土壌の物理性

第一一七号

二〇一一年 三月

土

壌

物

理

学

会

土壌の物理性
第 117 号目

2011 年 3 月

次

巻頭言
笹川英夫

...

1

文
Effect of gaps around a TDR probe on water content measurement: Experimental veriﬁcation of analytical and numerical solutions
Toshihiro SAKAKI

...

3

...

11

猪迫耕二

...

23

森本

...

31

会務報告

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

33

編集後記

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

35

論

土壌凍結深や地温が融雪水の下方浸透に与える影響
岩田幸良 · 長谷川周一 · 鈴木伸治 · 根本 学 · 廣田知良

資料
第 52 回土壌物理学会シンポジウム総合討論

土粒子
学生時代を振り返って
聡

表紙写真の説明
花崗岩に TDR のロッドを２本設置して、実験終了後に花崗岩を半分に切断し隙間の有無を調べたところ. 今号掲載の論文「Effect of gaps around a TDR probe on water content measurement: Experimental veriﬁcationof analytical and numerical solutions」をご参照ください.

第 8 回（ 2010 年度）土壌物理学会（論文賞）選考結果
土壌物理学会

学会賞選考委員会
委員長

筑紫二郎

学会賞選考委員会として下記論文を論文賞としてふさわしいと決定しました．

1．森本 聡（ＤＯＷＡエコシステム（株）
）

永田

修

（北海道農業研究センター）川本健（埼玉大学大学院

長谷川周一（北海道大学大学院

工学研究科）
農学研究科）

2. 対象論文
泥炭林土壌の温室効果ガスの生成と消失，土壌の物理性，第 113 号，pp. 3∼12，2009 年

3. 推薦理由
陸域面積の 3 % を占める泥炭は全土壌の 1/3 に相当する炭素を含有しているといわれている．
近年，その炭素含有量の多さから，湿地における温室効果ガスの発生が大きく注目されるようになっており，様々な研究が展開されている．しかし，既往の研究の多くは農耕地化された土壌での研究であり，不飽和帯を有する泥炭林や湿地林の土壌が温室効果ガスの給源 / 放出源のどちらに機能するかについて研究した事例は少ない．本研究は，そのような泥炭林土壌における温室効
果ガスの挙動を原位置でかつ長期にわたり調査している．表層のみならず，土壌を含む泥炭林における 3 種の温室効果ガスの動態ならびに収支に関する貴重なデータが得られており，今後の地
球温暖化研究に大きく貢献するものである．
以上の理由により，本論文を土壌物理学会賞（論文賞）にふさわしいと判断した．
本結果は 2010 年 10 月 23 日に開催された評議員会ならびに総会にて全会一致で承認され，同日授賞式が開催されました．

第 8 回（ 2010 年度）土壌物理学会賞（ポスター賞）受賞者
土壌物理学会

学会賞選考委員会
委員長

筑紫二郎

開催日：2010 年 10 月 23 日
会

場：2010 年度土壌物理学会シンポジウム · ポスターセッション

ポスターセッション参加者の投票ならびに学会賞選考委員会の最終選考により，下記の 5 氏が受賞されました．おめでとうございます．
西脇淳子（明治大学

研究 · 知財戦略機構）

ライシメータでの水管理による水稲生育，および温室効果ガスフラックスへの影響落合博之（明治大学

研究 · 知財戦略機構）

深海における TDR 法を用いたメタンバブル発生堆積物中のガス体積の測定
田川

堅太（佐賀大学大学院

農学研究科）

大型多線式 TDR プローブを用いた面的な表層土壌水分量 · 電気伝導度の計測
柳井洋介（（独）農業 · 食品産業技術総合研究機構，日本学術振興会）

凍結融解土壌における土壌中 N2 O 濃度の変化と表層土壌のガス拡散性猪迫

耕二（鳥取大学

農学部）

土壌カラム実験による表層吸引溶脱法の除塩性能の評価

会誌「土壌の物理性」の図表作成について（再々）土壌物理学会編集委員長
会員の皆様には，日頃より学会の運営ならびに会誌「土壌の物理性」へのご投稿，誠にありがとうございます．
学会誌の A4 版 Tex 化による編集に移行してから 2 年が経過いたしました. 皆様のご協力もあって編集作業は円滑に進むようになりましたが，図表の作成に関してはまだ十分とは言えません．
そこで，Tex 化による編集作業をさらに効率的に進めるにあたり，図表の作成に関しまして，現行の原稿執筆要領に加えて，下記の点にご留意いただきますようお願い申し上げます．
○図に関して· 図は 原則として そのまま 組 製版されるので，鮮明なものを提出する．
· 図は印刷サイズ（カラム幅 80 mm または ページ幅 170 mm）で作成する．
· 図中の全ての「線」は 1 pt 以上 とする（hairline は使わない）．
· 図中のフォントは，大きすぎず，小さすぎないサイズとし，全ての図でサイズを概ね統一する．
なお，本文は 10 pt，図の説明は 9 pt で組版されます．
·図中のフォントは，日本語については標準的な ゴシック系フォント とする．英数字については Arial，Helvetica，Symbol，あるいは Times 系フォントのみ とする（Helvetica の使用を推奨する）．

·可能な場合，最終原稿の図は EPS 形式で提出する．
○表に関して·縦罫線は原則として用いない．
·最終原稿の 表はワープロソフトあるいは MS-Excel などの表計算ソフトで作成し，図としては貼り込まない．

· 表は，印刷サイズ（カラム幅 80 mm または ページ幅 170 mm）で製版される．ページサイズを超える大きな表は避けること．
現在，原稿執筆要領の改訂を準備しつつありますが，もう暫く時間がかかりそうです．そこで，
上記のようなご協力をお願いする次第です．
会員皆様のご理解とご協力を宜しくお願い申し上げます．

4 月 1 日から原稿投稿先が変わります
現在の学会事務局の任期終了に伴い，4 月 1 日から編集委員会事務局の場所が変わり，原稿の投稿先が下記のように変更になります。

〒 069-1395

北海道夕張郡長沼町東 6 線北 15 号

（地独）北海道立総合研究機構中央農業試験場内
編集委員長

E-mail中辻

土壌物理学会編集委員会

敏朗

kibyosi@ml.affrc.go.jp

4 月 1 日から土壌物理学会事務局の連絡先が変わります
現在の学会事務局の任期終了に伴い，4 月 1 日からそのメンバーが替わります．それに伴い，土壌物理学会事務局の連絡先が下記のように変更になります．

〒 060-8589

札幌市北区北 9 条西 9 丁目

北海道大学大学院農学研究院 土壌保全学研究室
庶務幹事

柏木淳一

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

百見は一触にしかず
笹川

英夫 1

言葉遊びのような表題で恐縮である．なぜ，このような表題になったか，経緯を簡単に述べよう．昨秋日本土壌肥料学会の 2010 年度大会が北海道大学で開かれた．学会発表の合間を利用して，前々から行ってみたいと思っていた
近傍施設を見学に訪れるのが学会参加の 1 つの楽しみである．今回訪れたのは，ニッカウヰスキー 余市蒸溜所であった．創建当時の建物が広大な敷地の中に点在する美しさと，創業者竹鶴政孝のウイスキーにかける思いについて話す
ガイド嬢の素晴らしい説明に感動して帰ってきた．その夜に，旧友と一献傾ける機会があり，ニッカの蒸留所はまさに「百聞は一見にしかず」だったと話をしたら，すかさず彼から「一見」よりももっとパワフルなのは，「一触」だと教えられた．なるほど，土などはまさに百回見るよりも一度触って，その感触を肌で感じた方がうんと効果的ということである．確かに，幼子は土いじりや砂遊びが大好きである．彼らは無意識に土を触り，肌でそのおもしろさを感じているのであろう．甲子園球児が戦い敗れて，悔し涙を流しながら甲子園の土を集めて持ち帰る姿にわれわれは感動するが，選手にとっては，土に触れ，自らの手で土を集めた行為そのものが，来年に向けての雪辱を期す糧になっていると思われる．
私の主たる研究分野は，共生生物窒素固定である．土壌中に存在する微生物と植物とのインタラクションを研究課
題にしている関係で，講義は植物栄養，植物生理 · 生化学，土壌学まで担当している．土壌学の講義で，三角図による土性区分を説明する時に，必ず思い出して学生に話すことがある．40 年近く前のことだが，私が大学院生だった時に，静岡大学農学部の加藤芳朗先生の集中講義を聴く機会があった．講義が終わって，大学校内の土を見に行くことになったので私も参加した．晩秋の冷雨が降る中を，親指と人差し指，中指で土をちょっとつまみ，これは埴壌土で粘土は何 %，砂が何 % と 1 時間以上もかけて，“指で触れる教育” をしていただいた．先生には申し訳ないが，教室での講義の中味はほとんど記憶にない．しかし，“指で触れる教育” で体験させていただいた土の感触は今でも忘れないでいる．
触って覚えるという行為は何も土に限ったことではない．昨年末，秋田県田沢湖だけに生息し，約 70 年前に絶滅したとされる淡水魚クニマスが富士五湖の西湖で見つかった．本物であることを確認した京都大学総合博物館の中坊
徹次先生は，「魚の見分け方は，本で勉強するより実物の魚を “触って” 覚えました」とおっしゃっている．車のボ
ディーのなめらかな曲線は，手で触って確認するのが最も確かという話しも聞いたことがある．職人肌の物作りの名人になればなるほど，指先の感覚（触覚）は視覚の何倍も何十倍も確かな感覚となるのだろう．学生実験や実習の指導にも似たようなことが言える．グループで実験 · 実習をさせると，手を下してやる学生とそうでない学生が必ずできる．学生実験や実習では，個人が実験器具や装置に触れ，自らの感触として実験 · 実習の全体像を把握させるのが重要と思っている．したがって，私は，可能な限りそのよう実験 · 実習のプログラムを組むようにしている．
昨今，「食育」という言葉が盛んに使われているが，「食育」とは「食」に関する知識と「食」を選択する力を習得
し，健全な食生活を実践することができる人間を育てることである．「土育」という言葉があるかどうかは知らない．
ましてや，「触育」という言葉があるとはとても思えない．しかし，思えば 6，7 年前に，土（砂と粘土と言うべきか）を絞りながら丹念に球体を作り上げていくと，ついには表面のどこにも凸凹がない球体ができ，さらに「さら粉」（土に含まれる乾燥した粘土鉱物）を表面にまんべんなくすり込んでいくと，土とは思えない輝きを放つ，「光る泥だんご」ができるというのがあった．あちこちの幼稚園で実践教育として取り入れられ，園児の教育に一役買ったことを覚えておられ方も多かろう．このような教育が，まさに「土育」，「触育」と言えるのではなかろうか．
生命と環境を育む土の重要性については，土壌に関係する学会等で折に触れ啓蒙活動がなされている．また，土壌観察会が企画され，肌で土の魅力や重要性を伝える取り組みもなされている．土との関わりが希薄になる 10 代，20代の若者に，ぜひこのような企画に参加してくれることを願いたい．一方，土壌研究にたずさわる側には，魅力ある「土壌教育」に関する体系作りが求められよう．私はあと 1 年で退職するが，土に直接触れて土の魅力や重要性を伝えるような「土壌教育」に貢献できる機会があれば，可能な限り関わりたいと思っている．

1 岡山大学大学院自然科学研究科（農学系）

Effect of gaps around a TDR probe on water content
measurement:
Experimental veriﬁcation of analytical and numerical solutions
Toshihiro SAKAKI 1

Abstract: When installing TDR probes to rock, void
spaces (gaps) between the probe rods and rock may be encountered. In this study, the dielectric constants of waterand air were measured with various controlled gaps and effects of the gaps were experimentally investigated. We focused on a two-rod probe for which analytical and numerical solutions were available. Symmetric longitudinal gaps
(identical uniform gaps along both rods), non-symmetriclongitudinal gaps (uniform gaps along only one rod), andend gaps beyond the end of the rods were considered. For
the symmetric cases, measured dielectric constant valuesof water and air were compared with analytical and/or numerically simulated values, and a close agreement was observed. For the non-symmetric cases, such agreement wasseen only when the gap width was relatively small. As
the gap widths increased, the dielectric constant of water was underestimated compared to the numerically estimated values. Such underestimation was more signiﬁcant
when the gaps were along the rod connected to the center
conductor, suggesting that the sensitivities of the two rods
were uneven. The effect of the end gaps was very limited whereas the longitudinal gaps, e.g., due to loose guideholes or soil shrinkage can lead to signiﬁcant measurement
errors.
Key Words : water content, dielectric constant, time domain reﬂectometry, gap effects, measurement errors

1. Introduction
After the work by Topp et al. (1980), time domain reﬂectometry (TDR) has been widely used since the early 1980’s
for soil water content measurement in various problems insoil science, agriculture, environmental and geotechnicalapplications. The standard device consists of a pulse generator, a probe and a data logger. The method requires
the probe to be embedded into the material of interest. The
probe is usually made of two or three metal rods connected
to a coaxial cable. The transmission velocity of an electromagnetic step pulse along the probe is measured and converted into water content (e.g., Topp et al., 1980).
1 Environmental Science and Engineering Division, Colorado Schoolof Mines, Golden, Colorado, U.S.A. Corresponding author: Toshihiro
Sakaki2011 年 1 月 27 日受稿 2011 年 3 月 8 日受理
土壌の物理性 117 号, 3–9 (2011)

When applying TDR to rock, guide holes must be drilled
prior to the probe installation. Hokett et al. (1992) reported
that the probe must be in good contact with rock in orderto obtain accurate measurements of moisture content. Even
when slightly undersized guide holes are used, it is difﬁcult
to eliminate the longitudinal and end gaps around the probe
completely, because the guide holes are not drilled with aperfectly-matching diameter, nor are they exactly as longas the probe rods. Sakaki et al. (1998) showed a couple ofphotographs in which these gaps are clearly visible.
Annan (1977) considered the case of non-concentricgaps, which coincided with a bipolar coordinate system(Morse and Feshbach, 1953) centered at the probe locations, and derived an analytical expression for the apparent dielectric constant (Ka ). Knight (1992) analyticallyshowed that the highest measurement sensitivity occurs in
the vicinity of the probe rod surface. This implies that if
slight void spaces or gaps exist between the rod and the material, the measurement accuracy may be affected. This isespecially true if the gaps are ﬁlled with material that has
a smaller dielectric constant than that of the surrounding
medium. Ferré et al. (1996) and Knight et al. (1997) usednumerical simulations of the Laplace equation to estimate
the inﬂuence of gaps on apparent dielectric constant. They
showed that for small gaps, the analytical results of Annan(1977) were valid even for concentric gaps. Sakaki et al.
(1998) and Sakaki and Rajaram (2006) presented extensive
data on the application of TDR to water content (θ ) measurement on rocks. The data of Sakaki et al. (1998) wereobtained using probes hammered into slightly undersized
guide holes. The Ka -θ data could not be explained without invoking the potential role of air-ﬁlled gaps around theprobe rods, which was eliminated later by ﬁlling the gaps
with electrically conductive silicone (Sakaki and Rajaram,
2006). Despite the above mentioned works for identifying
the effect of gaps, to our best knowledge, the gap effects
have never been experimentally “measured” in a quantitative fashion under well-controlled conditions, and the analytical and numerical approaches for quantifying the gap
effects have never been veriﬁed against experimental data.
The objectives of this study were; (1) to experimentally

4

土壌の物理性demonstrate the inﬂuence of gaps on errors in estimatesof Ka under well-controlled conditions, (2) to verify the
analytical and numerical solutions for the gap effects and(3) to quantitatively illustrate the magnitude of potential
errors in moisture content estimates, resulting from gaps
around TDR probe rods in soils/rocks based on analytical/numerical calculations for some practically relevant situations. We considered gaps along the rod surfaces (hereafter referred to as the “longitudinal gaps”) and gaps beyond the end of the rods (hereafter referred to as the “endgaps”). Because the analytical and numerical solutions
were available for the longitudinal gaps along a two-rod
probe, we focused only on the two-rod probe. The experimental results were compared to theoretical estimates,
where available, obtained using the analytical solution as
well as numerical solution of the Laplace equation, withspeciﬁed potential on the rod surfaces, and incorporating
the inﬂuence of longitudinal gaps.

2. Material and methods
We considered uniform longitudinal gaps around therods and end gaps beyond the end of the rods to mimic thegaps that are expected in the ﬁeld applications as shown in
Fig. 1(a). When fully saturated, the gaps are ﬁlled withwater whereas the gaps are likely to be ﬁlled with air whenunsaturated. The typical pore size in the rock matrix is
usually smaller than the size of the gaps, causing a larger
suction in the matrix. Therefore, water tends to be retainedin the matrix due to its larger suction, which consequently
makes the gaps ﬁll with air.

Fig. 1 Two-rod TDR probe; (a) Longitudinal and end gaps
when installed into rocks, (b) Tested conﬁguration in the experiments.

第 117 号

(2011)

2.1 Probe conﬁguration
The TDR probe used in this study was the two-rod typeas shown in Fig. 1(b) and is a practical conﬁguration for
application to rocks. A couple of spade tongues were soldered to the split end of a 50 Ω coaxial cable (RG58/AU),
which were screwed to an acrylic plate having dimensionsof 60 × 100 × 10 mm. Brass rods with a diameter d =10 mm, center-to-center spacing s = 30 mm, and lengthl = 200 mm, were attached to the screws above. The cable
was, in turn, connected to a commercially available time
domain reﬂectometer TDR100 (Campbell Scientiﬁc, Inc.,
Logan, Utah). The reﬂectometer emits an electromagnetic
step-pulse with a voltage of 250 mV and a 10 ∼ 90 % risetime of 200 picoseconds (frequency spectrum roughly up
to 1.75 GHz, Tektronix, Inc.,1987), which is transmitted
along the coaxial cable and probe. The TDR traces were
processed by software PCTDR (Campbell Scientiﬁc, Inc.,
Logan, Utah) and apparent dielectric constant Ka was calculated.
2.2 Longitudinal gaps
2.2.1 Experimental setup for longitudinal gaps
In reality, the longitudinal gaps may vary in space as inFig. 1(a) but those cannot be quantiﬁed. Therefore, inthe context of quantifying the effects of longitudinal gaps
around a TDR probe, we considered equivalent uniform
widths. In order to mimic air-ﬁlled gaps with thin but
uniform thickness in water, polyvinyl chloride (PVC) tapewith a uniform thickness was used. The dielectric constantof PVC is substantially smaller than that of water (KPVC =2.9  81) (e.g., Converting Technology Institute, 1997)
thus, its effect is analogous to air-ﬁlled gaps in unsaturated
rock, which is considered to be the most likely situationin the ﬁeld. The PVC tape was carefully wound to therod surface to create uniform-thickness gaps. The PVC
gap thicknesses (δ ) considered were; 0.0 (no gap), 0.107,
0.160, 0.317, 0.475, 0.636, 0.792 and 0.950 mm. The PVC
tape was applied up to 6 layers so that the gap width (thickness of the entire PVC layer) was approximately 1 mm (10% of the rod diameter), which seemed to be large enoughfor the investigation of gap effects in a practical sense. The
values of gap width were obtained by measuring the diameter of the rod with and without the PVC tape using a
digital caliper, taking the difference of the two, and wereconsidered the “actual” thickness of the PVC tapes whenthe measurements were taken. For each gap width, uniform identical gaps along both rods (hereafter “symmetric cases”) and uniform gaps only along one rod (hereafter “non-symmetric cases”) were considered. The nonsymmetric cases were further divided into two categories;
uniform gap along the rod connected to the center conductor (hereafter “center rod” or CT), and uniform gap only

論文：Effect of gaps around a TDR probe on water content measurement

along the rod connected to the shield (hereafter “shieldrod” or SH).
2.2.2 Analytical solution for longitudinal gap effectUsing the bipolar coordinate system (Morse and Feshbach, 1953), Annan (1977) ﬁrst derived the analytical solution for the longitudinal gap effect for a two-wire probewith non-concentric gaps around the rods. Based on his
solution, the analytical solution for the apparent dielectric
constant Ka of water measured by a two-rod probe with
non-concentric circular gaps is;
Ka =Kgap ξ0
Kmaterial
Kmaterial (ξ0 − ξ1 ) + Kgap ξ1(1)

where, Kgap is the dielectric constant of the gap material,
Kmaterial is the true dielectric constant of the material ofinterest, ξ0 and ξ1 are the radial bipolar coordinates thatcan be calculated from rod radius, gap width, and the halfdistance between bipolar foci (see Annan, 1977 for details).
2.2.3 Numerical solution for longitudinal gap effect
Unfortunately, use of equation (1) is limited to symmetric cases where identical uniform gaps exist along bothrods. If the gaps exist only partially, or more generally,
if the medium surrounding the probe is heterogeneous, anumerical method must be employed.
Assuming that the TDR probe rods have an inﬁnite
length, the electrostatic potential ﬁeld in the plane perpendicular to the rods is described by the Laplace equation.
Knight et al. (1997) showed that the apparent relative dielectric constant Ka could be calculated by the following
equation.
 

