾燥し壌(酸性硫酸塩土壌)が分布しておりました．

のが多いので，これは，いかにも処置に困るんて広範囲に強酸性化していることがわかったわ

そこで私は，この揖屋湾の泥土でライシメータ

です．こういうこともあって東南アジアの低湿

けです．そこで入沢科長は，各農家に，あなたー試験をしました．ライシメーター試験という地では，酸性硫酸塩土壌は大変な問題なのです．

のところは石灰をいくらいくらまくようにと指のは，簡単にいいますと，土壌をつめた試験槽示したそうです．ところが農家は，前の年によに作物を栽培し，かんがい，排水，肥料などのうできていますからだれも信用しない．ただ１

動きを精密にコントロールし，その収支や作物

人だけ信用したんですな(笑)．それで試験場のの生長などを調べる設備で，１ｍ3ぐらいの小さ圃場と１戸の農家だけが石灰をやった．

いものから，大きいものは20㎡×深さ２ｍぐら

そうしますと，田植えしてしばらくはちょっといのコンクリート製の立派なものまであります

大きくなったそうですが，そのうちに全部一斉が，私の試験したのは小さい簡単なものです．

に枯れて，１戸の農家を除き，収穫皆無に近か

それがこの表（17p.表５･３）です．表にみるよったそうです．島根県では，このとき初めてこうに，１区から７区に分けていろいろと試験をの土壌の問題が出てきたんです．これは昭和25したのですが，そうしますと，こういう土壌で〜26年のことです．そのときに小林先生も九州

も，石灰施用をして透水をすれば，稲はわりに農試から調査に来られて，『土肥誌』に発表し簡単にできるのです．ただこの当時までは，乾ておられます．それで，その次の年からみな石

かすと酸性になるから，乾かさないままにいつ灰をやったわけです．

も水をためておこう，そうすれば酸性にならついでにその後のことを申し上げますと，ここ

ぬから稲ができるという考えがあったんです．

は，海面と余り差がないところなので，排水はですけれども，機械が進歩してくると，そうい

いや

URBAN KUBOTA NO.25｜46

うズブズブのところでは機械が入りませんし

性に近い数字ですが，これが春から夏にかけて

揖屋干拓地での作付地とヨシ自生地(笑)．それに春先に水をためておこうと思って温度が上がり，雨が適当に降りますと，途中で私のやったことはこの辺までですが，その後，も，天候によっては乾くこともあったりして，ものすごい酸性になります．

島根農試が，いろいろの圃場試験をやっており思わぬときに酸性になります．

それで私は，すぐに作付けをしませんで，機械ます．この酸性硫酸塩土壌の干拓地でどのよう

それで私は，最初に全部酸化させてしまって，が入るようになるまで，夏でないと土が乾きまにしたら土がよくなるか，ということですが，硫酸を流してしまってからやったらどうかと思せんので，それまで待って，夏の間に月１回，その第一歩は，パイライトを酸化消失させ，土い，この表の５区にみられるように，最初の３計３回くらい耕起しました．それでほうってお壌の物理性（排水，土壌構造など）を改良する

年間は細状態にして何もせず，その後に石灰をきますと酸性になる．山陰では冬は雨が多いでこと．それを，できるだけ深く，しかも速くす

やって透水しました．そうしますと，４年目以すから，硫酸が冬の間に流されて，次の年に種るということになるわけですが，そのためには，

降は，この区が一番ようできるようになりましをまいたら大体うまくいきました．もちろん石

まずヘドロを深くまで乾燥することが必要です．

た．

灰もまくのですが，夏の間にそういう耕耘処理

私は当時，大型機械によって深耕して，下層土６区は，最初からずっと水をためておるので，をやっておけば，翌年の春に10ａ当たり２トンを乾燥したらどうか，と言っていたのですが，

酸性にはなりませんが機械も入りませんし，全〜２トン半ぐらいの石灰をやって，それから作

どうもそうではなくて，そこにヨシをはやすの

く扱いにくい状態です．

付け，種まきをすれば大体できます．そういうが一番いいんです．

１区は，石灰もやらぬし，透水もしない，ただ処置をしませんと，石灰は，10ａ当たり５トン

中海の南部に，約270町歩の揖屋干拓地があり夏の間は水をためておいて，冬は落水していまぐらいも必要になります．

ます．ここは昭和50年に干陸が済んでいますが，す．そうすると，６年目からは，不安定ですが

ただし，私がやったときはｐＨは表層の10ｃｍ試験圃場をつくっており，作付地と，隣接する

稲が出来るようになりました．冬の間に表層のぐらいのところしか直っていないのです．そうヨシ自生地との土壌断面がどのように変化してパイライトが酸化し，生成した硫酸が雨で流さいうところは，大型機械をもってきますと，表

いくかを調べています．それがこの表（21p.表れてしまうためです．ただ年ごとの生育が不安層をめくりますと機械が沈んで動かぬようにな

7・1ａ〜ｅ）です．

定なのは，パイライトが酸化消失したのはごくりますから，私は小型の耕耘機で小規模にやり

この表で，可酸化性イオウというのがパイライ

表層のみで，その下は強酸性ですから，その年ました．そのとき，冬作はよくできました．12

トです．50年に干陸が済んで，52年から試験をの雨量などに強く影響されるためです．

〜13ｃｍ有効なところがあれば，麦などは大変始めていますが，54年の結果をみると，作付け

それと，稲をつくるには，表層10ｃｍぐらいがよくできるので，これには感心しました．ただ地では，上から20ｃｍまではパイライトはごく改良されておれば，その下は幾ら酸性でも水さし，夏は干ばつになりますから，有効な土層がわずかになっていますが，それから下の方では

え豊富にあればできるんです．そんな感じをも10ｃｍ，その下はヘドロというのではとてもだ

ほとんど変わっていません．ところがヨシのはっておりまして，稲をつくるのは大して難しい

めです．もう一つは，三要素試験をしてみまし

えているところは，同じ期間で40ｃｍぐらいのことではない．ただ，今言いましたように，干た．そうしますと，稲の場合は，窒素が一番欠ところまでパイライトが大変に少なくなり，ま拓してすぐですと，機械も入らぬようなところ

