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J. Jpn. Soc. Soil Phys.
土壌の物理性

Miscellaneous

No. 133, p.29 ∼ 36 (2016)

福島県飯舘村における水田土壌の物理性
勝田洋平 1 · 木村叡人 1 · 市田知子 2 · 森也寸志 3 · 登尾浩助 2

Physical properties of paddy soils in Iitate Village, Fukushima Prefecture
Yohei KATSUTA1 , Eito KIMURA1 , Tomoko ICHIDA2 , Yasushi MORI3 and Kosuke NOBORIO2

Abstract: Transport of 137 Cs in soil may be important toestablish a decontamination scheme for contaminated areas. As a monovalent cation 137 Cs is supposed to be transported by diffusion and convection processes like otheraqueous cations, soil hydraulic properties rule the transport. To provide a simulation model with basic physical properties, we investigated clay minerals and hydraulicproperties of soils collected from the rice paddies of 15
locations in Iitate Village. Because all the soil samples
mostly contained Al-vermiculite, illite, and chlorite that
tended to fix 137 Cs in their structures, 137 Cs might stay near
the surface layer for a long time but might not contaminate
groundwater.
Key Words : Bruce and Klute method, clay minerals, soil
water characteristic curve, hydraulic conductivity, soil water diffusivityの 137 Cs 分布を表すことができない（Shand et al., 2013）
ことから，土壌の水理特性と粘土鉱物種の両方を調査する必要がある．
本研究では，土壌中における 137 Cs の移動予測に資するために，飯舘村 15 箇所の水田から採取した土壌の水理特性の測定と粘土鉱物の同定を行った．

2. 実験方法
2.1 試料
飯舘村 20 行政区の内の 15 行政区に代表水田を 1 箇所ずつ選定し，各水田において深さ 0 ∼ 10 cm の表層土壌を採取した（Photo 1）．土壌乾燥密度は，定容積サンプ
ラー法または土塊をパラフィンでコーティングして測定した（Blake and Hartge, 1986）．各採取土壌を風乾後に 2

1. はじめに
福島第一原発から放出された主要な放射性物質は 131 I

mm ふるいを通過させ，試料として使用した．土粒子密度はピクノメータ法で決定した（地盤工学会, 1991）．間隙率 n（cm3 cm−3 ）を式（1）で計算した（宮﨑ら, 2005）．

（半減期約 8 日）
，134 Cs（半減期約 2 年）
，137 Cs（半減期約30 年）である（芝田ら, 2012）．半減期が最も長い 137 Cs
は今後の長期的な除染計画を立てていく上で重要な物質であると考えられる．土壌中に侵入した 137 Cs の一部は粘土鉱物に吸着されるが，吸着の様態は粘土鉱物によって異なる（津村ら, 1984）．土壌表面に降下した 137 Cs の75 ∼ 90 % は土壌中の粘土鉱物の層間に捕捉（固定）され，残りの 10 ∼ 25 % が交換態陽イオンとして土壌水中を可動すると考えられる（Vidal et al., 1995）．水溶性
で 1 価の陽イオンである 137 Cs は，雨水と共に土壌中に侵入すると考えられるので，土壌中の 137 Cs 移動を予測する際には土壌水理特性の把握が必要不可欠である．同
じ放射性陽イオンであっても 137 Cs と 90 Sr では土壌中での移動速度に 4 倍程度の差があることが報告されている（Mahara, 1993）．また，粘土鉱物種のみでは土壌断面中
1 Formerly School of Agriculture, Meiji University, 1-1-1 Higashimita,
Tama-ku, Kanagawa, 214-8571, Japan.
2 School of Agriculture, Meiji University, 1-1-1 Higashimita, Tama-ku,
Kanagawa, 214-8571, Japan. Corresponding author: 登尾浩助, 明治大学
農学部.
3 Graduate School of Environmental and Life Science, Okayama University, 3-1-1 Tsu-shima-naka, Kita-ku, Okayama, 700-8530, Japan.
2014 年 12 月 28 日受稿 2016 年 6 月 16 日受理

福島県相馬郡飯舘村における土壌試料採取地点と採取地点が属する行政区の名前．

Photo 1

Soil collection sites in Iitate Village, Fukushima Prefecture.