∂φ
Kgap
ds
∂n
S

(2)
Ka = 1 
∂ φ0
ds
∂n
S1
where, Kgap is the dielectric constant of gap material, φ isthe electrostatic potential for non-homogeneous case (withgaps), φ0 is the electrostatic potential for homogeneouscase (without gaps), n is the outward pointing unit normal
vector on the boundary, S1 is the internal boundary for arod.
Knight et al. (1997) showed that concentric gaps completely surrounding both rods could be modeled reasonably
accurately using the analytical solution for non-concentric
gaps. Thus, in this study, “concentric” gaps were deﬁned
in the ﬁnite element mesh around the rods of a two-rod
probe. The dimensions of the domain were approximately
20 s in the x-direction and 12 s in the y-direction, wheres was the center-to-center rod separation that was 30 mm

5in this case. The diameter of both rods was d = 10 mm.
A no-ﬂux boundary was imposed on the outer boundary(S3 ) on the domain. The nodes on one rod (S1 ) were set
to a constant potential of −1, the potentials on the otherrod (S2 ) were set to 1 (see Knight et al., 1997 for details).
PVC-ﬁlled gaps were incorporated by assigning KPVC =2.9 to appropriate elements whereas Kwater = 81 was given
to all the other elements. The ﬁnite element mesh was constructed so that the thickness of the gaps could be varied
from 0.01 mm to 10 mm. To conﬁrm the accuracy of themodel, the symmetric cases were computed ﬁrst and theresults were compared to the analytical solution. Then, thenon-symmetric cases were simulated. It should be notedthat in the numerical simulation, both rods were identicaland the possible uneven contribution between the centerand shield conductors was not taken into account in themodel.
2.3 Experimental setup for end gaps
For the investigation of the end gap effect, a solid PVC
rod was used to establish gaps at the end of rods. A cylindrical piece of PVC rod with a diameter equal to the rod diameter of 10 mm sliced to have a pre-speciﬁed length was
directly glued to the end face of each rod. The thickness ofthe glue was kept as thin as possible so that its effect was
minimized. Since PVC has a dielectric constant of 2.9, it
should act like air when measured in water. The end gap
lengths considered were; 0, 1, 1.5, 2, 3, 4, 5, 7.5, 10, 15
and 20 mm.

3. Results and discussion
3.1 Effect of longitudinal gaps
Fig. 2 shows the experimental, analytical, and numericalresults of the dielectric constant of water with the longitudinal PVC gaps. For each gap thickness, ﬁve measurements were taken and averaged. In the analytical and numerical calculations, Kwater = 81 was used (von Hippel,
1995). For the symmetric cases, the experimental results(large solid circles) agreed closely with the analytical andnumerical results. As can be intuitively inferred, the larger
the gap widths δ , the larger their effects. In this case, since
Kgap < Kwater , the dielectric constant of water was more
underestimated as δ increased. For comparison, the effects
of “air”-ﬁlled gaps were also calculated using equation (1)and shown in Fig. 2 by a gray solid line. It caused more
underestimation than PVC-ﬁlled gaps. This was expected
because the dielectric constant of air was less than that of
PVC. For the typical gap width range of 0.1 ∼ 0.3 mm(Sakaki et al., 1998), PVC-ﬁlled and air-ﬁlled gaps caused
up to 46 % and 71 % underestimation in the Ka values, respectively, when measured in water with the probe conﬁguration tested. In this study, a relatively large rod diameter
was used so that we were able to investigate gap effects for6

土壌の物理性第 117 号

(2011)

calculated by equation (1) are denoted by a solid line.
Although the measured dielectric constant values wereslightly higher than the analytical values, their behavior
was well explained by equation (1). For the typical gap
width of 0.1 ∼ 0.3 mm as Sakaki et al. (1998) observed,
the overestimation of the dielectric constant in air due tothe PVC-ﬁlled gaps was up to 2 % and not as signiﬁcant as
the 46 % underestimation observed in water.
3.2 Effect of end gaps

Fig. 2 Effect of PVC- ﬁlled gaps in water (d = 10 mm, s = 30mm). The thick solid line denotes the analytical dielectric constant calculated using equation (1) when gaps are ﬁlled with PVC(KPVC = 2.9). The dashed lines are the results from numericalsimulation and equation (2) for the symmetric and non-symmetriccases. Data for the no gap are plotted at δ = 0.001 mm. Note thatthe uneven contribution between the CT and SH rods was nottaken into account in the numerical model.

Fig. 3 Effect of PVC-ﬁlled gap in air (d = 10 mm, s = 30 mm).
The solid line denotes the analytical dielectric constant calculatedusing equation (1) when gaps are ﬁlled with PVC (KPVC = 2.9).
The result for the no gap case is plotted at gap = 0.001 mm.

small δ /d ratios. However, it must be noted that equation(1) implies that for a probe with a smaller rod diameter, theunderestimation will be even more signiﬁcant.

The results for the end gap effects are plotted in Fig. 4.
As there are no analytical and numerical solutions available for this case, only experimental results are presented.
For each end gap length, ten measurements were taken.
The effects were relatively small compared to those for thelongitudinal gaps presented in the previous section. The
obtained Ka values were normalized by 81 so that the end
gap effects were seen in terms of relative errors. Baker andLascano (1989) reported that sensitivity ends abruptly atthe end of the probe, i.e., changes in water content just beyond the end of the rods have no effect on the signal. Ourdata showed that the presence of void space ﬁlled with aircaused a slight underestimation of the apparent dielectric
constant and that the effect was almost constant regardless the size of the void space. For an inﬁnite transmission line, the electromagnetic pulse transmits in the simplest mode referred to as TEM (transverse electromagneticwave), where the electric ﬁled, magnetic ﬁeld, and direction of propagation are perpendicular to each other (Kraus,1991). Near the end of rods, the wave is transmitted inhigher modes, which has possibly been affected by thepresence of air and caused the slight underestimation of
the dielectric constant. This is probably limited to a verysmall region at the end of the rods and thus the effect is as
much as ∼ 2 % regardless the size of the void space. Although the results are probably unique for the probe dimensions shown here, it is recommended that the void length
be minimized as much as possible.

For the non-symmetric cases, the Ka values were closer
to 81 than those obtained for the symmetric cases. This observation was expected because only one rod had the gaps,
thus, the effect was less. Two SH cases with δ = 0.107
and 0.160 mm on the shield rod, where δ was small andwithin the typical range, agreed well with the numericalresults. In other SH cases with δ = 0.317 ∼ 0.950 mm on
the shield rod, the experimental results tend to show lower
Ka values than numerical results. All CT cases with gaps
on the center rod showed smaller Ka values than those in
the SH cases.
Fig. 3 shows the results for PVC-ﬁlled gaps measured
in air (gaps on both rods only). The analytical values

Fig. 4 Normalized dielectric constant of water measured withvarious end gap lengths.

論文：Effect of gaps around a TDR probe on water content measurement

7

Fig. 5 Calculated water content and relative error with water- and air-ﬁlled gaps in a hypothetical rock with true water content of 0.1(squares), 0.25 (triangles), and 0.4 (circles). Probe dimensions; d = 10 mm, s = 30 mm.

3.3 Gap effects on water content in soils androcks
In the previous sections, the gap effects were investigated using limited materials such as water, air, and PVC.
The combination of these materials resulted in somewhat
different contrast of dielectric constants than that of ourinterest, i.e., rock and air-ﬁlled gaps, rock and water-ﬁlled
gaps and so on. Similar relationships for apparent dielectric constant Ka vs. gap width δ were calculated using
equation (1) for both air- and water-ﬁlled gaps in a hypothetical rock material. The dimensions of the two-wire
TDR probe were assumed to be d = 5 mm, s = 30 mm
which are typical for commercially available probes (d =2.4 ∼ 4.8 mm, s = 14 ∼ 40 mm, TRIME system, IMKO,
Inc., Ettlingen, Germany; d = 3.2 ∼ 4.8 mm, s = 30 ∼45 mm, Campbell scientiﬁc, Inc., Logan, Utah; d = 3 mm,
s = 12.5 ∼ 37.5 mm, TRASE system, Soilmoisture Equipment Co., Santa Barbara, California). For demonstration
purposes, it was assumed that Topp’s equation (Topp et al.,1980) to relate Ka and θ was valid for the hypothetical rockmaterial.

showed good agreement with the analytical and numericalsolutions. For the non-symmetric cases, where the longitudinal gaps exist along one rod only, the results were
not as straightforward. The cases with gaps on the centerrod showed more effect than those with gaps on the shieldrod. When an electromagnetic step pulse propagates alonga coaxial transmission line, the center conductor carries
the signal and the shield conductor is ground; i.e., “unbalanced” signal. In a transmission line consisting of twoparallel conductors, both conductors carry a signal, equal
in magnitude but opposite in sign with the ground potential in the center plane; this is referred to as “balanced”
with respect to ground. For a two-rod TDR probe, the electrical ﬁeld will gradually change from unbalanced to balanced (without using a balanced-unbalanced transformer,
e.g., Spaans and Baker, 1993), which often leads to higher
sensitivity on the rod connected to the center conductor.
The uneven contribution of each rod leads to a difference inthe trace data depending on whether the gaps are on the CTor the SH rod as shown in Fig. 6. If the balanced electricalﬁeld cannot be obtained within the length of the probe, theThe apparent dielectric constant Ka of the rock (including air and water phases) was assumed to be 5.9, 13.4, and25 that correspond to water content of 0.1, 0.25 and 0.4
using Topp’s equation. For the probe conﬁguration mentioned above, the apparent dielectric constant was computed using equation (1), and converted into water content.
The calculated water content as well as relative errors areplotted in Fig. 5.

4. Discussion and conclusions
The effects of longitudinal and end gaps were experimentally investigated and, where available, the results
were compared to the analytical and numerical solutions.
Although the end gaps showed very little effects, the longitudinal gaps lead to signiﬁcant errors. For the symmetric longitudinal gaps, where uniform identical longitudinal
gaps were on both rods, the experimentally measured data

Fig. 6 Example traces with δ = 0.636 mm obtained in water.
Longitudinal gaps are on CT rod only, SH rod only, and both rods.
Trace with no gap is also shown for comparison.

8

土壌の物理性CT rod will carry more signal than the SH rod. Therefore,
when measured in water, the gap effect is expected to be
more distinct when PVC-ﬁlled gaps are present along theCT rod, which resulted in more underestimation in Ka in
this case. The trace with gaps on the CT rod shows two
reﬂections; one from the CT rod, and another from the SH
rod without gaps that indeed corresponds to the reﬂection
point of the no gap case. For the trace with gaps on the
SH rod, the second reﬂection disappeared. Overall, theexperimental data revealed that the analytical and numerical solutions were valid to quantify the effect of symmetric longitudinal gaps. Because of the uneven contributionof the rods, the numerical solution tends to somewhat underestimate the effects when the longitudinal gaps are notsymmetric.
When applying TDR to unsaturated rocks, it is likelythat the gaps are ﬁlled with air rather than with water due
to larger suction in the surrounding matrix. Thus, the results imply that much attention should be paid to minimize
gaps around the probe rods when applying TDR to rocks,
as air-ﬁlled gaps are the potential cause for signiﬁcant underestimation of Ka values of the rocks, thus, water content. An electrically conductive material may be used toﬁll such gaps to minimize their effects on the measurement
accuracy (Sakaki and Rajaram, 2006). Moreover, gaps canarise not only for rocks but also for soils if sufﬁcient care
is not taken when packing soil around the probes (Decagon
Devices, 2010), if the sensor is dislocated inside the soil,or when soil shrinkage occurs. Therefore, maximum attention has to be paid to ensure good contact between theprobe and the material of interest when installing probes insoils or rocks.
We have experimentally shown that the center rod ismore sensitive than the shield rod. Limsuwat et al. (2009)
showed similar non-symmetric characteristics in the commercially available capacitance sensors. Even when there
is no gap, the non-symmetric characteristics can lead tosome implications. For example, if a probe is aligned suchthat the rods experience a large water content difference
between the two, the measurement may be biased. Whenmeasuring a wetting front migration and one of the rods
is in the wet region and the other is in the dry region, theresulting Ka is likely to be affected more when the centerrod is in the dry region.

Acknowledgements
This research was partially supported by Japan Nuclear
Cycle Development Institute (JNC Cooperative Research
Scheme on the Nuclear Fuel Cycle).

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第 117 号

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論文：Effect of gaps around a TDR probe on water content measurement

要旨TDR プローブを岩石に設置する際にはプローブと岩石試料との間に隙間が発生することがある．本研
究では，既知の隙間を持つプローブを用いて水と空気の比誘電率を計測し隙間の影響を評価した．隙間
の影響に関する理論解および数値解が存在する 2 ロッド型プローブについて，両ロッドに対称に隙間がある場合，片方のロッドのみに隙間がある場合，そしてロッド先端以深に隙間がある場合について検討した．対称な隙間のケースでは，水と空気の比誘電率の計測値は理論解および数値解とよく一致した．
非対称のケースでは隙間幅が比較的小さい場合は数値解と一致したが，隙間幅が大きくなるとともに実験結果の方が数値解より大きな影響を示した ．実験結果および数値解の差異は隙間が同軸ケーブルの芯線に接続したロッドにある場合により顕著に見られ，ロッド間で感度が異なることがわかった．ロッド
先端部以深の隙間の影響は小さかったが，ガイド孔が緩い場合やプローブ周辺の土壌で乾燥収縮が発生するような場合には含水率が過小評価される可能性があることが示された．
キーワード：含水率, 比誘電率, 時間領域反射率法, 隙間の影響, 計測誤差9

土壌凍結深や地温が融雪水の下方浸透に与える影響
岩田幸良 1 · 長谷川周一 2 · 鈴木伸治 3 · 根本

学 4 · 廣田知良 4

Effects of soil frost depth and soil temperature on downward soil water movement
during snowmelt period
Yukiyoshi IWATA 1 ，Shuichi HASEGAWA 2 ，Shinji SUZUKI 3 ，Manabu NEMOTO 4 and Tomoyoshi HIROTA 4

Abstract: Frozen soil layer sometimes impedes thesnowmelt inﬁltration into deep soil layer, which decreases
the amount of soil water recharge and delay the transportation of nitric acid to deep soil layer. To investigate the relationship between soil frost and snowmelt inﬁltration, three
years ﬁeld observation was conducted at the arable ﬁeld
located in Tokachi region in northernmost island of Japan.
Two plots were prepared and snow on the one plot was removed for approximately one month to enhance the soil
freezing. As a result, soil frost depths at the beginning ofsnowmelt period were ranged between 0.1 and 0.5 m. The
amount of inﬁltrated water into below 0.5 m depth duringsnowmelt period was calculated from the ﬁeld data. The
strong relationship between the frost depth and the ratio ofsnowmelt inﬁltration to the available snowmelt water (inﬁltration ratio) was obtained, whereas there were no clear
relationships between the inﬁltration ratio and soil temperature at 0.05 m depth just before the beginning of snowmelt
period. Thus, the frost depth is one of the most importantfactors to estimate the amount of snowmelt inﬁltration into
deep soil layer when the frost depth is relatively shallow.
We explained the process of the decrease in the snowmelt
inﬁltration with the increase in the soil frost depth using a
conceptual model.
Key Words : frozen soil layer, snow cover, soil water
movement, inﬁltration ratio, snow-removal treatment

1. はじめに
土壌は凍結すると透水係数が低下する（e.g., Miller,

1980; Watanabe and Flury, 2008）．そのため，融雪期に凍結層が存在すると融雪水の浸透が抑制され，表面流出量が増加することで，土壌侵食（Øygarden, 2003）や河川の流量の増加（Shanley and Chalmers，1999；鵜木ら，
1 National Agricultural Research Center for Hokkaido Region, NARO;

Sinsei, Memuro, Kasai-gun, Hokkaido, 082-0081, Japan. Corresponding
author: 岩田幸良，（独）農研機構 北海道農業研究センター
2 Field Science Center for Northern Biosphere Hokkaido University; Kita
11 Nishi 10, Kita-ku, Sapporo, Hokkaido, 060-0811, Japan.
3 Department of Bioproduction and Environment Engineering, Tokyo
University of Agriculture; 1-1-1 Sakuragaoka, Setagaya, Tokyo, 1568502, Japan.
4 National Agricultural Research Center for Hokkaido Region, NARO;
Hitsujigaoka 1, Toyohira-ku, Sapporo, Hokkaido, 062-8555, Japan.
2010 年 5 月 12 日受稿 2011 年 3 月 23 日受理
土壌の物理性 117 号, 11–21 (2011)