乏して，その次にリン酸，最後にカリという順

た60ｃｍぐらいの下層まで変化が生じています．

ですから，ある程度ほうっておいて，少し土が序です．ところが畑作ですと，リン酸の欠乏がこれほど違うわけですね．パイライトが減った

固くなって機械が入るようになってからやった

ものすごいんです．表２･２は，圃場試験での小ということは，酸性化する原因物質が減ったと方がいいわけですが，その乾く順序というのは，麦の三要素試験の結果です．百分比で，無肥料いうことだけでなく，泥もかたくなるし，土の私の経験では，表面からしか乾きません．暗渠が8.6，無窒素が14.4，無リン酸が4.9．無リンを入れましても，ヘドロの中の水は動きません

酸だと全くだめです．

から，すぐにはとても暗渠まで水が動きません

これは，酸性になる過程でパイライト（FeS2）

し，地下水というものもないわけです．ですかが酸化して強酸性になると同時に鉄が遊離する．

ら，ある程度時間をおいてから稲作をする方が鉄が遊離するものですから，もともとその土のよいと思います．

中にあったカルシウム型とアルミニウム型のリ

畑作の圃場試験ン酸が鉄型のリン酸に移る．ですから，酸性にそれから，私は畑作もやってみました．安来市

なる前と後では，全リン酸の量は変わりませんの東部に，サンドポンプで埋立てた干拓地があ

けれども，中の組成が変わっているわけです．

ります．島田干拓地といいまして，ここは，19

カルシウムと結合しているリン酸であれば，作59年３月に埋立を終えましたので，翌年の６月

物は吸収できますが，鉄型のリン酸は難溶で吸から圃場試験をやったわけです．畑の場合は，収されないんですね．稲作の場合には，湛水し稲作のように水を張りませんので，栽培期間中

ますと鉄は還元されるのでリン酸は解放され利に酸性化が起こってくるんですね．初め春に種用されます．このように，畑の場合にはリン酸をまく頃にｐＨをはかりましても，中性とか中がひどく欠乏してしまうのが大きな特徴です．

図2･1−波根湖干拓地

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構造が大変よくなったということを示している

塩害などを心配される方がおりますけれども，で40ｃｍぐらいは何とか起こせますからというわけです．

日本ではまず塩害を心配する必要はないんです．

わけです．その結果は，表面からは見えません

ヨシというのは，干陸して２年目ぐらいから多泥が乾きますと，内部の塩分が表面に出てきまが，どうも，40ｃｍ起きたところもあれば，起少はえ出して，３年目，４年目からぐっと多くすが，それを雨が降って流してしまう．

きないところもあったようです．

なります．そして５年目ぐらいがピークで，そだから，土木工事をきちんとやることが一番大

ところが，農家の１人が，そこでブドウを植えれからまた枯れていくんです．ずっとはえてお切なんです．石灰もありますしね．石灰と水がると言い出しましてね．私はそれはやめなさい

ったらなおよくなるんじゃないかと思って，なあれば，稲は非常に簡単にできる．畑は，余りと言ったんですが，農家は聞きませんのです．

ぜ枯れるかということを聞いてみたんです．そあわてて作付けしなければ(笑)……．やっぱり

そんならと思って，まず深さ１ｍ，幅２ｍに全うすると，一つは，土壌が下層まで乾燥収縮し金利がかかるんですかね(笑)．ヨシなどをはや

部土を掘り上げなさい，そして下にわらを入れて大孔隙ができ，水の横方向への流れが良好として下の方まで改良してやればいいのです．

て暗渠を切って，その土を戻すときに，試験場なり，夏期は干ばつを受けるようになる．もう丘陵や低地のパイライト含有土壌ではかってあげるから，溶リンと石灰で中和し一つは，窒素分が関係しているのですね．実は島根県では，また，干拓地以外に丘陵や低地にてもとへ戻しなさい，それで植えてみなさいと

水底の泥というのは，塩化カリですぐ出てくるもパイライトを含む土が，いろいろなところか―そう言ったんです．まさかと思ったらちゃ

窒素が多いのです．だから初めヨシがよくできら出てきます．丘陵のものは，新第三紀の泥岩んとそのとおりやりましてね．大変ですよ，泥るのは，窒素がたくさんあるからで，そのうちにこれが含まれていて，こうしたところで農地

岩を２ｍも(笑)……．それから大分たちますけに，２〜３年もたてば窒素がなくなってしまう．

開発をしますと，たいへん厄介なことになりまれども，今のところ結構できてるんですね．

そんな感じをもっております．

す．

丘陵の造成と泥岩

それはともかく，島根農試のデータからはっき

表２･２に丘陵，低地，干拓地の分析例を載せてそれから，これは丘陵地の話ですけれども，県りとわかるように，干拓地ではヨシをうんとはおります．この表では，丘陵については，王水が看護婦さんの宿舎をつくったら，その横のとやして土壌改良するのが一番いいと思います．

可溶Ｓの少ないのから順に，つまりパイライト

ころの水田が真っ黒になった．そこに入ると足同じ表には昭和60年のヨシ自生地のデータ（21の少ない地点を上にして順に並べてみました．

がかゆくなる．これは，宿舎の下水が田んぼへ

p.表7・1ｅ）がありますが，ここまで改良されそして，これを右の方のインキュベイション後流れ込んで，それで田んぼが黒くなったんだ，

れば一般の畑作には十分でしょう．

のｐＨと比べてみますと，必ずしもパイライト

補償してくれという話がありましてね．私，頼それと，より基本的なことは，こういう干拓地が多いからｐＨが下がっておるというわけではまれて行ってみたんですが，ふっと丘陵を削っがうまくいくかどうかは，土木工事がきちんとない．例えば温泉津１は，王水に溶けるイオウた斜面を見ましたら，青灰色のグライの色をしされているかどうかにかかっているんですね．

が一番多くて，ｐＨは2.3です．ところがそのすているんです．それで，ああ，なるほど，と思島根県は昔から干拓地はたくさんありますが，ぐ上の高宮では，ｐＨは7.7です．それで，さらったんです．丘陵を削って埋め立てたときに，昔の干拓地ほどだめで，それも何十年たってもにその左を見ますと，Ｎ/５ＨＣｌに溶けるカル