土壌の物理性30

n = 1−
ここで，ρb

第 133 号

（2016)

了時に，試料の沈降深をノギスで測定した．測定した沈

ρb
ρp

(1)

降深から r1 を計算し直し，実際のポテンシャルを算出した．

は土壌乾燥密度（g cm−3 ），ρ

p は土粒子密度（g cm−3 ）である．封入空気が無ければ，間隙率 n は飽

2.2.3 サイクロメーター法
測 定 に は ，Decagon 社 製 の WP4-T を 使 用 し た

和体積含水率 θs に等しい．さらに，各土壌試料の粒度分（Decagon Devices, Inc., 2007）．各試料の遠心法による布を比重計法で測定し，粘土（0.002 mm 未満），シルト

pF = 4.0 に対応する体積含水率から風乾状態までのマト（0.002 ∼ 0.02 mm），砂（0.02 ∼ 2.0 mm）の質量百分率

リックポテンシャルの測定を行った．水分を少しずつ蒸を求めた（地盤工学会, 1991）．

発させて，試料の質量とマトリックポテンシャルを測定した．

2.2 土壌水分特性曲線
マトリックポテンシャル ψm と体積含水率 θ の関係

2.3 水平浸潤実験である土壌水分特性曲線を 3 種類の方法で測定した．

土壌の水分拡散係数を得るために Bruce and Klute0 ≥ ψm ≥ −100 cmH2 O（0 ≤ pF ≤ 2.0）では吸引法， （1956）に倣って水平浸潤実験を行った．内壁にシリコ−100 ＞ψm ≥ −10000 cmH2 O（2.0 < pF ≤ 4.0）では遠ングリスを塗布した 41 個の透明アクリル製リング（内心法，ψm < −10000 cmH2 O（pF > 4.0）ではサイクロ
径 2.4 cm，幅 1.0 cm）をセロハンテープで接続したカラメーター法を採用した．サイクロメーター法は，大久保ムを使用した．カラムに所定の乾燥密度になるように試

外内，松塚，柳沢，比曽，蕨平，佐須の土壌試料に対し料を徐々に充填した．ステンレス製のレール上に水平にては適用しなかった．

なるようにカラムを乗せ，マリオット管と接続した．マ

2.2.1 吸引法

リオット管の空気孔の高さはカラム直径の中心位置と同吸引法（水頭法）では，多孔質板付きホルダーと脱気

じ高さとした．マリオット管とカラムをつなぐ三方コッ

水を入れたマリオット管をチューブで繋ぎ，チューブ内

クを開き，蒸留水が試料を浸潤し始めた時から時間測定に気泡が入っていないことを確認した後，マリオット管を開始した．浸潤前線が 35 ∼ 40 cm の距離に達した時の水位を上げて多孔質板を脱気水で飽和させた（地盤工に給水を止め，この時の浸潤時間 t を測定した．その後，

学会, 1991）．また，100 cm3 土壌サンプラーに所定の乾直ちに乾燥側からカラムを分解して各リング内土壌の質

燥密度で試料を詰めた後，バットに水を張り試料を充填量を測定し，105 ◦ C で 24 時間炉乾燥後に体積含水率をしたサンプラーを 24 時間以上放置して毛管飽和させた．

決定した．

その後，サンプラーを多孔質板上に設置して，マリオッ

体積含水率と吸水口からの距離の関係を近似する水分ト管の水頭がサンプラーの中心の高さになるように合わ

分布曲線を目視で求めた（Fig. 1）．水分拡散係数は（3）せ，24 時間以上放置した．マリオット管は，排水量測定

式によって求めた（Bruce and Klute, 1956）．

器としても使用した．所定の pF になるようにマリオッ
ト管の高さ（サンプラー中心から高さ −5，−10，−20，

D（θx ) = −−30，−50，−70 及び −100 cm）を調節し，平衡に達す
るまで放置した．試料の質量は全ての高さでの測定が終了した時点で測定し，各高さの排水量から各高さにおける体積含水率を算出した．

