乾燥地灌漑農地における塩分の挙動と持続的用水配分計画— 内蒙古河套灌区を対象に —赤江剛夫 1 · 中尾千晶 2 · 史

海濱 3Dynamics of salt and sustainable water allocation planning in irrigated agriculture in arid region— Case of Hetao Irrigation District, Inner Mongolia —Takeo AKAE1 , Chiaki NAKAO2 and Shi HAIBIN3

1. はじめに
乾燥地灌漑農業において，少ない水資源を効率的に利排水路水の蒸発率を推定した．これらを考慮した線形計画法を適用し，最適な灌漑用水の配分方法と水利システ
ムの問題点を考察した事例（中尾ら，2008）を紹介する．

用することと，持続性の維持のために，塩分集積問題を

2. 河套灌区の概要

回避することとは根本的な課題である．その解決のためには，水と塩分の循環 · 収支構造を定量的に解明し，そ河套灌区は南に黄河，北に陰山山脈に挟まれた陥没の結果に基づいて効率的な用水配分を決定する必要が盆地に黄土が堆積した平原である．東西 250 km，南北ある．塩分集積の回避に関して，土層スケール，圃場ス

から，塩分収支の確保に向けた具体的な地域用水配分を

50 km，総面積 119 万 ha で，南から東北に向けて緩やかに（1/5000 ∼ 1/8000）低下する地形を持つ．標高は1019 ∼ 1050 m である．灌区全域の平均年降雨水量は159 mm，これに対し，可能蒸発量は 2100 ∼ 2300 mmに達する乾燥気候である．年平均気温は 6.3 ∼ 7.7 ◦ C であるが，最低気温 − 38 ◦ C，最高気温 38 ◦ C と気温の較

どのように行えばよいのかを明確に示した事例はほとん

差が極めて大きい．河套灌区の土壌は，「中国土壌図」でど見られない．

は，灌淤土（Irrigated warped soil）に分類され，主要粘ケールの問題については，多くの研究が行われ，成果が挙げられている．しかし，長期の持続性の観点からは地域スケールの塩分管理が重要であるにも関わらず，塩分の挙動を実態的に把握することが極めて困難であること

本研究では，中国内蒙古河套灌区を対象に，灌漑水か土鉱物はスメクタイトと水成雲母とされている（中国科ら地下水，排水路水，および土壌中の塩分組成を地区全学院南京土壌研究所，1986）．

体にわたって系統的に測定し，陽イオン組成変化の特分集積し，排水路水中に排出されることを確認した（赤灌区最上流の三盛公頭首工から取水した用水は，229
km の総干渠（幹線用水路）から分水して年間約 50 億 t
を 58 万 ha にボーダー灌漑で灌漑される．排水の大部分
は 260 km の総干溝（幹線排水路）を経て，ポンプで烏江ら，2004）．そこでナトリウム収支に基づく除塩用水

梁素海に排出し，放水路を経て黄河へ排水される．

徴を捉えた．その結果，灌漑水中のカルシウムは土壌中に安定的に沈澱し，ナトリウムが卓越して土壌表層に塩量を用いて，排水ブロック別の塩類化リスクを評価した（Akae et al., 2008）．ついで，排水路に至る水の経路として，土壌マトリックスを通過して塩分交換する経路と粗間隙を灌漑水の塩分濃度のまま通過する経路に機能的に分離し，それぞれの経路を通過する量の割合を表す洗脱効果係数を導入して，土壌中の移動経路をモデル化した．
加えて水の安定同位体比を計測して，灌区全域における
1 Graduate School of Environmental Science, Okayama University, 3-1-1

