ᅰቫ䛴∸⌦ᛮ䚭➠111ྒ䚭ᖲᠺ21ᖳ3᭮20᪝Ⓠ⾔ 䟺ᖳ3ᅂⓆ⾔䟻 ᫓࿰45ᖳ7᭮31᪝䚭Ꮥ⾙ษ⾔∸ᢆヾISSN 0387-6012

ISSN 0387-6012

䠜䡁䡇䡄䡀䠳䠾 䡁䠸 㼗㼋㼈 䠜䠳䡂䠳䡀䠷䡅䠷 䠥䡁䠵䠻䠷䡆䡋 䡁䠸 䠥䡁䠻䠾 䠢䠺䡋䡅䠻䠵䡅
土壌の物理性㻰㼄㼕㼆㼋㻏㻃㻕㻓㻓㻜㻱㼒㻑㻃㻔㻔㻔

Foreword ………………………………………………………………………………………………………………… H. CHO…

1

第一一一号

Contents

Special Reportsᅰቫ䛴∸⌦ᛮ
Journal of the Japanese Society of Soil Physics

Role of Soil Physics in Research Projects on Water Cycle Processes
Soil moisture observations in CEOP, GEOSS and earth observation satellite missions…………………………………………I. KAIHOTSU, T. KOIKE, K. TAMAGAWA, T. OHTA and H. FUJII …

5

Roles of soil water repellency on hydrological processes in a small catchment covered by a Japanese cypress plantation………………………………………………………………………… S. MIYATA, K. KOSUGI and T. GOMI …

9……………………………………………… H. FURUMAI, M. MURAKAMI, N. NAKADA and H. TAKADA … 17
Miscellaneous
Discussion at the 50th symposium on role of soil physics in research projects on water cycle processes, JSSP

二〇〇九年三月

Water quality change of road runoff and secondary effluent by soil aquifer treatment and their risk evaluation➠111ྒ

2009ᖳ3᭮…………………………………………………………………………………………………………… H. CHO … 25
Original Papers
Development and effectiveness of TDR probe to measure near-surface soil moisture distribution……………………………………………………………………… Y. ITO, J. CHIKUSHI and H. MIYAMOTO … 35
Effects of gypsum addition on sedimentation characteristics of Tondano Lake clay, Indonesia…………………………………………………… Meldi T.M. SINOLUNGAN, F. KONDO and T. KOUMOTO … 43
Surface water flux dependent stability of flow in initially dry soil…………………………………………………………………………………………… H. CHO and M. INOUE … 53
Special Reports
Water Flow and Solute Transport Models in Soils
Hydraulic property models for water retention and unsaturated hydraulic conductivity………………………………………………………………………………………… M. SAKAI and N. TORIDE … 61
Readers’ column ……………………………………………………………………………………………

H. YOSHISAKO … 75

Announcements ……………………………………………………………………………………………………………………… 77
Editor’s Postscript …………………………………………………………………………………………………………………… 78

土壌Published by

物Japanese Society of Soil Physics

理会

http://wwwsoc.nii.ac.jp/jssp3/

学

Department of Environmental Sciences
Faculty of Agriculture, Saga University
1 Honjo-machi, Saga, 840-8502 Japanᅰቫ∸⌦Ꮥఌ
Japanese Society of Soil Physics

土壌の物理性
第 111 号目

2009 年 3 月

次

巻頭言
長
特

裕幸 … 1

集
水循環系プロジェクトにおける土壌物理研究の役割
CEOP・GEOSS・地球環境観測衛星ミッションの土壌水分観測資開發一郎・小池俊雄・玉川勝徳・太田 哲・藤井秀幸 … 5
ヒノキ林小流域の水文過程における土壌撥水性の役割
宮田秀介・小杉賢一朗・五味高志 … 9
下水処理水および道路排水の土壌浸透処理による水質変化とそのリスク評価
古米弘明・村上道夫・中田典秀・高田秀重 … 17料
第５０回土壌物理学会シンポジウム総合討論
長 裕幸 … 25

論文
TDR による表層土壌水分計の開発とその有効性の評価
伊藤祐二・筑紫二郎・宮本英揮 … 35
Effects of gypsum addition on sedimentation characteristics of Tondano Lake clay, Indonesia
Meldi T.M. SINOLUNGAN, F. KONDO and T. KOUMOTO … 43
乾燥土壌への散水に伴う浸潤の不安定化に関する研究
長 裕幸・井上光弘 … 53
特 集
水分・溶質移動モデル
水分保持曲線と不飽和透水係数の水分移動特性モデル

坂井勝・取出伸夫 … 61

土粒子
ため池研究雑感
吉迫
会務報告
編集後記

宏 … 75…………………………………………………………………………………………… 77…………………………………………………………………………………………… 78

表紙写真の説明
散水浸潤実験における浸潤前線の発達とフィンガー流の発生（チャンバー底面に設定した地下水面から発達した毛管水帯にフィンガー流が到達した直後，浸潤が拡散的に広がっている）．今号掲載の長・井上の論文「乾燥土壌への散水に伴う浸潤の不安定化に関する研究」を参照下さい．



A4 - Tex  ůěƜƾxïƧxşŚéŽǌ

ưİ.ºxi.|ƶ-<4(/k«Ď.**£0ģĘ4
ƤÊ>Ƽ-,%(Ɲ:.8-xí>Ćƹ. B5 Ə9 A4 Ə2*Ŏ,FBJ-
;**6-Ɩè.ŌÓ.ƟÂ>

("#4"ƟÂ-"%(/şĥ4<(

" mƖè >eð;hƢƖè-÷Ĥ>Ġ"-¤Ô;*-8%(ë~ŧ-Ʀǅ ;6.
-{5

("#4".8,xí.ƟÂ-ê%"¥f>Œ-Ċ3

("#4Ƥx/x.x

iīŀ³-8;ÿſ³*xí.SHīŅt-8;æĈŅ-8:īƃÖįƥĭŧ-ƔƉ(:4".ƯŐ.yĕ-¼ð$Ę:4"^xí. A4 Ə Tex r-8;Ơą).^/Ùƃ.Ɨix80ńx)ǂđ<ľÊ)^ż>ÎĘƤÊ).öµ-Ńś"òŏ)"#ľÊ)Ʊņ.YE.ƖèÔ-&(/Ũĵ,YEť49Ìz/Ô,*,:4"*>Ǐ0ģĘ4

A4 Ə Tex r.Ơą/ŊŎ.ǊǅƒƸ)¶.ï.ŌÓųh<Əq-8;Ơą
-Ƒ3/;-ǒǇ-âĘ:4Ƥí2.űÅ.âƢ/ĆƹŢ:)Ơą.ƟÂ-8%(Ɛ
Û-,;*/:4?ďƹƠąØ.»ƿr."5²ÅôƓƸǄ>ŊĐ{5#6<4?.)ǂđ4ƤÊ/Ǒ,6.*/å%(:4("?Ì¸Żù9.c°>ÿąĐ&{Ŀ>Ĩ%(4:"*å%(4Ò¸-Tex r.ƠąØ.ħǅ"#4"Ơąbix.¢čç,90-­Ħŧ, Texrĉ.ǅ>"#4"ÜćŎ.Ŭơġİĸİ-ĢúģĘ4' 6 2008 ,()$.3#5/#&ůěƜƾxxėĽÇbix
bişşőĹĀh

xėĽÇbix*(qǍƞ>Ǎƞė*(1=*§ť"4"

1. Ɖ ¾ź ƆĝƘàĉńË®ÃƆŉ¿®ċûƀ®i
2. Ǎƞė.ƖŐ
ŗoœÏ-8;"5ŘŤŌ.ǋĪŞÏ3. ĴŐƨ ůě.Ɯƾĭ ÊSHƋÈƃŗoœÏ-8;"5ŘŤŌ.ǋĪŞÏůě.Ɯƾĭ 108 Êpp.67∼802008 ƃ

4. ĩļƾƳ
ŦŌ9.ǋĪ/"5Ř.ƅţq-&,;"5{ĂƒƸ*<(;ǋĪ
wċ.Ƈ[/ŤŌƖƬ.Ʈë-8;Ú,+-ƺ%(:ŤŌżƚ>ŠĶœÏ;Ƶd&Ğ
ƺ.;ƢƣƒƸ*<(;ƤǍƞ/ŗŜ.oŮ>ǈňŧ-Ňť!.oŮƝƙ9
ŗqĪ.ǀ<7ŶĪł>Ş3;oŮ¬ł*ƜƾœÏĉ.ABNA>ŦŌ.ǋĪƇ[-ŨƷ"6.);ŤÉ.ţ"5Ř)/Ģ 1m .ŗo>Ňť;*-8:ǋĪ¥ǉ.ƛ

*ĢŮ>ĩť);*>öŇNL8044,Ĝªq).īŖ¦á*.Ƒ9ƪ9
-"6.)®Įv.sŖ/É*;
_Ę.8-Ƥ®/ůě.ƂŪŸµĖ>"5Ř.ǋĪƯŐ.yĲ-ŨƷĈƹ;*>ƪ9
-(:ůěƜƾxėǍƞė-1=*ƍŕ"Ƥ¨v/2008 ƃ 10 © 18 ž-}Ñ<"Ɨbix,90-ńx-(Łxhř)đƁ<ŷžþėó}Ñ<4"' 6 2008 ,()$.3##"#!
}Ñž2008 ƃ 10 © 18 žxĚŏ 50 zůěƜƾxGZTHCUTILKMGWZ
TILxĚÝtù.űƕ,90-xėĽÇbix.ÒĄğÏ-8:q. 5 çýė
<4"5)*4`ŴƴŽāŎİƜŞķKZLñǄgƎøƣ-'ƖłůěĪƝ¦Ň."5.ŊĻóRYP@BXRYQ.}Ƌ*Ʋ»ĭ.¬ŵĢūÆŋǌŭŎŎjƆ®upƈ.ƫŹĭŖ>ƽƷ"ůě¡ǃ.Ňť
ıūǎÁŲŎŎjƆİƩu®uÍ.Ī-ƌlǆąĳ-;ö±*īŖ¦áǐƤĒhǌ×ŎŎjƾ¿®uÐ*Ŕǁů.DIƝßş-;®ăēę¯·ĹƆì±Ě
ƄůõũƊ-;]żĪaŞķ—ũƊØƜ.\ťİà-¼"ůěĪƝĬ¹üƣ—

4  1 +*%0 µÕ.Ơąbix.ƀĄǂ-ƌ4 © 1 ž9ƠąbixïƧ.ĚċƟ=:²Å.ű
Åĸq.8-ƟÂ-,:4

〒 700-8530 nÞ¯nÞäšŰŜ 3

11

nÞŎ ƾ¿ƚżůěƜƾxƠąbix
ƠąbişčĺƽãE-mail  kibyosi@ml.affrc.go.jp

4  1 +)$.3 1 42%0 µÕ.xïƧ.ƀĄǂ-ƌ4 © 1 ž9!.VZOō=:4!<-ƌůěƜƾxïƧ.ǈƻĸq.8-ƟÂ-,:4

〒 690-8504 ŰÍ¯ĔÄäıĹšŝ 1060 ŰÍŎ İƜî´uƚżůěƜƾxïƧČƧïƭ² À½

Tel. 0852-32-6557  Fax 0852-32-6499
E-mail  kihara@life.shimane-u.ac.jp 

1

Ꮞ㗡⸒
 Risk-free

ŐƘÉ 14-¢Bý='Řēƀơðƌ°-Ċƌð)'2007 ũ 4 º< 2 ũ,>-ðƌ°rs,ļpƛ-«ƨ,ěü-jBź>óĿ(=4Ţ,2007 ũ) 2008 ũ,ſy)äą(Ö4!ŘēƀơNc[OG](.xŇ,8A<ĹĤ-ƛ,å~őĨ®-Ť,ĂƦ>)(4!Îvû-ƛrs,«ƨ'ő!ƈB.7Ɨp-ƛ[PQűźû-ƛ,Ę;=ƪĜđ44!ƊÏ<Řē-ƀơĥ

 A4 Ŵ|?ĲŌ8oĚ?4!Z_cSED(

-à¯,

!"

!=įŴ{|,ġƨ!ƈ,8ěƪBĜđ>óĿ(=4

-Ï-űÍB8#4'ðƌ°kÍ>A(ìõĞðƌ°,Ŧ>ĭ.Ɗş,ļĘůŃ,»©űźBÍ
å~+Åƥ>Ē)'-5-Ũö(!?.Ʃ/ėĒ-ƫŞİÐ)Š(Ɨp)'Á=-şŤƚ-ĐÙBơ>).Ôť(-ĸÜ,¤&)$!A(p,)$'.

Į+-8ņ?4CÊĦp,'8ĬƕŘēƀơ")-ƁƖ,<(8A=

<(Ĭŧėp-+>)éA?4´¤-;$'./<+=ĕƇBš>!7,Ŧ'ƊČ¥ƒĦƣ'+8-(Ÿƞ+)"%-ĉĵ-o%,"A=ƍ'8Ś
Ġł"Ŧ'>peřŖĹĤ(>-(.+=pĤ 460 ƎĴ>A(

¿ÜĚÆuƉĠƉ-ëÍ))8,įÒ 1700 «(.õ-ŅĻ³ƁBƐ,>Ÿƞ,Ű<?'=-Ŋ(Ɗ.ŧjŅĻ,³Ɓ?8#@CƉĠ|).ƍw(?B¢,-_cLƁğ5śŭÐ×ƅ-ƈÇ,ğ6½ĥ.Ĕ,ĸÜ' >)éA?4ÓÄ-; +¬-Ŋ(ƊBĸĶ
űŗ'
!;
+

!7,.Ɨp-ƛ,>¢ŨöpÂ-ƛ,>Ɗ,ļ>£ĵjö)$+8-Ż·,+$'>)Ë4İĖ.ŊĞ-ĚŒĽüƍ'-ĸÜBlñ>).(A(Ɗ8Þħŵƣ-!7ÓįŴ{|,Ų!?.-¸j-oń(>)é-Ƅ-ÌŬ,ļ>ĺĀ=B§Ĝđ4'ĭňŐ+=4!Ɗŀ,Ŧ<''#:îĲŌ-įƑŖ+ŕ,Ŝ5ī=44ó¡ðƌ°,?4'8p,d?>BƓê'!"4ƅăipŐ<÷ŹBgƠ?!-.ľ,*ķ»-ĝØŊ(!(Ƌũ-ķƮűź-Îv8Šƛ+-(Bƃ+<%

8¤,+$' !),% 'oÀć3'ő! )é 4ì-ĉĵ.ªƟ-ū¯È,ĵ'=űź-Ťƚ.¬,>ĚÝƧ9ÈƉ)$!8-ĹøŤ;0z(-¶ĳģù9Řē-|ƁĪÿĻ( =4¹.ƛ(ıĻ,»©-P[cM,ļĦB­ŏ>jĢ<?4žï²-šľ-íđƏŀ)+$'>áÓ¯9Æō<-iŁ»©8Ĺ[OSEX+Ħ8)

7<?>-.ŚĮ(: Ą$'¹Ʈ8»©-^`RU (advantage) B­ŏT^`RU (disadvantage) +¹
.ĎƤ>ƈÇ,=4±ũ-;+űźBô,>¢Ĺ+$'!-(%8ŝ,Ž2

oÀ. Risk-free(?.10 ũfđĭŚò U.S.Salinity Lab. - Leij ŮçƬ<!ÀƝ+-(?fƟŪƢ,čż ' 4úÛ.jĢŖ+ Risk-evasion 8Ĺ -($-»© Risk-free
<Ŧ$')-Ä-ŗŷĔ,ťƂ)-¬Ɠ.$='+,¼4ƇÑċ"+<-8ņ?4CúÛƮ-¿ú((ķƮűźBƃ+< * ?/ŠS\( Risk-free (+)(>-"@  )Ë!)1)ŽC") =4?. į'.ŶŔ<è4> (.+ -(8-űź^`R
U-­ŏ(.+T^`RU-œ¨8-T^`RU(>"ŉƏŖ(


)é

(

-(?,ļ>¸Ɖ-ƒâ)+?/-»©.

?/<,FcWLU.ľ

Risk-free )ÀA?+ -(.)