2003）を引き起こす場合がある．融雪水の土壌への浸透により，土壌中の硝酸態窒素も下層に移動する（西尾ら，1988；Derby and Knighton，2001）．そのため，北海道のように積雪水量の多い地域では，春の施肥設計や，耕地の表層から地下水への硝酸態窒素の移動量を評価する上で，融雪水の下方浸透量の適切な評価が必要とされる．
最大土壌凍結深が 0.5 m 以上になる北米や北欧では，融雪期における土壌凍結層の水分量や地温が，融雪水の浸透量の多少に大きな影響を与えることが指摘されている（Granger et al., 1984; Stähli et al., 1996; Zhao et al.,1997）．一方，最大土壌凍結深，もしくは融雪期直前の
土壌凍結深が浅い地域では，ほとんど全ての融雪水が土壌中に浸透したという報告例がある（Iwata et al., 2008）．

Komarov and Makarova（1973）も，凍結層中の氷の量のほか，土壌凍結深が浅くなることで融雪水の浸透量が増加することを指摘している．しかし，土壌凍結深が比較的浅い地域で土壌への融雪水の浸透量を評価した事例は少ない．
筆者らは，冬の降水量が 300 mm 程度と世界的にみると比較的多雪な北海道の十勝地域に観測サイトを設置
し，土壌水分量の観測や深さ 0.50 m の水フラックスの推定をおこなった．同地域では，1990 年代前半までは，年によって最大土壌凍結深が 0.4 m よりも深くなった．しかし，現在は多量の降雪により，土壌が冷たい空気から断熱される時期が早期化したことで，深さ 0.2 m 程度までしか土壌が凍結しなくなった（Hirota et al., 2006）．そこで，自然積雪条件の試験区（対照区）のほか，除雪をすることで土壌凍結を発達させる試験区（除雪区）を設置し，2005 年 11 月から 2006 年 4 月まで観測を実施した．その結果，対照区と除雪区の土壌凍結深はそれぞれ

0.1, 0.4 m 程度になり，対照区ではほとんど全ての融雪水が融雪期に土壌に浸透したのに対し，除雪区では融雪期
において土壌水の下方浸透が抑制されたことを報告した（Iwata et al., 2010a）．このように，土壌凍結深が極端に異なる場合には，融雪期における下方浸透量が大きく異なる可能性がある．しかし，土壌凍結深と融雪水の下方
浸透量の関係を定量的に評価した研究はほとんど無い．
融雪期には冬の間に地表面に堆積した降水が短期間に地表面に供給されるため，最大土壌凍結深の浅い近
年の十勝地域では融雪期に最も土壌水分量が多くなり

12

土壌の物理性第 117 号

(2011)（Hirota et al., 2009），一年で最も土壌水の下方浸透が卓の深さ 0.05 m の土壌水分量に極端な差がみられなかっ

越することが知られている（Iwata et al., 2010b）．そこでたことから（3.1 節参照），この影響を無視しても問題な本研究では，同観測サイトにおいて上記の期間を含む 3いと考えた．土壌水分計の他，除雪区は深さ 0.40 m ま

年間の長期観測を行い，融雪期直前の土壌凍結深が 0.11

で，対照区は深さ 0.20 m までの土層に 0.02 ∼ 0.05 m 間∼ 0.52 m の範囲にあるときの融雪期の下層（0.50 m 以

隔で熱電対を埋設し，これらの土層より下の層には 0.10

深）への土壌水の浸透量を定量的に評価した．本研究のm 間隔で熱電対を埋設し，深さ 1.00 m までの地温プロ

目的は，融雪期直前の土壌凍結深や融雪期以前の地温と，ファイルを測定した．これらのセンサーを設置後，試坑

融雪期における下方浸透量との関係を評価し，土壌凍結を丁寧に埋め戻した．測定深さの間の地温を線形補完に深が深くなることで融雪水の浸透が抑制されるメカニズより推定し，0 ◦ C 以下の深さを凍土と仮定して土壌凍結

ムを提示することにある．

深を計算した（融雪期後期の対照区では，表層の地温が2. 材料と方法

ほぼ 0 ◦ C の期間が数日間続く年があったが，このときも地温が 0 ◦ C の土壌は凍結していると判断した）．水分

2.1 試験圃場と観測項目

計 · 地温計を埋設した地点から 2 m 程度離れた試験区内

北海道十勝地域の中部に位置する北海道農業研究センの地点に深さ 1.5 m の試坑を掘り，深さ 0.90 m と 1.00

ター芽室研究拠点の試験圃場（42◦ 53’ N，143◦ 05’ E）に

m にテンシオメータを埋設した．埋設したテンシオメー

観測サイトを設置した．観測圃場から約 5 km 西に位置

タは，断熱材と小さな熱源を用いて計測機器内の脱気水する気象庁の観測地点（アメダス芽室）で 1979 ∼ 2000の凍結を防止し，土壌凍結条件でも凍結層より下の非凍

年に観測された 1 月と 7 月の平均気温は，それぞれ − 9

結土壌の圧力水頭を長期間計測できる特徴をもつ（Iwata◦ C と 18 ◦ C である（気象庁，2010）．また，同観測地点

において 1979 ∼ 2000 年に観測された 12 ∼ 2 月の積算
降水量と年降水量の平均値は，それぞれ 117 mm と 969
mm，1 月の最大積雪深の平均値は 0.61 m である（気象庁，2010）．試験圃場は台地上に位置し，土壌は淡色黒
ボク土である（農耕地土壌分類委員会，1995）．地下水
位は 8 ｍ 程度と低く（岡，2000），深さ 1 m までの土層の飽和透水係数は 10−4 ∼ 10−6 m s−1 と高い．

and Hirota, 2005a, b）．また，高さ 1.20 m に超音波積雪深計（SR-50, Campbell 社）を設置した．これらのデー
タは 10 秒間隔でサンプリングし，10 分間隔でデータロガー（CR23X, Campbell 社）に記録した．他の観測要素
よりも計測に時間を要する土壌水分量については，独立したデータロガー（CR1000, Campbell 社）により，10分間隔で計測したデータを記録した．
気温は，試験圃場から 100 m 程度離れた気象観測露試験圃場に 5 ｍ × 5 ｍの 2 つの試験区を 1 m の間隔を場において，高さ 1.90 m に設置した通風筒の中の温度おいて設置した．除雪区では約 1 ヶ月間の除雪処理を行計（HMP45A, Vaisala 社）により計測した．降水量は，い，土壌凍結を促進させた．目標とする凍結深に到達し同露場において高さ 1.40 m に設置した，雪の捕捉率をてから，除雪を終了した．試験圃場の土層構造や各土層上げるためのフェンス（RT-4）がついた溢水式降水量計の基本的物理性，試験区のレイアウトの詳細については（B071-20，横河電機）により測定した．これらのデータ

Iwata et al.（2010a）を参照されたい．観測期間は 2005
年 11 月から 2008 年 4 月である．2005 ∼ 06 年には目標とする土壌凍結深（0.4 m）に到達してから除雪区に雪を記録した．冬期の降水が雪であるか雨であるかを目視にもデータロガー（CR10X, Campbell 社）に 10 分間隔でより判断した．

被せ，積雪深が対照区と同じになるようにした．それ以1 週間に 2 度，定規で積雪深を測定し，超音波積雪深外の年については，雪を被せる作業は行わなかった．対計の値を補正した．このとき，スノーサンプラーにより

照区では積雪に対する処理を行わなかった．試験期間中

積雪水量も測定した．試験圃場では，雪面からの蒸発量は，除草剤により植生がない状態で地表面を管理した．
計測機器設置のため，各試験区のほぼ中央に深さ 1.5

は通常，0.5 mm d−1 未満であり（Hayashi et al., 2005），
融雪期の積雪水量の減少（1 ∼ 15 mm d−1 ）に比べて少m の試坑を掘った．深さ 0.05 m から 1.05 m まで，0.1 m
間隔でロッド長 0.3 m の TDR プローブ（CS605, Campbell 社）を鉛直断面に水平方向に挿入し，TDR 水分計（TDR100, Campbell 社）により土壌水分量のプロファイ
ルを測定した．各土層から撹乱土を採取し，TDR 水分計

なかった．そこで，雪面蒸発による積雪水量の減少は無で計測される比誘電率を体積含水率に換算する多項式をの水の流れを鉛直一次元のみと仮定し，水収支の計算に求めた．この試験の際，TDR 水分計の影響範囲が直径

より融雪期の下方浸透量を推定した．ダルシーの法則を

80 mm の範囲内に納まっていること，温度変化による
TDR の出力値の変化（Wraith and Or, 1999）は無視できるほど小さいことを確認した．なお，TDR で計測される不飽和まで拡張した以下のリチャーズ式により深さ 0.95

凍土の液状水量は，凍結前の水分量の影響を受ける場合

q0.95 = −k(ψ0.95 ) × (ψ0.90 − ψ1.00 + L)/Lがあることが報告されているが（Suzuki, 2004; Watanabe

and Wake, 2009），今回の観測では，土壌が凍結する直前視できると仮定し，計測された積雪水量の減少量と降水量から融雪水量を計算した（岩田ら，2010）．

2.2 融雪期の下方浸透量の評価
試験圃場は平坦な地形のため，深さ 1.00 m までの土層

m の水フラックス（q0.95 ; m s−1 ) を計算した．
(1)

ここに，k(ψ0.95 ) は深さ 0.95 m の圧力水頭（ψ0.95 （m））

論文：土壌凍結深や地温が融雪水の下方浸透に与える影響

13に対する同深さの不飽和透水係数（m s−1 ），ψ0.90 と ψ1.00の後に 3 日間以上の連続的な融雪が認められた日から消はそれぞれ深さ 0.90 m と 1.00 m の圧力水頭（m），L は雪日の前日までを融雪期とした．強風による雪の再分配

圧力水頭測定地点間の距離（= 0.10 m）である．土壌水で試験区内の積雪水量が減少することが 1 ∼ 2 月にあっが鉛直上向きに移動する時，q0.95 は正の値をとる．深さたため，雪の再分配の有無を目視で確認し，融雪期間の0.95 m を含む土層（3C 層）から，直径 113 mm，高さ50 mm の円筒試料を採取した．この試料を実験室に持ち帰り，圧力水頭（ψ ）が高いとき（0 ≥ ψ ≥ −1.40 m）には定常法により（Hasegawa and Sakayori, 2000），定

判定を誤らないようにした．融雪期には雪の再分配は確

常法では精度の高い測定が難しかった圧力水頭が低いと大きくなると考えられる．また，深さ 0 ∼ 0.50 m の土層

き（−1.40 m > ψ ）には非定常法（One Step 法; Doering,

認されなかった．
土壌凍結層により融雪水の浸透が多少抑制されても，融雪期間が長期化し融雪水量が多ければ，INF0.50 の値が中の水分量が少ないほど，融雪水はこの土層の水分量を1965）により，不飽和透水試験を行った．実験により得増加させるために使用され，0.50 m 以深への浸透に寄与られた不飽和透水係数と圧力水頭の関係を次式で近似ししない融雪水の量が増加すると考えられる．そこで，こた（Iwata et al., 2010a）．

れらの影響を考慮した以下の式により，融雪期における相対的な浸透割合（IR）を評価した．

log(k(ψ )) = − 3.93|ψ |3 + 13.3|ψ |2 − 14.9 |ψ | − 3.63
(0 m ≥ ψ ≥ −1.40 m)=1.62 × 10−4 |ψ |6 − 7.50 × 10−3 |ψ |5
4

3+ 0.121|ψ | − 0.935|ψ | + 3.74|ψ |IR = INF0.50 /(ΣM − ΔSSW )(4)

ここに，ΣM は融雪水量（mm），ΔSSW は深さ 0 ∼ 0.50m の水分貯留量が少なかった年に，同土層の土壌水分量2の増加に使われ，0.50 m 以深には浸透しない融雪水量− 7.46 |ψ | − 4.44（mm）である．ΔSSW の計算には，次の二つの時期にお(ψ < −1.40 m)(2)

ける深さ 0 ∼ 0.50 m の水分貯留量を用いた：①土壌凍結

ψ0.90 と ψ1.00 の平均値として計算した ψ0.95 と，式（2）

透した年の，消雪日の前日の水分貯留量（Sb ）；②各年のから，各水分状態における透水係数を計算した．融雪

各試験区における融雪期直前の水分貯留量（Sx ）．土壌凍

期には，融雪水の浸透により土壌が湿潤化するため，結層が存在しなくても，消雪日の前日には深さ 0 ∼ 0.50

ヒステリシスの影響が大きいと考えられる高水分領域

m の水分貯留量が Sb になる．そこで，Sx が Sb よりも小（0 ≥ ψ ≥ −1.40 m）の近似式は，定常法による湿潤過程

さい場合は，凍結層が存在しなくても両者の差分だけ融の透水試験により求めた．

雪水が土壌水分量の増加に使用され，0.50 m 以深には浸灌漑計画を立てる際の有効土層が地表面から深さ 0.50

∼ 0.60 m までの土層とされることから（駒村，1992），消
雪後に深さ 0 ∼ 0.50 m に含まれる水や窒素肥料は作物

層が融雪水の浸透を抑制せず，十分な融雪水が土壌に浸透しないと考え，次式により ΔSSW を計算した．

ΔSSW = Sb − Sx

(5)に有効に利用される可能性が高いと考えられる．また，本試験で採用した TDR 土壌水分計による凍土中の水分試験圃場では，融雪期直前の土壌凍結深が 0.10 m 程度

量の測定値は，土壌の全体積に対する液状水の割合に相であれば，融雪水のほとんどが土壌に浸透することが知当し，凍土中の氷の量は反映されない．そのため，観測られている（Iwata et al., 2008, 2010a, b）．2005 ∼ 06 年

データから土壌水分移動量を水収支法で評価する際にの対照区の融雪期直前の土壌凍結深は 0.11 m であり，かは，氷の融解や液状水の凍結による水分計の出力値の増減が誤差要因になる．そこで，本論文では，観測期間中

つ融雪水量は 90 mm であった（3 章参照）．そこで，この年の対照区の消雪日直前の深さ 0 ∼ 0.50 m の水分貯に土壌が凍結しなかった 0.50 m 以深を対象とした，次留量を Sb とした．この年の消雪日直前にはまだ土壌凍の水収支式により，深さ 0.50 m における融雪期の水フ結層が残っており，土壌水分量の測定深さのうちで最もラックス（q0.50 ; m s−1 ）を計算した．

浅い 0.05 m 深の土壌は凍結していたと考えられる．この深さの TDR 水分計が氷の量を評価できないことで Sb

q0.50 = q0.95 − ΔS0.50−0.90 /Δt(3)が過小評価されることを避けるため，次の融雪期における水収支式により Sb を計算した．

ここに，ΔS0.50−0.95 は単位時間（Δt; ここでは 1 日 =86400 s）における TDR 水分計の出力値から計算される深さ 0.50 ∼ 0.95 m の水分貯留量の増加量（m）である．
計算された q0.50 を積分し，符号を逆転させて（すなわち，鉛直下向きの水移動を正として），融雪期に深さ 0.50m を浸透した水の量（INF0.50 ; mm）を計算した．なお，
本論文では，1 日の融雪水量が 1 mm 以上になり，かつそSb = S2006CO + ΣM2006CO − INF0.50−2006CO(6)

ここに，S2006CO ，ΣM2006CO ，INF0.50−2006CO はそれぞれ2005 ∼ 06 年の融雪期直前の深さ 0 ∼ 0.50 m の水分貯留量（mm），融雪期の総融雪水量（mm），融雪期の深さ

0.50 m における総下方浸透量（mm）である．

14

土壌の物理性第 117 号

(2011)

Table 1 各冬の各処理区における最大土壌凍結深 · 融雪期間 · 融雪水量．表中の ΔSSW は，深さ 0 ∼ 0.50 m の土層の水分量が少ない年に，深さ 0.50 m 以深に浸透する水分量が減少することを考慮するための補正値である（詳細は本文参照）．式（4）により計算される融雪水の浸透割合（IR）と融雪期直前に計測された地温プロファイルの最低値（TS min ）も表中に示した．2006 ∼ 07
年の除雪区の浸透割合は，融雪水量が極端に少なかったために計算の対象からはずした．

Annual maximum soil frost depth, snowmelt period, amount of snowmelt during snowmelt period, inﬁltration ratio calculated form
Eq. (4) (IR), and lowest soil temperature at the beginning of snowmelt period (TS min ). ΔSSW is snowmelt water not to inﬁltrate below
0.50-m depth, which is caused by the dry soil condition to the depth of 0.50 m (see text for detail). The data at the treatment plot in thewinter of 2006 – 07 was not calculated due to the very small amount of snowmelt water.