Tsushima-naka, Kita-ku, Okayama, 700-8530, Japan. Corresponding author: 赤江剛夫，岡山大学大学院環境学研究科
2 Sasakura Co.Ltd. 4-7-32 Takeshima, Nishi-Yodogawa-ku, Osaka, 5550011, Japan.
3 Inner Mongolia Agricultural University. 内蒙古農業大学，昭烏達路
306，呼和浩特，内蒙古自治区，中国．
2010 年 5 月 31 日受稿 2010 年 6 月 28 日受理
土壌の物理性 115 号, 43–50 (2010)
キーワード：乾燥地，灌漑，塩分組成，塩分収支，用水計画

3. 灌漑から排水に至る塩分組成の変化
3.1 方法
3.1.1 水質分析
灌区の用 · 排水システムと採水地点，採土地点の位置を Fig. 1 に示している．調査は，2004 年 5 月，2004 年

11 月，2005 年 5 月，2005 年 11 月に実施した．
黄河からの灌漑用水の取水地点である三盛公頭首工，
永済渠，黄済渠の用水路 3 地点，排水路については，一排干溝から十排干溝の各干溝の流末部，各排干溝との交点直上の総排干溝，烏梁素海から黄河への放水路 2 地点，
計 26 地点で水質サンプルを採取した．土壌採取地点近傍の地下水位観測パイプの孔内水も採取した．陽イオン
組成は原子吸光法で分析した．

44

土壌の物理性第 115 号

(2010)

Fig. 1 河套灌区の用排水系統と採水 · 採土地点．

Fig. 2 用 · 排水、地下水の陽イオン組成（2004 年 11 月）．

3.1.2 土壌調査

3.2 結果と考察

採土地点は河套灌区西部に位置する沙壕渠試験場に加3.2.1 水路水と地下水の陽イオン組成

え，西部（永済渠試験場），中部（五原試験場），東部（烏水路水と地下水の陽イオン組成を，2004 年 11 月の測

拉特前旗水利局）の 4 ヶ所である．各地点の灌漑耕地お定結果について Fig. 2 に示している．用水路水中にはよび隣接した塩害地において，表層から深さ 70 cm あるNa が平均 5.35 mmol L−1 （全陽イオンに対し 72.7 %），Ca は平均 0.33 mmol L−1（5.1 %）存在している．一方，排水路系の水溶性陽イオンでは，Na の卓越が顕在化し，平均 62.97 mmol L−1 （84.6 %）を占め，Ca は平均 0.89
mmol L−1 （1.7 %）にその割合が減少している．地下水
中でも Na が平均 18.01 mmol L−1（80.1 %）と灌漑水よ

いは 100 cm まで 10 cm ごとに乱さない試料および乱した試料を採取した．土：水比を 1：5 として混合後，上澄
み液の水溶性陽イオン組成を原子吸光法で測定した．また，土壌 10 g に対し，pH 7 に調整した 1 Ｎ酢酸アンモ
ニウム溶液 100 mL を加えて混合し，振とう 1. 5 時間後の上澄み液を採取し，原子吸光法で全陽イオン組成を測定した．

りも高い割合で存在している．

シンポジウム特集

資料：乾燥地灌漑農地における塩分の挙動と持続的用水配分計画

45

Fig. 3 灌漑耕地と塩害地の水溶性陽イオン組成（Akae et al., 2008）a：沙壕渠試験場，b：五原，c：烏拉特前旗，d：永済渠.

3.2.2 土壌中陽イオン組成

酢酸アンモニウムで抽出した耕地と塩害地の陽イオン

Fig. 3 に採土した 4 地点（沙壕渠，五原，烏拉特前旗，

組成プロファイルを Fig. 4 に示す．陽イオン合計の 4 地永済渠）の土壌中水溶性陽イオン組成を示す．灌漑耕地

点の平均は灌漑耕地で 74.39 ± 11.89 meq（100 g）−1 ，塩−1の陽イオン量の合計の平均は，1.47 ± 0.54 meq（100 g）

害地では 69.08 ± 11.13 meq（100 g）−1 であった．こので，そのうち Na が 1.07± 0.52 meq（100 g）−1（72.8 %）うち，Ca が最大値（47.2 ∼ 74.9 meq（100 g）−1 ）を示を占める．一方，Ca は 0.11 ± 0.07 meq（100 g）−1（7.5