)%8ƇÑċBţ6Û,Ɠ,)4>ĉ.-YbOHLU-VJSEX+Ƒ,>¦Ú(;Ë'5>)ŷĔ,ŃĈ+-(,.
>*

}Ã

ĸÜ><(%4=ş¢¸7ā+-8ņ?4Cfĭ,Í¢Ŋ(ţC"ŊÆĚċ

}Ã

û)

<è4$'æð,qƜ

?' ! 1")é )?-(;ã'7';Ë>)?1 ÕľūžŘē-ƀơĥĿ 111 Ï (2009)2µ( 'ØÄ,+ )>?-( )ŎtęoƭŮç-Ƃďé Ć?4ę=

Ɔ$'Ó,+$'8ò,œA? Risk-free +ƇÑċBċ '4 #+õƁ(h +).À+ (9.=
þ

-

Bß'

»©û-ƈł)Ư¢8Ĺ

+?/)ķƮűźĒ(oĠųĎ'-(±ũ-¾

4!

»©¬-ŊƮƂ-ĩà,ăŊIVaKB

ŋ (<?4$-»© Risk-free ,+<+ ; ,>!7,.4PQUBm+ )
}Ã,ƣ#Ɣ>)+-(.+

n'µ,')<è7?/

ØÄ,-;)é

4 -

-(.+

(:

Bß-.ľƄ8ņ?4C4B+÷Ź-¢Bƙ'ő4!ƅăipŐ,ļĘ;=üĜđ4

3「特集：水循環系プロジェクトにおける土壌物理研究の役割」
編集委員長

原口暢朗 1

土壌物理学会では，2008 年度（第 50 回）シンポジウ

プロジェクトが多様な分野の研究者によって推進されムを「水循環系プロジェクトにおける土壌物理研究の役ている．本シンポジウムでは，水循環に関わる研究プロ

割」をテーマとして，2008 年 10 月 18 日に三重大学三ジェクトに参画されている異なる分野の 4 名の研究者

翠ホールにて開催した．

に，ご専門の立場から研究の最前線をご講演頂いた．開

水の循環は，気候の形成，河川や地下水の涵養などを發一郎氏（広島大学）には，地球規模水循環に関わる土

通じて，人類を含む地球上の生命体に多大な影響を及ぼ壌水分計測の重要性と地球環境観測衛星による土壌水分す．人口の増加に伴い，安全な飲料水や食料生産のため観測事例について，宮田秀介氏（東京農工大学）には，の用水の確保など，いわゆる水資源問題は全世界的な問ヒノキ林における土壌の撥水性が降雨–流出過程に及ぼ題となっている．加えて，人類の諸活動に伴う地球温暖す影響を植生，スケールの異なる複数のプロットで観測化による気候変動は，世界各地で降水量とその分布に変した事例について，若月利之氏（近畿大学）には，アフ化をもたらし，水資源の安定的確保と適切な配分計画をリカにおける水田農業定着に係る自然科学的・社会科学

一層困難にしている．

的な諸問題と土壌物理分野の役割について，古米弘明氏

水の循環に関わる問題において，量の確保のみならず， （東京大学）には，都市域における飲料水確保を目指した
都市排水の土壌浸透に伴う水質変化とそのリスク評価に水質の確保も重要である．我が国において，飲料水の水源となっている湖沼や地下水の水質改善に莫大な費用と労力が投入されていることは周知の事実である．

ついて，それぞれご講演いただいた．
これらの貴重なご講演の内容を広く学会員に情報提供

水の循環に関わる問題は，地球規模から自治体に至るするため，学会事務局では講演者に講演内容をベースとまで，大小様々なスケールで生じる．地球規模の水循環においては海洋の役割が重要であるが，陸域でのよりした詳細な原稿を依頼し，ここに「特集：水循環系プロ
ジェクトにおける土壌物理研究の役割」として掲載する

ローカルな水資源問題や防災においては，土壌や植生のものである．なお，諸般の事情により，若月利之氏の原役割が重要性を増す．土壌面からの蒸発，土壌中への浸稿を次号に掲載する予定である．

透・貯留，土壌を介した溶質の移動など，土壌物理学にな

また，シンポジウムでは，例年通りポスターセッショ

じみの深い諸現象が，陸域での水循環と水質の形成に大ン「土壌物理研究の最前線」が設けられ，電磁波計測にきな役割を果たす．森林の伐採と洪水流発生との関係，関わる内容を含む 35 件の発表があった．同セッション

都市域における雨水浸透の積極的な導入，環境保全型農では，例年通り，活発な議論が行われた．

業と地下水の水質など，多くの応用例を挙げることができる．
かような背景により，現在水循環に関わる様々な研究

1 National Agricultural Research Center for Kyushu Okinawa Region,

National Agriculture and Food Research Organization, 2421 Suya, Koshi,
Kumamoto 861-1192, Japan

CEOP·GEOSS · 地球環境観測衛星ミッションの土壌水分観測開發一郎 1 · 小池俊雄 2 · 玉川勝徳 2 · 太田

哲 2 · 藤井秀幸 3

Soil moisture observations in CEOP, GEOSS and earth observation satellite missions
Ichirow KAIHOTSU1 , Toshio KOIKE2 , Katsunori TAMAGAWA2 , Tetsu OHTA2 , and Hideyuki FUJII3

よび主要な地球環境観測衛星の土壌水分観測の実態を明Abstract: Soil moisture plays an important role in climate change, water-energy cycle and vegetation change.
This study mentioned the current conditions of soil moisture observations in CEOP, GEOSS and earth observation satellite missions and then discussed some results ofground-based soil moisture observation in the study areaof AMPEX/MAVEX/CEOP in the Mongolian plateau and
AMSR-E soil moisture estimation in Asia. We got that
it is very important and useful for CEOP and GEOSS tomonitor soil moisture by ground-based stations and earth
observation satellites.
Key Words : CEOP, GEOSS, earth observation satellite,
AMSR-E, soil moisture

らかにし，そこで得られた土壌水分観測の成果を基に土壌水分観測の意義と国際的な土壌水分観測の重要性について水循環 · 水資源の観点から議論するものである．

2. CEOP·GEOSS の地上土壌水分観測
2.1 CEOPCEOP は GEWEX の GHP (GEWX Hydrometeorology
Panel) プロジェクトの一つであり，GHP の目的である「水資源 · 土壌水分の季節・年変動の予測技術の立証」のために地球規模の長期地上水循環モニタリングサイト(Reference Site) を世界 35 ケ所に設置し，新世代地球環

1. はじめに

境観測衛星と共に高品質データセットを作製することを1990 年 代 に 世 界 気 候 計 画 (World Climate Research
Program) の 副 計 画 GEWEX (Global Energy and Water cycle Experiment) のアジアモンスーン版，GAME(GEWEX Asia Monsoon Experiment) が 始 ま っ た ．
GAME では地表面状態のエネルギー · 水循環に与え

データセットを提供することを具体的で重要な課題とし特色としている．特に GHP のために高品質の土壌水分ている．CEOP は 2001 年–2004 年が最初の活動期であり，現在は CEOP II（CEOP II は「Coordinated Energy

and Water Cycle Observations Project」と改称）が 2007年から実施され，2011 年までを予定している．

る影響が重要視され，土壌水分や植生の観測及びパラ

CEOP の具体的な成果は，URL [http://www.ceop.net]

メーターとしての研究が積極的に行われるようになり，で常時見られ，誰でも自由に Reference Site，モデル出

その結果，東アジアの複数の地点での土壌水分や植生の力，衛星のアーカイブデータが入手できる（要登録）．

長期モニタリングやデーターセットの構築がなされた．

2.2 GEOSS

その後，GEWEX の一プロジェクトである CEOP (Coor-

2002 年 8 月に南アのヨハネスブルグで開かれた「持dinated Enhanced Observing Period) で 2001 年–2004 年

続可能な開発に関する世界首脳会議」で全球地球観測に世界規模で長期の土壌水分モニタリングが行われた．

システム (GEOSS) が発案され，第 3 回地球観測サミッ

さらに，GEOSS (Global Earth Observing System of Sys-

ト（2005 年 2 月，ブリュッセル）で GEOSS 構築のた

tems) では「水」トピックにおいて土壌水分の重要性がめの「全球地球観測システム (GEOSS) 10 年実施計画」

議論されてきている．

が採択された．GEOSS は地球温暖化や自然災害他の地

地球環境としての土壌水分を考えると，点から面への球規模の問題解決のための地球観測を実施するものであ

観測，つまり地上観測からリモートセンシング技術を駆り，地球観測に関する政府間会合 (GEO: Group on Earth

使した航空機や衛星による土壌水分観測が不可欠となっObservations) の 73 の参加国 · 機関が設立したシステム
であり，より精度が高い情報を収集 · 発信し，政府間機関てきている (Engman and Gurney, 1991)．
本論文ではこのような国際的で主要な地球環境観測お1 Graduate School of Integrated Arts and Sciences, Hiroshima University,

1-7-1 Kagamiyama, Higashihiroshima 739-8521, Japan. Corresponding
author: 開發一郎, 広島大学大学院総合科学研究科
2 Department of Civil Engineering, The University of Tokyo, 7-3-1
Bunkyo-ku, Tokyo 113-8656, Japan
3 Earth Research Observation Center, JAXA, 2-1-1 Sengen, Tsukuba 3058505, Japan
2008 年 11 月 30 日受稿 2009 年 2 月 2 日受理
土壌の物理性 111 号, 5–8 (2009)から地方政府および個人に至る各レベルの政策立案者を支援するために既存の技術と新しい技術を結集する国際協力の取り組みである．世界気象機関 (WMO) や国際連
合教育科学文化機関 (UNESCO) 他も参加している．日
本においては，GEOSS は総合科学技術会議において「地球観測の推進戦略」（2004 年 12 月）として取りまとめられている．

土壌の物理性

6

第 111 号

(2009)

ここで，Tb ：マイクロ波放射輝度温度（衛星で観測），τc：
植生層の光学的厚さ（測定周波数波長と植物水分量の関数），Es：土壌放射率（土壌水分に依存），Ts：地表面土壌
温度，ωc ：植生層の単一散乱アルベド（= 0 と仮定）
，Tc
：植生層物理温度である．これに基づいた土壌水分指標(SWI) と植生指標 (PI) による土壌水分アルゴリズムは，
2002 年に打ち上げられた AQUA の AMSR-E の JAXA
土壌水分測定標準アルゴリズムとして採択されている．

4. 観測結果
Fig. 1 モンゴル高原試験域．
Study area in the Mongolian plateau.

4.1 モンゴル試験域の土壌水分
半乾燥地域のモンゴル高原において地球観測衛星

AQUA と ALOS (Advanced Land Observing Satellite) 他

GEOSS の具体的な課題は「全地球での観測，データの処理 · プロダクツと配信のサービス」にあり，観測対
象分野 (公共的利益分野) は災害，健康，エネルギー，気の検証サイトとして国際検証試験域が設置されている

候，水，気象，生態系，農業，生物多様性の九つである．

きるようになってきた．実際の土壌水分観測にはマイク

mm から 200 mm である (Batima and Dagvadorj, 2000)．
2001 年と 2002 年に，この試験域内に 4 つの AWS（自動気象観測ステーション）と 12 の ASSH（自動土壌水
文ステーション）を 20–30 km 密度でそれぞれ設置した (Kaihotsu, 2005)．土壌水分測定には TDR 土壌水分計 (TIME-IT，IMKO) を用い，AWS については深度 3cm から深度 1 m までの 4 深度，ASSH は深度 3 cm と10 cm の 2 深度で土壌水分モニタリングを現在まで連続して行っている．この試験域は，AMPEX (ADEOS II
Mongolian Plateau Experiment for ground truth) /MAVEX(MAVEX: Mongol AMSR-2 /AMSR-E /ALOS Validation
Experiment) 試験域であり，モンゴル CEOP レフレンス

ロ波が有効であり，センサーには能動型と受動型があるサイトとしても登録されている．尚，地上モニタリング(Engman and Gurney, 1991)．前者は合成開口レーダー，

データの一部はすでに前述の CEOP の Web サイトで公

後者はマイクロ波放射計が代表的なセンサーである．そ

開され，近い将来全てのデータが公開される予定である．

これらの中で「水トピック」は重要であり，具体的な計画として特に土壌水分と植物水分モニタリングを組み込んだ高機能地上水循環観測ネットワークの整備や衛星土壌水分モニタリングが挙げられている．GEOSS の構築 ·実施のためには，CEOP は重要で実際的なプロジェクトである．

3. 地球環境観測衛星による土壌水分観測
近年，リモートセンシング技術の進歩により，センサーを人工衛星に搭載して土壌水分をモニタリングでれぞれ短所と長所があるが，広域土壌水分の観点からで(Fig. 1)．その大きさは東西 160 km で南北 120 km の
非常に平坦な草地（ステップ）であり，年降水量は 100

本試験域での MGS（マンダルゴビ

サイト）の日平はマイクロ波放射計が有効である．

均土壌水分と降水量のモニタリング結果（2000 年–2006

2002 年から AQUA の AMSR-E (Advanced Microwave
Scanning Radiometer-EOS) による地球規模の土壌水分測定が行なわれている．このマイクロ波放射計の AMSRE の地表面観測は，広域場の土壌水分 · 水循環研究お年）を Fig. 2 に示す．土壌水分は深度 3 cm，10 cm，40

よび水文災害や水循環数値シミュレーションの地表面cm，100 cm までの 4 深度の結果である．降水量は，年変化としてはわずかながら減少気味であり，深度 3 cmと 10 cm の土壌水分は降水イベントによく応答しているが，深度 40 cm と 100 cm のそれには細かな応答はなく，パラメータの決定のために有用であり，JAXA（Japan
Aerospace Exploration Agency:宇宙航空研究開発機構）の衛星観測標準プロダクトとして世界規模で日単位の土
壌水分データが公開されている．この AMSR-E 標準土壌水分プロダクトは後述の小池ほか (2004) の測定アルゴリズム（小池アルゴリズム）によるものであり，毎年その検証 (Kaihotsu, 2005) が行なわれ，できるだけ高品
質の土壌水分データが提供されている．
マイクロ波放射計は地表面からの電磁エネルギーを受信し，その輝度温度から土壌水分を推定する．輝度温度は以下の放射伝達方程式で表される（小池ほか，2004）．

Tb = exp(−τc ) · Es · Ts + [1 − ωc ] [1 − exp(−τc )] Tc(1)

Fig. 2 MGS（マンダルゴビ サイト）の AWS モニタリング
結果（VWC:日平均の土壌体積水分量，P:降水量）の時系列．
A time series of AWS monitoring results at MGS (VWC: volumetric water content of daily mean soil moisture, P: precipitation).

シンポジウム特集

論文：CEOP·GEOSS· 地球環境観測衛星ミッションの土壌水分観測7

大体 6 月から 7 月にかけて最大値を有しながら年サイクル的な変動パターンがみられる．但し，10 月中旬から翌年 4 月上旬までは，土壌は凍結しており，TDR の測定原理から考えると土壌水分の値は正確に測定されているとはいえない．

Fig. 3 は，全ステーションの深度 3 cm と 10 cm の 10
日平均土壌水分を算術平均したいわゆる面積土壌水分と面積降水量（全 AWS 降水量の平均値）を表したものでFig. 3 全ステーションの 10 日平均面積水分量 (SMarea) と面
積降水量 (P) の時系列．
A time series of ten day mean of area-averaged soil moisture(SMarea) and area precipitation (P).

ある．深度 10 cm の土壌水分の方が少し量的に多いが，その変化パターンに両者の違いはみられない．Fig. 2 とFig. 3 の結果は，降水があまり深い深度に達せずに，結果として表面近くの土壌にとどまりながら蒸発していく可能性を示唆している．

4.2 AMSR-E 土壌水分の推定
AMSR-E の土壌水分モニタリングは，2008 年 11 月現在，ほぼ地球上の全ての陸地で毎日行われており，JAXAの EORC（Earth Observation Research Center:地球観測
研究センター）は，前述の小池アルゴリズムを用いて土壌水分の標準プロダクツを全世界に提供している．

Fig. 4 は前述のモンゴル高原試験域の全ステーションの土壌水分（SM: 体積水分率）のモニタリングデータによる地上面積土壌水分量 (Ground-based) と AMSR-E の土壌水分標準プロダクツ (Ver. 5.0) の土壌水分量との比
較，いわゆる検証結果を表している．両者の変動のタイ
ミングはよく合っている上，値としても約 15 % を越え
Fig. 4 試 験 域 地 上 ス テ ー シ ョ ン の 日 平 均 面 積 土 壌 水 分(Ground-based) と AMSR-E 土壌水分の比較．
Comparison of daily mean area-averaged soil moisture (Groundbased) with AMSR-E soil moisture estimation.