土壌の一部が隣接する田んぼの中へ入ったんでだめなんです．これは，排水工事がきちんとでシウム，マグネシウムが多い．つまり，パイラ

しょうね．硫酸を含む土が田んぼへ入る．そこきていないからです．明渠をきちんと掘って，イトが多くても，活性なカルシウム，マグネシ

は排水の悪い湿田ですから，それがまた還元さそしてポンプでどんどん排水する．初めは縦横ウムが多ければ酸性にならないのです．生成しれる．パイライトがいったん酸化したあと，今に明渠を入れて，そして上の方から乾いていった硫酸が中和されることもあるでしょうが，表度はまたFeSになったんでしょうね（笑）．本て割れ目が入ると，雨が降ったらそこに水がたの例では土壌ｐＨが高く保たれて，パイライト

当に真っ黒でしたわ．丘陵の造成では，こうい

まりますね．それをすぐ排水するというようにの酸化が進まないものと判断されます．ｐＨがう泥岩は，農地に限らずいろいろと厄介な問題

していけば，土壌はどんどんよくなるんです．

高いと，イオウを酸化する微生物のはたらきがを起こすので，本当に始末に困りますね(笑)．

活発にならないからでしょう．

東南アジアにおける干拓の難しさ

低地の調査例もここに挙げております．一番下

編集のは泥炭で，その上は黒泥です．一番下の矢尾ですか．

泥炭は，王水可溶Ｓが非常に多く，これを顕微村上鏡で見ましたら，ヨシの組織のなかに一列縦隊

生育が良かったと思います．大きいときは，私にきれいにパイライトが並んでおりました．

らの背丈より高くなり，中へ分けて入られぬぐ

長江干拓地の泥岩

らい密生しますね．それから後，どうも枯れる

それから，干拓地では，宍道湖の北に長江といようです．

う干拓地がありますが，ここは下が泥岩なんで川崎

す．堤防をつくって水をはき出しましたら，下表層の10ｃｍぐらいはネット状になって，そのがヘドロではなくて泥岩．えらいことになった

下はストンと入りますね．

と思いましたら，県の耕地課の方が，リッパー

村上

表2･1−小麦三要素試験

わ

の

つ

ヨシをはやす場合は，４〜５年見るわけ
はい，揖屋の例では５年目ぐらいが一番

ヨシの根っこというのは面白いですね．

あれはまた，海水があろうと酸性であろ

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うとこたえぬのですね（笑）．強いものです．

アでは，雨季には硫酸のような毒物が洗われて，

久馬

編集

それはやっぱり，土の性質にもよると思日本では江戸時代からずいぶんと干拓し表面10ｃｍぐらいはわりあいよくなります．だ

いますね．日本の場合は，土の構造がかなりよていますが，この場合は農業土木の技術というから，雨季に洗った後だと，10ｃｍあるから，くなっているでしょう．

より，年月の経過で良くなっているわけですか．

一応の作物はつくれるわけです．ところが，乾村上そう，そうなっています．

村上

島田干拓地の例では，私が「今度稲を植季になると，また下から上がってくるのです．

久馬

向こうのものは，もっともっと粘土質でえますよ」と言うと，土地の古老から「10年ぐ

これは，塩も上がるし，潜在的に酸性な物質も緻密な土が多いですからね．毛管上昇の速度はらいたたないと何もできません」という返事が上がってくる．例えば硫酸鉄だとか，硫酸アル

遅いけれども，かなり上がってくる可能性があ

かえってきました．古い干拓地がそばにあるのミニウムだとかがそのまま上がってくる．そうりますね．

で，古老はそのときの経験があったのでしょう．

すると，また初めからやり直さなければならな

村上

このように，昔はだいたいそういう状況だった

い．この悪循環が断ち切れないので，本格的なが十分にできていますから，水溶性になったもと思います．そしてこのときは，石灰を施用す

意味での改良が年を追って進むというプロセスのは雨が降ればすぐ流れますから．下へは流れるだけで稲は簡単にできました．

が非常に阻害される．

ぬけれども，横に流れますから．

江戸時代には，ｐＨを測定して石灰を施用する

編集

乾季には沙漠と同じようになるのですね．

編集

東南アジアに堤防というのはありますか．

ということは無かったでしょうから，その面で久馬

そう，沙漠的な条件ですからね．その問

久馬

防潮堤的なものをつくっているところはは進歩です．また農業土木的な工事では，現代題があるので，湿潤といわれる東南アジアの多あります．エンバンクメントといって塩水が入の技術は昔とは比べものにならない程進歩してくの地域，タイ，ベトナム，カンボジアなどで，らないような措置をしているところがあります．

います．しかし，干拓地土壌の総合的な改良と改良がなかなか進まないようなんです．

川にはありません．川に堤防をつくろうと思っいう面からみると，さきに述べましたように，村上

最近，揖屋の試験地で，40ｃｍぐらいまたら，それこそ大変なことです．日本の場合は，余り急いで作付けしないことが大切ですし，最ではパイライトが大変少なくなったというとこ

規模が小さいし，雨がかなりシュアーですし，

後にヨシの力を借りるということになると，土ろで，わざとハウスをつくって乾燥させ，下か年間を通じてそんなにべらぼうに乾かない．そ壌改良法はそれほど進歩したとはいえないよう

ら上がってくるかをみてみたら，上がってこな

ういういろいろな条件に恵まれているので，自です．私はいろいろとやってみたんですが，やかったですよ．

然に改良が進むということですね．

それから，日本ではポンプなど排水施設

はり一度にパッと変えてしまうというような方法はなく，明渠，暗渠，排水路などを十分に施

表2･2−丘陵･低地等堆積物の可酸化性イオウ含量とその変化工して，あとは日光と雨風とヨシという，自然にまかせるのが一番よいようです．
編集

熱帯では，とてもそんなことはできない

でしょう．
久馬

熱帯で必ずしもうまくいかないのは，村上さんのお話に，湛水を継続しながら試験するという例がありましたが，これが相当難しいんです．あるレベルに水をいつでも張っておくということが実に難しい．年によって，大干ばつがきてパァーッと乾いたら，一斉に全滅という事態が東南アジアなどには出ているんですよ．
湛水して還元状態に保っておれば，粗放ではあるけれども稲はつくれるわけで，昔の日本の干拓がそうですね．今は，それでは成り立たない
けれども．しかし東南アジアあたりだったら，
今でもそれで十分に成り立つはずなんですが，
ここでは，水をあるレベルで地表にためるということが非常に難しい．そのためにうまくいかない．
それともう一つは，日本でだったら，表層を10ｃｍ改良すれば，改良は徐々にではあっても下に向かって進行すると考えていいわけですね．
ところが，乾季，雨季が非常に明瞭な東南アジ