し，全陽イオンの 74 ∼ 88 % を占めた．これは，陽イ%）であった．塩害地土の平均全陽イオンは 10.99 ± 5.69
−1 で，Na が 9.02 ± 4.26 meq（100g）−1（82.1
meq（100g）%）を占めた．一方，Ca は 0.81 ± 0.82 meq（100g）−1（7.4 %）であった．灌漑耕地と塩害地のいずれも Na が卓越して存在することが示された．

オン交換容量（8.42 ∼ 23.94 meq（100 g）−1 ）と比較してもはるかに大きな値であり，多量の Ca が非水溶性塩（CaCO3 あるいは CaSO4 ）として土壌中に存在することを示唆している．

46

土壌の物理性第 115 号

(2010)

Fig. 4 灌漑耕地と塩害地の酢酸アンモニウム抽出陽イオン組成（Akae et al., 2008）a：沙壕渠耕地，b：沙壕渠塩害地，c：永済渠耕地烏特，d：永済渠塩害地，e：五原耕地，f：五原塩害地，g：烏拉特前旗耕地，h：烏拉特前旗塩害地.

なお，酢酸アンモニウムで抽出した Na イオンは，水溶性 Na イオンと類似した分布を示した．

3.2.3 Na イオン濃度に基づく除塩用水量と塩類化リス
クの評価 （Akae et al., 2008）
除塩用水量（LR）は，土壌塩分濃度を現状のまま維持するために必要な灌漑水量に対する排水量の割合と定義される．Diw を灌漑水量，Ddw を排水量，Ciw を灌漑水の全塩濃度，Cdw を排水の全塩濃度とする．塩分収支が成立するためには，降水の塩分濃度は無視すると，（1）式が成立しなければならない（Foth，1990）．

Diw ·Ciw = Ddw ·Cdw

(1)

これより，除塩用水量 LR は，（2）式で定義される．

LR = Ddw /Diw = Ciw /C dw(2)

全塩濃度の指標として電気伝導度（EC）が測定され，通常は（2）式の Ciw = ECiw ，Cdw = ECdw とおいて LRが評価されてきた（Tanji，1990）．

シンポジウム特集

資料：乾燥地灌漑農地における塩分の挙動と持続的用水配分計画

Na exclusion ratio

1.40

ある．

1986 ~ 1997

1.20
1.00
0.80

47

2004 ~ 2005

3.2.4 排干溝別塩分集積リスクの評価

1986 ~ 1997

各排水ブロックに流入する灌漑水量を排水ブロック面0.60

積比で計算した．灌漑水の陽イオン組成は，三盛公で採0.40取した黄河水と同じ値を与えた．各排干溝からの排水の0.20

陽イオン組成は，2005 年 11 月に測定した値で，各排干

0.00
0.05

0.00

0.10

0.15

0.20

排干溝ごとの Na 収支を計算し，排干溝別塩分集積リス

Ratio of drainage amount to irrigation amount (Ddw/Diw)

Fig. 5 Na 排 出 率 と 排 用 水 量 比 ，Ddw /Diw ．（Akae et al.,2008）.

クを評価した．
結果を Fig. 6 に示す．河套灌区西部ブロックでは比較的収支が取れており，リスクは低いと評価される．中流

1000

-1

Accumulated Na ( Kg ha )溝からの排水量は計画値で与えた．これら諸量より，各部では Na 集積が進行しており，塩類化リスクが高いこ

500とが示された．
0
-500

2nd
BDC

3rd
BDC

4th
BDC

5th
BDC

6th
BDC

7th
BDC

Yitong 8th
BDC BDC

9th
BDC

4. 持続的な用水配分計画（中尾ら， 2008）-1000

4.1 方法-1500

4.1.1 排水ブロックの決定-2000

対象地域は用排水量のデータの揃っている 9 排水ブ

Fig. 6 各排水ブロックの年間 Na 蓄積量（Akae et al., 2008）.