るスパイク的な変動値を除けば，比較的その差は小さい．
時折みられる AMSR-E のスパイク的な変動値は，地表面の草などにトラップされている一時的な水分に反応したものであり，実際の土壌水分ではないと考えられる．
地上面積土壌水分量 (Ground-based) と AMSR-E の土壌
水分の相関 (Fig. 5) をみてみると，このスパイク的な変動値の影響もあるが，少し AMSR-E が過大評価していることが分かる．しかし，(2) 式による AVE（平均絶対誤差）は小さく，全体的に検証結果は良いといえる．


1
AVE = · ∑ θAMSR−E − θground−based n(2)

ここで n は自然数，Σ は 1 から n までのサンメンションである．いずれにしても，さらに種々の地表面条件下での検証を重ね，土壌水分測定アルゴリズムの改良が必要があるが，本アルゴリズムの有用性が高いと考えられる．
この結果を踏まえ，実際にアジア地域の土壌水分量の推定を試みた．Fig. 6 は，2005 年の 6 月上旬と 7 月下旬の 10 日平均の AMSR-E 土壌水分の分布を示している．
この図は土壌水分量が 60 % 以下，植物水分量が 2 kg

m−2（NOAA AVHRR の NDVI 値から推定）の条件下の推定結果である（計算範囲外のところは灰色で示されてFig. 5 試 験 域 地 上 ス テ ー シ ョ ン の 日 平 均 面 積 土 壌 水 分(Ground-based) と AMSR–E 土壌水分の関係．
Relationship between daily mean area-averaged soil moisture(Ground-based) and AMSR–E soil moisture estimation.

いる）．AMSR–E の測定深度は土壌水分量に依存し，その範囲は地表面から深度数 cm であり，本アルゴリズムの空間分解能は悪くて 43 km である．
モンゴル，インドおよび中国北東部において，6 月か8土壌の物理性第 111 号

(2009)

ら降水量が増加し，それに応じて 7 月下旬に土壌水分量が顕著に増したことが読み取れる．つまり夏のモンスーンの影響を良く表している．この結果は，広域場での地球観測衛星土壌水分モニタリングの有用性が高いことを示唆しており，CEOP や GEOSS の推進においても衛星
土壌水分モニタリングは大きな威力を発揮すると期待される．

5. おわりに本研究では CEOP と GEOSS の土壌水分観測の意味について論じ，地球観測衛星の土壌水分モニタリングの有用性について述べた．具体的には，モンゴル高原での地球観測衛星検証 / CEOP 試験域での土壌水分モニタリン
グ結果および AMSR-E の土壌水分測定アルゴリズムの検証結果を考察し，CEOP や地球観測衛星の土壌水分モ
ニタリングの意義が高いことを示唆した．
GEOSS においても CEOP の土壌水分モニタリングは不可欠であり，世界各地で長期の地上土壌水分モニタリングの実施が重要である．また，AMSR-E をはじめとした複数の地球観測衛星が土壌水分観測を実施し，地球規模での土壌水分変動を把握してきており，地上と衛星の土壌水分観測の統合は実際的で非常に有効である．

引用文献
Batima, P. and Dagvadorj, D. (2000): Climate changes and its
impacts in Mongolia. JEMR Pub, 227p.
Engman, E.T. and Gurney, R.J. (1991): Remote sensing in Hydrology, pp.127–154, Chapman and Hall, London.
Fig. 6 アジア大陸における 2005 年の 6 月上旬（上図）と 7月下旬（下図）の 10 日平均の AMSR–E 土壌水分の分布．
Ten day mean estimation of soil moisture by AMSR–E in early
June (upper ﬁgure) and late July (lower ﬁgure) in Asiae.

Kaihotsu, I. (2005): Grand truth for evaluation of soil moisture and geophysical / vegetation parameters related to groundsurface conditions with AMSR and GLI in the Mongolian
plateau, pp.5–21, JAXA.
小池俊雄，中村佳照，開發一郎，Gombo Davaa，松浦直人，玉川勝徳，藤井秀幸 (2004):改良型高性能マイクロ波放射計(AMSR-E) による土壌水分 · 植生水分観測手法の開発，水工
学論文集，48 巻，1 号，217–222.

要

旨本研究では，CEOP や GEOSS などの国際的な地球環境観測活動および主要な地球環境観測衛星の土壌
水分観測の現況を明らかにし，そこで得られた土壌水分観測の成果から，土壌水分観測の意義と国際的な土壌水分観測の重要性について水循環 · 水資源の観点から議論した．具体的には，モンゴル高原での地球観測衛星検証/ CEOP 試験域での土壌水分モニタリング結果および AMSR-E の土壌水分測定アルゴ
リズムの検証結果を考察し，CEOP や地球観測衛星の土壌水分モニタリングの意義の高さを示し，地上と衛星の土壌水分観測の統合は実際的で非常に有効であることを示唆した．
キーワード：CEOP（協調観測強化期間），GEOSS（全地球観測システム），地球環境観測衛星，改良型
高性能マイクロ波放射計（AMSR-E），土壌水分ヒノキ林小流域の水文過程における土壌撥水性の役割
宮田秀介 1 · 小杉賢一朗 2 · 五味高志 1

Roles of soil water repellency on hydrological processes in a small catchment covered by a Japanesecypress plantation
Shusuke MIYATA1 , Ken’ichirou KOSUGI2 , and Takashi GOMI1

和機能が低下することが危惧されている（恩田，2008）．

Abstract: We examined effects of soil water repellency onhydrological processes in various scales from small plot tocatchment in a Japanese cypress plantation. We measured
soil water repellency and inﬁltration rate along a hillslope
transect, and monitored overland ﬂow at small plots (1 ×2 m) with sparse and dense fern cover and a large plot
(8 × 25 m) and stream discharge at the outlet of a small
catchment (0.43 ha). Strong water repellency in surface
soil horizon was partially associated with Hortonian overland ﬂow, which volume potentially depended on severity of water repellency. Relationships between matric potential and soil water content indicate that changes in thesoil water repellency and consequently runoff coefﬁcientof overland ﬂow could occur during a single storm event.
Greater amounts of overland ﬂow at small plots compared
to ones at large plot suggests that overland ﬂow generated
in hillslope was discontinuously transferred. Higher inﬁltration rate at the bottom of hillslope likely caused little
contribution of overland ﬂow on catchment runoff. Despite
the substantial overland ﬂow generated in hillslope due tosoil water repellency, water repellency was not a dominantfactor accelerating runoff directly at the small catchment
scale.
Key Words :hydrophobicity, Horton-type overland ﬂow,hydrological processes, spatial distribution of inﬁltration
capacity

人工林の代表的な樹種の一つであるヒノキ (Chamae-

cyparis obtusa) のリターは容易に鱗片化し，数ヶ月のうちに表層土壌と混合するか（酒井ら 1987），流亡するため（服部ら，1992），ヒノキ林地においては下層植生による林床の保護がより重要となる．このような林床被覆の乏しいヒノキ林斜面では，雨滴衝撃により地表面に難透水性のクラストが形成されホートン型表面流が発生する可能性が指摘されている（湯川 · 恩田，1995）．表面
流は，土壌中の地下水面が地上に達して発生する飽和型
表面流（復帰流）とホートン型表面流に分類されるが，本研究ではホートン型表面流について扱う．ここでホートン型表面流とは，降雨強度が浸透強度を上回る降雨余剰により発生する表面流である．一方，ヒノキ林土壌は強い撥水性を示すことが知られている（小林ら，2006;

Kobayashi and Shimizu, 2007）．乾燥地などにおける土壌撥水性に起因する表面流発生と同様に（例えば，Burchet al., 1989; Doerr et al., 2003），ヒノキ林斜面においてもホートン型表面流の発生が報告されている（小杉，2005;

Miyata et al., 2007; Gomi et al., 2008a, 2008b）．
管理放棄されたヒノキ林において表面流の発生が指摘されてきているものの，表面流の流域の降雨流出に対す
る寄与については検討が必要である．そのためには斜面で発生した表面流がどれだけ渓流に到達するかを明らか

1. はじめに
日本の森林面積の 44 % は人工林で占められており，
日本の水資源の多くは人工林に依存しているといえる．
近年，木材価格の下落などにより林家の労働力および意欲が低下し，人工林の管理放棄が広がっている．間伐施業が行われていない人工林では樹冠が閉鎖し，林内照度が低下するために下層植生が生育できなくなる．そのために林床の保護が不十分となり，水源涵養機能や洪水緩にする必要がある．また，表面流発生と最も関連するパラメータである浸透能は，一般的には空間的に不均質であり (Bonell and Williams, 1986)，浸透能の空間分布は表面流による降雨流出への寄与を検討する上で非常に重要と考えられる．しかしながら，浸透能の空間分布による，表面流の流出プロセスを含めた降雨流出への影響についてはほとんど明らかとなっていない．
そこで本研究は，管理放棄されたヒノキ林流域において表面流の発生要因と表面流が小流域の降雨流出過程に

1 Division of International Environmental and Agricultural Science, Grad-

及ぼす影響を明らかにすることを目的として研究を行っ

uate School of Agriculture, Tokyo University of Agriculture and Technology, 3-5-8, Saiwai-cho, Fuchu Tokyo 183-8509, Japan. Corresponding
author: 宮田秀介, 東京農工大学大学院 農学府
2 Division of Forest and Biomaterial Sciences, Graduate School of Agriculture, Kyoto University, Kitashirakawaoiwake-cho, Sakyo-ku, Kyoto
606-8502, Japan
2008 年 11 月 27 日受稿 2009 年 1 月 26 日受理
土壌の物理性 111 号, 9–16 (2009)た．土壌撥水性の測定，土壌浸透強度の空間分布，現地
水文観測を組み合わせることで，従来の森林水文研究では着目されていなかった降雨–流出過程の中での土壌撥
水性の働きに着目して研究を行った．

土壌の物理性

10

第 111 号

(2009)

Fig. 1 観測地の (a) 位置，(b) 地図，および (c) 斜面測線 X–Y の縦断図．
(a) Location, (b) topographic map of the study site, and (c) proﬁle of hillslope transect X–Y.

ペットを用いて様々な濃度のエタノール溶液 (0.3 ml) を

2. 方法

サンプルに滴下し，浸透に要する時間を測定した．エタ

2.1 試験地概要

た濃度のエタノール溶液が 5 秒以内にサンプルに浸透

ノール濃度が高いほど早く浸透することから，与えられ本研究は，三重県度会郡大紀町の約 40 年生ヒノキ林

しない場合には，より高い濃度のエタノール溶液を滴下内の隣接する 2 斜面および小流域（流域面積：0.43 ha）

する，という手順を繰り返した．浸透に要する時間が 5

において行った (Fig. 1)．試験地から約 9 km 離れたアメ

秒以内のエタノール濃度最小値を撥水性強度の指標としダス粥見における最近 25 年間の年平均降水量および年た．したがって，結果のエタノール濃度が高いほど，そ

平均気温はそれぞれ 2094 mm，14.4 ◦ C と，温暖で多雨のサンプルの撥水性強度が強いことを示す．測定には，な地域である．本試験地は，最近 15 ∼ 20 年間は間伐な体積濃度で 0，1，3，5，8.5，13，18，24，36 % のエタ

どの維持管理施業が行われておらず，立木密度は約 3500

ノール溶液を用いた．

本 ha−1 であった．

2.3 浸透強度の測定方法

尾根（Fig. 1b 中太点線）をはさんで隣接する 2 斜面の斜面での浸透強度の空間分布を明らかにするために，

斜面勾配は約 40◦ であり，一方は下層植生がまったく生斜面測線 X–Y において簡易な浸透強度測定を行った．

育せず林床が裸地化していた（斜面 A）．もう一方では

2.2 土壌撥水性の測定方法

測線は谷部から尾根に設定し，斜面長は 49 m であった
(Fig. 1b)．斜面測線の上（尾根付近）· 中 · 下部（谷部）にそれぞれ 3 ヶ所ずつ 0.3 × 0.3 m の実験区画を設置した(Fig. 1c)．この実験区画に対して噴霧器を用いて一定強度で散水し（1 分間; 2.1–5.4 mm min−1 ），区画下端に設けた厚さ約 3 mm のビニールシートにより表面流を集め

面 A および B において不撹乱土壌サンプルを採取して計量した．散水強度は，あらかじめキャリブレーショ(Fig. 1b)，土壌撥水性を測定した．土壌サンプルは深度
0，5，15，25，35，45 cm でそれぞれ各 3 サンプルを
100 cc サンプラーにより採取した．土壌の撥水性は，エンを行って求めた．地表面の微小な凹凸による貯留の影実験を行った．散水量から表面流出量を差し引くことでタノールの表面張力が小さく撥水性土壌にも浸透しや浸透量を求め，浸透強度に換算した．測定は各区画で 2

すい性質を利用する CST (Critical Surface Tension) 試験(Watson and Letey, 1970) により測定した．マイクロピ

回繰り返して行い，浸透強度がほぼ同じであることを確

シダ（ウラジロ：Gleichenia japonica）が繁茂し土壌を完全に覆っていた（斜面 B）．観測を行った小流域は尾根の一部を除いて下層植生が生育せず，表層土壌の保護は非常に乏しい．

響を排除するために 1 分間の予備散水を行い，その後にかめた上で 1 回目の結果を各区画の浸透強度とした．まシンポジウム特集

論文：ヒノキ林小流域の水文過程における土壌撥水性の役割

た，測定の直前に TDR 式土壌水分計（CS620, Campbell

Scientiﬁc 社製）を用いて各区画の体積土壌含水率を測定

11の下の土壌は親水性であった．

3.2 斜面測線での浸透強度の空間分布した．さらに CST 試験により各区画において土壌表面

斜面測線の上 · 中 · 下部にてそれぞれ 3 区画で測定さの撥水性を現場で測定した．本測定では 0, 1, 5, 10, 15,

れた平均体積土壌含水率と平均浸透強度の関係を Fig.

25, 35, 50 % のエタノール溶液を用いた．これらの測2.4 現地水文観測

3a に示す．斜面上 · 中 · 下部の平均浸透強度はそれぞれ
11.3 – 80.6，32.9 – 74.3，56.0 – 107 mm h−1（平均：48.6，
54.0，82.2 mm h−1 ）であり，斜面下部において浸透強度が有意に高かった (p < 0.01)．また，各斜面部位におい林床被覆度の異なる斜面 A および B にそれぞれ 3 ヶて土壌水分と浸透強度は弱い正の相関を示したが，いず所ずつ設置した小プロット（それぞれ A–1, 2, 3, B–1, 2,

れの土壌水分状態においても斜面下部では浸透強度が高3 とする）において表面流出量の観測を行った (Fig. 1b)．

かった．次に，Fig. 3b に上 · 中 · 下部の各 3 区画で測定

小プロットの上端と両端は波板により仕切られており，された平均体積土壌含水率と土壌撥水性（平均エタノー

幅 1 m × 斜面長 2 m でいずれも勾配は約 40◦ であった．

ル濃度）の関係を示す．土壌含水率が 25.3 % 以上のとプロットの下端に取り付けた厚さ約 3 mm のビニール

きには撥水性は示されず，それを下回ると土壌が乾燥す

シートにより表面流を樋に集め，転倒マス式流量計を用るほど撥水性が強い傾向が見られた．

定は，2005 年 5 月から約 1 ヶ月ごとに計 15 回（撥水性
測定は 2005 年 11 月から 10 回）行った．

いて表面流出量を測定した．樹木による雨水の集中（樹3.3 現地観測結果

幹流 · 樹冠通過雨）が表面流発生に重要と考えたため，
各小プロットの上端にヒノキ立木が含まれるように設定した (Miyata et al., 2007)．また，斜面 A に埋設した土壌水分計（Easy AG，Sentek 社製）により体積土壌含水率を測定した (Fig. 1b)．
小流域内の斜面測線 X–Y に隣接する平行斜面に設置した大プロットにおいて表面流出量を観測した (Fig.

1b)．大プロットは幅 8 m，斜面長 25 m，平均斜面勾配
は 43◦ であった (Gomi et al., 2008b)．大プロット上端を尾根とし，左右の境界は仕切らず，表面流は等高線に直交する方向に流れるとして集水面積を算出した．プロッ
トの下端では土壌の深度約 1 cm にアルミ板を差し込み，表面流を樋に導いた．樋の出口に設けた V ノッチ式流量堰において 5 分間隔で水位を測定し，流出量に換算した(Gomi et al., 2008b)．また，斜面土壌中の水移動を調べるために，斜面測線の下端にテンシオメータを土壌−岩盤境界面である深度 60 cm に設置し，マトリックポテン
シャルを観測した (Fig. 1c)．

Fig. 2 CST 試験による土壌撥水性測定結果．
Soil water repellency indicated by volumetric ethanol concentrations obtained by the CST test.