1
2t

(

dx
dθ

) ∫θ
x
θx θ ixd θ(3)

ここで，θx は吸水口から x cm の距離における体積含水率（cm3 cm−3 ），θi は初期体積含水率（cm3 cm−3 ），D（

2.2.2 遠心法

θx ) は θx における水分拡散係数（cm2 s−1 ），t は浸潤時
間（s）
，x は吸水口から各カラム中心までの距離（cm）で試料の飽和は吸引法と同様にして行った．遠心容器内ある．

で対面する試料重の差が ±1.0 g 以内になるように重りを入れ調整した後，遠心容器を遠心分離機（K-1400 pF，

Kokusan 社）にセットした．所定の pF に相当する回転数でそれぞれの pF について 60 分間の遠心脱水を行った．設定した pF は 2.0，2.25，2.5，2.75，3.0，3.25，3.5，
3.75，4.0 で，設定 pF に対する遠心機の回転数は（2）式によって決定した（地盤工学会, 1991）．

pF = 2log10 n + log10 (r0 − r1 ) + log10

r0 + r
− 4.95 (2)2

ここで，n は 1 分間当たりの回転数（r.p.m.），r0 は試料
下端から回転中心までの距離（cm），r1 は試料中心から
回転中心までの距離（cm）を表す．本実験では，r0 ＝ 9.4

cm，r1 ＝ 7.0 cm であった．また，各回転数での遠心終土壌リング中心位置から吸水口までの距離を xi ，x1 ，
x2 ，· · · ，xn とした（Fig. 1）．吸水口から最初の土壌リン
グ中心位置までの距離は xn = 0.5 cm であった．xi は初期体積含水率 θi のままの土壌リング，即ち，浸潤前線先端の直後までの距離とした．また，x1 は浸潤前線先端の土壌リングまでの距離，x2 は x1 の一つ手前の土壌リン
グまでの距離とした．それぞれの土壌リングまでの距離

xi ，x1 ，x2 ，… ，xn に対応する目視で求めた水分分布曲線の体積含水率を θi ，θx1 ，θx2 ，… ，θxn とした．
D(θx ) の計算は，目視で求めた水分分布曲線の θx1 から θxn に向けて順番に次のように行った．先ず，D(θx1 )の計算に必要な (dx/d θ )θx1 は，対象とする θx1 の両側の土壌リングの距離差 (xi − x2 ) を対応する体積含水率差(θi − θx2 ) で除して，(xi − x2 )/(θi − θx2 ) と計算した（Fig.
1）．Fig. 1 の例では，θi = 0.009 m3 m−3 であった．次資料：福島県飯舘村における水田土壌の物理性

31

Fig. 1 水平浸潤実験の結果と Bruce and Klute 法による水分拡散係数の計算手順．
xi は浸潤終了時の浸潤前線の一つ先のカラム中心までの距離，θi はそのカラムの体積含水率を表す．
（dx/d θ )θ x1 は θx1 における微分を表し，①と②はそれぞれの水分量間の積分面積を表す．
（3）式参照のこと．
The results of horizontal water infiltration and the Bruce and Klute procedure for calculatingwater diffusivity. Refer to Eq. (3). xi is the distance between the water inlet and the center ofnext column of the end of the infiltrating front. θi is the volumetric water content of that column.
① and ② are the integrating areas between corresponding volumetric water contents.