(mm)

ΔSSW
(mm)

IR

TS min(◦ C)

3/10 ∼ 3/21（12 日間）

111

0

0.14

− 0.2

0.11

3/10 ∼ 3/21（12 日間）

90

7

1

0

除雪区

0.52

3/16 ∼ 3/24（ 9 日間）

49

0

0

− 1.8

対照区

0.27

3/17 ∼ 4/ 6（21 日間）

143

0.4

0.37

−0.4

除雪区

0.51

2/29 ∼ 3/ 5（ 6 日間）

9

5.6

−

− 3.6

対照区

0.22

3/ 2 ∼ 3/10（ 9 日間）

50

11.1

0.26

− 0.5

土壌凍結深

年

試験区

2005 ∼ 06

除雪区

0.43

対照区

2006 ∼ 07
2007 ∼ 08

(m)

融雪水量

融雪期間

式（5）の Sx と式（6）の S2006CO は，土壌が凍結を開始してから融雪期の直前までの次の水収支式により計算

示す．
いずれの年も，11 月下旬から 12 月上旬の間に日平均気温がマイナスになり（Fig. 1a），対照区 · 除雪区ともした．

に土壌凍結深が増加した（Fig. 1c）．対照区では，12 月

Sx = Sa +UF(7)

下旬から 1 月上旬の間の積雪により積雪深が 0.20 m を超え，それ以降は土壌凍結深がほぼ一定で推移した．一

ここに，Sa は土壌凍結層が形成される直前（初冬）の深さ 0 ∼ 0.50 m の水分貯留量（mm），UF は土壌凍結層が発達するときに下層から深さ 0 ∼ 0.50 m の土層に供給される水分量（mm）である．深さ 0.05 ∼ 0.45 m の土壌
水分量の測定値から Sa を計算した．UF は式（3）によ方，除雪区では，除雪処理をおこなったことで土壌凍結
深がその後も増加した（Fig. 1b, 1c）．その結果，年最大
土壌凍結深は対照区で 0.11 ∼ 0.27 m であったのに対し，除雪区では 0.43 ∼ 0.52 m となり，処理区間で大きな差がみられた（Table 1）．2005 ∼ 06 年は目標とする土壌り計算される深さ 0.50 m の水フラックスを積分して求凍結深を 0.4 m とし，これに達した後に人工的に雪を被めた．

せて積雪深を対照区と同じにする処理をおこなった．一

なお，2005 ∼ 06 年の除雪区では，式（5）の ΔSSW が−4 mm であった．これは，融雪期以前に土壌凍結層に多量の水が存在したことを意味している．TDR 水分計
から計算した融雪期直前の深さ 0 ∼ 0.50 m の液状水量（166 mm）は，Sb （240 mm）よりもかなり少なく，過剰な水は氷として存在したことがわかる．ΔSSW の計算で導出された 4 mm も氷として存在し，土壌凍結層の融解と共に 0.50 m 以深に浸透すると考えられる．しかし，2005 ∼ 06 年の除雪区では，消雪日まで土壌凍結層の不凍水量に顕著な変化はみられず，融雪期に土壌凍結層の顕著な融解はなかったと考えられる．そこで，この年の除雪区で氷として存在した過剰水が融雪期に下層に浸透することはなかったと考え，このときの ΔSSW を 0 mmとした．

方，2006 ∼ 07 年と 2007 ∼ 08 年は，除雪処理後に雪を被せる処理を除雪区で行わなかったため，対照区に比べ除雪区の融雪水量が少なくなった（Table 1）．
土壌凍結層が形成されると，液体の水が凍結することで θ0.05 が急激に減少した（Fig. 1d）．下層から凍結層へと水が鉛直上向きに移動したことで（Iwata et al.,2010a），土壌凍結深が深くなるにつれて θ0.55 も減少した（Fig. 1e）．除雪処理を行う前までは，両処理区の θ0.55は同等であった．しかし，深さ 0.3 m 以上の積雪により対照区で土壌凍結深の増加が停止すると，対照区の θ0.55
は，除雪区よりも緩やかに減少した．対照区では，土壌凍結の発達が止まったことで凍結前線の水ポテンシャルの減少が抑えられ，凍結前線よりも下層の鉛直上向きの水フラックスが減少したと考えられる．一方，除雪区で

3. 結果
3.1 積雪深 · 土壌凍結深 · 土壌水分量の推移
観測期間の冬期における気温，積雪深，土壌凍結深，深さ 0.05 m と 0.55 m の土壌水分量（以下，それぞれ θ0.05と θ0.55 ；土壌が凍結した場合は液状水量を意味する）の推移を Fig. 1 に示す．また，冬期の各処理区における最大土壌凍結深，融雪期の期間，融雪水量を Table 1 には，除雪処理により土壌凍結深が増加し続けたため，下層から凍結層に向かう水フラックスが減少しなかったと考えられる．その結果，両試験区の θ0.55 の差はどの冬も最大で 0.05 m3 m−3 程度になった（Fig. 1e）．

2006 ∼ 07 年には，12 月下旬の気温の上昇（Fig. 1a の①）と 12 月 27 日の 33.5 mm の降雨により，降雨直後に θ0.05 と θ0.55 が増加した（Fig. 1d, 1e）．しかし，その後，土壌凍結深が再び増加すると，θ0.05 と θ0.55 が急速

論文：土壌凍結深や地温が融雪水の下方浸透に与える影響

15

Fig. 1 観測期間中の (a) 気温 (b) 積雪深 (c) 土壌凍結深 (d) 深さ 0.05 m と (e) 0.55 m の土壌水分量（それぞれ θ0.05 と θ0.55 ; θ0.05
は凍結時には液状水量）の推移．積雪深は午前 9 時の値，それ以外は日平均値である．2007 年 12 月上旬から 3 月上旬の θ0.05 は凍上によりプローブと土壌との密着が悪くなり，出力がほぼ 0 であったため，欠測とした．図 c で融雪期以降に土壌凍結深の線が2 本あるのは，大気側からの熱供給により，地表面から下層へと凍土が融解するためである（すなわち、地表面に近い方の線は，凍土の融解深を意味する）．

(a) air temperature, (b) thickness of snow cover, (c) soil frost depth, (d) soil water content at the depth of 0.05 m (θ0.05 ), and (e) soil
water content at the depth of 0.55 m (θ0.55 ). Snow cover was measured at 9:00 am. Other data were daily mean values. The data gaps
in θ0.05 were caused by very low water content which was probably due to the insufﬁcient contact of TDR probe with ambient soil
resulting from severe frost heaving. Upper lines in panel (c) mean the melting depth of frozen soil caused by the heat supplied from thesoil surface.

16

土壌の物理性第 117 号

(2011)

度毎に大きく異なった（Table 1）．この理由として，融雪水量が最も多かった 2006 ∼ 07 年は，暖冬のため雪の全層密度が他の年よりも高かったこと，融雪水量が最も少なかった 2007 ∼ 08 年は，1 ∼ 2 月の強風による雪の再分配により対照区の積雪水量が減少したことが挙げられる．
最大土壌凍結深が 0.11 m と浅かった 2005 ∼ 06 年の対照区（Fig. 1c）では，2 月 26 日の降雨とその後の融雪により，θ0.55 が消雪日よりも前に最大値に達し（Fig.
Fig. 2 融雪期直前の土壌凍結深と式（4）により計算された0.50 m 以深への融雪水の浸透割合（IR）の関係と，両者の関係
を対数関数で近似した曲線（実線）と確率モデル（式（9））により近似した曲線（破線）．図中の RMSE は，対数関数による近似式ならびに確率モデルによる計算値と，式（4）によって推定された浸透割合との間の平均自乗誤差を意味する．

Relationship between soil frost depth at the beginning ofsnowmelt period and inﬁltration ratio (IR) calculated from Eq.
(4). The ﬁtting curve of logarithmic function (solid line) and root
mean square errors (RMSE) between the inﬁltration ratios calculated from this function and Eq. (4) are also shown in this ﬁgure.
The broken line means the inﬁltration ratio which was estimatedby using Eq. (9). The parameters in Eq. (9) were determined
to minimize RMSE between values calculated from Eqs. (4) and(9).

1e の③），その後，ほぼ一定で推移した（Fig. 1e の④）．
深さ 0.55 m に到達した融雪水量と，より下層に浸透した水分量とが釣り合ったため，対照区では融雪期後期に

θ0.55 が一定で推移したと考えられる．一方，除雪区のθ0.55 は，対照区の θ0.55 が一定になった後にも増加を続
け，2 度目の積雪がなくなった 4 月 21 日に最大値に達した（Fig. 1e）．2006 ∼ 07 年と 2007 ∼ 08 年の融雪期については，除雪区の θ0.55 が顕著に増加するのはいずれの年も消雪後であった（Fig. 1e の線②以降）．一方，2006∼ 07 年，2007 ∼ 08 年ともに，対照区では消雪日よりも前に θ0.55 が連続的な増加を開始した（Fig. 1b, 1e）．
3.2 融雪水の下層 （0.50 m 以深）への浸透と土壌凍
結深，地温との関係
上記のように，観測期間中の全ての融雪期において，Table 2 各深度における期間最低地温ならびに融雪期直前の地温と，ロジスティック変換した浸透割合との間の P 値と相関係数（括弧内の数字）．

P values and correlation coefﬁcient (values in parentheses) between inﬁltration ratios and annual minimum daily mean soil
temperatures at given depths. Those between inﬁltration ratios
and soil temperatures at the beginning of snowmelt period werealso shown in this table.
深さ (m)

最低地温

融雪期直前の地温

0.05
0.1
0.15
0.2
0.3

0.01∗ (0.99)
0.12 (0.88)
0.21 (0.79)
0.16 (0.84)
0.14 (0.86)

0.69 (0.31)
0.54 (0.46)
0.14 (0.86)
0.08# (0.92)
0.08# (0.92)∗ 有意水準 5 %, # 有意水準 10 %

θ0.05 と θ0.55 の推移が除雪区と対照区で異なったことから，融雪水の下層への浸透は土壌凍結深が深くなることで抑制されることが示唆された．そこで，式（4）により計算した浸透割合（IR）と融雪期直前の土壌凍結深との関係を評価した．なお，2007 ∼ 08 年の融雪期には，除雪区の融雪水量が 9 mm と少なかったため，この年のデータは解析対象から除外した．
融雪期直前の土壌凍結深と IR との関係を Fig. 2 に示す．土壌凍結深の増加に伴って IR が急激に減少しており，その関係は対数関数で近似された．両者の関係を回帰分析したところ，5 % 水準で有意であった．なお，式（4）により計算された IR は下方浸透量と融雪水量の補正値との比であるため，IR = 0 の 2006 ∼ 07 年の除雪
区のデータ（Table 1）を除き，ロジット変換（Crawley,2005）した IR と土壌凍結深の対数との回帰分析をおこに減少し，2006 ∼ 07 年の θ0.05 と θ0.55 の最低値は，そなったところ，この関係も 5 % 水準で有意であった．
土壌への融雪水の浸透量が多いほど，深さ 0.50 m におの他の観測年度の値と同等であった．

ける下方浸透量も多くなると考えられる．そこで，凍土

観測年度ごとに融雪水量が大きく異なったが（Table
1），各観測年度ともに除雪区の θ0.05 は消雪日（Fig. 1 の線②）の前後に急激に増加し，間隙率（0.68 m3 m−3 ）に近くなった（Fig. 1d）．各観測年度ともに，除雪区ではへの融雪水の浸透速度と関係があるといわれる融雪期の消雪後に湛水が確認されたことから，厚い土壌凍結層が地温（Zhao et al., 1997）と IR の相関関係を調べた．上記の土壌凍結深の場合と同様に，IR = 0 であった 2006

∼ 07 年の除雪区のデータ（Table 1）を除き，ロジット
変換した IR と，融雪期直前の深さ 0.05 ∼ 0.30 m の日

融雪期の下方浸透を抑制し，表層が飽和状態になったこ

平均地温との回帰分析を行ったところ，浅層ほど地温ととがわかる．一方，土壌凍結深が浅かった対照区でも，IR との間の P 値が高く，相関係数が低かった（Table 2）．

融雪期に θ0.05 が増加したが，その最大値は除雪区より一方，土壌凍結深が最大になるころに記録された同深さも 0.2 m3 m−3 程度低かった（Fig. 1d）．なお，対照区にの日平均地温の最低値（以下，最低地温）とロジット変

おいて，自然積雪条件で最深積雪深に顕著な差がみられ換した IR との関係は，最も浅い 0.05 m の P 値が最も低なかったにもかかわらず（Fig. 1b），融雪水量が観測年

く，5 % 水準で有意な相関が認められた（Table 2）．ま

論文：土壌凍結深や地温が融雪水の下方浸透に与える影響

17

ることがわかる．十勝地域では，積雪深が 0.20 m に到達するまでの積算寒度と最大土壌凍結深との間に高い相関があることが報告されている（Hirota et al.，2006; 原
田ら，2009）．これらのことから，融雪期直前の土壌凍結深は，多量の積雪により土壌が大気と断熱される以前の気温を反映していることがわかる．土壌凍結深と同様に，表層の地温も積雪深が浅いときの気温を反映した値であるため，深さ 0.05 m の最低地温と融雪期直前の土壌
凍結深との関係を調べたところ，両者の間に強い負の相関関係が認められた（Fig. 4）．これらのことから，融雪
Fig. 3 深さ 0.05 m の日平均地温の最低値と式（4）により計算された 0.50 m 以深への融雪水の浸透割合（IR）の関係．
Relationship between annual minimum daily mean soil temperature at the depth of 0.05 m and inﬁltration ratio (IR) calculated
from Eq. (4).

期よりも 1 ヶ月以上前の 1 月に記録された深さ 0.05 mの最低地温と IR との間に高い相関がみられた理由として，最低地温と融雪期直前の土壌凍結深との相関が高い
ことが挙げられる．
一方，融雪期直前の地温と IR の間に，5 % 水準で有意な相関は認められなかった（Table 2）．土壌凍結層の地温が低い場合，凍結層で融雪水が再凍結する（Stähli etal., 1996; Zhao et al., 1997）．地温が低いほど融雪水の再凍結量が多く，下層への浸透量が少なくなることから，融雪期直前の土壌凍結層の地温は IR に影響を与えると考えられる．しかし，実際の融雪期直前の地温と IR の関係は，表層では無相関に近く，深さ 0.20 m や 0.30 mの地温と IR の関係の方がむしろ高かった（Table 2）．表層の地温は，積雪深の増加や気温の上昇によって大きく変化する．例えば，融雪期直前の深さ 0.05 m の地温と，Fig. 4 融雪期直前の土壌凍結深と，観測期間における深さ
0.05 m の日平均地温の最低値（●）ならびに融雪期直前の深さ0.30 m の日平均地温（□）との関係．
Relationship between soil frost depth at the beginning ofsnowmelt period and annual minimum daily mean soil temperature at the depth of 0.05 m (solid circle). Relationship between
soil frost depth and soil temperature at 0.30 m depth at the beginning of snowmelt period (open square) was also shown in thisﬁgure.

そのときの土壌凍結深との間の相関係数の −0.71 に比べ，深さ 0.30 m の地温と土壌凍結深との間の相関係数は −0.98 と高く，後者に明確な相関関係が認められることがわかる（Fig. 4）．このように，融雪期直前の地温は，深層ほどそのときの積雪や気温の影響を受けにくく，融雪期直前の土壌凍結深との関係が強くなるため，浅層よりも深層で地温と IR の間に高い相関関係がみられたと考えられる．

た，0.10 m 以深の P 値には深さ方向に明確な違いは認め

以上の議論から，土壌凍結深が 0.50 m 以下と比較的浅い場合には，土壌凍結深が融雪水の下層への浸透に大られず，統計的に有意でもなかった（Table 2）．このよきな影響を与えることが示唆される．一方，最大土壌凍うに，最低地温と IR の関係は，上記の融雪期直前の地温

結深が 0.50 m を越える地域では，融雪期以前の土壌凍と IR の関係とは大きく異なっていた．深さ 0.05 m につ結層の全水分量（氷 + 水）に応じて土壌への融雪水の浸いて，最低地温の絶対値と IR の関係をプロットしたと透量が変化することが報告されている（Kane and Stein,

ころ，融雪期直前の土壌凍結深の場合と同様に，両者の1983; Granger et al., 1984; Stähli et al., 1996; Zhao et al.,
1997; Gray et al., 2001）．これら既往の報告に比べて土関係は対数関数で近似された（Fig. 3）．

4. 考察

壌凍結深が浅い本論文の試験圃場でも，土壌凍結層の水
分量の多少が下層への融雪水の浸透量に影響を与えたで4.1 融雪期直前の土壌凍結深が 0.11 ∼ 0.52 m のときあろうか？ 2006 ∼ 07 年において，土壌凍結深が 0.14 mに融雪水の下方浸透量に関与するパラメータの 12 月 27 日に，一時的な低温の緩みによって 33.5 mm

融雪期直前の土壌凍結深と融雪水の浸透割合（IR）との降雨が発生し，翌日以降の低温により再び急速に土壌の間には高い負の相関がみられた（Fig. 2）．また，冬期

凍結深が深くなった．このイベントにより，表層付近ににおける深さ 0.05 m の最低地温と IR との間にも，高い多量の氷が存在したと考えられる．しかし，観測期間中

相関関係が認められた（Table 2; Fig. 3）．

Fig. 1b，1c から，積雪深が一定の深さ以上になると，それ以降は土壌凍結深に顕著な変化がみられないため，融雪期直前の土壌凍結深は最大土壌凍結深と同程度であ最も土壌が乾燥し，融雪期直前の深さ 0 ∼ 0.50 m の全水分量が最も少なかった 2007 ∼ 08 年の対照区よりも，

2006 ∼ 07 年の対照区の IR は小さかった（Table 1）．また，式（7）により計算した深さ 0 ∼ 0.50 m の融雪期直18

土壌の物理性第 117 号

(2011)

Fig. 5 直管パイプによる融雪期の透水間隙モデルの模式図．a）土壌凍結層が存在する場合に，氷の発生により各深さの間隙がある一定の確率で閉鎖されると仮定したときの，融雪水の浸透のイメージ．b）土壌凍結層が存在しないときの融雪水の浸透のイ
メージ．
Schematic diagram of permeable tubular soil pores having same diameter which was closed by the ice (a). The ice formation in each
depth was assumed to be determined by a certain probability in this model. Schematic diagram of water ﬂow in unfrozen soil duringsnowmelt period in our experimental ﬁeld was also shown in this ﬁgure (b).

前の全水分量（Sx ）とロジット変換した IR の間には有意ではなく，土壌凍結層内の比較的大きな間隙も透水間隙な関係がみられなかった（P 値 = 0.51）．これらのこととして機能すると仮定した．この仮定の下，透水性へのから，今回の試験では，表層の土壌水分量の多少が融雪

寄与が大きい，直径が等しい N 本の管状の間隙が土壌中期における 0.50 m 以深への融雪水の浸透に与えた影響に分布するようなモデル（Fig. 5）を考案し，土壌凍結深は少なかったと考えられる．ただし，本試験の Sx の最大の増加により融雪水の浸透が抑制されるメカニズムの説

値と最小値の差は，Sx の平均値の 6 % と小さかった．試明を試みた．

験圃場は排水性が良好であるため，前述のような降雨が本試験圃場よりも排水性の悪い圃場では，土壌水分量もFig. 5 に示した N 本の間隙について，単位厚さ（ここでは 0.01 m）の土層が凍結したときにアイスレンズ等の氷で間隙が遮蔽される確率を p とすると，任意の深さ（zm）における透水に寄与する間隙の本数（Ninf ）は次式で融雪水の深層への浸透量を制御するパラメータになるか表わされる．

あっても供給された水が速やかに排水され，融雪期直前の土壌水分量に年次較差が生じにくいのかもしれない．

もしれない．また，今回の試験では深さ 0.50 m の下方
浸透量を対象としたが，土壌凍結深が浅い条件でも，地

Ninf = N(1 − p)100z(8)

表面から土壌に浸透した融雪水量は表層の土壌水分量の多少に影響されるかもしれない．これらのことは，今後

土壌凍結深が 0.11 m であった 2006 年の対照区では，融の課題として残されている．

雪期にほとんど全ての融雪水が下層に浸透した（Table

4.2 土壌凍結層が厚くなることで IR が低下するメカ
ニズム1）．このときの深さ 0.05 m の液状水量は間隙率よりもかなり低い値であった（Fig. 1d）．このことから，対象圃

上記のように，融雪期直前の土壌凍結深が 0.50 m よ

場では浸透能が融雪水量を大きく上回るため，透水間隙

りも浅い場合には，土壌凍結深が 0.50 m よりも深くなの一部を使うだけで全ての融雪水が土壌に浸透すると考る地域では考慮されてこなかった土壌凍結深が，融雪水えられる．0 ∼ 0.50 m の土層に多量の透水間隙が含まれの浸透に大きな影響を与えることが明らかになった．凍ることは，この土層の飽和透水係数が 4.0 × 10−5 ∼ 7.0の地温の上昇により融雪水から潜熱が奪われることで，× 10−6 m s−1 （Iwata et al., 2010a）であることからもわ
かる．飽和透水係数の最低値である 7.0 × 10−6 m s−1 か