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③強酸性土壌と鉄・イオウ細菌

し，これでは景観上も具合が悪いということで，岩盤の弱い部分にマグマ蒸気中のイオウが浸入

環境庁からの示唆もありまして，近くから山土

し，高温・高圧下で化学反応をおこし結晶化しはじめにをもってきて，その斜面に牧草などを植えるよたものです．そのために結晶は大型で，結晶の加村

初めにお断りしておきたいのですが，私うになった．ところが，そうした工事の一つで，純度も高く，構造は固く極めて安定しています．

の話には微生物の数が出てきます．微生物の数草が次第にはえてきたのに，そこの草の一部がですからこのパイライトは，今までのお話に出というのは，顕微鏡で直接見て１匹，２匹と数突如として枯れ始めた．この話が私のところにたような沖積の海成の堆積物起源のものとは違える場合以外は，すべてその数字というのは，もちこまれて，そこから本日の話が始まるわけって，このままでは容易なことでは酸化したり一つのグループに対して一定の計測法を適用しです（笑）．

しません．

て得られた結果です．ですから，ある微生物グ

強酸性部と中性部では鉄細菌の数が違う

さて，この斜面にもってこられた山土は，土壌

ループのＡというサンプル，Ｂというサンプル

最初に私が見たのは，写真３･１のところです．

断面でいうＢ層とＣ層の部分ですが，さきにお

あぶるまの数の比較においては，確かに一つの目安を与場所は，新潟県北魚沼郡入広瀬村，破間川の上えます．しかし，他の違うグループについて計流に多目的ダムをつくる工事のときのものです．

れたわけです．だいたい普通の土―自然の植測された数と比べることはできません．例えば，早速，現地へ行ってみますと，牧草の枯れたと生下の自然状態の普通の土であれば，まずこのある土の中のかびと細菌をはかって，細菌が多ころと枯れないところとがある．それで，枯れ菌は検出されないのですが，ここからは検出さかったといった場合，それはあくまでも相対値ないところを仮に健全部と名づけて両方の土をれた．これは，パイライトの鉱床に生存していとしてでありますから，必ずしもそこに細菌が調べました．

た菌が，盛り土の部分ににじみでてきたとしか多いということをあらわしません．そして，計

それが表３･１で，この表にみるように，両方考えようがないわけです．そして，牧草の枯れ測された微生物の数というのは，常に実際に存の土ではｐＨがまるで違います．枯れたところていない健全部にもこの菌がいるということは，在する数よりも少ない数しかあらわしておりまは強酸性ですが，健全部は中性に近い．これは，ここもまた，強酸性化する可能性が十分にあるせん．微生物の数については，以上の点を留意

80年の夏（８月）と，秋（11月）に調べました．

ということです．なお，ついでに申し添えます

してください．

夏の温度の高いときの方が微生物のはたらきもと，新しく切り開いた山の斜面には，いまのＢ話ししたように，この部分から鉄細菌が検出さそれと私は，この問題―土壌が強酸性化する

活発なので，当然，酸性化が進んでいて，ｐＨ層・Ｃ層をもってくるとともに，牧草の生育をときに，微生物がどのようにかかわっているのが低い．

よくするために肥料を吹きつけています．そうか，という問題を扱ってから，まだ５年ぐらい表にみるように，ここでは鉄細菌の数を測りましますと，そこに含まれている窒素と燐酸を微しかたっておりません．また扱ったケースも限した．鉄細菌というのは，２価鉄（Fe2+ ）を３生物が利用して酸化が進む．そういうことだろ3+

られていて，山地で調べたことだけです．山を価鉄（Fe ）に酸化することでエネルギーを得うと思います．

切り開いてダムや山間道路をつくる工事のときる菌ですが，またイオウ化合物を酸化すること

鉄細菌の数の増え方に，以前は，岩盤の露出した斜面を保護するたでエネルギーを得ている，そう考えてもらって次に見たのは，佐渡ケ島の両津市近くの山間のめに，そこをセメントで覆ったわけです．しかよいのですが，強酸性のところには，この菌が斜面工事のときで，ここでも同じようなことが105のオーダーで存在しています．しかし，ｐＨ起こりました．ただしここの場合は，新第三系

が中性の健全部にも，その数は酸性部の400分の泥岩に含まれているパイライトが原因です．

の１と少ないのですが，この菌が検出されたのここでも微生物についていろいろと調べてみまです．鉄細菌が少ないから健全だと思われるかした．

もしれませんが，実はそうではなく，この菌がまず表３･２は，両津市の試料Ｒ-１での微生物検出されたということが大変な問題なんです．

の数です．一番上が鉄細菌で，これは石灰を入

この点については，後で触れます．

れると減ります．この菌は，最適ｐＨが大体３

パイライト鉱床と鉄細菌付近なので減るわけであります．細菌は石灰をところで，工事現場まで運んできて斜面上に盛入れると非常に増えます．約１万倍に増えていりつけた土は近くの山の下層土なんですが，そる．ところが，糸状菌（かび）というのは酸性の盛りつけ部分の背後にある露頭の内部にパイに強いので，石灰を入れてもほとんど同じです．

ライトの鉱床があったのです．写真３・２は，

表３･３は，ｐＨとの関係ですが，同じような傾そこからもってきたものですが，これはみなさ

向が出ております．

んが鉱物の標本などでみられる黄鉄鉱（パイラ

それから，表3・4は，両津市のＲ-２からＲ-６イト）と同じものです．ここでのパイライトのの５試料をもとに，鉄細菌の数の増え方を調べ

結晶はかなり大型で，数ｍｍから２ｃｍぐらいたものです．畑状態の水分で，30℃でしばらくの肉眼でみられるものが多く，ときには10ｃｍ

放置すると，表にみるように，数が増えました．

以上のものもあります．これは火成性のもので，微生物だから数が増えるのは当たり前のことで

写真3･1−破間川上流の工事現場

写真3･2−採取した黄鉄鉱

URBAN KUBOTA NO.25｜50

すが，ついでに申し上げますと，無機物を酸化

ferroxidans ）で，これは有名です．

微生物によらない酸化でも鉄細菌にとって生育してエネルギーを得る微生物群というのは，発表３･５にもどりますと，これは両津市のＲ-２する最適条件ぐらいのｐＨに下がるということ