に,（3）式右辺の θi から θx1 までの定積分は，Fig. 1 の（赤井ら, 1998）．

①部の台形面積として 0.5(xi + x1 )(θx1 − θi ) と計算した．
これらを（3）式に代入して D(θx1 ) を計算した．D(θx2 )の計算も D(θx1 ) とほぼ同様の手順で行った．θi から θx2までの定積分の計算は，Fig. 1 の②部の台形面積として0.5(x1 + x2 )(θx2 − θx1 ) を計算し，先に計算した①部の台形面積と合計して求めた．同様の手順を θxn まで繰り返
して，D(θ ) を求めた．

Ks =

2.3aL
h1
log10
At
h2

(6)

ここで，Ks は飽和透水係数（cm s−1 ），a は立ち上がり管の断面積（cm2 ），L はサンプラーの長さ（cm），A はサン
プラーの断面積（cm2 ），t は立ち上がり管内水位が h1 から h2 に到達するまでの時間（s），h1 は流出面から測定

2.4 不飽和透水係数

した初期の管内水面の高さ（cm），h2 は測定終了時にお水平浸潤実験によって得られた水分拡散係数 D(θ ) か

ける流出面から測定した管内水面の高さ（cm）である．

ら飽和透水係数 K(θ )（cm s−1 ）を定義によって求めた（宮﨑ら, 2005）．

2.6 粘土鉱物同定
土壌試料の粘土画分を使って粘土鉱物の同定を行っ

K(θ ) = C(θ ) × D(θ )た．同定には X 線回折法を使った（Olson et al., 2000）．

(4)

ここで，C(θ ) は水分特性曲線上の任意の点における傾きである比水分容量（cm−1 ）で，（5）式で表される．

C (θ ) =dθd ψm

3. 結果及び考察
各土壌試料の採取地区名，採取地点の緯度経度及び土壌の物理的性質を Table 1 に示す．乾燥密度，土粒子密(5)

2.5 飽和透水試験

度および飽和透水係数は採取場所によって変動した．乾燥密度は 0.81 g cm−3（八木沢）から 1.45 g cm−3（前田字豊栄）まで変化して，平均値 ±1 標準偏差は 1.10 ± 0.19

ラーをセットし，測定を開始した．各試料において 5 回

g cm−3 であった．土粒子密度は 2.14 g cm−3 （大久保外内）から 2.87 g cm−3 （宮内）の範囲で変動し，平均値
は 2.49 ± 0.21 g cm−3 であった．飽和透水係数は 3.8 ×
10−6 cm s−1 （大久保外内）から 2.7 × 10−4 cm s−1 （大の測定を行い，平均の測定時間を（6）式に代入し求めた倉）まで変動した．土壌の性質のうち，飽和透水係数は

飽和透水係数の測定は変水位法により行った．測定器には，サンケイ理化社製の SK-7201-3-K を使った．土壌試料を毛管飽和させた後，土壌試料を充填したサンプ

土壌の物理性

32

第 133 号

（2016)

Table 1 飯舘村土壌採取行政区名と採取地点座標及び採取土壌試料の土壌乾燥密度，土粒子密度，間隙率（n）と飽和透水係数（Ks ）．
The location names and global coordinates of soil collecting sites, dry bulk and particle densities, void ratio, n, and saturated
hydraulic conductivity, Ks , of collected soil samples in Iitate Village.
location
大倉
上飯樋宮仲
前田字豊栄
二枚橋
関沢
草野
飯樋町
深谷
宮内
大久保外内
松塚
八木沢
比曽
蕨平
佐須

latitudeNorth

longitude
East

dry bulk density（g cm−3 ）particle density（g cm−3 ）nKs（cm3 cm−3 ）（cm s−1 ）37◦ 44’33.30”
37◦ 39’51.77”
37◦ 43’47.40”
37◦ 41’39.80”
37◦ 40’52.32”
37◦ 41’33.10”
37◦ 39’44.90”
37◦ 41’53.76”
37◦ 42’43.90”
37◦ 39’51.83”
37◦ 41’23.51”
37◦ 41’28.71”
37◦ 37’10.1”
37◦ 36’54.34”
37◦ 44’08.65”