融雪水の再凍結が生じる．しかし，ほとんどの年の凍結

ら，粗間隙による位置ポテンシャルが卓越した流れを想層の地温は，雪の断熱効果や気温の上昇により，融雪期

定して動水勾配を 1 と仮定し，浸透速度を計算すると，605 mm d−1 となる．一方，観測期間中の融雪速度を計算したところ，最大でも 15 mm d−1 であった．融雪期の気温は日中に高く，夜は低いため，昼間の融雪速度は 15mm d−1 よりも高かったと考えられる．しかし，両者が土に水が浸透する場合，地温が十分に低ければ，凍結層の直前にはほぼ 0 ◦ C になっていた（Table 1）．このことから，凍結層に浸透した水の再凍結はほとんど発生しなかったと考えられる．そこで，試験圃場では地温が低くても，凝固点降下により水が凍結しない小さな間隙だけ

論文：土壌凍結深や地温が融雪水の下方浸透に与える影響

19は非凍結時において，Fig. 5b に示すように透水間隙の一（0.50 m 以深）への浸透量に大きな影響を与えることが明らかになった．本試験地と同様に，土壌凍結深が比較

部に空気が存在し，全ての透水間隙が機能しなくても，的浅い地域では，土壌凍結深が深くなるほど，土壌凍結

全ての融雪水が浸透すると考えられる．そこで，非凍結層中に含まれる氷により間隙の鉛直方向の連続性が失時に融雪水相当量の水が浸透しても透水には寄与しない

われ，融雪水の下層への浸透量が減少する．そのため，

オーダーレベルで異なっていることから，本試験圃場で間隙の本数を Nrem とし，次式により Ninf を規格化した．

土壌凍結時の融雪水の下方浸透量を評価するためには，

0.50 m より深くまで土壌が凍結する地域における研究でNn = Ninf /(N − Nrem )(9)は指摘されてこなかった，融雪期の土壌凍結深を考慮する必要がある．

ここで Nn は，融雪水が浸透するために必要な間隙の本数に対する土壌凍結時に透水に寄与する間隙の本数の割合である．式（8）から，土壌凍結層が存在しない（すなわち z = 0 m の）場合には Ninf = N となる．一方，Ninf
は実際に透水している間隙の本数ではなく，透水が可能な間隙の本数である．土壌の飽和透水係数が低く，N が少ないために Nrem = 0 となるような圃場では，z = 0 mのときに Nn = 1 になる．しかし，上述のように試験圃場
は飽和透水係数が高いため，z = 0 m のときに Nrem は 0よりも大きい値をとる．そのため，式（9）の性質上，凍結深が浅い場合には Ninf が融雪水を全て浸透させるのに必要な間隙量である N − Nrem よりも大きくなり，Nn は

1 を超える．これに対し，式（9）では Nn が 1 を超える
ような土壌凍結深のときにも，融雪期において 0.5 m 以
深に浸透する水分量と融雪水量の比である IR（式（4））
は 1 を超えることがない．このように，土壌凍結深が浅い場合には Nn と IR が一致しない．しかし，Nn が 1 以
下の値をとるときには，Ninf が実際に透水に寄与する間隙の本数と同等になるため，融雪水量に対する下方浸透量の割合である IR は Nn と同等と考えてよい．そこで仮に N を 100 本とし，Fig. 2 の散布図で平均自乗誤差が最小となるように式（8）の p と式（9）の Nrem を決定した結果， p = 0.088，Nrem = 63.3 本（すなわち，全透水

謝辞
本研究を進めるにあたり，カルガリー大学の林正貴氏，
北海道農業研究センターの柳井洋介氏（現野菜茶業研究所），農業環境技術研究所の井上聡氏（現北海道農業研究センター），北海道大学の有馬純一氏，桑尾和伸氏から貴重なご助言をいただいた．藤原政光氏をはじめ北海道
農業研究センター業務第 3 科の皆様には計測機器の設置や圃場管理で協力いただいた．北海道農業研究センターの菊池幸氏，相馬しずか氏，高杉恵美子氏，得字久子氏には試験圃場の除雪とデータ整理についてご協力いただ
いた．（株）クリマテックの寄崎哲弘氏，飛田雄二氏，田中浩二氏（現（株）プリード），早坂理工株式会社の郷司尚之氏（現（株）クリマテック）と山岸充氏，ならびに
太陽計器株式会社の藤田親亮氏（現東京大学）には，観測サイトの立ち上げとメンテナンスの面でご協力いただ
いた．編集委員と 2 名の査読者の建設的なコメントにより，この論文の質が向上した．ここに，記して感謝いた
します．本研究の一部は，環境省地球環境保全費，環境省地球環境総合推進費（A-0807），ならびに農林水産省新
たな農林水産政策を推進する実用技術開発事業（22079）の補助をうけて実施した．

間隙の 63 %）となり，Nn と実測した IR との平均自乗誤差である 0.15 は，IR を対数関数で近似した場合の 0.25よりも小さくなった（Fig. 2）．前述のように，深さ 0 ∼0.50 m の土層には全ての融雪水を浸透させるのに必要な間隙よりもさらに多くの間隙が存在すると考えられる．

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transport of water and chloride tracer by depression-focused

全ての融雪水が下層に浸透することが示唆される．
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もに上昇することで，土壌凍結深の増加とともに IR がR.J. (2001): Estimating areal snowmelt inﬁltration into frozen

減少すると考えられる．

5. 結論
試験圃場では，融雪期直前の土壌凍結深が 0.11 ∼ 0.52m と比較的浅い場合には，土壌凍結深が融雪水の下層

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土壌の物理性第 117 号

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論文：土壌凍結深や地温が融雪水の下方浸透に与える影響

要旨

土壌凍結層が形成されると融雪水の浸透が抑制され，農地の水や肥料成分の移動に影響を与える場合がある．そこで，北海道の十勝地域に観測サイトを設置し，土壌凍結層の発達が融雪期の下層（0.5 m 以深）への浸透量に与える影響を評価した．自然積雪状態の試験区と，積雪期間中に除雪をおこなって土壌凍結を促進させる試験区を設置した．土壌水分量や地温，積雪水量等の観測を 3 年間実施し，最大土
壌凍結深が 0.1 ∼ 0.5 m のときの融雪期の 0.5 m 以深への浸透量を水収支法により計算した．計算結果
を融雪水量等で補正した値（浸透割合）と，融雪期直前の土壌凍結深との間に，明確な負の相関関係がみられた．一方，浸透割合と融雪期直前の深さ 0.05 m の地温との間には，明確な相関関係はみられな
かった．土壌凍結深が増加するほど融雪水の下層への浸透が抑制されるメカニズムを概念的なモデルにより説明し，土壌凍結深が融雪水の下方浸透量を評価するための重要なパラメータの一つであることを明らかにした．
キーワード：土壌凍結, 積雪, 土壌水分移動, 浸透割合, 除雪処理

21

第 52 回土壌物理学会シンポジウム総合討論猪迫耕二 1 （シンポジウム企画担当者）

Discussion at the 52nd symposium on countermeasures against soil salinization problem in arid land,
JSSP
Koji INOSAKO1

1. はじめに井戸水の価格（水価）はどれくらいでしょうか．また，井戸水を配分するような組織はあるのでしょうか．

2010 年 10 月 23 日に鳥取大学農学部 1 号館大講義室で開催された「第 52 回土壌物理学会シンポジウム 乾燥地における塩類化の問題と対策—世界の現場からの報告—」における総合討論（座長：石黒宗秀，西村拓の両氏）の模様を取りまとめたので，今後の研究活動の資料としてここに報告する．当日，時間の都合で議論できなかった質問事項も下記の総合討論の中で回答していただいた．なお，発表要旨中の図表に関する議論が本文中で展開されているが，これらの図表については本誌第115 号シンポジウム特集に掲載している資料を参照されたい．

山本：
水の価格は，それほど高価なものではなかったと記憶していますが，具体的な数字は憶えておりません．この井戸水の管理ですが，基本的には州政府が行っています．各々の井戸に水量計がついています．一年間に使用できる水量の上限が定められており，農家はそれを超えないように水量計をチェックしながら水を使用します．
また，一年に一回，それぞれの井戸の水質検査が行われています．検査項目には Salinity から陽イオン組成まで含まれています．これはすべて無償で行われています．
井戸水の管理は，Comisión Nacional del Agua という

2. 総合討論組織が担当しています．
岩田（北海道農業研究センター），長（佐賀大学）：

今回，講演直後の質疑応答については時間の都合により省略された．

農家が水を潤沢に使える理由は何でしょうか．水価が低いからでしょうか．
山本：

司会（西村）：

水価はそんなには高くありませんので，それも一因と演者の皆様どうもありがとうございました．会場からは思います．それに加えて，もう一つの理由として，技寄せられた質問票をもとに総合討論を始めたいと思いま

術指導があると思います．この地域を含んだメキシコ北す．それでは講演の順番通りで行きたいと思います．ま

西部一帯の灌漑技術というのは主に本土（カリフォルニ

ず，山本さんへの質問です．

ア半島）から来ています．本土で展開されている灌漑農

岩田（北海道農業研究センター）：
農家の一戸当たりの面積はどれくらいでしょうか．
山本：
当地の圃場の一区画の面積は 1 km2 で，基本的に一区画が一つの農家ということになっています．この管区内の灌漑面積は 648 km2 で，灌漑区内の水利用者は約 1300戸とされていますので，単純に考えると一戸当たり 0.5

km2 となります．しかし，複数の区画を所有する農家もあれば，一つの区画を複数の農家でシェアしている場合もあります．
塩沢（東京大学）
1 Tottori University, 4-101 Koyama-cho, Tottori, 680-8553 Japan. 鳥取大学農学部
キーワード：塩類集積，リーチング，アルカリ化，灌漑2011 年 3 月 2 日受稿 2010 年 3 月 8 日受理
土壌の物理性 117 号, 23–30 (2011)

Photo. 1 総合討論の様子．

24

土壌の物理性第 117 号

(2011)

粘土質だったらちょっと高い点数を付加して，塩類化に大きく寄与するという形で判定していきます．そういった指標をいくつか組み合わせて，フィールドで塩類化を促進する要因として点数化していくという方法です．これに加えて，指で押してみてその硬さをみます．硬さと土性とから，「こういう感じだから，この土の透水性はいいよね，悪いよね」といった所を半定量的に読み取って，それも点数化して評点をつけます．さらに，地形が窪んでいるとか，雨が降った時に水が溜まりやすい · 溜まりにくいといった情報と，そこに灌漑している水の電気伝導度（EC）を点数化します．さらに，灌漑方法や総灌漑
水量も点数化し，それぞれを全部足して，スコア化しま

Photo. 2 山本定博氏の講演風景．

す．これを基に，塩が溜まるリスクが高いと判定された圃場の所有者である農家にその判定理由を説明します．
この方法では，現場で土に触って感じる情報が塩害の地は，水源である河川がセットになっており，たくさん

危険性を評価する上で重要な意味を持っています．基本の水を使うというものです．当地では，そのような「水的には下層の 20 ∼ 25 cm の部分が粘質であれば，かなを使う」感覚を身につけた技術者が技術指導を行っており高い頻度で塩が溜まってきます，そこが例えば，ローり，それが「水は使うものだ」という意識を農家に与えムとか砂質という風に判定されますと，塩はあまり溜まているということが背景にあるのではないかと思っていりませんが，逆に塩組成がリーチングとともに変化して，ます．

pH が高くなる，あるいは，ソーダ質化という形で SAR

西脇（明治大学）：も高くなり更に困った状態に変わっていく危険性がある

塩類集積が深刻ではないということで作物も障害に合ことを予測できます．

わずに栽培できるということですが，このまま収支を取

当地は，下方から地下水として上昇してくる分がほとれるようにして現状維持で行くような状況なのでしょう

んどなく，比較的シンプルな系ですので，こういった形

か．塩類除去を積極的に行おうという方向には向いていで評価できるということです．

ないのでしょうか．

筑紫（九州大学）：

山本：

地下数十 cm の硬い土層が炭酸カルシウムの集積によ

灌漑地区の地域によって深刻さが異なります．地下るものと説明されていましたが，アルカリ化によるも水の塩分濃度の高い北部では，塩類集積が深刻で，アルのとは考えられないでしょうか．要旨の Fig. 7（山本，ファルファなど作物の収量が大きく低下しています．除2010）では下層で SAR が大きくなっている例もあるよ

塩に用いる水源が限られており，かつ，その水質が悪い

うですが．

ため，リーチングによる積極的な除去は困難です．不定山本：期ですが，時々ある豪雨が塩類集積の状況を緩和していこの灌漑地区を代表する土壌は，硬化した炭酸カルシると考えられます．積極的な塩類集積対策としては，灌

ウム集積層を有し，これは自然の土壌生成過程の結果で漑水量を減少させ，付加される塩の量を軽減させることきあがったもので，アルカリ化によるものではありませです．

ん． Fig. 7（山本，2010）の土壌の一つ（低塩類濃度の筑紫（九州大学）：

地下水を粘質土壌に灌漑している圃場）は，深さ 1 ｍ付

土壌断面を評価したわけですが，目視や触診で塩類化

近の SAR が非常に高くなっています．これは，ご指摘

土壌とアルカリ化土壌を区別するような方法があれば教のとおり，二次的なソーダ質化の結果です．塩分濃度はえていただけないでしょうか．

低いですが，炭酸ナトリウムを主体とする地下水を多量山本：に灌漑したためです．この層は，SAR が高く，かつ，EC

塩類が溜まりやすいか，溜まりにくいかというリスクが低いため，粘土が分散性を最も高めており，不透水層を現地で判定するために，私どもは対象地域で次のようになっています．この圃場では，下層がソーダ質化したな方法を用いています．

結果，灌漑水から付加された塩が除塩されにくくなり，

まず，深さ 20 ∼ 50 cm の層の土をぐっと握って，そ表層が塩性化し，作物生育が不能になっています．ソーの湿り具合をチェックします．湿り具合をチェックする

ダ質化と塩性化が複合的に生じているわけです．

ことによって，その排水性の良し悪しとか，そういった鈴木（東京農業大学）：

諸々の情報が伝わってきます．それと同時に，水を多少コメントです．土壌断面の調査で，粗孔隙が発達して加えて指で土をこねて土性を判定します．野外土性です

いる様子を見せていただきました．水の流れや塩類集積

ね．現地で，それが砂質なのか，粘土質なのか，その中で粗孔隙の流れと土塊（マトリクス）への集積に違いが間のローム質なのかという 3 段階評価で判定し，例えば，生じるように感じられますので水の流れを飽和透水係数

シンポジウム特集

資料：第 52 回土壌物理学会シンポジウム総合討論

25

だけでは表せないのではないかと思いました．興味あるられない状態になるわけで，放置するか，何か別な形で発表をありがとうございました．

の利用を考えるかということになると思います．

永渕（九州大学）：

もし，裸地の状態で，そこがかなり長時間維持される

まとめの部分で一提言として資本 · エネルギーなどにとすれば，風の強い所ですので，風食などによる周辺環

先進的な技術を加えるといった話がありましたが，これ境への問題というのも付随的に起きてくると思われまについて何か構想があればコメントをお願いします．

す．現地の研究者によると，人が農業での土地利用など

山本：を始めてから，大気中のダスト量が若干増えてきた．そ水をいかに使わないようにするかという工夫，知恵をれにともなって，とくに子供の呼吸器系の疾患が増えてどう技術として実現させるかという所だと思います．そ

きているそうです．最悪の状態がどのくらいシビアなものためには資金も必要ですし，エネルギーも必要だと思のになるかというのは想定していませんが，今お話したいます．エネルギーに関して言えば，ここは日射や風とような状況をイメージしていました．

いった再生可能なエネルギーの豊富な所です．これらを司会（西村）：

当地の農業生産に活用できれば，と考えています．
当地は，近くに大きな市場を持っていて，半島内でも大きないくつかのリゾート地があります．すなわち，か山本先生ありがとうございました．では，次に北村先生に出ている質問に移りたいと思います．
岩田（北海道農業研究センター）：

なり付加価値の高い農産物を要求するような背景がある

水田と畑が混在しているという話でしたが，現地のカといえます．農業も一つの産業としてそこで活性化してザフスタンの農家は，日本のように散在している農地をいかねばなりませんので，そういった所も鑑みながら，持っていて，隣接する圃場の所有者が異なるということ集約的かつ先端的，先進的といいますか，水を本当に最は多いのでしょうか．

小限使いながら，高付加価値の農産物を作ってというよ北村：

うな灌漑農業，現代的，先進的オアシス農業のようなも本日紹介しました所は，もともとコルホーズという集のを再生可能エネルギーの利用などの先端技術を加味し団農場のところです．それがソ連崩壊後，民営化され農て確立する．まだ漠然としていますが，何かそのような業企業に改編されたということですね．しかしながら，ことをイメージしています．

実態は当時の所長が経営の主導権を握り，旧構成員は農永渕（九州大学）：

業労働者として働くという，旧コルホーズ時代の生産構

わかりました．ありがとうございました
長谷川（北海道大学）：
地下水の涵養源は灌漑水ですか，それとも背後に広成，内部組織がそのまま維持された形で，農場経営が行
われています．
八年輪作システムを導入しているということがありまがっている山の地下水ですか．

して，各構成員の意向で営農するのではなく，サブブロッ

山本：

ク毎に営農計画を立てて，それに基づいて，ほぼ計画的

地下水の供給源は，東側にある山がメインになると思に，今年はこのサブブロックは稲作，隣のサブブロック

います．ちょうど山脈が東側にずれて位置していますのは牧草，あるいは休閑という風に割り当てていきます．

で，西側斜面に降った雨が，この西側のこのエリアの地

ただし，これはあくまで水の状況にもよります．営農上

下水を涵養していると思われますが，詳細なメカニズムの問題として，ちゃんとした時期に水を引くことができは良く分かりません．

るかどうか，これによってずいぶん違ってきます．と言長谷川（北海道大学）：

いますのは，本地域は大陸性の気候下にありますので，蒸発量が 2000 mm/年以上で非常に大きいのですが，測定はどのようにして行われたのでしょうか．
山本：
蒸発量は一般的な計器蒸発計法です．大きなパン蒸発計を置いて実測されています．
宮崎（東京大学）：
最良のシナリオと最悪のシナリオという話がありまし
たが，最悪としては，この対象地域ではどんなものが想定できるのでしょうか．
山本：
水の枯渇，地下水の枯渇ということになると思います．
土壌，農地に関しては，水がなくなれば，そこで農業は営めないわけです．植物が育たないようなレベルになるまで土壌が塩類化する前に，おそらく，水の方が底をついてしまうと思います．水がなければ，もう，手がつけ農作物を栽培できる期間が非常に限られています．ですから，時期を逸しますと，結局そこで作付しても収穫までこぎつけることができないということもあります．その場合は，計画を変更して休閑にするとか，あるいは牧草にするということをします．つまり，農場での耕起 ·均平作業の進捗状況や灌漑水の農場到達時期によって，本来のルールが修正されることもあります．そういうことで，個々の構成員が今年は牧草にしたいというようなことよりも，むしろ，全体的な圃場の配置の状況から割り当てをしていくというのが現地の実態ということにな
ると思います．
登尾（明治大学）：
小アラル海を保全するために大アラル海に流れ込んでいる水を堤防でせき止めるという話でしたが，大アラル海の崩壊，劣化がますます進むと言う懸念はないので
しょうか．