流域末端の流路にパーシャルフリュームを設置し (Fig.
1b)，5 分間隔で水位を観測することで流域からの流出水量に換算した (Miyata et al., 2009)．雨量は，試験地から約 500 m 離れた開けた場所において転倒マス式雨量計を用いて観測した．現地水文観測は 2004 年 10 月から
2006 年 10 月（小プロット A，B は 2006 年 2 月）まで
行った．

3. 結果
3.1 土壌撥水性
斜面 A および B において採取した土壌サンプルの撥
水性測定結果を Fig. 2 に示す．両斜面とも深度 0 cm では 3 サンプルのエタノール濃度平均値は斜面 A，B でそれぞれ 19.7，13.7 % と非常に強い

深度 5 cm では両斜面ともに

撥水性であった．

極度に強い

撥水性を示

した．一方，15 cm 以深ではいずれのサンプルも親水性（非撥水性）であることが示された．林床の被覆に関係なく，深度 0 – 5 cm の表層土壌が強い撥水性を示し，そFig. 3 斜面上 · 中 · 下部で測定した土壌含水率と (a) 浸透強度，(b) CST 試験によって測定した土壌撥水性の関係．図中のプロットは各斜面部位のそれぞれ 3 区画での測定値の平均を表
す．

Relationships between volumetric soil water content and (a) inﬁltration rate and (b) soil water repellency measured by the CST
test at upper, middle, and lower part of hillslope transect. Symbols indicate average of results obtained at three replicated plots
in each part of hillslope transect.

12

土壌の物理性第 111 号

(2009)

Fig. 4 イベント降雨量と (a) 小プロット A，(b) 小プロット B，(c) 大プロットにおける表面流量および (d) 小流域の降雨流出量の関係．降雨直前の体積土壌含水率が 20 % 未満の場合を乾燥条件，20 % 以上の湿潤条件として分類した．
Relationships between total precipitation and overland ﬂow at (a) Small-plot A, (b) Small-plot B, (c) Large-plot and (d) stream dischargeof small catchment for each rainfall event. Based on initial volumetric soil water content, results were classiﬁed into dry (< 20 %) andwet conditions (≥20 %).

降雨イベントごとの小プロット A，B と大プロットにが覆われた小プロット B においても表面流が観測されたおける表面流出量と流域からの降雨流出量を Fig. 4 に示が (Fig. 4b)，B–1，B–2，B–3 のイベントごとの平均表

す．本研究では，12 時間以上の無降雨期間を含まない総面流出率は 0.12，0.41，0.58 と小プロット A よりも小さ

降雨量 2 mm 以上の降雨を 1 降雨イベントとした．本試

い傾向が見られた．大プロットにおいても表面流が発生

験流域では降雨終了後に流域からの流出量が減少し，数していたが，その量は小さく，平均表面流出量は 0.094

日以内には 0 となる．そのため本研究では，降雨開始かとなった (Fig. 4c)．小プロット及び大プロットにおけるら降雨終了後に流出量が 0 となるまでの合計を，降雨流

表面流出量は，イベント降雨量の増加に伴って増加する出量とした．

傾向が見られた．

林床が裸地化した小プロット A においてはイベント降小流域の降雨流出量は，降雨量 50 mm 以下のイベン

雨量と同程度，ときには降雨量より多い表面流出量が観トでは平均流出率が 0.041 と降雨に対してもほとんど流測された (Fig. 4a)．各プロット (A–1，A–2，A–3) のイ

出量が増加しなかった (Fig. 4d)．一方，降雨量 50 mm

ベントごとの平均表面流出率（表面流出量／林外雨量）以上の比較的大規模なイベントに対しては流出量が大きは，それぞれ 1.24，0.61，0.46 であった．本研究では小く増加し，平均流出率は 0.30 となった．このように小流

プロット内に立木が入っているために，樹幹流や樹幹通域の降雨流出量は，イベント降雨量 50 mm をしきい値

過雨がプロット内に集中し，表面流の林外雨に対する流として応答が大きく異なった．

出率が 1.0 を超えたと考えられた．一方，シダで地表面

降雨イベント中の小プロット A の表面流出量，土壌水

シンポジウム特集

論文：ヒノキ林小流域の水文過程における土壌撥水性の役割

13Fig. 5 降雨イベント中の (a) 降雨，小プロット A における降雨中の (b) 深度 5 cm のマトリックポテンシャルと体積土壌含水率，(c–e) 表面流出量の変動および (f) 現場と土壌サンプルの水分特性曲線の比較．土壌サンプルの水分特性曲線は，Miyata et al.
(2007) により斜面 A の深度 5 cm において 100 cc サンプラーを用いて採取された土壌サンプルの測定結果を用いた．
Temporal changes in (a) rainfall, (b) matric potential and volumetric water content at 5 cm depth, (c–e) overland ﬂow at Small-plot
A during a rainfall event, and (d) comparison between water retention curves obtained by the ﬁeld observation and undisturbed soil
samples collected in the study site. The water retention curve of soil samples was obtained by Miyata et al. (2007), who collected thesamples at 5 cm depth in Hillslope A using 100 cc core samplers.

分，マトリックポテンシャルの変動を Fig. 5 に示す．本

降雨の継続とともに上昇し，累積雨量が 58.4 mm となっイベントは，総降雨量 123 mm，最大時間降雨強度 26.0
mm h−1 ，降雨継続時間 21 時間，初期土壌水分 22.4 ％の
比較的湿潤な条件であった．A–1, A–2, A–3 における表面流出量はいずれも降雨波形に良く対応していた（Fig.
5c–e 中実線）．一方，1 時間ごとの流出率はいずれのプ

た 4 月 11 日 14:00 から 11 日 23：00 まで正圧を示した．

ロットでも降雨初期に高く，降雨の継続にともなって減生などで地表面が被覆されている場合には表面流が起こ

少する傾向が見られた（Fig. 5c–e 中点線）．また深度 5らないと考えられてきた．しかしながら，小プロット B

cm のマトリックポテンシャルは，降雨初期に飽和付近(0 kPa) まで急激に上昇した後は降雨終了までほとんどの深度 5 cm で 100 cc サンプラーを用いて採取した土壌

変化しなかったが，同深度の体積土壌含水率は，降雨にと非常に大きく (Miyata et al., in review)，地表面がシダ伴ってゆっくりと上昇し，降雨終了後に減少に転じた．

で覆われた小プロット B においても表面流が発生してFig. 6 に降雨イベント中の大プロットにおける表面流
出量，流域の流出量，斜面測線下端部での土壌–岩盤境

いた (Fig. 4b)．小プロット B の表層土壌（深度 0 ∼ 5

4. 考察
4.1 表面流の発生要因
森林土壌は孔隙に富むため透水性が高いため，下層植サンプルで測定された飽和透水係数は 900 mm h−1 以上

界面でのマトリックポテンシャルの変動を示した．対象cm）が ‘非常 ∼ 極度に 強い撥水性を持つことから (Fig.
2)，表層土壌の撥水性が，林床植生で被覆されたヒノキとした 2006 年 4 月の降雨イベントは，総降雨量 143.5

林斜面における表面流発生の一因であると考えられた．

mm，最大時間降雨強度 26.3 mm h−1 ，降雨継続時間 38
時間，初期土壌含水率 25.4 % の湿潤な状態での降雨でMiyata et al. (2007) は，本研究の浸透強度測定と同様にヒノキ林斜面において 0.3 × 0.3 m の測定区画に対して水と濃度 36 % エタノール溶液，濃度 100 % エタノールを噴霧して表面流出量を測定した結果，水，濃度 36 %，濃度 100 % エタノールの表面流出率はそれぞれ 0.53，
0.21，0 であった．これらの結果も撥水性が表面流発生あった．表面流は降雨強度に対して鋭敏な応答を示した
一方で，流域の流出量は降雨開始からの累積雨量が 50

mm を超えた 4 月 11 日 13:00 の時点から急激に流量が増加した．その後，降雨ピークから遅れずに流出量もピークとなり，降雨終了後にはすばやく流量が低減した．
土壌‐岩盤境界面におけるマトリックポテンシャルは，に重要な役割をもつことを示している．

14

土壌の物理性第 111 号

(2009)

テンシャルと体積土壌含水率の観測結果を現場の土壌水分特性曲線とすると，明瞭なヒステリシスを描くことがわかる (Fig. 5f)．乾燥過程では不撹乱の 100 cc サンプルで測定した水分特性曲線 (Miyata et al., 2007) と現場での結果が非常に良好に一致したが，湿潤過程ではポテン
シャルから遅れて含水率が上昇した．このように撥水性
土壌の水分特性曲線がヒステリシスを描くことは，撥水性土壌に関する既往研究の知見と一致する（例えば，vanDam et al., 1996; Bauters et al., 2000）．
これらの観測結果から，土壌撥水性による表面流発生と雨水浸透への影響は以下のように考えられた．降雨初期の土壌が乾燥した状態では撥水性が発揮され，雨水が大孔隙からしか浸透できないためにポテンシャルは上昇
するが含水率はほとんど変化しない．そして土壌全体としての浸透強度は低く，表面流が発生する（Fig. 5 中 I）．
その後，大孔隙から土壌マトッリクスに浸透水が浸潤することにより土壌水分が上昇する．浸透水により徐々に
撥水性が弱められることで土壌の浸透強度が上昇し，表Fig. 6

降雨中の (a) 降雨，(b) 大プロットにおける表面流出量と流域からの流出量，(c) 斜面測線下端の深度 60 cm のマト
リックポテンシャルの変動．

面流出量は減少していく（Fig. 5 中 II)．降雨終了後には
撥水性がおおむね除去されており，土壌サンプルと同様の排水過程を示す（Fig. 5 中 III)．このように，撥水性Temporal changes in (a) rainfall, (b) overland ﬂow at Large-plot
and stream ﬂow, and (c) matric potential at 60 cm depth of bottom
part of hillslope transect.

と表面流発生，雨水浸透は相互に関連することが示唆さ

林床被覆の乏しい小プロット A においても小プロット

小プロット A と大プロットにおける表面流出量の比

れた．

4.3 表面流の流下と浸透B と同様に土壌の飽和透水係数が 500 mm h−1 と非常に高いにも関わらず (Miyata et al., in review)，表層土壌は強い撥水性を示したことから (Fig. 2)，土壌の撥水性が較により，斜面で発生した表面流の流下と浸透過程を検討する．両プロットの林床被覆条件はほぼ同じであったが，小プロット A に比べて大プロットでは明らかに単表面流発生の要因の一つであると考えられる．しかしな

位面積当たりの表面流出量が小さかった (Fig. 4)．降雨

がら，小プロット A では小プロット B よりも大きな表

イベントごとの小プロット A の平均表面流出量と大プ面流が発生していた (Fig. 4)．これは土壌撥水性に加えロットの表面流出量の比を求めると，2.5 ∼ 292 であって，小プロット A では地表面が保護されていないためにた（平均 29.7; 降雨イベント数 37）．両プロット内で均クラストが形成されることや（湯川 · 恩田，1995），下層

一に表面流が発生し，その全てがプロット下端に到達す

植生がなく地表面粗度が小さいこと (Gomi et al., 2008a)

る場合には両プロットの単位面積当たりの表面流出量はなどの要因による考えられる．

同じになるはずである．しかし実際には，小プロットに

4.2 土壌撥水性が表面流発生と雨水浸透に及ぼす影響

おいて樹幹流と樹冠通過雨が集中していたことを考慮に小プロット A，B および大プロットにおける表面流出

入れても，小プロットと大プロットで観測された表面流量を降雨直前の土壌水分状態で分類すると，いずれのプ

出量には大きな隔たりがあった．このことは，発生したロットにおいても乾燥条件で流出量が大きくなる傾向が

表面流は斜面を流下する過程で一部が土壌に浸透してい見られた (Fig. 4)．Fig. 3b に示されたように，土壌撥水

る，すなわち，表面流の流れは不連続であることを示し性は土壌が乾燥するほど撥水性が強く発現する水分依存ている．一般的に，森林土壌は浸透強度が空間的に不均性を示し，このような撥水性の水分依存性は多く報告さ質である (Bonell and Williams, 1986)．加えて，現地染れている（例えば，小林ら，2006; Kobayashi and Shimizu,

色実験などにより，撥水性土壌では鉛直浸透が大孔隙に

2007）．このために土壌が乾燥した条件では撥水性が強限定され，不均質となることが多く報告されている（例く，表面流出量が大きかったと考えられた．これらの観

えば，Dekker and Ritsema, 2000; Kobayashi and Shimizu,

測結果から，水分依存性をもつ撥水性強度が表面流出量2007）．このように鉛直浸透が空間的に不均質であるこを規定することが示唆された．

とが，表面流の不連続性の要因の一つと推測された．

次に，降雨イベント中の土壌撥水性と表面流および雨既往研究では，設置および観測が容易な小プロットス

水浸透の関係を検討する．Fig. 5 に示されたように，小ケールでの観測をもとに，表面流が流域の降雨流出に及プロット A の表面流出量は降雨波形に良く対応していたぼす影響について検討されてきた（例えば，Doerr et al.,が，1 時間ごとの流出率は降雨の継続にともなって減少

2003）．しかし，本研究での観測結果から，小プロット

した．また Fig. 5b に示した深度 5 cm のマトリックポの表面流観測結果を斜面全体もしくは流域全体などの大シンポジウム特集

論文：ヒノキ林小流域の水文過程における土壌撥水性の役割

15

きなスケールに単純に拡張して表面流出量を求めることが早くなることが示されている (Doerr et al., 2003)．一が難しいことが示された．したがって，プロット長が短い小プロットは，表面流による降雨流出過程での役割を方，本研究において観測を行った小流域の流出は，Fig.
6 で示されたように湿潤条件においても降雨から流出ま検討する目的には適当でなく，現象の傾向（例えば，植での遅れ時間は非常に短かった．このような違いは，土生など場の条件による表面流発生への影響）を抽出，検壌撥水性に関する既往研究が半乾燥地の比較的勾配が小討するために用いるのがよいと考えられる．

さい場所を対象としていたのに対し，本研究の小流域は4.4 流域の降雨流出に対する表面流の寄与

平均勾配が約 35◦ と非常に急峻であり土壌中の側方流がFig. 4 に示したように，大プロットにおける表面流出

速いことが原因と考えられる．このように，流域の地形

量が降雨量の増加に対して線形に増加したのに対し，小や土層深，土壌物理特性によって撥水性の降雨流出に対流域からの降雨流出量は降雨量が 50 mm を超えると急する影響が変わる点に留意する必要がある．

激に増加する非線形な応答を示した．さらに，土壌水分5. 結論

条件による流出への影響に着目すると，大プロットでは乾燥条件で表面流出量が大きかった．一方，小流域ではヒノキ林流域の降雨–流出過程における土壌撥水性の

初期土壌水分条件による流出への顕著な差が見られな影響を検討するために，撥水性の測定，斜面での浸透強

かった．この結果から，大プロットで観測される表面流度測定，林床被覆の異なる小プロットでの表面流観測，が流域の降雨流出には直接的に寄与せず，土壌撥水性は大プロットでの表面流観測，流域の流出水量観測を行っ直接的には流域の降雨流出に影響を及ぼしていないことた．ヒノキ林表層土壌の強い撥水性が表面流発生の一因が考えられる．

であり，さらに撥水性の強度によって表面流出量が変動

そこで Fig. 6 に示した降雨イベント中の大プロットにしていた．降雨中には撥水性が徐々に弱くなり，それにおける表面流出量，流域の流出量，斜面測線下端部での伴って表面流出量の減少と雨水の鉛直浸透の形態が変化

土壌マトリックポテンシャル観測結果から表面流によるするという，撥水性と表面流発生，雨水浸透の相互関係

流域の降雨流出について詳しく検討する．降雨イベントが示された．また小プロットと大プロットの比較から，の前半（累積雨量 50 mm まで）では，表面流出量が降雨

大プロットスケールでは表面流の流れが不連続であり，に対応した流出を示したのに対して，流域からの流出量

そのためにプロットサイズが大きいほど表面流出量がの増加はほとんど見られなかった (Fig. 6b)．したがって小さくなると考えられた．さらに流域スケールでは，斜降雨の前半には，斜面で発生した表面流は，ほとんど渓面下部では斜面上 · 中部に比べて浸透が卓越するために流水として流出しなかったと考えられる．一方，降雨後