140◦ 47’58.20”
140◦ 42’40.37”140◦ 40’35.93”
140◦ 40’31.50”
140◦ 45’06.20”
140◦ 45’51.90”
140◦ 43’04.59”
140◦ 44’09.42”
140◦ 44’58.70”
140◦ 43’47.53”
140◦ 43’21.72”
140◦ 48’28.70”
140◦ 41’47.61”
140◦ 48’00.37”140◦ 42’18.92”

1.34
1.10
1.45
1.23
1.15
1.13
1.27
1.08
1.30
0.93
0.97
0.81
0.88
0.95
0.86

2.54
2.61
2.51
2.32
2.63
2.69
2.73
2.43
2.87
2.14
2.61
2.41
2.30
2.40
2.18

0.47
0.58
0.42
0.47
0.56
0.58
0.53
0.56
0.55
0.57
0.63
0.66
0.62
0.60
0.61

2.7× 10−4
1.3× 10−4
1.5× 10−4
9.6× 10−5
1.9× 10−4
7.8× 10−5
1.0× 10−4
1.9× 10−4
1.4× 10−4
3.8× 10−6
8.2× 10−6
2.8× 10−5
2.7× 10−5
6.8× 10−5
1.9× 10−5

Table 2 各採取地点における土壌試料中の粘土，シルト，
砂の質量配分．

Mass basis clay, silt, and sand contents of soils collected
at each sampling site.
location
大倉
上飯樋宮仲
前田字豊栄
二枚橋
関沢
草野
飯樋町
深谷
宮内
大久保外内
松塚
八木沢
比曽
蕨平
佐須

clay（%）

silt（%）

sand（%）

13
9
13
10
8
12
12
10
9
13
10
9
20
14
8

8
10
7
12
10
19
11
9
4
13
18
12
10
3
3

79
81
80
78
82
69
77
81
87
74
72
79
70
83
89

特に空間変動が大きいことが知られており（Nielsen etal., 1973），Nishiwaki et al.（2016）は飯舘村佐須に位置する別の水田一筆内において 10−2 から 10−5 cm s−1 まで変動したことを報告している．
比重計法による粘土，シルト，砂の質量百分率を Table
2 に示す．これらの比率から決定した土性は，砂質埴壌土（比曽），壌質砂土（宮内と佐須），砂質壌土（その他の地区）であった．調査地点の全てにおいて比較的砂分の多い土壌であることが分かった．飯舘村が位置する阿武隈山地では，前期白亜紀（約 1 億 4600 万年 ∼ 1 億年前）に貫入した花コウ岩が主に分布している（藪崎 · 島
野, 2015）．従って，飯舘村の土壌は花コウ岩起源と考えられ，長石と石英を主成分とした砂分が多いと推察される．

Table 3 に各地区における粘土鉱物同定の結果を示す．
大半の試料に層状珪酸塩であるイライト，Al-バーミキュ
ライトが含まれていた．また複数の地区でクロライトの存在が確認された．砂分と同様に花コウ岩起源の風化物である粘土鉱物が同定された（Fig. 2）．クロライトは Cs

Fig. 2 風化の度合いと生成される粘土鉱物の関係（Jackson, 1959; Tardy et al., 1973 を改変)．
Relationship between weathering degrees and clay minerals produced (modified from Jackson, 1959; Tardy et al., 1973).

資料：福島県飯舘村における水田土壌の物理性

33

Table 3 各採取地点における土壌試料中の粘土鉱物同定結果．
Clay minerals identified for soil samples collected at each sampling site.
地区名

カオリナイト ハロイサイト イライト モンモリロナイト Al - バーミキュライト クロライト

大倉

⃝

–

⃝

–

⃝

△

上飯樋宮仲

⃝

–

⃝

–

⃝

⃝

前田字豊栄

⃝

–

⃝

–

⃝

△

二枚橋

⃝

–

⃝

–

⃝

△

関沢

⃝

–

⃝

–

⃝

–

草野

⃝

–

⃝

–

⃝

–

飯樋町

⃝

–

⃝

–

⃝

–

深谷

⃝

–

⃝

–

⃝

–

宮内

⃝

–

⃝

–

⃝

⃝

大久保外内

–

–

△

–

⃝

⃝

松塚

–

–

⃝

⃝

⃝

⃝

八木沢

–

–

⃝

–

⃝

⃝

比曽

–

–

⃝

–

–

⃝

蕨平

–

–

⃝

–

⃝

⃝

佐須

△

–

⃝

–

–

⃝

（⃝ はその粘土鉱物が含まれていることを，△ は含まれている可能性があることを，–は含まれていないことをそれぞれ示す．
）

Fig. 3 各採取地点における土壌試料の土壌水分特性曲線．
Soil water characteristic curves for soil samples collected at each sampling site.