育のスピードが非常に遅いのです．分裂速度がからＲ-６までの試料で，鉄細菌のチオ硫酸です．ですから，この辺から，猛然と鉄細菌が非常に遅い．普通の細菌は，水や温度，ガスや（Na2S2O3）及びパイライト（FeS2）に対する酸働き出す条件ができ上がってきているように思ｐＨのあり方で１日の中に増えたり減ったり，化能力を，30日と60日とで調べてみたものですいます．

目まぐるしく変化しますが，こうした化学合成

が，鉄細菌は，表にみるように，両方とも酸化

次は培地の中でのパイライトの酸化です．図３

細菌のなかには，２〜３日から５日ぐらいたっいたします．

･１Ａが接種，図３･１Ｂが対照とありますが，て２つに割れて倍になるというようなのが多い

表３･６も同じようなものですが，この試料は，対照というのは，窒素，燐酸，カリなどとパイのです．そのかわり，生存能力は非常に強い．

先ほどの破間川をはじめ，長野県の姫川，秋田

ライトを入れた培地だけのもので，鉄細菌は接カラカラにした状態で１年ぐらいほうっておい県の玉川などの山間部から分離した鉄細菌です．

種していないケースです．接種というのは，こても，また出てくるというような感じがします．

そして，このときは，S0（単体イオウ），黄色いの培地に鉄細菌を接種した場合です．この実験

ともかく生育速度は非常に遅い．

粉末のイオウを入れてみました．単体イオウにでは，破間川の細菌を使いました．

鉄細菌によるイオウ化合物の酸化

関しては酸化するのとしないのがありました．

両図とも左の縦軸は硫酸，３価鉄，水素，２価

次の表３・５は，鉄細菌がイオウ化合物をどのその後もいろいろな実験をやっておりますが，鉄のスケールですが，ちょっと注意していただ

程度酸化するのかを調べました．大体鉄細菌は

いずれも同じような結果が出ております．

きたいのは，Ａの接種の方は，Ｂの対照に比べ鉄を酸化する，イオウ細菌はイオウ化合物を酸

このように，鉄細菌グループというのは，そのてスケールが５倍になっていることです．

化するということになっておりますが，鉄細菌ある一定部分はまたイオウ細菌であって，鉄を図をみていただけば，とくに説明するほどのことしてつかまえた微生物のある一定部分は，同酸化もすれば，イオウ化合物も酸化する，といともないのですが，ｐＨはいずれの場合もずっ時にイオウを酸化するものが多いようでありまうように考えていただけばいいのではないかとと下がります．鉄細菌を接種した場合は，60日

す．これは，その土地によってそれぞれの分布

思います．

では，1.7ぐらいまでぐんと下がります．対照

状況が違いましょうけれども，どうもそのようパイライトの酸化速度と鉄細菌の有無の場合は，水中のときと同じように３程度にとであります．あるいは完全に純粋分離していな

最後に，パイライトが酸化するスピードについどまる．

いので，鉄細菌とイオウ細菌が混じっているのて調べてみました．この場合は，パイライトの２価鉄は，接種の方は，初め少し出て，あとなかもしれない．これは学会での話題の種になっ

大きさが問題になりますが，以下の実験は，すくなってしまいます．これは鉄・イオウ細菌がていて，問題が出るたびに名前が変わってくる

べて２〜20μｍに粉砕したもの，土壌的にいうあるから，全部３価鉄になるからなくなる．とという歴史があるんです．というのも，鉄細菌とシルトぐらいの大きさで行なっております．

ころが対照の方は，非常に少ないんだけど，完というのは，鉄を酸化するので，鉄の沈澱を試

まず最初は，水中での変化をみてみました．そ

全にはなくならない．少量ないし微量存在する．

験管にためるわけですが，これをイオウ細菌と

うしますと，表３・７にみるように，まあ少しそれから，３価鉄，水素イオンはどんどんでき

完全に分離するのが難しいという事情があるのは酸化するということです．この程度の粒径のますが，それに対応して硫酸が増える．問題はかもしれません．もちろん，イオウも酸化する

ものですと，10日間でｐＨは３に近くなってま増える量で，鉄細菌を接種した培地では，対照

し，鉄も酸化するというグループはいるのでしいります．さきほど久馬さんが言われたように，の数十倍に増えるということです．

て，このうち一番よく知られているのは，チオ

純粋の蒸留水というのはｐＨが5.5ぐらいです

なお，パイライトの粒径を１ケタ上げて，20〜

バチルス・フェロオキシダンス（ Thiobacillus

が，それが３ぐらいまで下がります．つまり，200μｍのものでも実験してみましたが，これ

表3･1−pHと鉄細菌（破間川）

表 3･3− 両 津 の 試 料 (R-1)中 の pHと 有(/g)
機栄養性微生物数

表3･2−両津の試料(R-1) 中の微
(/g)
生物 数

表3･4−両津のR試料中の鉄細菌数 (/g)

表3･5−鉄細菌によるチオ硫酸とパイライトの酸化(両津)表3･6−鉄細菌によるチオ硫酸，パイラ
イトおよび単体イオウの酸化

URBAN KUBOTA NO.25｜51

は，パイライトの粒の形にもよりますが，酸化の結晶を滅菌せずにぶち割って液体培地の中に速度は，10分の１からそれ以下に下がってしま

入れましたら，鉄細菌がはえてきたことがある

います．むしろ問題は，写真３・２で見られるんです．

ｐＨ１〜２の強酸性土壌

ような大きい粒径のパイライトがなぜ酸化する

編集

結晶を？

川崎

かということなんですが，しかし，これはパイ加村結晶です．ひっついていたか，中にあっ

っと違いまして，阿蘇カルデラのなかの低地のライトが，少しずつ崩れていくんですね．工事たかわかりませんが，ここにいるんですね．と土壌です．このカルデラは，かつては，淡水性現場の露頭の表部には数10ミクロンの大きさのもかく非常に生存能力が強いという感じがしまの火口湖の時代があったようで，その湖が立野