ロックからなる総排干溝支配地域とした （Fig. 7）．ましかし，前述したように，実質的に土壌中を移動集積

た，各排水ブロックへ取水される水量は排水ブロックに含まれる用水ブロックの面積割合に比例するものとしてし，塩類化を引き起こすのは，もっぱら易溶解性の Na+算定した．

であり，排水中にも Na+ が卓越して含まれる．Ca2+ の4.1.2 各排水ブロックにおける蒸発率の算定

大部分は不溶化し，土壌中に沈澱する．したがって，Na+

三盛公頭首工で採取した黄河水を，5 ∼ 50 % の蒸発率と定義すると，Na+ 収（RE ）となるよう天日のもとで蒸発させ，水中の水素と酸支を現状に維持するために必要な排水量割合，LRNa は素の安定同位体比（δ D，δ 18 O）を測定した．（δ D，δ 18 O）（3）式で定義される．

面上で，傾き 8，切片 10 の直線（δ D = 8 × δ 18 O + 10）

濃度に基づく除塩用水量を LRNa

LRNa = Ddw /Diw = CNa,iw /C Na,dw(3)

ここで，CNa,iw は灌漑中の Na+ 濃度，CNa,dw は排水のNa+ 濃度である．
1989 年から 2001 年の 12 年間における総排干溝末端からポンプ排水排水量と全塩濃度（鉱化度）の観測結果が得られている．総排干溝排水の全塩濃度と Na イオン

は天水線と呼ばれる．測定点をとおり，天水線と同じ傾きをもつ直線と δ D の交点（d 値）は動的な蒸発の指標であり，蒸発を受けるほど小さくなる．すなわち，d = δ D − 8 × δ 18 O(5)（5）式で蒸発試験試料の d 値を求め，d 値と蒸発率の関係を与える回帰直線を作成した（Fig. 8）．

濃度の間には，高い相関が認められたので，1989 年から2001 年にかけて観測された全塩濃度から Na イオン濃度を推定し，各年の Na 排出量を計算した．さらに黄河からの灌漑による Na 流入に対する Na 排出量を次のように Na 排出率と定義した．

d = −0.879RE + 8.9646;

R2 = 0.9982(6)

各採水地点の d 値に（6）式を適用して，各排水ブロックの蒸発率を算定した．

4.1.3 洗脱効果係数の算定
Na 排出率 = Na 排出量/Na 流入量(4)Fig. 5 は排 · 用水量比（Ddw /Diw ）と Na 排出率の関係を示している．各年のプロットはほぼ直線上に並ぶ．Na
排出率を 1.0 とし，Na 収支のバランスを取るには，0.16程度の排 · 用水量比が必要であることを示している．また，図中には 2004 年，2005 年のデータも示しているが，1989 年から 2001 年のプロットと比べ，上方に位置しており，同じ排 · 用水量比に対し，高い Na 排出率を示している．その結果，Na 収支を取るに要する排 · 用水量比は0.12 程度と小さい値となる．この原因は，近年排水路中の Na イオン濃度の割合が経年的に増大しているためで同じ排水ブロックでは，排水路水の塩分濃度が，地下水のそれよりも低く灌漑水よりも高いことから，両者が混合されて排水路塩分濃度を構成していると考えられた．陽イオンの交換や沈澱，すなわち除塩はもっぱら土壌マトリックスを通過する水において行われ，それ以外を通過する経路（地表面流出や粗間隙通過など）では生じないと考える（Fig. 9）．マトリックス通過水量の割合である洗脱効果係数 f と，マトリックス中の塩分（Na）
濃度 CM を用いて，次の排水路水塩分構成式が成立する．

CM × f +Ciw × (1 − f ) = Cdw

48

土壌の物理性第 115 号

(2010)

Fig. 7 用水ブロックと排水ブロックの模式図（中尾ら，2008）.