34

土壌の物理性第 133 号

（2016)

Fig. 4 各採取地点における土壌試料の土壌水分拡散係数（3 式 ）．
Soil water diffusivities for soil samples collected at each sampling site (Eq. 3).

を固定することが（Vrdoljak and Henderson, 1994），まFig. 4 に各試料の水分拡散係数の測定結果を示す．水

た我が国の水田土壌に多く含まれるイライトも 137 Cs を

分拡散係数は不飽和水分条件下での水分の移動のし易さ

固定することが報告されている（石川ら, 2007）．さらを示す指標である．いずれの土壌の場合も空気侵入圧付に，飯舘村の水田土壌は，様々な風化過程の層状ケイ酸

近（Fig. 3 参照）に変曲点があり，拡散係数の変化の仕塩鉱物を含んでおり，複数の研究者によって雲母と Al-方がこの変曲点を境に変化している．

バーミキュライトは層状ケイ酸塩鉱物の層間に Cs を固各試料の不飽和透水係数とマトリックポテンシャルの定することが報告されていることから，モンモリロナイ

関係を Fig. 5 に示す．水分拡散係数と同様に，多くの調

トとカオリナイトを除いた飯舘村の土壌に含まれる粘土

査地点のデータで空気侵入圧付近に変曲点が見られる．

鉱物は Cs を強く固定する性質がある（山口ら, 2012）．

特に，二枚橋と飯樋町ではマトリックポテンシャルが −1

一方で田村ら（2013）は，バッチ試験の結果から，山口ら（2012）が Cs 固定を認めなかったカオリナイトとモ

cm から −102 cm まで，また比曽では −1 cm から −10
cm までほぼ一定の透水係数で，更にマトリックポテン

ンモリロナイトも Cs を固定したと報告している．

シャルが減少すると急激に透水係数が小さくなる様子

Fig. 3 に各試料の土壌水分特性曲線を示す．土壌中の水分は圃場容水量 ∼ 生長阻害水分点に相当する水分量までの範囲内で変化することが多く，pF2.0（−100
cmH2 O）と pF3.0（−1, 000 cmH2 O）に相当する体積含水率の差（∆θ ）を保水性の指標と考えることができる（田中, 1993）．宮内，大久保外内，八木沢，蕨平，佐須では ∆θ が小さく，大久保外内以外では圃場容水量が小さが示された．Fig. 3 の土壌水分特性曲線でも空気侵入圧かった．大倉，上飯樋宮仲，前田字豊栄，二枚橋，沢では ∆θ が大きく，前田字豊栄以外では圃場容水量が大きかった．草野，飯樋町，深谷，松塚，比曽での ∆θ は中程度であった．

付近までは体積含水率の変化が極めて小さいことから，

Richards の発見通りに透水係数は水の通り道の有効断面積に依存することが容易に想像出来る（登尾, 2008）．土壌水分特性曲線との比較で透水係数の測定値の妥当性が判断できるのではないかと思われる．
更に水平浸潤実験から導出した飽和透水係数（10−3 ∼10−4 cm s−1 ）が，変水位法で測定した飽和透水係数（10−4 ∼ 10−6 cm s−1 ）（Table 1）より大きくなる傾向が見られた．異なる原理の実験結果が一致しないことについての考察は今後の課題である．

資料：福島県飯舘村における水田土壌の物理性

35

Fig. 5 各採取地点における土壌試料の不飽和透水係数とマトリックポテンシャルの関係（4 式をマトリックポテン
シャルの関数として記載）．
Unsaturated water conductivities as a function of matric potential for soil samples collected at each sampling site
（Eq. 4 modified for matric potential).