26

土壌の物理性第 117 号

(2011)長（佐賀大学）：
シャメーノフ農場における塩分収支が年間について入力より出力の方が小さいということでしたが，これは根群域内に蓄積されているのでしょうか，下方損失とか地下水への流出などは測定できるものでしょうか．また，地下水への出力を大きくすると，下流への影響が大きくなると思いますが，最終的には流域としてどのように塩分を処理しようと考えておられるのでしょうか．
北村：
私たちが対象としていた灌漑ブロックでの塩収支を検討する際に，どうしても明らかにできない，実測不能なものが，地下水での塩の移動です．あの灌漑ブロックのPhoto. 3 北村義信氏の講演風景．
北村：

周辺地域に地下水流出という形で出ていきますので，そういった所で，周辺地域にとどまるものも必ずあります．
私たちが今日簡単に紹介した塩類収支は，地表水として入ってくるもの，地表水として出ていくもの，それからこれは明らかにあります．現地の判断としては，今のあとは推定ですが水路ロスとして地中に入っていくもの

ような状態が続けば，小アラル海も大アラル海もダメ

等，塩類収支を構成する要素で計算できるものは全て計になってしまうということですね．ですから，どちらか算しています．結局，求めたものは灌漑ブロックとそのを可能な限り保全しようという観点から，このような選周辺地域に留まった塩類量です．これは，灌漑ブロック

択がとられたということです．1992 年頃に同様の構想そのものに留まったものに加えて，地下水流動により周がありました．小アラル海と大アラル海に分かれたのが辺に流れ出ていくものも留まったものとしてカウントし1988 年ですが，それ以降は別水系になってしまっていまています．

す．水系全体の管理としても分けてしまった方が管理しやすい，ということもあります．そういうことで，1992
年頃から何度か堤防が建設されましたが，施工状態が悪かったため，嵐のたびに決壊していました．その後，2003 年から世銀の融資を受けて，現在のコカラルダムの建設に本格的に取り掛かったわけです．アラル海自体はカザフスタンとウズベキスタンにまたがっていますが，両国の合意のもとに進められたということです．小アラ
ル海で，シルダリア川の流入水が明らかに余っているという場合には，余水吐がありますから，大アラル海の方に水を移すことは可能で，現に，そういう措置はとられています．基本的に小アラル海は海面を海抜 42 m という状態で維持管理していくという管理方針が定められています．もっとも，1960 年代の海水面は海抜 53 m ですので，現在，いい形で保全されつつあるといいながらも，当時と比べると 11 m も海面が低い状態ということにな
ります．それでも，1990 年代の終わり頃の最悪の状態に比べますと，随分，小アラル海の方はよくなってきています．水の塩類濃度もずいぶん低くなってきて，現在はもう 14 g/L くらいまで下がってきているのではないかと思っています．1960 年代の水質に戻ってきている．
そうしますと，魚や他の生物も戻って来ますので，漁業の復活も夢ではないという状態になってきています．
ただし，反面，大アラル海は非常に危機的な状態になっています．現在，西側の方に南北方向に長い湖がありますが，おそらく，その部分を保全するのがせいぜいだと思います．そのあたり，現地の関係者は苦渋の選択をしたわけですが，やはり，客観的に考えて最良の選択であったと私は考えています．

水稲栽培をしている圃場でははっきりいって塩の貯留量に変化はありません．むしろ減る方向にあります．しかし，畑状態で栽培しているところに塩が移っている，
あるいは，周辺地域に移っている，ということはあります．つまり，根群域に留まったというよりも，地区内で横移動が起っていると言えます．今までの調査から，土壌中の塩というのは単に湛水状態を保っても抜けないということがわかりました．やはり，本格的に塩を圃場から排除しようとすると暗渠排水しかないと思います．明渠を深くしても限界があります．やはり，この地域で塩を本格的に除去しようとすると暗渠排水しかない．ただし，それは，長先生も心配しておられましたが，下流域に問題を転嫁することになりますので，これについては，「流域内に何点かチェックポイントを設け，許容最大塩類濃度を協議によって決め，この値を超えないように上流側の水利権者は取水 · 排水管理を行う」といったようなルールを流域レベルで作っていく必要があると思います．個別に排水改良事業をやる場合は，下流域に及ぼす影響は明らかに出てくると思います．
長谷川（北海道大学）：
二次的塩類集積とはどのようなことですか．
北村：
自然に起こる塩類集積（一次的塩類集積：Primary salinization）に対して，人間活動によって起こる塩類集積を二次的塩類集積（Secondary salinization あるいは Humaninduced salinization）と呼んでいます．灌漑農地で起こる塩害がその代表であり，Irrigation-induced salinizationと呼んでいます．

シンポジウム特集

資料：第 52 回土壌物理学会シンポジウム総合討論

宮崎（東京大学），長谷川（北海道大学）：

27

うところではないかと私自身は推測しています．

要旨集の Table 2（北村 · 清水，2010）とスライドでおただ，20 世紀以降だけについて見てみますと，明らか話になった数値の符号が逆になっていましたが，これはに 1960 年代の自然大改造計画，主に灌漑開発ですが，こ

どういうことでしょうか．

れによる影響が大きく，アラル海の縮小をもたらしたと

北村：

いうことは間違いないと思います．

スライドでは，ブロックへの流入塩類およびブロック
内の溶出塩類源を負値とし，ブロック内および周辺部へ

司会（西村）：
北村先生ありがとうございました．それでは，赤江先の集積塩類と流出塩類を正値としています．すなわち，生への質問に移りたいと思います．

スライドの塩類収支を構成する 6 項目の合計（① + ②

西脇（明治大学）：+ ③ + ④ + ⑤ + ⑥）は 0 となります．したがって，集積塩類の増分 = ② + ③ + ④ + ⑤ = −（① + ⑥）となるのですが，その根拠やリスクの評価基準のようなもの

ります．

があれば教えていただけないでしょうか．

一方，要旨集の Table 2（北村 · 清水，2010）ではすべての項目の値を正値として扱っていますので，集積塩類

要旨の中で，ナトリウムのリスクは低いと示されてい赤江：
これは相対的なものです．ナトリウムがたくさん溜の増分 =（7）=（1）−（6）=（3）+（5）−（2）−（4）

まっているブロックと，そうでないブロックとで単位面となります．

積当たりのナトリウムの集積量を考えて，相対的に評価

宮崎（東京大学）：したものです．特に基準があるわけではありません．

シャメーノフ農場の地下水位データは存在するのでしょうか．あれば示していただけると幸いです．
北村:

𠮷田（東京大学）：
灌漑方法を変えない限り，洗脱効果を高めるためには，洗脱効果係数をマトリックス中心型にしなければ，無駄私たちが測定したのは，灌漑期間とその前後約 10 日

な灌漑水が必要になると思います．この観点から，マク間だけで，対象圃場はほぼ湛水状態にありましたので，

ロポア流を減らしつつも，全体の透水性を下げない土層

観測井ではなくピエゾメータを 0.6 m 深，1.15 m 深，1.8

管理が有効と思われますが，このような方向の技術開発

m 深，3.0 m 深に設置し，各深さの土中水圧を測定したの余地はありますか．

ことになります．その内容については，私どもの論文

赤江：北村先生も言及しておられましたが，やはり暗渠（Kitamura et al., 2006）を参照いただければと思います．

排水が有効だと思います．バイパス流の中，粗間隙水と長谷川（北海道大学）：

か，マトリックスを通らないと区分された水の中には，干上がったアラル海の湖底から人間活動の跡が見つ

過剰に取水してしまい，圃場に入れずに排水してしまう

かったという話がありますけれど，それを考えると，ア場合もあります．まず，そういった無駄な水をなくすとラル海とその流域の水文環境というのは長い歴史の中いうことです．それから，土の中にできるだけ有効に通で大きく変動しているのでしょうか．必ずしも灌漑だけして，排水に導くことが重要です．そのためには暗渠排が現在の状況の原因ではないということはあるのでしょ

水が有効だと思います．また，下層に透水性の悪い層がうか．

ある場合は，その層を破砕すればより抜けやすくなると

北村：

思っています．また，石膏を客入して土壌を凝集させ，これは私自身が実際調べたことではないのですが，シ

透水係数を高めることも試験的に行われています．具体

ルダリア川，アムダリア川というのは河状係数が大きく的に考えられる措置としてはそういったところじゃない

非常に暴れやすく蛇行しやすい川で，ちょっとしたこと
で大きく流れが変わる可能性もあります．ヘロドトスによれば，アムダリア川は一時期，カスピ海の方に流れていたようであり，その時期にはアラル海へはシルダリア
川だけが流入していたようです．つまり，非常に平坦な地域では，ちょっとした地形の変化（自然的であれ，人為的であれ）で水の流れが変わる可能性はあるということです．長い歴史の中で，アラル海の底が干上がっていた時期もあり，そのときに人が生活していたということであると思います．最近見つかった遺跡は，その時代の名残であると思います．シルダリア川，アムダリア川の源流は氷河に覆われた山岳地域ですので，温暖化あるいは寒冷化が進んで気温が高く（低く）なれば，それだけ氷河が融解（凍結）して河川流量が大きく（小さく）なるといったこともあります．このような変化で，カスピ海に流れ込んでいた水が再びアラル海に戻ってきたとい

Photo. 4 赤江剛夫氏の講演風景．

28

土壌の物理性第 117 号

(2011)

しても全く変化がなかった，というところから見てもや
はり抜きにくいと言えると思います．ですから，塩を抜くためには，排水をうまくやるということが一つのポイントであろうと思います．
また，カザフスタンの大規模な圃場で気がついたことの一つとして，非常に粘質な土壌の水田の中に部分的に透水性の良い土壌があるような場合に，塩害はそういう所で起きやすいという点があります．透水性の高い部
分では，下方に堆積している塩類が上昇しやすいのではないかと感じました．特に，同じ圃場でありながら，ス
ポット状に塩が集積している部分が所々にあって，そこでの生育状態は非常に悪い．土壌を掘り返してみると比Photo. 5 総合討論で回答する山本氏．

較的透水性の良さそうな土壌でそういった被害が出ているということを感じました．様々な土壌が同じ圃場の中に混在している場合，粘質の土壌の方が塩類の上昇速度でしょうか．

を遅く抑えられる．逆に，透水性の良いところに高濃度

宮崎（東京大学）：な地下水が上がってきやすくなり被害を受けやすい．そ「地下水の蒸発率」という概念がよくわかりません．

ういった現象があるように思います．そのような圃場で物理的にはどの現象を指しているのでしょうか．また，は，むしろ，周りと同じ土壌に置き換えてやることが塩洗脱効果を改善するのに洗脱効果係数を考慮すると良い

害を防ぐ方法になるのではないでしょうか．実は，これということですが，土壌の保水性や透水性と洗脱効果係

は一つの研究テーマとして実証したいと長年思っている

数との関連性は，この理論の中では扱わないで良いのでのですが，なかなか現場に出る機会がなくなってしまい

しょうか．

まして，実証できていません．このあたりを会場におい赤江：

でのどなたかがやってくださることを熱望しています．

「地下水の蒸発率」とは，地下水として排水路に流入する水が平均的に何 % の蒸発を経験したかを表しています．また，洗脱効果係数は排水へ至る水量のうち，ど司会（西村）：
山本先生お願いします．
山本：

れだけの量が土壌マトリックスを通過したかを表す機能

溜まりやすいっていうのは，先ほど，お二人の先生が的なパラメータです．もちろん，洗脱効果係数には保水おっしゃったように抜けにくいということが一つの原因

性や透水性のような物理定数が関係します．これらの影だと思います．溜まった塩を水で洗い流すわけですが，響を含んだ機能的なパラメータとご理解下さい．

このときに，どんな水を使うのかというのが，さらに抜

司会（西村）：

けにくさに関わってくると思っています．Salinity の低

本日，話題提供してくださった皆さんにご意見をいたい，塩分濃度の低い，かつ，炭酸イオン，重炭酸イオン

だきたいという要望が 2 つ出ています．最後にそれらををたくさん含むような水で除塩を行いますと，結局，土取り上げたいと思います．

壌が除塩時に重炭酸ナトリウム溶液で飽和されるような長谷川（北海道大学）：状態になります．そのような場合，粘土鉱物表面の陽イ

粘質な土は塩がたまりやすいという話がありましたが，土性と塩のたまりやすさという点について皆さんからご意見をいただけないでしょうか．
赤江：
そうですね．塩を抜くためには水が動かなければなりませんが，やはり粘質な土というのは水が動きにくい．
そのため，粘質な土では除塩が困難になります．また，ナトリウム塩がたまった場合，分散して水が動きにくくな
ります．それが成層していると不透層となり，さらに塩が抜けなくなってしまいます．このように，たしかに粘質な土から塩を抜くのは非常に難しいと感じています．
司会（西村）：
北村先生，お願いします．
北村：
そうですね．私もやはり赤江先生の仰るとおりだと思います．カザフスタンの水稲栽培圃場で湛水状態を維持

Photo. 6 総合討論で回答する北村氏．

シンポジウム特集

資料：第 52 回土壌物理学会シンポジウム総合討論29

山本：
なかなか難しい質問ですね．まず一つ，不適切な灌漑についてですが，事例というのを申し上げれば，下層に非常に透水性が悪い粘質な層がある圃場に，かなり塩
分濃度の高い地下水をかけつづけた事例があります．灌漑には点滴チューブを使っていますが，バルブ全開モー
ドで灌水していますので，特に節水的にはなっていません．その農地は標高のちょっと高い所と低い所があったのですが，そこにたくさんの水を灌漑しましたので，その結果，窪地に可動性の高いナトリウムが集まって過度にソーダ質化した部分ができました．一方，やや標高の高い所には非常にシビアな塩類集積が発生しました．一

Photo. 7 総合討論で回答する赤江氏．

枚の圃場の中でまったく違う塩類集積の状態が作られたというケースです．これが，メキシコのカリフォルニア半島でみた最も不適切な事例です．これも基本的には水オンの吸着状態というのがナトリウム優占的な状態に変質のチェックとともに，水を不用意にかけてしまった結

わっていくわけです．いわゆる Sodication というのが進果と思っています．

行します．そして，それによってますます水が抜けにく

さて，これが改善されない理由についてですが，そのくなっていく．ですから，除塩によって，確かに塩は多答えを得るのは非常に難しいと言えます．先ほど話の中少抜けるかもしれませんが，実は，かえって水が抜きにで，農家の意識のことを繰り返し強調していましたが，くい環境というのを作り上げてしまっている．そういう「水が不足して農作物が育たなかったらどうしよう」とものの繰り返しの中で作られた抜けにくい環境で，塩がいう農家の気持ちはよくわかります．その農家の立場でますます溜まっていくという状況が作られていくものとは，基本的には不足しないように作物に水を与えるとい思います．ですから，水質をどう評価するかが問題となうのがそのスタンスになります．そういうときは，あるります．除塩時は，塩分濃度の高い水が良い場合もあり，水準があるとしたら，それ以上の水をやりつづけてしま

塩分濃度の低い水が不適切なケースもあります．

うという所が一つの問題になると思います．ですから，ナトリウムが特に粘土の分散性に大きく関わってきま解決策としては，どこまで灌漑水量を減らせるかを明すが，マグネシウムも同様に同じような効果を持つと言確に示してあげることが，意識を変える上で重要ではな

われています．これについては様々な報告がなされていいかと考えています．実際に，カリフォルニア半島で出ます．ユーラシア大陸の内陸を流れる河川の水や地下水会った何人かの農家で非常に節水意識の高い方は，自分では，結構マグネシウム濃度が高くなっています．そのでトライアルした結果として，周辺の農家の 1/2 ∼ 1/4 く

ような水，すなわち，マグネシウムの相対的な割合が高らいの灌漑水量で十分問題のない生産をあげています．

い水では，Salinity は逆に低くなります．SAR で評価すそのような情報を農家の皆さんがシェアできれば，大きると分母が大きくなるので，SAR も低くなります．そく変わっていくのではないかと思います．

こで，これは良質の水だと思って灌水してやると，結果

研究の成果として技術が組み上げられても，それが現的に土壌のマグネシウム飽和度が高くなって，透水性が場に適用されなければ意味がありません．そのジョイン

極めて悪化していくということになります．このようなトをどう取っていくかというのがすごく重要ではないか

ケースもありますので，粘質な土壌を扱う場合には水質と思います．

を十分に考慮した上で，どのような方法がベストなのかというのを考えていく必要があると思います．
司会（西村）：
ありがとうございました．では最後の質問票に移ります．
西田（東京大学）：

司会（西村）：
山本先生ありがとうございました．それでは北村先生
お願いします．
北村：
まず広域的にみた場合，例えば，シルダリア川全体でみた場合ですと，上流側から，キルギスタン，ウズベキス

不適切な灌漑や水管理システムが，塩害や塩類集積のタン，タジキスタン，再度ウズベキスタンを経て，カザ原因になるわけですが，各サイトで最も不適切だったもフスタンとなるわけですが，上流側ではどちらかというのは何でしょうか．具体的に教えていただけないでしょと綿花栽培をやっています．その排水は必ず元の河川にうか．また，それが改善されない理由は何なのか，例え戻ってきます．したがって，河川水の塩類濃度をみます

ば，土壌や水文といった自然的原因なのか，それとも社と，上流のキルギスタンのあたりですと，塩類濃度が 300
mg/L 程度で，これは非常に良質な水といえます．これがウズベキスタンに入ってきますと 1000 ∼ 1500 mg/L

会経済的な原因なのかといった点についてコメントをお願いできないでしょうか．

になってしまう，さらに，カザフスタンの下流側に行く

30

土壌の物理性第 117 号

(2011)

先ほどの水稲についていえば，河套灌区も当初ですね水
稲を作っていたそうですが，これは数年で駄目になって切り替えたと聞いています．やはり水稲というのは，乾燥地のような蒸発の多い所で生育させるのは難しいと私も考えています．河套灌区の場合は，計算結果で示しましたように，現在対象地域 9 ブロックで 35.6 億トンく
らい使っています．これを最適化しますと 25.2 億トンとなります．これには送水損失も含めています．これは過剰な灌漑といえます．ただし，最適化の前提として，その計算通りに水が配分されるという前提があります．
計画的に配分されればそこまで減らせるが，実態として35.6 億トン使っている．その理由としては，平坦な地形
Photo. 8 会場からの質問風景．

などいろいろ自然的な条件もあるかと思いますが，計画通り配水されていないことが反映して，現状ではこれだ
けの水を使っているということだと思います．

と，それが 2000 ∼ 2500 mg/L 位になってしまいます．

農家としては安心のためにたくさん水を取っておきた

日本などでは，上流からの排水を下流側で再利用する流い，かけたいという心理があるようです．先ほど，横方

域内の反復利用は，流域水資源の有効利用の観点から，

向に水が移動し，そこで蒸発が起って集積するという話非常に良いモデルだと言えますが，乾燥地でそれをやるがありました．農家は小さな圃場でお互い接しながら水場合は，どうしても下流側の塩類濃度が高くなってしまを使っています．隣の圃場がたくさん灌水する，自分のいますから，下流側に塩害問題を転嫁してしまうことに圃場は少ない．このような状況では，自分の圃場で蒸発なります．この辺りからまず解決していくことが大事だと塩分集積が起こってしまうわけです．水価が安いといと思います．そのためには国際水利協定といったレベル

うこともありまして，そういう心理が働き，自分の圃場で水の使い方，排水の仕方を明確に決めていく，水質のの安心のためにどうしてもかけ過ぎてしまうのではない

管理を各地点地点でやっていくといったような取り組

かと思います．末端としてはそういうことが起きていまみが第一にあるべきだと思います．それに加えて，各圃

す．それから，灌漑のスケジュールですね．例えば，今場レベルでは水稲作をやっているというのが塩害の一番

年は小麦ができなくて，そのための水は不要なのだけれの問題だと思います．短期的にみれば，蓄積された塩をども送水元からは，当初定めたスケジュールに従って送洗い流すということで，問題を先送りしていることにな

水されてくる．そうした水は圃場に灌漑されずに排水とる所は若干あります．しかし，サスティナブルな形で農して落ちてしまう．こういうケースです．広い所ですか

業をやっていくためには，水稲作自体はある程度制限す

ら難しいのかもしれませんが，きめ細かいスケジューリ

べきではないかと私は思います．水稲栽培をやる，そのングができれば，ロスは少なくなるのではないかと思っために水をたくさん入れる，周辺地域にウォーターロギています．このように，改善されない理由はいっぱいあングをまねく，塩類集積につながる．この連鎖が問題解ると考えています．

決に至らない一つの元凶ではないかと思います．しかし司会（西村）：

ながら，現地の人にとってみれば「一番作りたい作物」
は，やはり水稲であるわけです．しかも，あれだけ塩が溜まってしまうと，水稲栽培しか選択の余地がないという点もあります．水を溜めて塩を少しでも押し下げて作

ありがとうございました．ちょうど終了時間が来てしまいました．それでは本日ご講演いただいた演者の皆様にもう一度拍手をして終了したいと思います．

物を作るしかない．したがって，水稲作から抜けきれな

引用文献

い，という非常に苦しい悪循環に陥っているという面があります．やはり，改善していくためには，少しずつ水
稲作においても，それほどの水を必要としないような形に改善していくしかない．あとはやはり水管理ですね．
システム内をスムーズに水が動くような形に改善してい北村義信 · 清水克之（2010）：カザフスタンにおける灌漑農地の塩類化の現状と対策．土壌の物理性，115：37–42.