斜面末端すなわち渓流まで到達する表面流は非常に少な

半には流域の流出量が大きく増加し，表面流出量を大きく，降雨流出における表面流の寄与は小さく土壌中の側く上回った．この流域からの流出量の急激かつ大きな増方流が支配的であることが示唆された．

加は，斜面下端の土壌–岩盤境界面のマトリックポテン

本研究で示された表面流発生と水分特性曲線のヒステ

シャルが正となる，すなわち飽和帯が形成されたタイミ

リシスなどの土壌撥水性による影響を組み込むことで，ングとほぼ一致した (Fig. 6)．したがって，このような実際の水移動現象に即した水文モデルの構築に貢献する

流域の流出水の大きな増加は表面流よりもむしろ土壌中と考えられる（小杉，2005）．本試験流域では，プロットの飽和側方流によるものと推察された．

スケールでは表面流が観測されたが，その流域からの降

このように，大プロットにおいて観測された表面流が雨流出への寄与は限定的であった．しかしながら本流域

流域の降雨流出に寄与しなかった一因は，斜面下部におでは，表面流発生にともなう表層土壌の侵食 (Fukuyama

いて浸透が卓越したためと考えられる．Fig. 3 に示したように，斜面下部においては，斜面上 · 中部に比べて常et al., 2008; Miyata et al., in review)，栄養塩流出 (Zhang
et al., 2007) が報告されており，持続的な森林管理を考えに浸透強度が高かった．そのため，斜面下部では表面流る上で表面流の抑制は重要な要素であると考えられる．

の発生量が抑制されることに加えて，斜面上 · 中部で発なお本研究は，科学技術振興機構 (JST) の戦略的創造研

生した表面流の浸透も促すことで表面流は斜面末端に位究推進事業 (CREST)「森林荒廃が洪水 · 河川環境に及ぼ置する渓流に到達しなかったと考えられる．これらの結す影響の解明とモデル化（代表：筑波大学 · 恩田裕一）」

果から，斜面上 ∼ 中部に設置された大プロットでの表面および科学研究費補助金 (18–2862) により行いました．

流観測結果を斜面全体の表面流出としては扱うことがで

引用文献

きず，斜面下端まで到達する表面流は非常に少なく降雨
流出には直接寄与しないことが示唆された．

Bauters, T.W.J., Steenhuis, T.S., DiCarlo, DA., Neiber, J.L.,

土壌が撥水性を示す流域で行われた既往研究において

Dekker, L.W., Ritsema, C.J., Parlange, J.-Y., and Haverkamp,

も，撥水性の影響によって表面流出量は増加するが，流R. (2000): Physics of water repellent soils. Journal of Hydrol-

域スケールの流出量が顕著に増加することはないという

ogy, 231–232: 233–243.

本研究と同様の結果が報告されている（例えば，Prosser

Burch, G.J., Moore, I.D., and Burns, J. (1989): Soil hydropho-

and Williams, 1998; Doerr et al., 2003）．しかし同時に，

bic effects on inﬁltration and catchment runoff. Hydrological

乾燥した撥水性が強く発現する条件では流域の流出応答

Processes, 3: 211–222.

土壌の物理性

16

Bonell, M. and Williams, J. (1986): The generation and redistribu-

第 111 号

(2009)

応用．土壌の物理性，100：15–26．

tion of overland on massive oxic soil in a eucalypt woodland

Miyata, S., Kosugi, K., Gomi, T., Onda, Y., and Mizuyama, T.

within the semi-arid tropics of north Australia. Hydrological(2007): Surface runoff as affected by soil water repellency inProcesses, 1: 31–46.

a Japanese cypress forest. Hydrological Processes, 21: 2365–

Dekker, L.W. and Ritsema, C.J. (2000): Wetting patterns andmoisture variability in water repellent Dutch soils. Journal of

2376.
Miyata, S., Kosugi, K., Nishi, Y., Gomi, T., Sidle, R.C., andMizuyama, T. (2009): Spatial pattern of inﬁltration rate andHydrology, 231-232: 184–164.
Doerr, S.H., Ferreira, A.J.D., Walsh, R.P.D., Shakesby, R.A.,
Leighton-Boyce, G., and Coelho, C.O.A. (2003): Soil wa-

its effect on hydrological processes in a small headwater catchment. Hydrological Processes (accepted).

ter repellency as a potential parameter in rainfall-runoff mod-Miyata, S., Kosugi, K., Gomi, T., and Mizuyama, T. (2009): Ef-

elling: experimental evidence at point to catchment scales

fects of forest ﬂoor coverage on overland ﬂow and soil erosion

from Portugal. Hydrological Processes, 17: 363–377.

on hillslopes in Japanese cypress plantation forests. Water Re-

Fukuyama, T., Onda, Y., Takenaka, C., and Walling, D.E.
(2008): Investigating erosion rates within a Japanese cypress plantation using Cs-137 and Pb-210ex measurements. Journal of Geophysical Research, 113, F02007,
doi:10.1029/2006JF000657.

sources Research (in review).
恩田裕一編 (2008)：人工林荒廃と水 · 土砂流出の実態．岩波書店，東京．

Prosser, I.P. and Williams, L. (1998) The effect of wildﬁre on

andrunoff and erosion in native Eucalyptus forest. Hydrological
Processes, 12: 251–265.

Onda, Y. (2008a): Dynamic runoff connectivity of over-

酒井正治，井上輝一郎，岩川雄幸 (1987)：粗大有機物の土壌へ

land ﬂow on steep forested hillslopes: scale effects andの混入量 (III) — 斜面位置の違いによるヒノキ葉混入量 —．

runoff transfer. Water Resources Research, 44, W08411,

第 98 回日本林学会論文集：193–196．

Gomi,

T.,

Sidle,

R.C.,

Miyata,S.,

Kosugi,S.,

van Dam, J.C., Wosten, J.H.M., and Nemes, A. (1996): Unsat-

doi:10.1029/2007WR005894.
Gomi, T., Sidle, R. C., Ueno, M., Miyata, S., and Kosugi, K.
(2008b): Characteristics of overland ﬂow generation on steep
forested hillslopes of central Japan. Journal of Hydrology, 361

urated soil water movement in hysteretic and water repellent
ﬁeld soils. Journal of Hydrology, 184: 153–173.
Watson, C.L. and Letey, J. (1970): Indices for characterizing soilwater repellency based upon contact angle-surface tension re-(3-4): 275–290.
服部重昭，阿部敏夫，小林忠一，玉井幸治 (1992)：林床被覆がヒノキ人工林の侵食防止に及ぼす影響．森林総合研究所研

lationships. Soil Science Society of America Proceedings, 34:
841–844.
湯川典子，恩田裕一 (1995)：ヒノキ林において下層植生が土壌究報告，362：1–34．
小林政広，釣田竜也，伊藤優子，加藤正樹 (2006)：ヒノキ人工林および隣接する落葉広葉樹林における土壌の撥水性の空の浸透能に及ぼす影響 (I) 散水型浸透計による野外実験．日
本林学会誌，77(3)：224–231．

Zhang, Z., Fukushima, T., Onda, Y., Gomi, T., Fukuyama, T.,

間分布．日本森林学会誌，88 (5)：354–362

Kobayashi, M. and Shimizu, T. (2007): Soil water repellency inSidle R.C., Kosugi, K., and Matsushige, K. (2007): Nutrienta Japanese cypress plantation restricts increases in soil wa-

runoff from forested watersheds in central Japan during ty-

ter storage during rainfall events. Hydrological Processes, 21:

phoon storms: implications for understanding runoff mecha-

2356–2364.

nisms during storm events. Hydrological Processes, 21: 1167-

小杉賢一朗 (2005)：森林における水循環研究への土壌物理学の

要

1178.

旨

ヒノキ林流域の水流出過程における土壌撥水性の影響を検討するために，撥水性の測定，斜面での浸透強度測定，林床被覆の異なる小プロットでの表面流観測，大プロットでの表面流観測，渓流水量観測を行った．その結果，ヒノキ林表層土壌の撥水性が表面流発生の一因となり，土壌水分に依存する撥水性の強度により表面流出量が変動することが示された．降雨中には撥水性が徐々に弱められ，それに伴う表面流出量の減少と雨水の鉛直浸透の形態が変化した．また小プロットと大プロットの比較から，大プ
ロットでは表面流の流れが不連続となり，観測スケールが大きいほど表面流出量が小さくなることが明らかとなった．さらに流域スケールでは，斜面下部において浸透が卓越するために降雨流出に対する表面流の寄与は小さく，流域スケールでは土壌撥水性の降雨流出に対する影響は小さいことが示唆された．
キーワード：土壌撥水性，ホートン型表面流，降雨 – 流出過程，浸透能空間分布

下水処理水および道路排水の土壌浸透処理による水質変化とそのリスク評価
古米弘明 1 · 村上道夫 2 · 中田典秀 3 · 高田秀重 4

Water quality change of road runoff and secondary efﬂuent by soil aquifer treatment and their risk
evaluation
Hiroaki FURUMAI1 , Michio MURAKAMI2 , Norihide NAKADA3 , and Hideshige TAKADA4

Abstract: In order to establish the sustainable urban water cycle, it is necessary to evaluate potentials of utilizing
secondary efﬂuent and road runoff as self-owned water resources in urban areas. Groundwater replenishment by inﬁltration of secondary efﬂuent and rainwater is a promising
option to secure self-owned water resource in urban area.
Therefore, it is expected to understand the dynamic changeof their water quality and to assess the risk and the acceptability for water use. In this study, we conducted soil inﬁltration column tests for secondary efﬂuent and road runoff
to evaluate the treatment performance. Furthermore, we
proposed the comparative representation of water qualitiesof percolating water with those of rivers throughout Japanso that citizens could understand their water quality risk
and acceptability for water use.
Key Words : soil aquifer treatment, water quality puriﬁcation, road runoff, secondary efﬂuent, water quality evaluation

1. はじめに源である地下水の涵養促進に基づいた水環境管理が期待されている．その地下水涵養の対象となる水として，屋
根雨水だけでなく下水処理水や道路排水などが考えられる．
下水処理水や道路排水の涵養では，その「質」の動態変化を理解した上で，都市内における水利用の観点から水質を評価することが必要である（古米, 2006）．特定施設である下水処理場からの処理水を地下に涵養することは，わが国では水質汚濁防止法によって原則的に禁じられているが，例えばカリフォルニア州のように水資源不足の地域では，下水処理水の涵養は自己水源を確保するための有望な選択肢の一つとなっている．雨水流出抑制型下水道システムとして，屋根雨水だけでなく道路排水を地下浸透させる施設の導入は，石神井川や白子川流域
において 1980 年代に導入され，その流出抑制や地下水
涵養の効果が立証されている（村上ら, 2008）．しかしながら，下水処理水には有機物，窒素，リン，重金属類に加えて，医薬品類，合成洗剤成分，女性ホルモン類が含大都市圏の用水が流域外からの取水に大きく依存してまれており，道路排水にはカーワックスなどに由来する

おり，河川上流におけるダムや堰などの建設を含む水源

フッ素系界面活性剤といった微量汚染物質が含まれていの開発に伴い，河川水量の平滑化及び取水後の流量低下，ることも知られている（真名垣ら, 2005; Han et al., 2006;

中下流域における各種都市排水による水質汚濁といった

Nakada et al., 2006; Murakami et al., 2009）．土壌には粒問題が顕在化している．水循環系の健全化への対応は喫子に付着した汚染物質を物理的に除去するだけでなく，緊の課題である（水循環系再生構想検討委員会, 2003）．

微生物による有機物分解やリンや重金属の吸着などによ

持続可能な水資源を確保するために，現行のフロー型水

り水質を浄化する能力があることが知られているが（高利用システムから，循環型水利用システムへと改変する

井 · 三好, 1977; Yong et al., 1992），下水処理水や道路排必要性が高まっている．特に，都市内の貴重な自己水資

水を土壌浸透することで，地下水汚染を引き起こす危険性もあり，浸透過程における水質浄化能を正しく理解す

1 Research Center for Water EnvironmentTechnology,Schoolof Engineer-ing, The University of Tokyo, 7-3-1 Hongo, Bunkyo, Tokyo 113-8656,
Japan. Corresponding author: 古米弘明, 東京大学大学院工学系研究科
附属水環境制御研究センター

2 ”Wisdom of Water” (Suntory), Corporate Sponsored Research Program,
Organization for Interdisciplinary Research Projects, The University ofTokyo, 7-3-1 Hongo, Bunkyo, Tokyo 113-8656, Japan
3 Research Center for Environmental Quality Management, Kyoto University, 1-2 Yumihama, Otsu, Kyoto 520-0811, Japan
4 Laboratory of Organic Geochemistry (LOG), Institute of Symbiotic Science and Technology, Tokyo University of Agriculture and Technology,
Fuchu, Tokyo 183-8509, Japan
2008 年 12 月 6 日受稿 2009 年 2 月 10 日受理
土壌の物理性 111 号, 17–24 (2009)

る必要性がある．
我々は，下水処理水や道路排水に対する水質浄化能を土壌カラムによる浸透処理を通じて検討した結果を既に報告してきた（篠原ら, 2006; Nakada et al., 2007;

Murakami et al., 2008a）．
本報では，下水処理水や道路排水を用いた土壌カラム
実験の結果を比較することで，多様な汚染物質に対する
土壌浸透処理の有効性を評価した．さらに，土壌浸透処理を行った下水処理水や道路排水の間接的な水利用を想土壌の物理性

18

第 111 号

(2009)

いてはタイゴンチューブ（サンゴバン株式会社製）を用いた．
下水処理水および道路排水の通水流量は 300 mL h−1(10 mm h−1 ) とした．
また，道路排水では，浸透条件により土壌吸着能が変化するかを検証するため，50 cm カラムを用いて連続的に浸透させるケースと 24 時間間欠で浸透させるケースの 2 条件で実験を行った．
実験期間は，下水処理水の場合は 80 日間，道路排水の連続浸透の場合では 79 日間，間欠浸透の場合で 157 日間であった．なお，79 日間の連続浸透や 157 日間の間欠
Fig. 1 土壌カラム実験装置．
Soil inﬁltration column test setup.