90 Sr（半減期約 29 年）が 137 Cs の 4.2 倍の速度（4.2 mm

4. まとめ本研究では，福島県飯舘村における 15 箇所の水田土
壌の水理特性と含有粘土鉱物の調査を行った．土壌の透水性が高いと，交換態陽イオンとして土壌中に存在する
137 Cs の移動速度が速くなると予想される．しかし，粘土

鉱物の中でも特に 137 Cs を固定しやすい Al-バーミキュ
ライト，イライト，クロライトが含まれていたので，これら粘土鉱物によって固定された多くの 137 Cs が土壌表層部分にとどまる可能性がある．原爆投下後 40 年が経過した爆心地から東 2 km に位置する長崎市西山地区のy−1 ）で下方に移動して，ところによっては少量ではあるが地下水中で測定されている（Mahara, 1993）．地下水位
が比較的高く地表への 90 Sr 降下が認められる所では注意が必要であろう．土壌断面における粘土鉱物種の分布と137 Cs の濃度分布に関連がないことが報告されているので（Shand et al., 2013），粘土鉱物の同定のみでは 137 Csの固定量を定量的に評価することができない．今後は土壌中の各種粘土鉱物の含有量を把握し，それらを溶質移動モデルパラメータへ関連付けることが必要である．

5. 謝辞

土壌（少々のクロライトと Cs を固定しないハロイサイ
トが主な粘土鉱物，馬原（1992））では，表層 10 cm 以

本研究を進めるにあたり，特定 NPO 法人ふくしま再内に 95 % 以上の 137 Cs が存在して 40 cm 以深及び地下生の会の皆様，飯舘村農業委員会の皆様，飯舘村農業委

水では観察しなかったことから（Mahara, 1993），飯舘村員会委員長の菅野宗夫氏，茨城大学農学部の西脇淳子助

においても長期間にわたって表層に留まることが予想さ

教に飯舘村での土壌採取にご協力頂いた．明治大学農学れる．一方でこのことは地下水の汚染をほぼ引き起こさ

部土壌圏化学研究室の竹迫紘教授，三浦玄太氏及び同研ないと考えられるので，飲料水が 137 Cs で汚染されるこ究室の方々に粘土鉱物分析のご指導を頂いた．明治大学とによって帰村の道が絶たれる心配はなさそうである．
しかし，長崎市西山地区では年降水量 2,400 mm の中で大学院藤田紀之氏には地図作成にご協力を頂いた．また
本研究の一部は，2011 年明治大学震災復興 · 防災プロ

土壌の物理性

36

第 133 号

（2016)

ジェクト（代表：登尾浩助），科研費挑戦的萌芽研究（研Noborio, K. (2016): Effect of added organic matter on soil

究課題番号：26550067，代表：森也寸志），2014 年度明fertility after stripping off Cs-contaminated top soil at Iitate

治大学大学院研究科間共同研究（代表：市田知子）の助

village in Fukushima Prefecture. Paddy and Water Environ-

成により行った．ここに記して謝意を表します．

ment, DOI 10.1007/s10333-016-0524-4.
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要旨

土壌に降下した放射性物質のうち半減期が比較的長い 137 Cs は今後の除染計画を立てる上で重要だと考えられており，137 Cs の土壌中での移動予測に資するために土壌調査を実施した．本報告では，福島
県相馬郡飯舘村における 15 箇所の水田土壌の水理特性及び含有粘土鉱物種を明らかにした．ほぼ全ての土壌試料には，137 Cs を固定する Al-バーミキュライト，イライト，クロライトが含まれていたので，
137 Cs は地表面付近に長期間留まり，地下水汚染は引き起こさないと考えられる．

キーワード：Bruce and Klute 法，粘土鉱物，水分特性曲線，透水係数，水分拡散係数