パイライトがみられ，そのなかには崩れたようす．それともう一つは，ごく微量だけれども，の西側の方で破れて，現在のような形になったな形のものがあります．それを針の先でチョッ

地下奥深くパイライトのある場所に酸素が来てといわれています．現在，阿蘇のカルデラ内にチョッとつつきますと，バラバラッと崩れます．

いるということでしょう．非常に遅いスピード

は，火口原と呼ばれる低地がひろがっておりま

少なくとも私の場合は崩れました．そうすると，

だけれども，ぎりぎりのところで生活を営んですが，これは図４・１のように，北の阿蘇谷とだいたいシルトぐらいの大きさになる．そのといるのだと思いますね．それが工事によって露

南の南郷谷との二つに分かれます．いまここにきに，急速に酸化されるのではなかろうかと思頭がバッとあらわれる，酸素が十分に入ってくは約１万4,000haほどの耕地があります．

っております．

る，その他の要因もあって，急速に増殖すると

このうち阿蘇谷の方が地下水が高くて湿田が多鉄細菌をめぐっていうことじゃないでしょうか．

く，地耐力もないのですが，ここに，熊本県が，編集

編集

米と畜産の主産地群を形成しようということで，破間川のケースで，山の斜面に新しく運

嫌気的な環境のように見えても，土の中④阿蘇カルデラ内の酸性硫酸塩土壌

私の扱ったのは，今までのお話とはちょばれてきたＢ層やＣ層のなかには，パイライトのミクロの世界というのは，どうも複雑ですね．

昭和45年から大規模圃場整備事業に着手し，まは含まれていないんですか．

加村

これは土壌の化学だけれども，ｐＨが５

ず4,100haぐらいを対象に基盤整備を行ったわ

加村

含んでいません．

の土の中にｐＨが８のときに最もよく繁殖する

けです．そうしますと，赤水というところ―

編集

背後のパイライトの鉱床のある母材のな

微生物がいるんです．これはアルカリを好む微ここは，恐らく昔から，硫化物などが材料にな

かに鉄細菌が生きているということですね．

生物で，この５年ぐらい非常に有名になっていって，２価鉄の形で溶けたものが河川の中に入加村

母材に近いようなところで，鉄細菌は生ます．これを解釈するのはどうしたらいいかとり，それが酸化されて３価の鉄になって，赤いきているんです．こういうところになぜ生きていうと，素直に解釈すれば，土壌の中には，pH沈澱物が川の底にずっとたまった．そのためにいたか．この生存というのは，ちょっと，100が全体としては５だけれども，微生物の生活す

赤水という地名で呼ばれるようになったと思わ

年や200年の単位じゃないですね．

るミクロの場としては，そこにｐＨが３のとこれるんですが，この赤水で，基盤整備をやった

編集ろもあるし，８のところもある，そう考えるの後で水稲を植えたら，その日のうちに枯れあがでしょう．

が一番素直だろうと私は思っています．嫌気的る圃場がでてきたんです．干拓地の場合には，

加村

環境と好気的環境についても，同じことがいえこういうひどいケースはないと思いますが，何ると思います．

しろものすごい強酸性で，ｐＨが１台に落ちる

鉄細菌は酸素がなければ生きられません
増殖できないというだけです．眠っていても生存はできるでしょう．ここのパイライト
表3･7−水中でのパイライト酸化

図3･1−培地中でのパイライト酸化(培地50ml)

図4･1−阿蘇カルデラの地形と調査地点

URBAN KUBOTA NO.25｜52ようなところもあるし，ほとんどが２台になる腐朽化した有機物を多く含んでいて黒色です．

ど消えてしまいます．3.85Åというのは恐らくということで，48haを対象にしたのに，その半ⅩⅡ層も黒色の黒泥層ですが，上層に比べると有イオウで，このピークは(4)でも強いので，イオ分の22.5ｈａで水稲が生育できない，そういう機物は少なく，土性も粗いという違いがみられウというのは，粒径５μ以下の細かい部分に集状態になったわけです．

ます．

中して存在しているように思われます．

県の農試としては，以前の土壌調査で，この地黒泥土のＸ線回祈(6)は，過酸化水素で処理したものです．要する

域には400haぐらいの黒泥土壌が分布していて，

さてパイライトの同定には，Ｘ線回折によるのに酸化されやすいものを消してみたわけですが，それが強酸性化することを知っていましたので，が一番確かですから，早速これにかけてみまし

図のように，パイライトやイオウのピークはき

その地域を工事する際は，表土扱いするよう指た．試料は，イオウ含量が最も高いⅩ層からとれいになくなってしまい，残ったものは長石の示したようです．ところが，ここは地耐力がなりました．その結果が図４・３です．このうちピークだけということになりました．

いので，機械が思うように入らず，結局ほんの(1)は，サンプリングしたものをそのままの状態

土層中の鉄・有機物・全イオウ

僅かしか表土扱いできず，あとはみんな下の方で，何らの化学的処置も施さずにＸ線にかけた

以上のようにＸ線分析では，この黒泥層にパイにある黒泥層からひっくり返してしまった．そものです．この図では，2.71Åと1.63Å，このライトのあることがはっきりしたので，次に各れで黒泥層が表面に出てきて，その結果，水田２つの強いピークがきちっと出れば，そこにパ土層ごとの主要な成分やｐＨなどをみてみましをつくったけれども，植えたらすぐ枯れた．そイライトの結晶があると考えられます．

た（図４･２）．まずリン酸吸収係数ですが，こういう経過があったようです．

次の(2),(3),(4)は粒径別に調べたもので，これれはⅥ層を除く各土層とも非常に高く，この土県の方では，これはパイライトが原因だろうとは試料を超音波処理した後，水中で沈定法によ壌が火山灰を母材としていることがわかります．