Kitamura, Y., Yano, T., Honna, T., Yamamoto, S. and Inosako,
K. (2006): Causes of farmland salinization and remedial mea-

くことが重要であると思います．

sures in the Aral Sea basin — Research on water management

司会（西村）：

to prevent secondary salinization in rice-based cropping sys-

ありがとうございます．河套灌区は若干改善しつつあるという話だったかもしれないのですが，赤江先生コメントをお願いします．
赤江：
改良しながら，農地を拡大しているという状況です．

tem in arid land. Agricultural Water Management, 85(1–2):
1–14.
山本定博（2010）：メキシコ · カリフォルニア半島コモンドゥ地域における灌漑農地の土壌塩類化の実態と要因解析．土壌の物理性，105：31–36.

学生時代を振り返って森本聡1

私のようなものが執筆をしても良いものかと悩んでいき，理解を深めるのに大変良かったと思える．測定では，たが，このような機会はそうそうないと思い，勢いでお受

動水勾配が安定しない，水が逆流する，気泡がでて水がけすることにしてしまった．かといってまだまだ知識も流れないなど多くの失敗があったが，その原因を考える

経験も浅く，皆様の参考となるようなことを書くことはのも楽しかった．

できないので，自分の学生時代を振り返っての内容とし同テーマがひと段落し，修士課程では何を研究するかたい．仕事や研究の合間にでも読んで頂ければ幸いだ．

考えていた時，土壌中のガスについての研究ができると北海道を大学に選んだのは，北の大地へのあこがれという話を耳にした．当時の研究室では，ガスは誰も扱っ

農学部なら広大なフィールドで勉強したい，という単純ていなかったため，人と違うことができるということ，な動機からだ．今思い返しても北海道へいったことは非そして温室効果ガスについての知識を得るいい機会であ常に良かったと思える．厳しい季節の移り変わりを感じると思えたので，ガスの研究をすることに決めた．調査ながら，様々な農地やフィールドへいくことができ北海

地は札幌から車で一時間半の美唄湿原となった．大学の道でしかできないことができた．しかしながら当初は○○になりたいとか、○○をしたいといった定まった目標がなく，ずいぶん遊びに夢中になる日々が続き，進級も綱渡りでできるような状態であった．何を専攻とするか決められないでいた頃，土壌物理学という授業に出会った．恩師である長谷川周一先生の授業である．噂では内容もテストも厳しいということを聞いていたので，身構えて臨んだが，自分には授業は難しくあきらめかけていた．しかし，ある日の授業で土の透水係数がでてきた際，この性質が自分の中で非常に引っかかった．透水係数は
土が乾燥状態になるほど値は小さくなることは当然いえることであるが，いやそんなはずはない，土が乾燥状態
ほど空間は多くなって水も通りやすいではないか．と考え，そこから抜け出せなくなってしまった．それまでの自分ならそこで努力しようとしなかったものだが，透水係数自体はイメージしやすいものにかかわらず理解できないことが情けなく，なんとか理解しようと授業のプリ
ントや教科書をじっくり読むようになった．そしてある
時，何がきっかけか覚えていないが，突然ふっと理解できた時があった．そうすると不思議なことに，それまで分からなかったポテンシャル理論，水分特性曲線やダルシーの法則などが面白いように理解できるようになり，
土壌物理学の世界がぐっと近くなったと感じた．この経験が土壌物理学を専攻とする大きな理由となった．

研究室にはガス分析の装置がなかったため，サンプリン
グしたものは，調査地の研究センターで分析させてもらうこととなった．さらに調査には毎回先生や先輩に車で連れていってもらうという多大な迷惑をかけての研究であった．そうして月 2 回程度の調査を続けるうち，ある程度年間傾向がつかめてきたが，内容がやや物足りない．
そこで融雪期に焦点を置いて，融雪期間中の変化を一つのテーマとしようと考えた．美唄も冬は厳しく積雪は 1m を超え，気温は −10 ◦ C 以下というのもめずらしくな
い．このような厳しい冬から春にかけてならば，短期間の間に何か面白いことが起こっているのではないか．融雪期の 3 月中旬から 4 月にかけてはほぼ毎日調査に出向
く計画を立て，いざ始まらんとした矢先，感染性胃腸炎にかかってしまい融雪期の 2 週間近くを棒に振ることになった．修士課程は 2 年間だが，融雪期は 1 回しかチャンスがない．貴重な 2 週間を失い，修士論文が形になるのか落ち込んだこともあった．しかしながら多くのお力添えをいただき，結果的にはこうして学会紙に掲載して頂くこともできた．ガスは動きが全く見えないため，何がどうなっているのかはサンプルを分析しデータを解析するまでわからない．しかしデータと理論が噛み合えば，見えない現象が「見えて」くる．研究をやっていて最も面白い瞬間であった．
現在は汚染土壌の浄化事業を業務とした職に就いてい大学 4 年生では不飽和透水係数の実測値と予測モデル

る．運良く学生時代に学んだことを活かせる良い職に巡値との比較を行うテーマに取り組んだ．定常法での不飽り合えたが，当然求められる知識は多く，全てにおいて

和透水係数の測定は，土壌物理学の各理論を目で確認でまだまだ未熟だ．土壌に対する知識を深めながら，世界

1 DOWA エコシステム (株)2011 年 1 月 27 日受稿 2011 年 2 月 2 日受理
土壌の物理性 117 号, 31 (2011)

で活躍できるような技術者になるよう頑張っていきたいと思っている．

I. 2010（H22）年度第 2 回評議員会
日時：2011 年 3 月 18 日 ∼ 25 日

早川敦

開催形式：電子会議

花山
宮本

奨
輝仁

出

森

昭憲

飯山

一平

席：井上会長，木原庶務幹事
評議員 / 長谷川，安中，溝口，加藤，西村（拓），

木村園子ドロテア

谷山，塩沢，川本，宮本（輝），渡辺，足立，小杉，諸泉，森（也），原口，筑紫，長，登尾

事務局

上記，1,2 が了承された．

北海道大学大学院農学研究院 土壌保全学研究室〒 060-8589 札幌市北区北 9 条西 9 丁目
Tel. 011-706-3641 Fax 011-706-2494
E-mail spsyomu@ml.affrc.go.jp
この事務局連絡先は，本会会則附則（1）に入れ替え，（2）の施行日を 2011 年 4 月 1 日とする．

II. 2011 ∼ 2012 年度 学会事務局 · 評議員会，編集委員会

III. 2010（H22）年度第 3 回編集委員会

体制

開催形式：電子会議

3 月 18 日 ∼3 月 25 日に開催された電子メールによる持ち回りの評議員会において，2011∼2012 年度の学会事務局 · 評議員会 · 編集委員会体制について，下記のとおり

日

議

題：

1. 土壌物理学会 · 次期役員（事務局 · 評議員 · 編集委員）について2. シニア会員について

時：質疑応答 · 討論2011 年 3 月 18 日 ∼ 3 月 24 日
採決

2011 年 3 月 25 日 ∼ 3 月 31 日承認された。

出席委員：諸泉利嗣，江口定夫，川本
会

健，北川

厳，

長

波多野隆介

小杉賢一朗，斉藤広隆，鈴木伸治，近森秀高，

副会長

志賀 弘行

取出伸夫，中村公人，中矢哲郎，原口暢朗，

編集委員長

中辻

敏郎

藤川智紀，望月秀俊，渡辺晋生

庶務幹事

柏木

淳一

（委員 15 名中 15 名参加：成立）

会計幹事

倉持

寛太

編集幹事

岩田

幸良

会計監査

井上

京

会計監査

中村

和正

◦ 議事内容1. 編集委員会事務局より提案のあった「土壌の物理性 117 号」発行計画が全会一致で承認された．
2. その他

評議員（複数地区は五十音順）
北海道

岩田

幸良，柏木

東

北

安中

武幸

淳一

関

東

江口

定夫，川本

入会 正 会 員

中村

和正

宮本

輝仁，吉田修一郎

正 会 員

片柳

薫子

伸夫，成岡

市

正 会 員

宮崎

憲二

公人

正 会 員

伊藤

洋

正 会 員

有田

敬俊

正 会 員

早川

敦

正 会 員

山本

忠男

正 会 員

榊

利博

学生会員

Abul Hashat Md.Shamin

中

部

取出

近

畿

小杉賢一朗，中村

健，登尾

中四国

石黒

九

長

州

会長委嘱

浩助，

宗秀
裕幸，中野

井上

恵子

久義，猪迫

学会賞選考委員長
編集委員（地域順）
岩田

IV. 会員消息（2011 年 3 月 31 日まで）

井上

耕二，中辻
光弘

敏郎

幸良

永田

修

退会 正 会 員

古賀

伸久

正 会 員

久保田

徹

竹内

晴信

正 会 員

坂西

研二

笛木

伸彦

正 会 員

田中

正

丹羽

勝久

学生会員

Ardiansyah

山本

忠男

吉岡

良太郎

34

土壌の物理性

現在会員数（2011 年 3 月 31 日現在）
正会員数（国内）
同

（海外）

学生会員数

：337
：

6

： 34

賛助会員数
： 9
—————————————小 計
：386
購読会員数
： 48
—————————————合 計：434

第 117 号

(2011)

35—編 集 後 記—
本号を作成中に東北地方太平洋沖地震を発端とする未

このたび 2 年間務めさせていただきました編集委員長

曾有の東日本大震災が発生しました．犠牲者の方々に謹を退任いたします．全く頼りにならず，編集委員の方々

んで哀悼の意を表すとともに，被災されたすべての皆様のご尽力で何とか年 3 回の学会誌の発行は遂行することに心よりお見舞い申し上げます．さて，2 年前に編集委ができました．また，編集作業で的確なアドバイスをし員長を引き継いだときの最大の課題は，「Tex 化に伴う執ていただいた渡辺編集委員ならびに版下作成を依頼した

筆要領の改正」でした．三重大学の渡辺編集委員が，すSOILWATER には，随分と助けられました．ご協力いた

ぐに改正案のたたき台を作成されたにもかかわらず，そだいた方々に深く御礼申し上げます．学会誌は会員の皆の後の作業が遅々として進まず，結局，今期中に間に合様が作り上げていくものです．新しい編集委員会のもとわせることができませんでした．会員の皆様にはご迷惑で，本誌がますます充実した学会誌となり，土壌物理学をおかけしまして，誠に申し訳ありませんでした．

会とともに発展していくことを期待しています．
諸泉利嗣（編集委員長）

土壌物理学会
事務局構成

会
長
副 会 長
庶務幹事
庶務幹事 （会長付き）
会計幹事
編集幹事
会計監査

編集委員会

委 員 長
委
員

井上
光弘
加藤
英孝
木原
康孝
猪迫
耕二
森
也寸志
藤巻
晴行
石黒
宗秀
増永
二之
諸泉
利嗣
江口
定夫
川本
健
北川
厳
小杉 賢一朗
斉藤
広隆
鈴木
伸治
近森
秀高
取出
伸夫
中村
公人
中矢
哲郎
原口
暢朗
藤川
智紀
望月
秀俊
渡辺
晋生

（鳥取大学）（（独）農業環境技術研究所）（島根大学）（鳥取大学）（島根大学）（鳥取大学）（岡山大学）（島根大学）（岡山大学）（（独）農業環境技術研究所）（埼玉大学）（（独）農業 · 食品産業技術総合研究機構）（京都大学）（東京農工大学）（東京農業大学）（岡山大学）（三重大学）（京都大学）（（独）農業 · 食品産業技術総合研究機構）（（独）農業 · 食品産業技術総合研究機構）（東京農業大学）（（独）農業 · 食品産業技術総合研究機構）（三重大学）

土壌物理学会会則「土壌の物理性」投稿規定

第 1 条 本 学 会 は 土 壌 物 理 学 会 (Japanese Society of Soil
1. 筆頭著者は本学会会員であること．
Physics) と称する．
2. 投稿原稿の区分と規定ページは下記による．
第 2 条 本学会は土壌物理に関する研究の進歩と普及を図1) 「論文」(Original papers)：独創性があり，土壌り，農業技術及び環境科学の発展に貢献することをの物理性に関する研究および技術の進歩に寄与目的とする．
すると見なされるもの．一編ごとに論文として第 3 条 本学会はその目的を達成するために次の事業を行う.
の構成を整えていて，他誌に未発表のものに限(1) 研究発表会，討論会および見学会などの開催
る．規定ページを刷り上がり 6 ページ以内と(2) 学会誌「土壌の物理性 (Journal of the Japanese Sociする．
ety of Soil Physics)」並びにその他の印刷物の発行
2) 「研究ノート」(Notes)：土壌の物理性に関する新(3) 内外の研究，技術の交流及び他の学会，諸団体とのしい事実や研究方法の改良などの短い報告で，協力
独創性があり他誌に未発表のもの．規定ページ(4) 優れた論文に対する表彰を刷り上がり 4 ページ以内とする．
(5) その他，本学会の目的を達成するために必要な事業
3) 「総説」(Reviews)：土壌の物理性に関する主題
第 4 条 本学会の会員は，正会員，学生会員及び賛助会員，について，それまでの研究を総括し，今後の発購読会員の 4 種類とする．会員となるには，評議員
展方向を展望するもの．規定ページを刷り上が会の承認を受けなければならない．退会するには，り 6 ページ以内とする．
その旨を本学会に書面により届け出なければなら
4) 「解説」(Lectures)：土壌の物理性に関する諸事ない．
項の理解を計るための平易な解説，ならびに研第 5 条 会員は次の会費を所定の期日までに納めるものとす
究技術の普及交換を進めるための紹介など．規る．
定ページを刷り上がり 6 ページ以内とする．
5) 「研究紹介」(My research)：現在行っている研
正会員
年額
5,500 円究，他の学会誌等に掲載された論文，研究上の3,000 円
学生会員
年額
工夫などについての平易な紹介．規定ページを（大学院生を含む）
刷り上がり 6 ページ以内とする．
賛助会員
一口年額 22,500 円
6) 「資料」(Miscellaneous)：広く会員の参考とな
7,500 円
購読会員
会誌年額
る報告や情報．規定ページを刷り上がり 6 ペー
広告料賛助会員 15,000 円
ジ以内とする．
22,500 円
賛助会員以外7) 「土粒子」(Readers’ column)：「土壌の物理性」
周辺のことについての随想や意見など．規定
第 6 条 本学会に次の役員をおく．任期は 2 年とする．た
ページを刷り上がり 2 ページ以内とする．
だし，3 期連続の重任は認めない．選出方法は次に
8) 「講座」(Lecture series)：「解説」と本質的な違よる．
いはないが，特に編集委員会が企画して複数回(1) 会長 1 名，副会長 1 名，編集委員長 1 名
にわたって行うものを指す．規定ページを刷り
正会員の中から評議員会によって選出される．
上がり 6 ページ以内とする．
(2) 評議員
9) 「特集」(Topics)：「解説」，「総説」，「論文」がイ 15 名 正会員の中から選挙によって選出される．
混在したもので，特に編集委員会が企画して複ロ 3 名以内を会長が正会員の中から委嘱する．
数回にわたって行うものを指す．規定ページを(3) 会計監査 2 名
刷り上がり 6 ページ以内とする．
正会員の中から評議員会によって選出される．
10) 「書評」(Book reviews)：規定ページを刷り上が(4) 幹事若干名
り 2 ページ以内とする．
若干名の庶務，会計，編集の幹事を会長が委嘱する．
11) 「巻頭言」(Foreword)：規定ページを刷り上が第 7 条 会長は毎年 1 回以上総会並びに評議員会を招集
り 2 ページ以内とする．
する．
なお，上記区分において，編集委員会が会員ま(1) 総会は本学会の最高議決機関であって，事業計画，
たは会員以外に投稿依頼することがある．
予算 · 決算，会則の変更等を決定する．総会は正会
3. 原稿の採否は編集委員会が決定する．編集委員会
員及び学生会員で構成される．
は，「論文」および「研究ノート」については 2 名，
(2) 評議員会は，会員の選挙によらない役員の選出，総その他の投稿原稿には 1 名の閲読者を選んで閲読を会議案，その他の重要事項を検討する．評議員会の依頼する．ただし，
「土粒子」
，
「書評」
，
「巻頭言」に
議長は会長がこれにあたる．
ついては，この限りでない．
(3) 総会及び評議員会の議決は委任状を含む多数決とす
4. 投稿原稿が 2．に記す規定ページを越える場合には，る．ただし，会則の変更は，総会出席者の 3 分の 2
1 ページあたり 15,000 円を著者負担とする．また，以上の賛成を要する．
カラー印刷の場合は実費を著者負担とする．
第 8 条 本学会の会務は，評議員会及び総会の議を経て，会長，副会長，編集委員長及び幹事がこれを執行する． 5. 投稿する場合は、投稿原稿（本文，図表含む）および原稿送り状（別紙書式）の PDF ファイルを編集委
会務執行に必要な規程は別に定める．
員長宛に提出する．ただし、編集委員会が別途指示
第 9 条 本学会に次の委員会をおく．
した場合はこの限りではない．
(1) 選挙管理委員会
6. 投稿原稿を受け付けた場合，編集委員会は速やかに
正会員の中から評議員会によって選出され，本学会
受付番号と受付日付を明示した電子メールまたは書の評議員選挙を管理する．
状を投稿者に送る．また，投稿原稿の掲載を決定し(2) 編集委員会
た場合，最終原稿を受領したのちに受理日付を明示
正会員の中から評議員会によって選出される委員にした書状を著者に送付する．
よって構成され，学会誌その他の印刷物の編集に当
7. 著者に対して修正を求めた原稿が，特別な事情なたる．
く 6 ヶ月以内に再提出されないときは取り下げと見(3) 学会賞選考委員会 正会員の中から評議員会によっなす．
て選出される委員によって構成され，学会賞を選考
8. 著者校正は初校のみとする．また，特に申し出がな
する．
い限り印刷ずみの原稿は返さない．
第 10 条 本学会の経費は会費その他の収入を持ってあてる．
9. 掲載された原稿の PDF ファイルを著者に贈呈する．
本学会の会計年度は毎年 4 月 1 日に始まり翌年 3 月
また，著者は別刷りを印刷業者から購入することが31 日に終わる．
できる．
附則
10. 本誌に掲載された原稿の著作権は土壌物理学会に帰(1) 本学会の連絡先は，これを当分の間次に置く．
属する．
〒690-8504 島根県松江市西川津町 1060
(2009.12. 1 改正)
島根大学生物資源科学部 内(2) 本会則は，2009 年 4 月 1 日より施行する．
(2008.10.18 改正)