浸透による道路排水の浸透量は，土壌浸透面積に対して
約 11–12 年分の降水量に相当する．

2.3 分析項目
定して，浸透水の水質リスクを評価検討した事例を紹介する．

カ ラ ム 流 入 水（ 下 水 処 理 水 お よ び 道 路 排 水 ）及 び流 出 水 を そ れ ぞ れ 採 取 し ，そ の 溶 存 態 を 分 析 に 供 し

2. 実験方法

た ．両 実 験 に お い て ，有 機 物 (CODMn ，DOC)，窒 素類（全窒素 (T-N)，亜硝酸態窒素 (NO2 -N)，硝酸態窒

2.1 実験材料

素 (NO3 -N)，アンモニア態窒素 (NH4 -N)），リン類 (全

元農地であった児童公園内で GL −0.9 ∼ −1.2 m 範

リン (T-P)，リン酸態リン），重金属類（Cu，Zn，Ni，
Mn な ど ），女 性 ホ ル モ ン 様 活 性 を 測 定 し た ．ま た ，
下 水 処 理 水 を 用 い た 実 験 で は ，医 薬 品 類（triclosan,
crotamiton, carbamazepine, diethyltoluamide な ど ），蛍
光増白剤 (4,4’-bis[(4-anilino-6-morpholino-1,3,5-triazin2-yl)amino]stilbene-2,2’-disulfonate (DAS1)，4,4’-bis(2sulfostyryl)biphenyl (DSBP))，直鎖アルキルベンゼンス
ルホン酸塩 (LAS)）も測定した．道路排水を用いた実験
では，アルカリ土類金属 (Mg，Sr，Ba)，フッ素系界面活性剤 (perﬂuorooctane sulfonate (PFOS)，perﬂuorooctane
sulfonamide (FOSA)) も測定した．有機物，窒素類，リ囲の関東ローム土壌を採取し，カラム実験土壌として使用した．採取土壌は，自然乾燥後，ステンレス製の篩を用いて土壌粒径 75 μ m ∼ 2 mm に分別した．75 μ m ∼ 2

mm の範囲に分別した土壌を直径 200 mm，高さ 600 mmのステンレス製カラム (Fig. 1) に土壌の厚さ 20 cm 及び50 cm となるように充填した（それぞれ 20 cm カラム，
50 cm カラム）．破過しやすいような物質は，土壌量の少ない 20 cm カラムにおいて除去率の顕著な低下が見られることを期待した．土壌の pH は 6.1，灼熱減量は 14.8%，全有機炭素量は 18 mg g−1 ，全窒素は 1.3 mg g−1 ，全リンは 0.40 mg g−1 であった．

ン類，重金属類およびアルカリ土類金属の分析方法の詳

土壌カラムに浸透させる都市排水は，下水処理水，道細は，日本工業標準調査会 (1998) に，女性ホルモン様路排水の 2 種類とした．下水処理水は，原則的に 1 週間

たものを用いた（篠原ら, 2006; Nakada et al., 2007）．塩

活性については中田ら (2006) に，医薬品類についてはNakada et al. (2006) に，蛍光増白剤については Hayashi
et al. (2002) に，LAS については真名垣ら (2005) に，フッ素系界面活性剤については Murakami et al. (2008b)

素添加を施し，土壌カラムに通水するまでは 5 ℃で保管に記載した．

に 1 回の頻度で標準活性汚泥法による二次処理水を採水
し，塩素を添加してから少なくとも 24 時間以上経過しした．道路排水は，首都高速道路から採取した塵埃と地下水（静岡県志太郡大井川町）とを固液比 25 L kg−1 にて 6 時間混合させ，15 時間以上静置した上澄み液を模擬的な排水として実験に供した (Murakami et al., 2008a)．

3. 結果と考察
3.1 下水処理水の土壌浸透実験

2.2 浸透実験条件

Fig. 2 に下水処理水を流入水として用いた際の 20 cm，50 cm カラムでの除去率変化の例を示す．除去率 RE は、

下水処理水および道路排水を通水する前に，カラム充

次式のように定義した．

填土壌中に蓄積された汚染物質の溶出を行うために静岡
県志太郡大井川町から採水した地下水を通水した．下水処理水を用いた実験では，地下水を流量 100 mL min−1(3.3 mm h−1 ) で 10 日間，道路排水を用いた実験では，流量 150 mL h−1 (5 mm h−1 ) で 14–15 日間，通水した．
通水はペリスタポンプ（東京理化機械株式会社製）により行った．実験に使用する器材は溶存する物質の容器による吸着等の影響を避けるために，ステンレス製のものを用いることとし，送液ポンプローラー部配管につRE = 1 −Cout /Cin
Cout : カラム流出水中濃度
Cin : カラム流入水中濃度
なお、毎週 1 回大量に採水した下水処理水を冷蔵庫に保管し流入させたことから、除去率の算出にはこの流入
水濃度と各経過日数における流出水濃度を用いた．

DOC 除去率の変動は大きく，実験開始から 10 ∼ 40
日間では除去率 20–40 % と小さかったものの，通水開始
40 日後以降で安定となり，80 % 程度まで上昇した．

シンポジウム特集

論文：下水処理水および道路排水の土壌浸透処理による水質変化とそのリスク評価

19

Fig. 2 下水処理水中汚染物質の土壌浸透処理による除去率の変化．(a) DOC, (b) T-N, (c) T-P, (d) Cu, (e) crotamiton, (f) 女性ホル
モン様活性．
Changes of removal efﬁciencies of pollutants in wastewater efﬂuents by soil aquifer treatment. (a) DOC, (b) T-N, (c) T-P, (d) Cu, (e)crotamiton, (f) estrogenic activity.

Fig. 3 実験後期における下水処理水中汚染物質の土壌浸透処理による除去率．
Removal efﬁciencies of pollutants in wastewater efﬂuents by soil aquifer treatment in the late stage.

20

土壌の物理性第 111 号

(2009)

Fig. 4 道路排水中汚染物質の土壌浸透処理による除去率の変化．(a) CODMn , (b) T-N, (c) Ni, (d) Mn, (e) Sr, (f) PFOS．
Changes of removal efﬁciencies of pollutants in road runoff by soil aquifer treatment. (a) CODMn , (b) T-N, (c) Ni, (d) Mn, (e) Sr, (f)PFOS.

流出水窒素濃度の変動として，NH4 -N が浸透開始後しば2006)．これらの成分は難吸着性，難微生物分解性のたらくすると急激に低下するものの，NO3 -N が増加する

め，土壌による除去に限界があったと考えられる．

ことが確認された．これは，土壌微生物による硝化作用た．これは，実験初期に一時的にアンモニアが土壌に吸実験後期（43–80 日）における除去率の平均値，5 % 値，
25 % 値，75 % 値，95 % 値を Fig. 3 に示す．下水処理水を用いた土壌浸透処理では，有機物，リン，Cu を除く
重金属類，女性ホルモン類，triclosan などの一部の医薬品類，蛍光増白剤，LAS の除去に有効であった．一方，
窒素，Cu，carbamazepine，crotamiton，diethyltoluamide

着され，その硝化に伴い溶出されたのか、充填した土壌などの医薬品類の除去率は低く，これらの成分が地下水

自体の有機物の分解に伴う窒素溶出が生じたものと推察へと到達しやすいことが示唆された．

によるものと推察された．硝化は進行したものの数十日経過後でも T-N の除去率は 20 % 以下であり，脱窒は進
まず窒素除去は必ずしも期待できないことが分かった．
また、T-N の除去率は通水開始 21–35 日後で負となっされた．

3.2 道路排水の土壌浸透実験

Cu 以外の重金属類およびリン，女性ホルモン様活性Fig. 4 に道路排水を流入水として用いた際の各カラムについては，実験期間を通じて安定的な除去効率が確認

での除去率の変化例を示す．除去率はさきほどと同じよされた．カラム流出水の Cu の濃度は徐々に上昇するとうに定義した．なお、カラム流入水である道路排水は道いう典型的な破過現象が見られた．特に，土壌量の少な

路塵埃と地下水による人工的に混合して作成しているこい 20 cm カラムにおいて濃度上昇が顕著であり，破過がとから、実験期間中に 3–4 回の分析値の平均を．カラム生じたことが裏付けられた．

流入水中濃度とした．

Crotamiton などの一部の医薬品は，土壌による除去率が低かった．これらの成分はオクタノール / 水分配係数(Kow ) も微量有機成分の中では相対的に低く，下水処理でも除去されにくいという特徴があった (Nakada et al.,

下水処理水の場合と同様に，有機物，リン，女性ホルモン様活性については概ね良好な除去率を示した．連続，間欠の浸透条件の違いによる土壌浄化能については，有機物指標である CODMn において顕著な違いが見られ，

シンポジウム特集

論文：下水処理水および道路排水の土壌浸透処理による水質変化とそのリスク評価

21

Fig. 5 実験後期における道路排水中汚染物質の土壌浸透処理による除去率．
Removal efﬁciencies of pollutants in road runoff by soil aquifer treatment in the late stage.

間欠浸透により相対的に良好で安定した除去が期待でき異なることが考えられる．有機物との錯体形成といったることが明らかとなった．これは，間欠浸透は結果的に存在形態によって，土壌中での重金属類の移動性が異な

2 倍の反応時間であることに加え，酸素供給に有利であることが報告されており (Murakami et al., in press)，重るためと考えられる．

金属類に対する土壌浸透処理による水質浄化能を考慮す

窒素は，下水処理水の場合と同様に十分には除去される際には，形態別に評価することが重要と考えられた．

ず，実験開始時から低い除去率となった．道路排水中のフッ素系界面活性剤は，実験初期には除去されたもの

無機態窒素は，ほとんどが NO3 -N であり，浸透後徐々の，20 cm カラムからの流出水の濃度が徐々に上昇した．

に増加していることから土壌中で有機態窒素が無機化さ

特に，PFOS 濃度は実験後期には 20 cm カラム流出水のれ，硝化されるものと考えられる．

方が流入水の濃度よりも高かった．これは，前駆物質がCu や Zn など重金属類の多くは除去されたものの，ア
ルカリ土類金属の除去率は徐々に低下した．特に 20 cm

微生物分解されることで PFOS が生成されたものと考え

カラムでの除去率の低下が顕著であり，破過が生じたこ

実験後期（連続浸透：44–79 日，間欠浸透：87–157 日）

られる．

とが裏付けられた．また，Ni も連続浸透条件で，44 日

における除去率を Fig. 5 に示す．道路排水を用いた土壌

目以降に除去率の低下が見られた．間欠浸透条件の除去

浸透処理では，有機物，リン，Cu や Zn といったほとん

率の方が高かった理由として，土壌に吸着された有機物

どの重金属類，女性ホルモン類の除去に有効であった．

が Ni に対して新たな吸着サイトを提供した可能性が考

一方，窒素，Ni，アルカリ土類金属，フッ素系界面活性えられる．Mn は実験開始時から除去率が負となり，土剤の除去率は低く，これらの成分が地下水へと到達しや壌からの溶出が確認された．嫌気条件下において Fe 酸

すいことが示唆された．

化物や As とともに Mn 酸化物が土壌から溶出されるこ3.3 浸透水の水質リスク評価とが知られている (Takahashi et al., 2004) が，本研究で下水処理水，道路排水，およびそれらの土壌浸透水のは土壌から Fe や As は溶出されなかった．下水処理水と水質リスクを評価するために，水道水質基準値および環道路排水との間で Cu，Ni，Mn の除去率に違いがあった

境基準値との比較を行った (Table 1)．有機物，リン，Zn

原因のひとつとして，各試料における金属の存在形態がに関しては，土壌浸透処理によりこれらの基準値を満足

土壌の物理性

22

第 111 号

(2009)

Table 1 土壌浸透処理水の水質と水質基準との比較（平均値 ± 標準偏差；浸透処理水の水質は実験後期における平均値）．
Comparison in water qualities between percolating efﬂuent and quality standard in Japan. (Arithmetic mean ± standard deviation;
Water qualities in 20-cm column efﬂuents: Arithmetic mean values in the late stage) .

DOC(NO2 + NO3 )-N
T–N
T–P
Cu
Zn
Mn
Crotamiton
Triclosan[mg L−1 ][mg L−1 ][mg L−1 ][mg L−1 ][mg L−1 ][mg L−1 ][mg L−1 ][ng L−1 ][ng L−1 ]Secondary efﬂuent
20-cm column
Column inﬂuent
efﬂuent

Road runoff
20-cm column
Column inﬂuent
efﬂuent

Water quality
standard

5.4 ± 0.4
0.04 ± 0.03
35 ± 30.20 ± 0.05
0.006 ± 0.002
0.021 ± 0.004
0.022 ± 0.003
410 ± 40300 ± 30

5.8 ± 4.2
2.1 ± 1.6
4.3 ± 1.8
0.059 ± 0.038
0.037 ± 0.006
0.13 ± 0.04
0.008 ± 0.007
n.a. an.a.

< 5b< 10bc< 0.1-1d< 0.005-0.1d< 1bb< 1 ,< 0.03d< 0.05bn.a.
n.a.

2.2 ± 1.3
25 ± 230 ± 30.003 ± 0.001
0.005 ± 0.001
0.004 ± 0.003
0.002 ± 0.001
400 ± 40
7.4 ± 4.3

2.1 ± 0.3
2.5 ± 0.6
3.2 ± 0.5
0.002 ± 0.001< 0.001
0.004 ± 0.001
0.015 ± 0.006
n.a.
n.a.

a

Not available
Drinking-water quality standardcEnvironmental quality standards for human health (public water body and groundwater)dEnvironmental quality standards for conservation of the living environment (lake water)b

Fig. 6 土壌浸透処理水の水質と一級河川水質との比較（浸透処理水の水質は実験後期における平均値）．(a) DOC, (b) T-N, (c)crotamiton, (d) triclosan．
Comparison in water qualities between percolating water and the ﬁrst grade rivers. Water qualities in 20-cm column efﬂuents: Arithmetic mean values in the late stage. (a) DOC, (b) T-N, (c) crotamiton, (d) triclosan.

するレベルまで水質が改善されたことが確認された．そ下水処理水および道路排水の土壌浸透処理による各水の一方で，下水処理水の土壌浸透水において，水道水質

質濃度の変化について，河川の水質累積頻度分布（小松基準や水質環境基準の健康項目となっている亜硝酸態

ら, 2007; Nakada et al., 2008）と比較した結果を Fig. 6 におよび硝酸態窒素の濃度については，それらの基準値を示す．下水処理水や道路排水の DOC 濃度は河川のパー超過していた．また，医薬品類については水道水質基準

センタイル順位約 80 % に相当していたが，土壌浸透処

や水質環境基準がないため，その評価を行うことはでき

理により，約 20 % まで低下していた．医薬品のひとつ

ない．

である triclosan も，下水処理水のパーセンタイル順位はうことを試みた．一級河川は全国的にもよく知られた存

100 % を超過していたが，土壌浸透処理によって約 20% まで低下していた．このことは，下水処理水を土壌浸在であることや水質データの蓄積があることから，下水透処理することで，良好な一級河川の水質並みに改善さ

処理水や道路排水の土壌浸透水のような再生水の水質リれることを示している．

さらに，我が国の河川水質との相対的な比較評価を行

スクを相対的に評価する上で有効だと判断した．また，

逆に，T-N や crotamiton は水質レベルの改善が見られ河川では実際に多様な水利用が行われていることから，なかった．特に，T-N は，下水処理水の土壌浸透処理後

医薬品類のように現行の水質基準や安全性の判定基準のにおいても，パーセンタイル順位は 100 % を超過していない様々な成分に対しても，そのリスクについての物差た．全国的に知られた河川の水質累積頻度分布と比較す

しとして適用できるという利点がある．

ることにより，下水処理水の土壌浸透水が極端に汚染さまず，109 の全国一級河川から各地方から 4 河川ずつ，れていることが容易に判断できる．下水処理水の T-N の

全 36 河川を選択した．109 河川と選択した 36 河川とのように，土壌浸透による除去率が低く，一級河川の水質

間に，流域面積や T-N といった一般水質項目の測定値のと比較して汚染が顕著な項目に対しては，土壌浸透前に分布に大きな差がなかったことから，十分な代表性があると判断した（原田ら, 2006）．

前処理の導入といった対策が必要であると考えられた．
下水処理水の T-N のように，土壌浸透による 除去率が

シンポジウム特集

論文：下水処理水および道路排水の土壌浸透処理による水質変化とそのリスク評価

23

低く，一級河川の水質と比較して汚染が顕著な項目に対水 循 環 系 再 生 構 想 検 討 委 員 会 (2003):健 全 な 水 循 環 系

しては，土壌浸透前に前処理の導入といった対策が必要

構 築 に 関 す る 関 係 省 庁 連 絡 会 議 報 告 書「 健 全 な 水 循
環 系 構 築 の た め の 計 画 づ く り に 向 け て 」に つ い てであると考えられた．

4. おわりに
土壌カラム実験の結果から，土壌浸透処理は，有機物，
リン，ほとんどの重金属類，女性ホルモン類，蛍光増白剤，LAS といった様々な汚染物質の除去には十分に有効に機能するものの，窒素，Cu，Mn，Ni，アルカリ土類金属，carbamazepine，crotamiton，diethyltoluamide などの医薬品，フッ素系界面活性剤の除去には限界があることが明らかとなった．
さらに，我が国で知られた一級河川の水質と相対比較することで，都市内自己水源の水質リスクを理解しやす

http://www.Mlit.Go.Jp/tochimizushigen/mizsei/junkan/
Murakami, M., Fujita, M., Furumai, H., Kasuga, I. and Kurisu, F.
(in press): Sorption behavior of heavy metal species by soakaway sediment receiving urban road runoff from residential
and heavily trafﬁcked areas. J. Hazard. Mater.
村上道夫, 古米弘明, 中島典之, Haltota K.P.K. Jinadasa, Rupak K.

Aryal (2008) : 降雨特性の異なる 66 降雨における雨水浸透施設からの浸透量の評価. 用水と廃水, 50: 227–233.

Murakami, M., Sato, N., Anegawa, A., Nakada, N., Harada, A.,
Komatsu, T., Takada, H., Tanaka, H., Ono, Y. and Furumai, H.
(2008a): Multiple evaluations of the removal of pollutants inroad runoff by soil inﬁltration, Water Res., 42: 2745–2755.