これを f について解くと，

f = (Cdw −Ciw )/(CM −Ciw )(7)

ここで，C は塩分（Na+ ）濃度，添字 iw，dw，M はそれ
ぞれ灌漑水と排水路水および土壌マトリックスを表す．

4.1.4 用水量と排水量
各排水ブロックへの純用水量は，各ブロックで栽培される作物ごとの「灌漑定額」（作物ごとに定められた圃場
レベルの年間必要灌漑水量）の合計で決定した．
また，河套灌区における灌漑用水の搬送効率は末端圃Fig. 8 蒸発率と d 値の関係（中尾ら，2008）.

場まで含めて 43 % と推定されている．したがって，各排水ブロック（番号 j）の粗用水量（W Rj ）は，次式で与えられる．

W Rj = 各排水ブロックの純用水量/0.43(8)また，排水量構成式は地下水到達前に蒸発が生じているとすると，（9）式で与えられる．

Ddw = QM + QLP = f · Ddw + (1 − f )Ddw

(9)

ここで，Ddw は排水量，Q は土壌中通過水量，C は Na+
濃度， 添え字 M は土壌マトリックス，LP は粗間隙を示す．
各排水ブロックで，Na 蓄積を現状のまま維持するためには（10）式が成り立つ必要がある．
Fig. 9 灌漑水から排水に至る水と塩分の経路（中尾ら，2008）.

(Diw,j − QLP,j ) ×Ciw,j − QM,j ×CM > 0(10)シンポジウム特集

資料：乾燥地灌漑農地における塩分の挙動と持続的用水配分計画

49

Table 1 各排水ブロックでの蓄積 Na 量（中尾ら，2008）.

排水ブロック

現状

Case1

Case2

Case3

Case4

1 排干溝

0.44030.0159−0.00270.0159−0.0035

2 排干溝

1.27040.0192−0.00110.0192−0.0018

3 排干溝

2.5790−0.06020.0012−0.09100.00194 排干溝

5.4444−0.0305−0.0007−0.0382−0.0009

5 排干溝

2.0219−0.0501−0.0031−0.0888−0.0048

6 排干溝

2.59230.70340.70340.70340.7034

鹸沙干溝

0.80190.0916

0.0916

0.0916

0.0916

7 排干溝

2.26640.01470.00150.01470.0027義通干溝

1.13090.31630.31630.31630.3163

18.55

1.02

1.11

0.91

1.10

対象ブロック全域（単位：万 t）

②用水路の最大通水量制約 Xj < Xmax,j③排水路の最大通水量制約 Yj < Ymax,j④ Na 収支制約 Case1 と Case3 ; Yj > LRNa × Xj

Case2 と Case4 ; (Xj − Lj ) ×Ciw,j − Mj ×CM > 0⑤土壌中の排水量構成制約 fj × (Mj + Lj ) = Mj
⑥各ブロックでの粗用水量保障制約 Xj > W Rj
ここで，X は各ブロックへの取水量，Y は排水量，Mはマトリックス通過水量，L は粗間隙通過水量，添え字

max は最大量を表す．
Fig. 10 用水路および排水路での蒸発率（中尾ら，2008）.

4.2 結果と考察
4.2.1 排水ブロック別蒸発率
灌漑水の蒸発率は 0.10 ∼ 0.95 % で平均は 0.53 %，地下水の蒸発率は 0.32 ∼ 2.67 % で平均は 1.46 % であった．また，排水については下流に向かって蒸発率が増加する傾向が見られた．灌区最上流の三盛公頭首工から最下流の総排干溝末端のホンガバ揚水場に至るまでにおよそ 8.8 % 蒸発が起こっていることがわかった（Fig. 10）．

4.2.2 最適用水配分（1）目的関数「取水量最小」で最適化した場合（Case1，

Case2）
Fig. 11 現状と各 Case で最適化した取水量と排水量（中尾ら，2008）.