「土壌の物理性」原稿執筆要領

1. 原稿は，日本語または英語で執筆する．
2. 日本語の原稿は，A4 判，25 字，23 行とし，上下左右に 30 mm 以上の余白をとる（4 枚で 1 ページになる）．

3. 日本語の投稿原稿（ただし，書評は除く）は，はじ(Nakamura and Suzuki, 1981)）．著者が 3 名以上の場合は第 1 著者名のあとに—ら，または et al. をつける（例：山田ら (1978)，(Tayler et al., 1945)）．
26. 引用文献は，本文のあとに著者名の ABC 順に書く．
未発表，私信は引用文献として記載しない．
27. 引用文献の書き方は以下のようにする．

Bouma, J. and Dekker, L. W. (1978): A case study on
めに日本語で表題，著者名を書き，そのあとに英語
inﬁltration into dry clay soil, I. Morphological obserで表題と著者名（フルネーム），所属機関，所在地をvations. Geoderma, 20: 27–40.
書いてから本文を書き始める．また，第 1 ページ下
FAO (1988): Revised legend of the FAO-UNESCOの脚注に，日本語で所属機関と所在地，5 個以内のSoil Map of the World. p.119, FAO, Roma.
キーワードを書く．
（雑誌のページには
p. や pp. をつけない．本の単数
4. 日本語の論文および研究ノートは，英語による所属ページを示す場合には p.，複数ページを示す場合に機関・所在地表記と本文の間に英語で 175 words 程は pp. をつける）
度の Abstract と 5 個以内の Key words を入れる．
5. 日本語の投稿原稿（ただし，資料と土粒子，書評を 28. 本要項のほか，科学技術情報流通技術基準 (SIST) に準拠する．
除く）は，本文の後に日本語で 350 字程度の要旨を(2004. 6.29 改正)
つける．
6. 英語の原稿は，A4 判，ダブルスペースで作成する[土壌物理分野の SI 使用例]
（約 600 words で 1 ページになる）．
国際単位系（SI）については多くの出版物で解説さ
7. 英語の投稿原稿（ただし，書評は除く）は，はじめれているので，ここには，土壌物理に特に関連の深いに Manuscript title，Full names of authors，Address
単位の使用例を示す．
of institutions of authors を書いてから本文を書き始推奨される単位認められる単位
める．
−1
含水比
kg
kg
*
8. 英語の投稿原稿（ただし，資料と土粒子，書評を除
体積含水率
m3 m−3く）は，Address of institutions of authors と本文の体積
m3
L, cm3 , mL
間に 175 words 程度の英文 Abstract と 5 個以内の英密度kg m−3 , Mg m−3
語の Key words を入れる．
濃度kg m−3 , Mg m−3
g L−1 , mg L−1
9. 英語の投稿原稿（ただし，書評は除く）は，本文のモル濃度
mol m−3
mol L−1
後に日本語で表題と著者名，所属機関，所在地，350
力N
字程度の要旨，5 個以内のキーワードをつける．な
水分ポテンシャル J kg−1
kPa, m, cm, **
透水係数
m s−1
cm s−1
お，著者が外国人のみのために日本語部分の作成がイオン交換容量 molc kg−1, cmolc kg−1
困難な場合，英語部分からの和訳により，編集委員
回転数
s−1
min−1
会の責任でこれらを作成する．
−2
収量
kg
m
kg ha−1, Mg ha−1, t ha−1
10. 原稿には，閲読作業の効率化を図るため，本文に行
番号を 5 行毎に書き入れる．
* % 表示は，原則として分母と分子の内容が同じものの場
11. 英語の適正化はすべて著者の責任において行うこ
合にだけ用いる．
と．自然科学論文の執筆や校正に経験のある英語の** cm H2 O は使わない．
ネイティブスピーカーによってチェックされている
その他，疑問のあるものについては意見を聞いて編集委事が望ましい．
員会で検討する．
12. 閲読終了後に最終原稿を提出するときには，編集委(2000. 3.10 改正)員会が指示する形式・媒体の文書ファイルを同時に送付する．
「土壌の物理性」投稿案内
13. 本文は，章の見出しを 1.，2.，3.，節の見出しを 1.1，
1. 投稿原稿に対する基本方針
1.2，1.3，項の見出しを 1.1.1，1.1.2，1.1.3 のように
編集委員会は常に会員からの自主投稿を歓迎する
する．
と共に，投稿された原稿をなるべく早く，できるだ14. ゴシック，イタリック等の字体や上付き，下付き文
け掲載する方向で処理したいと考えています．ただ字など，まぎらわしい文字は，誤植防止のため鉛筆
し，「土壌の物理性」に掲載する原稿は読者にとってで指定する．
有益かつ完成したものであることが必要です．編集
15. 略語，略号を使うときには，はじめにそれが出たと委員会は，投稿原稿が「土壌の物理性」に掲載する
きに正式名称とともに示す（例：陽イオン交換容量
のにふさわしい内容を持つ原稿であるかどうかを基(CEC)）．
準として，掲載の可否を判断します．なお，他誌と16. 単位の使い方は，国際単位系 (SI) による．の二重投稿は認められません．
17. 日本語の原稿では，図，表，写真の番号は図 1，表「投
2，写真 3 のように書く．英語を並記する場合は， 2. 投稿原稿に求められるもの 投稿に当たっては，稿案内」と共に「投稿規定」「原稿執筆要領」をよくFig. 1，Table 2，Photo. 3 のように書く．英語の原読んでそれに従うと共に，閲読者が多忙な中で時間
稿では，図・写真とも Fig. 1，表は Table 2 のようにを割くことをよく理解して最大限に努力して完成し書く．
た原稿としてから投稿して下さい．投稿原稿に求め
18. 日本語の論文，研究ノートの場合，図，表，写真のられるものは下の通りです．
題名には英語を併記する．
(1) 内容について
19. 図，表，写真は必要最小限度とし，同一事項を表と1) オリジナリティーがあること（論文，研究ノー
図に重複して表示する事は避ける．
トの場合）．
20. 図，表，写真は 1 枚毎に A4 判で作成するか，また
2) 本誌の読者にとって有益であること．
は A4 判の紙に貼り付ける．余白に著者名と図表等
3) 導入，研究手法から結論に至る過程に論理性がの番号を鉛筆で記す．
あること．
21. 図と写真はそのまま製版されるので，鮮明なものを(2) 表現について提出する．
1) 原稿全体の構成が整っていること．
22. 図は 1/2 倍などとおよその縮小率を指定し，2 倍く2) 表題が適切であること．
らいに大きく書く．図の線の太さや文字の大きさ
3) 文章表現が適切であること．
は，刷り上がりの大きさを考慮して決める．
4) 英文アブストラクトや和文要旨が適切である
23. 地図や顕微鏡写真には定尺をつけ，縮尺や倍率はつこと．
けない．
5) SI 単位や記号の使い方が適切であること．
24. 図，表，写真の番号と題名は，別紙にまとめて一覧
表とする．
6) キーワードが適切であること．
25. 本文中で文献を引用する場合は，著者名（西暦），ま7) 英語の表現が適切であること．
たは（著者名，西暦）とする（例：Tanaka (1994),

3. 投稿原稿の受付
編集委員会は投稿原稿が体裁上最小限必要とする
条件を満たしていることを確認した後，原稿を受け付けます．条件を満たしていない場合には，著者への問い合わせ，もしくは原稿を受け付けずそのまま返稿する場合があります．
4. 閲読の目的と姿勢
編集委員会は受け付けた投稿原稿が「土壌の物理性」へ掲載するのにふさわしいかどうかを判定する
資料を得るために閲読を行います．編集委員会は適任の閲読者を選定し，閲読を依頼します． 編集委
員会は閲読者に対して特に次の点について注意をお願いしています．
1) 原稿の内容に対する責任は著者にあること．また，原稿の価値は読者が判断するものである
こと．
2) 閲読は内容の批判や討議を行うものではないこと．従って，見解の相違は掲載不適の理由にならないこと．
3) 閲読者は投稿者に対して研究指導する立場にないこと．従って，新たな実験や計算の追加要求などは極力避けること．
4) 閲読依頼期限を厳守すること．
閲読者から出された問題点について，編集委
員会は原稿が投稿原稿に求められるものを満たすために必要に応じて著者に修正を求めます．
ただし，これは著者に対する指導や助言ではありません．原稿の内容に対する責任はあくまで著者にあります．
5. 閲読の手順と投稿原稿の採否(1) 編集委員会は論文，研究ノートについては 2 人，
その他の区分の投稿原稿については 1 人の適任者へ閲読を依頼します．
(2) 閲読者は「2」の投稿原稿に求められる各項目について投稿原稿を評価し，閲読結果を全体意見および個別指摘事項と共に編集委員会へ報告します．
(3) 編集委員会は閲読結果を審議し，投稿原稿の採否を決定します．この際，論文・研究ノートについては原則として下のように取り扱います．
1) 閲読者 2 名とも総合判定が A（このまま掲載可）の場合には，閲読結果を受け取った日付で原稿を受理（掲載決定）します．
2) 1 名の総合判定は A ，もう 1 名は B（指摘の点が修正されれば掲載可）の場合，または 2 名
とも B の場合には，指摘事項について著者に比較的小さな修正を求めます．修正原稿が提出され，編集委員会が修正内容を確認した時点で受理します．
3) 1 名の総合判定は B ，もう 1 名は C（指摘の点が修正された後，再閲読する必要あり）の場合，または 2 名とも C の場合には，指摘事項について著者にやや大きな修正を求めます．提出された修正原稿は再び閲読を行います．
4) 1 名の総合判定が D（掲載不適）の場合には，第3 の閲読者に判定を依頼することを含め，編集委員会が対応を判断します．
5) 2 名の総合判定とも D の場合には，その理由を付けて著者へ返稿します．
6) 閲読は 2 回までとし，再閲読においても C または D の判定がある場合には，編集委員会が対応を判断します．
(4) 閲読結果の総合判定を D とする理由は次のようなものです．
1) 既発表とみなされるもの．
2) 重要な部分に根本的な誤りがあるもの．
3) 事実に基づいた内容ではなく，単なる主観が述べられているに過ぎないもの（論文，研究ノー
トの場合）．
4) 通説が述べられているだけで，新しい知見が全くないもの（論文，研究ノートの場合）．
5) 修正を要する根本的な指摘事項を多く含んでいるもの．
6) 連載形式で構成されており，1 編ごとに独立したものと認めがたいもの．
7) 全体構成や文章が粗雑で，内容の判定ができな
いもの．

8) 内容が本誌の趣旨に合わないもの．
9) その他，本誌に掲載する原稿としてふさわしくないもの．

6. その他
1) 共著者は全員が原稿に責任を負って下さい．共著者がいるにもかかわらず，その共著者が原稿を読んでないと判断されるような基本的なミスがある場合には，閲読を中止して返稿することがあります．
2) 修正原稿を返送する場合には，修正結果がすぐに分かるような回答書（指摘事項に対応した修正箇所・内容一覧）を作成し，添付して下さい．
3) 原稿は一度印刷公表されると末永く評価と批判の対象になります．閲読意見に対しては極力冷静かつ慎重に対処して下さい．誤解があった
場合には，その誤解を解くだけでなく，誤解を受けないような書き方に改める努力が求められます．
4) 「掲載不適」で返稿された原稿を再投稿する場
合は新規投稿扱いとなります．「掲載不適」とした理由を十分に確認・検討の上，再投稿して下さい．
(2004. 6.29 改正)「土壌の物理性」閲読の手引き

1. 閲読依頼期限の厳守をお願い致します．万一，期限内に閲読が困難な場合には，速やかに編集委員会事務局へ連絡して下さい．
2. 「投稿案内」において，下のものを投稿原稿に求めています．閲読においても，これらをその基準とします．
(1) 内容について
1) オリジナリティーがあること（論文，研究ノー
トの場合）．
2) 本誌の読者にとって有益であること．
3) 導入，研究手法から結論に至る過程に論理性があること．
(2) 表現について
1) 原稿全体の構成が整っていること．
2) 文章表現が適切であること．
3) 表題が適切であること．
4) 英文アブストラクトや和文要旨が適切である
こと．
5) SI 単位や記号の使い方が適切であること．
6) キーワードが適切であること．
7) 英語の表現が適切であること．
3. 「掲載不適」とする理由としては，下のようなものが挙げられます．
1) 既発表とみなされるもの．
2) 重要な部分に根本的な誤りがあるもの．
3) 事実に基づいた内容ではなく，単なる主観が述べられているに過ぎないもの（論文，研究ノー
トの場合）．
4) 通説が述べられているだけで，新しい知見が全くないもの（論文，研究ノートの場合）．
5) 修正を要する根本的な指摘事項を多く含んでいるもの．
6) 連載形式で構成されており，1 編ごとに独立したものと認めがたいもの．
7) 全体構成や文章が粗雑で，内容の判定ができな
いもの．
8) 内容が本誌の趣旨に合わないもの．
9) その他，本誌に掲載する原稿としてふさわしくないもの．
4. 原稿の内容に対する責任はあくまで著者にあります．また，原稿の価値は読者が判断するものです．
5. 閲読は内容の批判や討議を行うものではありません．従って，見解の相違は掲載不適の理由にはなりません．
6. 閲読者は投稿者に対して研究指導する立場にありません．よって，新たな実験や計算の追加要求などは極力避けて下さい．
7. 閲読者は著者と直接折衝をしないで下さい．著者との交渉はすべて編集委員会の責任で行います．

8. 閲読者として知り得た印刷前の原稿の内容はいかなる形でも利用・引用等出来ません．厳にご注意下
さい．
9. 著者に修正を求めた後に再閲読で総合判定を D（掲載不適）とすることは，閲読者にとっても著者にとっても非生産的です．完成度の低い原稿などにおいては，修正を求め再閲読を行うよりも「掲載不適」
として練り直してから新たに投稿するよう促した方がよい場合があります．その場合には，「掲載不適」の理由（「3」参照）を明示して下さい．個別指摘事
項への意見は不要です．
10. 閲読者から編集委員会へ意見等がある場合は，必ず「編集委員会への意見」として別紙への記入をお願いします．
（2003. 5.28 改訂）
土壌物理学会学会賞規定

1. 種類 学会賞に論文賞と優秀ポスター賞をおく．
2. 論文賞の選考 論文賞は，年１回，以下の手順により論文賞選考委員会「以下，選考委員会」で審査し，評議員会で決定する．
(1) 賞の対象とする論文は，「土壌の物理性」に，原則として前年度（前年 4 月 1 日から翌年の 3 月 31日まで）に掲載された原著「論文」とする．
(2) 審査対象とする論文は，以下のいずれかとする：
1) 選考委員会が (1) に該当する論文の中から第 1
次審査として選考したもの，
2) (1) に該当する論文の中から正会員１名以上により推薦（自薦もしくは他薦）されたもの．
(3) (2)-2) に記す論文の推薦は，学会誌「土壌の物理性」に公示された募集を受け，所定の書類を必要
部数揃え，期日までに学会事務局へ提出しなければならない．
(4) 選考委員会は，(2) に該当する論文の中から，第２次審査として受賞候補論文（以下，候補論文）を審査・選考し，評議員会へ付議する．

(5) 評議員会では，候補論文が受賞に適格かどうかを判定する．

3. 優秀ポスター賞の選考 優秀ポスター賞（以下，ポスター賞）は，年１回，以下の手順により決定する．

(1) 選考の対象は，当該年度の土壌物理学会大会において発表されたポスターであって，筆頭者は会員とする．ただし，ポスターの筆頭者が学生の場合に限り，会員外であっても選考の対象に含める．
(2) ポスター賞は，(1) に該当するポスターの中から，選考委員会および会員の投票により選考する．（5
件以下）
4. 表彰
(1) 論文賞は，通常総会において表彰を行う．また，
会誌上に公表する．
(2) ポスター賞は，土壌物理学会大会において表彰を行う．また，会誌上に公表する．
（2002.11.23 制定 2009.10.24 改正）
土壌物理学会学会賞選考委員会規定

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

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土粒子

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付記：投稿の宛先は土壌物理学会ホームページを参照のこと（http://wwwsoc.nii.ac.jp/jssp3/）

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

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同上ローマ字読み性別

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生年月（西暦年 · 月）

· 女

西暦

年

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勤務先
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勤務先電話番号 / FAX 番号
勤務先 e-mail自宅住所〒

自宅電話番号 / FAX 番号
自宅 e-mail
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承認年月日：
送付先・問い合わせ先
土壌物理学会事務局（庶務幹事）〒 060-8589 札幌市北区北 9 条西 9 丁目
北海道大学大学院農学研究院 土壌保全学研究室 柏木淳一 宛
E-mail spsyomu@ml.affrc.go.jp

月土壌の物理性

第一一七号

二〇一一年 三月

土

壌

物

理

学

会