考えていたので，それをきちっと同定したい．

って大まかな粒径区分を行いました．(2)は50μ，

ｐＨは，黒泥層とそれ以外の層とでは明らかに

そんなことで私の方に依頼があったわけです．

(3)は5〜50μ，(4)が5μで，これらのなかでパイ違っていて，黒泥層ではｐＨが３以下という非

写真４・１がこの圃場の断面写真です．ここはライトがどこに一番濃縮されているかをみてみ常な強酸性です．このｐＨは水浸ｐＨですから，

中央排水路わきの断面で，造成してから２〜３たんですが，案外どこにでもある．粗い方にも造成後に一部のパイライトが自然条件下で酸化年たった時点の写真です．だから，水稲ができあるし細かい方にもあります．ただ，ここではしてそのためにｐＨが低くなったわけです．

なかった明くる年の４月ごろです．写真４・２

5.47Å，4.87Å，4.48Åのピークは消えてしま

そしてこの図で何よりも眼につくことは，有機は，この断面のアップで，黒泥層はⅣ層の下のい ま す が ，こ れ は 恐 ら く FeSO 4・７ H 2 Oと か ，

物と鉄の変化が全く逆になっていることです．

Ⅴ層と，その下のうすい砂礫層のⅥ層をはさん

FeSO 4 ・３H 2 Oな どの水 溶性 の 化合物 に由 来す

有機物の多いところは鉄は少なく，鉄の集積しで，下のⅩⅠ層の上部までずっと続いています．

るものだろうと思います．

ているところでは有機物が少ない．とくに下部

図４・２が土壌断面図で，ここでは断面の上部(5)は，パイライトとイオウ以外の鉱物を溶解さの黒泥層では，下方へいくにしたがって有機物

約１ｍが基盤工事で乱されているので，その下せてしまうために，弗酸処理してからＸ線にかは少なくなりますが，その動きにつられるようの火山灰土壌のＢ層に相当する層をⅠ層としてけたものです．そうすると幾らか濃縮された状にして鉄と全イオウとが共に増えている．有機

います．Ⅴ層とⅦ〜Ⅹ層が黒泥土層で，これは態でみえてきます．また長石のピークがほとん

物の分解による還元状況下で硫化物が下の方に

写真4･1−基盤整備圃場の中央排水溝．背後の山脈は外輪山

写真4･2−中央排水溝の断面．数字は層位を示す．

URBAN KUBOTA NO.25｜53たまっていく，そういう感じを受けます．そしはそれを落とし，また乾かす，この間，２〜３埋めているわけですけれども，それが詰まってて全イオウは黒泥層に多く含まれていますが，回ごとに耕起をやる，そういうやり方で強制的困っているという話が出ていました．恐らく硫下部黒泥層に含まれている量は異常というほどに表層部を酸化させていったわけですが，その酸第二鉄の沈澱で詰まったんじゃなかろうかとの多量で，これほどの含量の土は余り例がない

さいに排出した水を分析したのがさきの表の暗思っております．

ように思います．

渠の水です．ですから，この水のｐＨは4.7，水

パイライトの形態

地下水に含まれる硫酸根と一緒に鉄とかカルシウムがドッと出てくると最後にパイライトの形態なんですが，Ｘ線分析

もともとこの地域は，火山山麓地帯を流れる地いう状況です．それから，灌漑水というのも，をしましたときに，たまたまＥＭＸ-ＳＭという下水が豊富にあるところで，この水に硫酸根がそのなかには地下水からとっているところがあ

元素の定性分析と形態観察とが同時にできる機含まれていることは以前から知られていました．

るので，そこにもかなりの硫酸根が含まれてい械が私の手元にありましたので，これを使って基盤整備をやりましたときに数カ所に湧水口をます．

パイライトの像を撮影してみました．そうしまつくりましたが，ここからは常時地下水が溢れ

こういう対策をとりましたので，１年たった後すと，そこには大小さまざまなパイライトの単でておりましたから，この水を分析してみましには，周りと余り変わらない程度に，８割方ぐ結晶やその集合体がみられました．集合体の形た．それが表４・１で，地表のかんがい水が７

らいは米がとれるようになったわけです．

態では球形，卵形，棒状などが多く，単結晶のppmとわづかなのにくらべ，地下水には8 0 p p m

ここでは，幸いなことに干拓地と違って火山灰方は６面体から12面体まで種々雑多です．大き前後の多量の硫酸根が含まれていました．この地帯なので，透水がよく，しかもきれいな水がさは集合体で5〜50μ，単結晶のものでは0.5〜

ように，この地域には現在でも，かなりの量のふんだんにあった．それでいまお話ししたよう

１μから５μのものまでありました．

硫酸根が供給されているわけです．

なやり方で，表層部については速やかにパイラ

写真４・３はその１つで，左下に二次電子像がこのときには，暗渠から排出される水や灌漑水

イトを酸化させて，それを溶脱させることがであり，左上がＦｅの，右上がＳの元素像ですが，も分析しました．何しろ稲がすぐ枯れてしまう

きたわけです．そのかわり，排水路は真っ赤っ

これは左下の像にぴったりとあっています．こので，その対策として，そこに水をかけ流し，

赤になりました．最近，資料を借りに行きましの棒状の先端部を拡大してとらえたのが右下の暗渠を埋めて排水する．それから石灰を真っ白たら，排水のためにつくったコンクリートの排写真で，棒状パイライトもパイライト単結晶かくなるほどたくさん入れる．いったん乾燥させ水路が溶けちゃって，もうすでに壊れている．