い形で提示する可能性を示した．特に，下水処理水を土Murakami, M., Imamura, E., Shinohara, H., Kiri, K., Mura-

壌浸透処理しても，硝酸態および亜硝酸態窒素濃度は水

matsu, Y., Harada, A. and Takada, H. (2008b): Occurrence and質基準を超過し，一級河川の水質と比較してもその汚染

sources of perﬂuorinated surfactants in rivers in Japan, Envi-は顕著であることが示された．下水処理水の地下水涵養
や再生水の確保においては，涵養前に窒素除去を導入する必要性があることが明らかとなった．

謝辞
本研究成果は，JST（独立行政法人科学技術振興機）の
戦略的創造研究推進事業 (CREST) の研究課題「リスクron. Sci. Technol., 42: 6566–6572.
Murakami, M., Shinohara, H. and Takada, H. (2009): Evaluationof wastewater and street runoff as sources of perﬂuorinatedsurfactants (PFSs). Chemosphere, 74: 487–493.
中田典秀, 東谷忠, 宮島潔, 小森行也, 鈴木穣 (2006): 下水および河川水試料に含まれるエストロゲン様物質の検索手法の検討. 環境化学, 16: 389–401.

管理型都市水循環系の構造と機能の定量化」（代表:古米Nakada, N., Kiri, K., Shinohara, H., Harada, A., Kuroda, K., Tak-

弘明教授）で得られたものである．ここに記して，謝意

izawa, S. and Takada, H. (2008): Evaluation of pharmaceu-を表します．

ticals and personal care products as water-soluble molecularmarkers of sewage. Environ. Sci. Technol., 42: 6347–6353.

引用文献
古米弘明 (2006): 都市水循環系における汚濁物の流れと持続的水利用. 環境科学会誌，19: 425–434.

Han, Y.H., Lau, S.L., Kayhanian, M. and Stenstrom, M.K. (2006):
Correlation analysis among highway stormwater pollutants
and characteristics. Water Sci. Technol., 53(2): 235–243.
原田新, 中田典秀, 山下尚之, 佐藤修之, 伊藤光明, 鈴木穣, 田中宏
明, 古米宏明 (2006) :全国河川水質分布との相対比較による
都市再生水の水質評価. 環境工学研究論文集, 43: 501–508.

Hayashi, Y., Managaki, S. and Takada, H. (2002): Fluorescent whitening agents (FWAs) in Tokyo Bay and adjacentrivers: Their application as anthropogenic molecular markers in coastal environments. Environ. Sci. Technol., 36: 3556–
3563.
小松俊哉, 真部良章, 姫野修司, 原田新, 村上道夫, 古米弘明

(2007): 全国河川水の変異原性生成能の分布及び一般水質項
目・河川特性との関連性. 水環境学会誌, 30: 433–440.
真名垣聡, 小嶋早和香, 原田新, 中田典秀, 田中宏明, 高田秀重

(2005): 高速液体クロマトグラフィー質量分析計による直鎖
アルキルベンゼンスルホン酸塩および分解産物の分析方法の開発と環境試料への応用. 水環境学会誌, 28: 621–628.

Nakada, N., Tanishima, T., Shinohara, H., Kiri, K. and Takada,
H. (2006): Pharmaceutical chemicals and endocrine disruptersin municipal wastewater in Tokyo and their removal during
activated sludge treatment. Water Res., 40: 3297–3303.
Nakada, N., Yamashita, N., Miyajima, K., Suzuki, Y., Tanaka,
H., Shinohara, H., Takada, H., Sato, N., Suzuki, M., Ito, M.,
Nakajima, F. and Furumai, H. (2007): Multiple evaluation ofsoil aquifer treatment for water reclamation using instrumental
analysis and bioassay. In: Furumai, H., Kurisu, F., Katayama,
H., Satoh, H., Ohgaki, S., Thanh, N.C., editor. Southeast Asian
Water Environ., 2: 303–310.
日本工業標準調査会 (1998): 工場排水試験方法, JIS K 0102
篠原裕之, 村上道夫, 真名垣聡, 小嶋早和香, 高田秀重, 佐藤修之,
鈴木穣, 中田典秀 (2006): 土壌浸透過程における水溶性微量
有機物質の除去. 環境科学会誌, 19: 435–444.

Takahashi, Y., Minamikawa, R., Hattori, K.H., Kurishima, K., Kihou, N. and Yuita, K. (2004): Arsenic behavior in paddy ﬁelds
during the cycle of ﬂooded and non-ﬂooded periods. Environ.
Sci. Technol. 38: 1038–1044.
高井康雄, 三好洋 (1977): 土壌通論. 朝倉書店, 東京.

Yong, R.N., Mohamed, A.M.O., Warkentin, B.P. (1992): Principles of contaminant transport in soils. Elsevier, Amsterdam.

24

土壌の物理性第 111 号要旨(2009)

都市域における持続可能な水利用システムを構築するためには，都市内自己水源の利用の可能性を評価することが必要である．都市内自己水資源を確保するために，下水処理水や雨水等を地下水涵養することは有望なオプションとして期待される．そのためには，その「質」の動態変化を理解し，水利用用途の視点からその許容性を含めた検討が求められる．本報では，下水二次処理水と道路排水を対象として，関東ローム土壌への浸透による水質浄化能をカラム実験によって調査し，その結果を比較すること
で多様な汚染物質に対する土壌浸透処理の有効性を評価した．さらに，水利用の観点から，一級河川の水質と相対比較することで，土壌浸透水の水質リスクを理解しやすい形で提示した．
キーワード :土壌浸透処理，水質浄化，道路排水，下水二次処理水，水質評価

㈨ࠉࠉᩱ
第 50 回土壌物理学会シンポジウム総合討論長裕幸 1 （シンポジウム企画担当者）

Discussion at the 50th symposium on role of soil physics in research projects on water cycle
processes, JSSP
Hiroyuki CHO1

1. はじめにた，管理型のプロジェクトと言うことができます。従っ2008 年 10 月 18 日に三重大学三翠ホールで開催された「第 50 回土壌物理学会シンポジウム−水循環系プロ

土壌について実験を行っているグループとタッグを組ん

ジェクトにおける土壌物理研究の役割−」における各講

水特性等を明らかにし，最終的にアジアの水質問題を解

演者の講演直後に行われた質疑応答と午後に行われた総決していきたいと考えております．

合討論（座長：井上光弘，諸泉利嗣の両氏）の模様をと質問，溝口（東京大学）：

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．

2. シンポジウム講演直後における質疑応答て，このような情報を提供することによって，実際に各で，浸透のメカニズムを理解し，土粒子の表面特性や透現地の土壌は，地下水位との関係で水分状態が変化していると思うのですが，例えば，今，考えている 1 m の深さですと，地下水位の変化に伴って，水分が侵入したり乾燥したりといった過程を繰り返すと思います．現実

今回，開發一郎氏，宮田秀介氏，若月利之氏の講演直の問題としては，20 cm と 50 cm のカラムの中において，後における質疑応答は，時間の都合により省略された．

窒素であれば，乾燥により脱窒を起こしたりして，生成とか消滅が生じてくると思うのですが，そこまで考慮さ

古米弘明氏講演に関する質疑応答

れているのでしょうか．

質問，取出（三重大学）：

回答：

実験では関東ロームを使っていますが，土壌の特異

今の質問の内容は，二つに分けることができると思い性が結構あるのではないでしょうか．浸透特性も，土にます．一つは，浸透が行われるときに地下水位はどのよ

よってかなり違うと思います．特に関東ロームの場合，うになっていて，水の流れは地下水位によりどう変わる

日本では一般的な火山灰土ですが，世界的に見るとかなかという点，もう一つは，浸透の間に起こる，乾燥や湿り特殊な土だと思われます．このような土を用いると，

潤などの環境条件の変化によって，水質や反応がどう変結果が地域によってかなり異なってくると思うのです

化するのかという点ではないかと思います．まず，後者

が，どのようにお考えでしょうか．

に関して，連続的に水を入れる場合と間欠的に水を入れ回答:
特性を認識した上で，この実験結果は，この土壌の結果であったとして考えております．この実験結果が，例えば「アジアの水問題」で考えています，バンコクであるとか，ハノイなどに適用できるかというとそうではないでしょうし，土壌によって処理できる物質もあれば，できない物質もあると思います．私達としては，このような土壌の違いに関する議論を発展できる情報を提供できればいいと考えています．このプロジェクトは，浸透処理をするというのがメインのターゲットではなくて，浸透処理によって出てきた違いをどう評価するのかといっる場合とで実験を行っています．結果としては，今回の20-50 cm のカラム実験条件だと脱窒は起こりにくいということが分かっていますが，あくまでも関東ロームでの話で，もう少し有機質の多い土では起こり得るかも知れません．次に前者に関しては，地下水位の変化によって水分状態が変化することはあり得ると思いますが，浸透処理を行う場合，地下水位が高いと浸透が不安定になりますので，そのような場所への導入はまず考えないということです．
今回の実験に用いた土壌を採取した場所は，地下水位が地表から 10 m ぐらいの所であり，浸透状況が大きく変化することはありません．しかし，地下水位の高い場

1 Saga University, 1 Honjou, Saga, 840-8502. 佐賀大学農学部所で，降雨により水分状態が大きく変化する場合では，キーワード：水循環系プロジェクト，土壌水分研究，土壌撥水性，アフ
リカ水田開発，土壌浸透処理2009 年 2 月 9 日受稿 2009 年 2 月 20 日受理
土壌の物理性 111 号, 25–33 (2009)

浸透が悪いとかえって嫌気的になりやすく脱窒が進むことがあるかも知れません．厳密には，その現場の条件を再現できるようなカラム実験を行う必要があると思います．

土壌の物理性

26

第 111 号

(2009)

気候モデルや水循環モデルにおける土壌水分の実体は何なのでしょうか．
開發：
気候モデルや水循環モデルでは，地表面の境界条件として土壌水分を与えますが，気候モデル屋さんの考え方
では，実体をよく理解しているとは思えません．これは，私の専門ではないのですが，いつも気になっているとこ
ろです．昨年から，土壌水分をキーワードにして，そこに関係している他分野の方々に来て頂いて，ワークショッ
プを開いています．今年も 3 月 28 日に東京で開催しま
したが，そこでは，気候モデルをやっている方とか，植Photo. 1 開發一郎氏の講演風景．

物で発芽とホルモンをされている方とか，もちろん土壌
水分測定や観測をやっている方も含めてディスカッショ

3. 総合討論

ンを行いました．次は，気候モデルと土壌水分と言った
セッションを設けたいと思っていますので，そちらの方に是非参加して頂いて，理解を深めて頂きたいと思いま司会（井上）：
ただ今から総合討論に入らせて頂きます．司会は鳥取

す．気象学会に行ってもいつも実体がよく解らないまま

大学乾燥地研究センターの井上と岡山大学の諸泉です．

で，私もお答えできかねるのですが，物理過程を入れる

まず，各講演者に，たくさんの質問票が来ていますので，に当たって，土壌水分を大事にしなければいけないといそれにお答えしていただく形で進めていきたいと思いまう認識は皆さんお持ちのようです．

す．では，最初に開發さんへの質問です．

甲斐（三重大学大学院）：

長谷川（北海道大学）：

土壌水分の測定深は，何故 3

土壌水分移動モデルの気候・水循環モデルへの組み込

cm とか 10 cm のように決定されたのでしょうか，また，みによる実用化について教えて下さい．

衛星から測定される土壌水分の深さとはどの程度なので

開發：

しょうか．
開發：

これは，多分，実用化されているのではないでしょうか．来年の 6 月から 7 月にかけて欧州宇宙機構から非常に本質的な問題で，衛星に関する話だと思います．

SMOS という衛星が打ち上がります．この衛星では，合まず，3 cm とか 10 cm というのは，衛星からは，その成開口レーダーではなく，合成開口放射計で測定する世程度の浅い所しか測れないということです．衛星のマイ界で最初の衛星です．例えば，イギリスにある ECMWF

クロ波の場合，乾燥している場合，数 cm 程度の深さま（欧州中期気象予報センター）が SMOS の土壌水分デー

で見ることができます（周波数に依存）が，体積水分量

タと土壌水分移動モデル SVATS を用いて，土壌水分ので 20 % を超えますと，表面の水分だけしか計っていな変化を公開する予定にしています．日本においては，そいと考えることができます．従って，測定深が土壌水分

こまではやっていませんが，気象庁が行っている数値予によって異なるということになります．モンゴルの様な報モデルの中には土壌水分移動モデルが組み込まれてい地域だと，ほとんどが上向きのフラックスですので，逆る（JMA-Sib モデル）と思いますので，実用化に近い形に，土壌表面の水分測定だけでもフラックスを推定するで使用されているのではないでしょうか．

ことができると考えられます．

甲斐（三重大学大学院）：

谷山（農業環境研究所）：
植物水分量はどのようにして把握するのでしょうか．
開發：

国際的なモニタリングの意味と，今後の展開について教えて下さい．
開發：

私たちが使っています小池モデルでは二つのパラメー

私の話の中で，国際的に地上における土壌水分の測定

タを使っており，土壌水分量と同時に植物水分量を理

ネットワークを作る動きがあると言ったのですが，これ論的にもとめることができます．ただし，残念ながら偏は，GEOSS の一環でして，土壌水分が重要なので，ネッ

波で測るというやり方をしており，植物の水分量は，せトワーク作りが必要だと言うことです．例えば，私がいぜい高いか低いかといった程度しか分かりません．今

行っています中央アジアの方では，土壌水分の違いによ後，アルゴリズムを改良して，土壌水分量と植物水分量

り牧草の植生が異なり，遊牧方法が州毎に異なってきまを同時に測れるようにしたいと考えています．植物水分

す．そういう意味で，現地でネットワークを作り，広域量の影響をどのように除いているかというと，実際には，で情報を交換し合うというのは意味があると思います．

NDVI により推定（土壌水分計算条件を判断）していま

また，そのデータは，先ほどから言っています気候モデ

すが，一般的な関係ではありません．

ルなどに直接組み込まれて，計算が行われています．ま甲斐（三重大学大学院）：

た，衛星もたくさん上がっていますので，衛星データのキャリブレーションやグローバリゼーション化に非常にシンポジウム特集

紹介：第 50 回土壌物理学会シンポジウム総合討論

27

プロットスケールの表面流とは逆の傾向になっていたと思いますが，ハイドログラフの立ち上がり位置や，ピー
クの位置も湿潤条件下のほうが早くなるのでしょうか．
宮田：
流域全体におけるハイドログラフの立ち上がり位置をみると，それほど顕著に湿潤時に遅くなるとか，乾燥時に早くなるといった傾向はこの流域では見られませんでした．小さい雨ですと，表面流起源であるかどうかはわかりませんが，早い流出が増加するといったものが見られました．
小林（森林総合研究所）：

Photo. 2 宮田秀介氏の講演風景．

流出水の水質への影響等は同じプロジェクトで扱ってはいないのでしょうか．

役に立つと思われます．
司会（井上）：

宮田：
水質に関しては，水質の方で研究されている人がいます．そこでは，撥水性に関係があるといわれています，

開發さん，どうもありがとうございました．引き続き，

蛍光 UV/DOC という指標を使っています．流域からの宮田さんへの質問票が来ていますので，それにお答えし流出におけるその指標の経時変化の測定では，流出初期ていただきたいと思います．

に多く出ているという観測結果が得られており，撥水性

濱田（筑波大学）：に起因する表面流が流出初期に寄与していると考察され

撥水性の発現様式は，乾燥した土壌ではさらに乾燥し，ています．撥水性に関しては，他の水質については測定

湿潤な土壌ではさらに湿潤化するといった，ポジティブ

されておりません．あとは，水質分析によって，渓流のフィードバックとして作用することになると思います．

水がどこから来たかという研究等が行われています．

このような性質は，有機成分を供給した植物や微生物，

小林（森林総合研究所）：

あるいは両者が共生する生態系に対して，表面的には不考察の中で，撥水性により上方で発生した表面流が，利に働くように思われます．不利ではあるが影響が小さ

斜面下部で土壌に浸透していくという報告をされていまいので許容しているのか，あるいは，何か表面的にはわ

したが，これにより，地下水面が上昇して斜面下部が飽からない利点があるのか，お考えがありましたらお聞か和し，崩壊が起きやすくなるといったことは考えられなせ下さい．

いでしょうか．

宮田：

宮田：

現在，いろいろな人が撥水性の起源になる物質についこの流域だけなのかどうかはわからないのですが，ヒて，その由来や特定について研究を行っていますが，な

ノキ林の今回観測した場所では，土層厚が 1 m 弱ぐらい

かなか「この物質」といった特定はできていないのが現で，そんなに厚くなく，下部が飽和して崩壊が起こりそ状です．ヒノキ林に関しては，ヒノキから物質が出ていうか，といわれるとそうでもなくて，起こり得るかもしると考えられていますが，そのような物質によって土壌れないといったところです．