4.1.5 目的関数

Fig. 11 は現状と最適化した対象ブロック全体の取水量と排水量を示している．Fig. 11 より，取水量は現状の 35.6 億 t から 25.19 億 t まで削減が可能である結果となった．

2 つの目的関数「①元入れ取水量を最小にする．② Na
排出量を最大にする．」を設定した．洗脱効果係数（ f ）を考慮する場合としない場合を想定し，計 4 とおりのケースについて検討した．すなわち，Table 1 の蓄積 Na 量を見ると，最適化後は現状よりも大幅に Na 蓄積量が減少するものの，最適化後もなお，
主に六排干溝，鹸沙干溝，義通干溝ブロックで Na が蓄積する結果となった．これは，末端圃場からの排水能力，

Case1：取水量最小，洗脱効果係数を考慮しない

あるいは排水路の通水能力に制限され，必要な排水量がCase2：取水量最小，洗脱効果係数を考慮する確保できないことによる．これら 3 ブロックでは，末端Case3：Na 排出量最大，洗脱効果係数を考慮しない

排水システムの能力と排水路の通水能力を向上させる必Case4：Na 排出量最大，洗脱効果係数を考慮する

要がある．

4.1.6 制約条件

（2）目的関数「各排水ブロックでの Na 収支を取りなが用排水計画における制約条件として以下の条件が与え

ら，Na 流出量を最大とする」で最適化した場合（Case3，

られる．

①取水量の上限

Case4）
灌区全体の取水量 > ΣXj

50

土壌の物理性第 115 号

(2010)

Case4 では，Case3 の場合よりも取水量が増加し，そ考慮した機能的モデルに線形計画法を適用して，「Na 収れに伴って排水量も増加している．蓄積 Na 量について支を満足させる」最適用排水配分を試算した．各排水ブ

は Case4 で一排干溝，二排干溝，四排干溝，五排干溝ブロックへの取水量を最適に配分することで，水資源の利ロックで排出傾向にあり，四排干溝，七排干溝ブロック

用効率の改善と，塩分収支が維持でき農地の持続性が改でやや蓄積する結果となった（Table 1）．Case4 の最適

善できること，また，それを実現するための水利システ

化結果では，流出 Na 量を最大とするために，Na が排出

ムの課題を検討した．

されやすい排水ブロックから Na を排出する用水配分がなされている．

引用文献

5. まとめAkae, T., Nakano, C., Shi, H. and Zhang, Y. (2008): Changes in

河套灌区の用水路水，地下水，排水路水および土壌を

the cations composition of water from irrigation to drainage

系統的に採水し，陽イオン組成の分析を行った．その結and leaching requirement of the Hetao Irrigation District, In-

果，灌漑水中の Ca は土壌中に沈澱するため，土壌表層に集積し，排水路に排水されるのはもっぱら Na イオン
であることを確認した．Na 収支に基づく除塩用水量を提案し，灌区全域に適用してブロック別除塩用水量と塩類化リスクを評価した．Na イオン収支によると，灌区
中部でリスクが高いことが分かった．
用 · 排水経路における水の安定同位体比を測定し，経路上の各点における蒸発率を推定した．用水路水の蒸発率は 0.10 ∼ 0.95 %，平均 0.53 %，地下水は平均 1.46 %，排水路水は下流に向かうほど増加し，幹線排水路終端では 8.8 % であった．
各排水ブロックでの排水経路における蒸発を差し引いた上で，土壌中での塩分輸送を記述する洗脱効果係数を

ner Mongolia. Trans. of JSIDRE, 253: 27–33.
赤江剛夫 · 宇野徹 · 史海濱 · 李延林（2004）：内蒙古河套灌区における灌漑水から農地土壌，地下水，排水路水にいたる経路での陽イオン組成の変化．農業土木学会論文集，234：79–87.
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