ら構成されていることがわかります．写真４・て，また水をかける．要するに湛水状態にしてそれともう一つは，暗渠ではビニールパイプを

４は，ボール状の典型的な集合体の像です．

図4･2−中央排水溝断面の各層の特徴

図4･3−パイライトに富むⅩ層試料のＸ線回析図
<単位：Å>

表4･1−水質分析<ppm>

URBAN KUBOTA NO.25｜54パイライトの生成をめぐってだって果たして火山の方からだけできているの編集

やっぱり微生物によってできたんですか．

編集

東大の和田先生が，３年程前からマング黒泥というのは，一般的にはどういう条

かどうかはわからないわけです．ただこれが，久馬件のもとでできるのですか．

海水とか汽水とかじゃなくて，少なくとも淡水

ローブ下の堆積物を調べておられますが，顕微川崎

泥炭は植物遺体の原形を留めていますが，条件下でできたということは確実です．

鏡下で見ると，パイライトの結晶の集合体が丸分解がもっと進んでその原形を留めていないの編集

黒泥がつもった時代の年代は……

い沈積物となっていっぱいできている．そしてが黒泥です．泥炭が，より酸化的な条件におか川崎

年代測定をやっていないので何とも言え

これは，大概，植物の残渣の組織に沿って出てれたときに，好気性微生物や地中動物が活動しないのですが，恐らくそんなに古い話じゃない

いて丸い形をしている，といっておられるんでて泥炭中の有機物を分解していくわけですが，だろうと思います．

すね．そして和田先生は，一つの仮説として，

そのさい，土に特有な有機物（腐植）に変化し編集

これは，かびの胞子のようなものではないかとていくために黒色になるのです．河川の流域やでしょうが，ひょっとしたら多かったというよ

いっておられるんです．

湖沼の浅い岸辺などにできやすいんです．

うなことが……

ですから和田先生の説によれば，これは完全に

編集

川崎

阿蘇の中央火口丘には，いまでも亜硫酸

当時の湖のＳが測られているわけもない

それは，あるかもしれません．火山のカ

嫌気的な条件のところではできない．しかし，ガスや硫化水素を噴出している硫気孔原がある

ルデラの中の湖ですから．ただ何しろ，生成に多少とも潮位の変動があって，そして地表に露のでしょう．そこから出たイオウが酸化され，関しては再現できないので，どうだと決めるわ

出するようなところでかびがはえて，かびの胞流れ込んできたものが黒泥の中で還元されて大けにはなかなかいかないのです．とにかく黒泥子がまずは沈澱する．その胞子の周辺に水酸化量のパイライトができる，ということですか．

が必ず絡んでいるのですが，そのときに有機物鉄が沈着する．そこへ下から硫化水素が上がっ川崎

いや，そこがね，それだけだと言い切れ

がどのように関連しているのか．ひょっとしたてきてパイライトになる．このように述べられるのかどうか，決め手がないのでよくわからなら，それは，ただ単に還元の条件をつくっていているわけです．ですからこの場合には，かびいのですよ．これだけ厚い黒泥があれば，そこるだけかもしれませんしね．

の胞子の残渣がパイライトをつくるための場をからの植物性起源のイオウの供給というのが結久馬

さきほどのパイライトの写真４・４のよどんどん提供しているわけで，これは，本来の構あるんじゃないかという気もするんです．確

うに，結晶の集合体がどうしてあんなうまい具

微生物のはたらきとはまた違っておりましょう

かに，さきほどの表で見たように，地下水をと合にボールになるのか……．こういうものの成が，パイライトの生成には，それ以上の大きなるとかなり硫酸根を含んでいるのですが，それ因がわからんね．

役割を果たしているかもしれないのです．

写真4･3−黒泥土に含まれる棒状パイライト（阿蘇）

写真4･5−高等植物組織内に生成したパイライト（阿蘇）．

写真4･4−球形および卵形パイライト

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川崎

阿蘇の場合でも，植物組織内につくられ析と二次電子像で，ｂとｅの部分がパイライト

し，さきほどの写真（１ｐ収載の写真）にみらたパイライトが確認されています．写真４・５を含む珪藻です．また写真４･７は，パイライト

れるように，パイライトのほとんどが，珪藻体がそれで，右下の拡大写真（Ｂ）には棒状パイを含む珪藻をＸ線分析によって確認したもので，内にぎっしりと密に充填されています．ですか

ライトがはっきりと認められます．

Siは珪藻の細胞膜，FeとＳはパイライト，そらパイライトは，体外で生成された後に運びこ

珪藻に含まれるパイライト

して Pb と Zn も硫化物として含まれているこ

まれたとは思えないのです．多くの卵型パイラ

編集とを示唆しています．

イトをよく見てみますと，表面が円滑なものほこのクリーク底質土中の大部分のパイライトは，

どその内部にすき間がなく，さきの写真４･４ｂ

珪藻とパイライトとの関連はどうなんですか．
川崎

珪藻の遺骸にはパイライトが含まれてい

最近つくられたものではなく，少くとも数百年のように，単結晶が最も密に充填されています．

る場合があります．これを最初に確認したのは前につくられたものです．というのは，この地ですから，これはまず細胞内で非晶質の球状の菅野さんで，有明海沿岸の干拓地水田の下層土

帯の水田下層土には多量の硫化物（恐らくパイＦｅＳ2が生成され，その後，球の内部から結晶中で見出されております（菅野ら，1963）．まライト）を含む土層があるんですが，この同じ化が進んでいったのではないかと考えられるのた前田さんは，完新統の断面調査のさい，珪藻土層がクリーク法面に現われているので，侵食です．おそらく，珪藻の細胞膜の網目を通過で遺骸群集の出現位置とパイライトの析出位置とを受けて底質土化したものと考えられるからできるようなバクテリアが侵入し，珪藻体内の養が一致したということを報告しています（前田す．しかし，法面が安定化している古い既設の分を消化しながら代謝産物として非晶質のFeS2

ら，1982）．

クリーク底質土の上層部にも，少量ではありまを生成したのではなかろうか．私はそんな推測

じつは私自身も，筑後川下流域に数年前に新設

すがパイライトを含む珪藻の存在が認められまをしているのですが，これはあくまでも私の推されたクリークの底質土を分析したときに，多した．ですから，程度の差はあるにしても現在測にすぎず，珪藻体内におけるパイライトの生種類の珪藻のなかに多量のパイライトが含まれの条件下でもパイライトが生成されている可能成機構は，今後，解明していかなければならなているのを確認しているんです．この８枚の写性がないとは言い切れません．

い課題です．

真（本誌１ｐに収載）がその一部で，これらのだいたい珪藻というのは，葉緑素で光合成を行編集

いろいろの珪藻のなかに，ぎっしりとつまってなって油脂を生産する植物ですから，嫌気的条の辺で終りたいと思います．本日は，長時間にいるのはすべてパイライトです．写真４・６は，件下で極めて不活性なパイライトを，自ら体内わたり大変有りがとうございました．

クリーク底質土細砂のＥＭＸ-ＳＭによる面分で造るということはまず考えられません．しか写真4･6−クリーク底質土細砂の特性Ｘ線による面分析と二次電子像

時間が大分すぎてしまいましたので，こ

写真4･7−パイライトを含む珪藻の二次電子像（ＳＥ）とＸ線分析

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