を乾燥させるということが，ヒノキにとって有利なのかどうかといったことはよくわかりません．
石黒（岡山大学）：
撥水性物質と，その土壌表面における状態について教
えてください．
宮田：

加冶佐（三重大学）：
復帰流に注目した，変動流出寄与域といった概念がありますが，復帰流による河川近くにおける飽和域のエリアの伸縮に関して，何かお考えはありますでしょうか．
宮田：
ご質問の変動流出寄与域というのは，河道の周りが飽

おそらくは，両親媒性有機物で疎水基と親水基を持ち和し，そこに降った雨とか，流れきれなくなって表面に合わせている物質だといわれています．乾燥時は土壌粒滲出してきた地下水が，復帰流といった形で現れ，それ子（鉱物粒子自身は親水性）の方に親水基が向き，疎水が洪水流出のメインとなる成分ではないかという概念だ

基が外側に向くので，水をはじくような感じになり，そと思うのですが，ここではテンシオメータで圧力を測定の後，水によって次第に配列が乱され，親水基が外側にしています．その結果，わりと大きな雨でも，完全に表向くように配列されることで親水性になっていくのでは面まで飽和してしまうというのは，本当に斜面の一番下ないかと言われていますが，確かめられたわけではなくのほんのわずかな部分で，この流出変動寄与域の概念で概念的なものです．

いうとほとんどその問題がでてこないといえます．その小林（森林総合研究所）：

理由としては，斜面勾配が非常に急なので，問題が見え流域スケールの流出量は，湿潤条件下では大きくなり，

にくかったのではないかと思います．

28

土壌の物理性第 111 号

(2009)

りします．ほとんどは砂地ですが粘土質の部分もあります．アップランドの土地利用や管理法によって，降水がどの程度天然の地下ダムしみこんで，最終的に湧水や河川水としてどれぐらいの水が，どのような季節的な変化
で流れ出し，低地全体に水が来るか，それをどのように有効に利用できるかということが中心的な目標になります．砂質であるという部分は不利になるのですが，水文
学的にはヌペ地域はアフリカの中では例外的に水田的な土地利用に適した低地が広く分布しています．しかし，その他の地域のアフリカでは，集水域の低地にいかにう
まく水を流しながら利用するかという，基本的な土地利

Photo. 3 若月利之氏の講演風景．

用方法と土壌の性質と水文の関係について，ほとんど研究されていませんのでやってほしいということです．

所と渓流との位置関係はどのようになっていたのでしょ

比較でいきますと，熱帯アジアでは，土地面積が 10 億
ha 程度の広さですが，雨がアフリカの 5 倍ぐらい降ります．アフリカでは 25 億 ha で，雨が 5 分の 1 しか降りません．しかし，低地の面積でいうと，アジアは約 1.5 億
ha ぐらい，全体の面積の 10 % 強が低地です．しかしア
フリカは 10 % でも 2.5 億 ha という巨大な低地面積があります．しかし，アップランドが 25 億 ha，低地が 2.5
億 ha ですから，アジアですと，メリハリの効いた地形

うか

変化の中に，山があって低地があってという関係で，山宮田：の土地利用と，山の土の種類とか植生といったことで，西村（東京大学）：
渓流の流量に関してですが，降雨開始後土壌中の側方
流フラックスが上昇し，その後一定だったのが，渓流の流量ピークと同じ頃から土壌中の側方流フラックスの値が漸減していたように思います．この変化についてもう少しご説明いただけないでしょうか．また，ϕ の測定場

少し，発表では説明を端折ってしまったのですが，発どの程度水が浸透し，どの程度低地に水が流れてくると表で示した流量との関係における ϕ の値は，直接の結果

いったことになります．しかし，アフリカの場合ですと，ではなくて，斜面の一番末端での測定値と，やや上部でその低地の 2.5 億 ha とアップランドの 25 億 ha は緩やの測定値における圧力水頭，および位置水頭からもとめ

かな起伏で連続する地形面の低地であり，はっきりした

た，単位幅あたりの土壌中における側方の水フラックス

地形変化を認識しにくいのです．アジア人の目から見るを計算した結果です．生データの ϕ の値で見ると，確かとほとんどが平坦な低地と見えるのですが，そういうとに渓流の流水域と同時にピークをむかえており，大きなころでも，1 m から 3 m 程度の高低差が続いており，非雨の時には，流出ピーク時に渓流の周りには地下水がで常に微妙な地形差があります．しかし，水は 0.1 mm のきているが，表面まではなかなか飽和にならないという高低差でも流れます．雨の非常に多い沿海部では，年間ことでした．次に ϕ の測定位置については，同じ流域内

2000 mm 以上降り地形もかなりの起伏があるので，そで計っていますが，流域の末端（流量観測点）から 20 mのあたりはアジアと似ていますが，サハラに近くなりま∼ 30 m ぐらい内側でした．

すと，ほとんど平らです．降雨は 500mm 以下です．し井上：かし，低地の貯まるところは貯まって湿地帯をつくるとどうもありがとうございました．では，引き続き，若いったことで，非常に微妙な地形差と土の性質と植生の月先生の方に質問票が来ていますので，ご回答よろしく違いによって水が貯まる所と貯まらない所が生じます．

お願いします．

そういったところはかなり広域なスケールの仕事が必要

溝口（東京大学）：になり，衛星による調査が必要になります．

アフリカ水田における土壌物理的な貢献について，もやはり大事なのは，現場での地形や土および植生等をう少し具体的にご説明いただけないでしょうか．

見ながら，集水域の中で低地の方にいかに水を供給し，

若月：

保全しながら利用するかといったところが，重要な研究

例えば，私がアクションリサーチとして実施していだと思います．つまり，広いところに降った雨をいかにる，ナイジェリア中部のビダ市を中心とするヌペ地域は，有効に利用するか，低地の全面積 2.5 億 ha のさらに 10300 万 ha ぐらいの砂岩地帯です．このうちの 10 % く

分の 1，最終的には全陸地面積の 1 % の水田開発に適す

らいの面積が低地で，水田開発適地になります．この地る土地，それでも 2000 万 ha の面積になります．低地

域は，自然の巨大な地下ダムになっておりまして，雨がの中の適地に水を供給し，いかに持続的に利用するかと降り初めて 2 ヶ月後ぐらいから，低地とアップランドのいったことは，非常にやりがいのある研究だと思います．

境界の湧水線に沿って，いろいろな所で泉が湧いてきま

また，低地に水が来た時，水の量は少ないが来る所にはす．10 月には，降雨はストップするのですが，1 月ぐら

来る，そこでは集約的な水管理をしなければなりません．

いまで泉の水が流れ，時には 3 月ぐらいまで流れ続けた水は少ないし，低地の面積は広いので，ワジという現象

シンポジウム特集

紹介：第 50 回土壌物理学会シンポジウム総合討論

29

カのようなところでは水田のメリットになります．発表の中で水田仮説 (2) として述べた集約的な持続可能な生産性は，畑作の概略 10 倍に達するといった事実があります．日本を含めアジアの水田地帯の人口密度が高く持続されてきたのは，この水田仮説 (2) によって説明可能です．これは定性的な話なのですが，集水域における土と水と養分の動態を定量的に測定し，土壌物理学的な精緻な研究で実証してもらいたいと期待しております．
石黒（岡山大学）：
アフリカの水田研究から展望して，今後の日本およびアジアの持続的な水田農業のあり方について，考え方をPhoto. 4 古米弘明氏の講演風景．

お聞かせください．
若月：が起こります．田んぼを上流の方に作りすぎますと，下流の方に水が流れてこない．従って，上流から下流までの非常に広い面積の中で，ベストの場所に水田を開発し，
うまく水を流すことによって，広い面積の低地を集約的に使うことができます．逆にいえば，その他の広大な面
積は，森林に戻してやることも可能になり，このアフリカの広い面積というのは，地球温暖化に対して，炭素固定や炭素隔離といったようなことで非常に貢献できる可能性があります．しかし，この低地の中の適地と推定される 2000 万 ha の面積に，うまく水を流して使うための
水田システムについてあまり研究が行われていませんので，こういったところで，土壌物理の人に期待するところが大きいわけです．
藤巻（筑波大）：適切な施肥と補給灌漑を行えば，陸稲でも生産性はそれほど変わらないのではないでしょうか．造成コストが高く，浸透損失が大きく，脱窒による窒素損失が大きい
水稲に，特に優位性があるとは思えません．水田にこだ
わらなくてもいいのではないでしょうか．
若月：

日本の場合は減反の開始により，40 年前に水田の価値を捨ててしまったということになります．日本ではかつて 300 万 ha の水田があったわけですが，現在では 150
万 ha に減少しています．減った 100 万 ha が宅地や道路などに，残りが放棄水田になっているわけです．アジア
では，これから日本と同様に経済発展に伴って水田面積が減るだろうと予測されます．これは，日本およびアジ
アでは，水田システムの価値に対する認識への理解が，国際政治の政策レベルにまで及んでいないからです．つまり，水田システムの価値認識がアジアの稲作国内で終わっており，グローバル化していないということです．
土壌物理学会がアカデミックな学会であれば，こういったところがもう少しグローバルになっていってもいいのではないかと思われるし，農業土木関係でも同様だと思われます．水田の価値というのは，多面的な機能ということでいろいろと研究されているわけですが，本質的な機能として，畑地に比べて集約的な持続性が非常に高いということです．これは，歴史的に見て，畑作主体の欧米の国は，人口増を補うために，グローバル化して地球全域を植民地化して，解決したわけですが，アジアではこれだけの人口，60 ∼ 70 億に対して，あえて欧米のよ

これは，元々養分の少ない土であるということと，地

うに外に拡大することなく，持続的に生産が可能であっ形的に高低差はそれほど無いのですが，水は最終的に集たわけです．これは，集水域での水田システムの非常に水域の低い方に流れ，1 % の低地に水が集まります．そ高い持続的生産性によるところが大きいわけです．これ

うしますと，たとえ少ない 100 mm の雨量でも 10000

からのグローバルな環境問題，地球の人口は 90 億程度

mm 相当の水が低地には自然に集まるので，圧倒的に水まで増加するでしょうが，そのとき，食料生産や環境保田の方が有利です．又，低地に集まる水は養分に富む培

全を持続的にやっていくためには，集水域での水利用が養水でもあります．さらに，侵食されたアップランドの重要になってきます．

表土も低地に貯まります．畑地ですと持続的な生産性と従いまして，日本では，水田を里山地域まで含めますいう面で，肥料や水を継続的に与え，コストをかけて管と，すでに崩壊してしまった里山の修復が必要になって理しなければなりません．低地ですと自然の水の循環でくるでしょうし，アジアでは水田とか里山システムの保水も貯まるし，養分や土も貯まることになります．低地

全が重要になってくるでしょう．これらの重要性を気づにおけるこれらの養水分の増加を地質学的施肥と呼んでかせてくれるのがアフリカで水田を造る，あるいはアフ

います．また，水管理と適切な施肥をすることによってリカで里山創造をすることによって，現在，食糧問題と窒素固定も行われます．脱窒が問題になるのは施肥がかか環境問題が赤裸々な問題になっているところで，水田なりの量に達した場合です．アフリカのように低施肥下の価値というものを世界に示すことができれば，翻っての水田では窒素固定機構が優先します．リン酸の可給性

日本の里山，水田農業の回復，修復，アジアの里山，水の増加や塩基類やケイ酸，あるいは微量要素の供給性の田農業の保全が可能になっていくと思います．

強化等，天然の養分供給能の強化機構の存在も，アフリ30

土壌の物理性第 111 号

(2009)

ます．内容的に共通していると思われますので，これらのご質問に対しては，「どんなイメージをもって今回紹介した浸透処理システムを導入するのか」と言ったことをお話することで答えになるかと思います．
大きく分けて，まず，道路排水として，降った雨が道路を伝って地下浸透する場合，基本的に道路の雨水浸透施設が入口となります．例えば，トレンチを使うとか浸透ますを用いた場合，その施設からの浸透水が出て行ったときに土壌に到達しますので，施設の中で保持される物質もあれば，保持されない物質もあります．その場合，今のような浸透施設ではなくて，こちらが管理できる

Photo. 5 総合討論の各講演者．

施設を造ることが重要になってきます．つまり，年に一度は大掃除をしてやるといったことです．そこで，いったん除去できるものは取り，吸着して蓄積したものは管井上：

理をしてやるということです．それでもなお，自然の雨

どうもありがとうございました．引き続き，古米先生

でやってくるので，それでも取りきれないで通過した物の方にも，たくさん質問票が来ていますので，ご回答よは，下の土壌の能力を用いて，最後のフェイルセーフ的

ろしくお願いします．

な扱いで行うということです．フェイルセーフがあった

甲斐（三重大学）：としても，取れない物があるということが今回の重要な

関東ローム層は，古い年代から下末吉ローム，武蔵野知見ですので，土壌があったとしても，とれないものはローム，立川ロームと深さ方向によって堆積物が違い，

事前にちゃんと取ってほしいし，十分に保持できないよ

水分特性が異なります．今回採取した土はどの層に該当

うな場合は，浸透施設のところで吸着剤とか吸着能のあしているのでしょうか．

るレイヤーを人為的に設けて，年に 1 回なのか 2 回な

古米：のか分かりませんが，地域の住民の方で形成する自治体

私自身は，どのローム層なのかを即答できませんが，のグループで管理し，汚染物質をトラップし，下の土壌採取してきたのは練馬区で，深さ 1 m 以下のものです．

層に負荷をかけないようにしようと，そうしないとサス

石黒（岡山大学）：

テイナブルではないというふうに道路排水では考えてい検出されているノニルフェノールの起源は何でしょうか．
古米：
下水処理水の中に含まれているノニルフェノールの起源は，どういった排水を下水が受けているかによって変わりますけれども，今回は，都市活動水由来もあるでしょうが，生活排水由来の洗剤や界面活性剤が主な起源だと考えています．
渡部（京都大学大学院）：
水田や畑の場合は，栽培管理や水管理の季節変化が大
きく，土壌中での物質動態も季節によって大きく変化しますが，都市の土壌，あるいは排水も季節変化を受けるのでしょうか．
古米：

ます．
次に，下水処理水についてですが，下水処理水というのは基本的に下水処理場にあります．例えば，東京には10 箇所程度ありますが，大体が海岸付近や河川の下流部に立地しています．こういった状態で，私のアイデアを適応すると，海岸縁なので地下水位が高く，浸透しにくい場所にありますので適用することができません．このアイデアを使うとすれば，中・上流部側で 500 人だとか 1000 人ぐらいのコミュニティの下水に関して，高度に処理をして，そこに浸透させる施設を設ける．地
下水は，そこのコミュニティの人たちが，そこのコミュ
ニティで浸透させた量だけ使う．言い換えれば，そのコミュニティでどのぐらい水利用があるのかを考えていた
だいて，その量だけを処理するといった適用を考えています．どのくらいの規模になるのかといった具体的な話

これは，実際の維持管理等にも係わってきますが，浸になると，例えば，1000 人の人が住んでいると，東京の透処理は地表面ではなく，浸透施設の下の比較的深いと場合ですと人口密度が高くなりますが，人口密度から何ころの土壌での反応が想定されますので，そんなに低温

ha ぐらいの土地に住んでいることがわかります．その土になる場所ではないということです．従って，反応速度

地の 1 % ぐらいの面積があれば，10 mm の浸透速度であへの影響は少ないと思います．

れば，その土地で使う生活水の 20 ∼ 30 % 分，場合によ古米：ると 50 % 分にもなります．従って，散水に使う水であ以上が，個別に出されている質問へのお答えです．そるとか都市の中で使うような別の水は 10 % や 15 % もの他，岡山大学の石黒さん，東京大学の西村さん，三重ないと思っていますので，そのような水は，生活用水の大学の加治佐さん，明治大学の登尾さん，北海道大学の中でわざわざ水道から使わないで，浸透して入れた分だ

長谷川さん，島根大学の森さんから質問をいただいていけの地下水で使おうと考えています．

シンポジウム特集

紹介：第 50 回土壌物理学会シンポジウム総合討論

31

よって，利用する人たちにとって，その水質がどの程度であるのかが分かるように表示したということの結論でして，カラム実験の水質のデータから分かり易い形で表示したということではありません．
要点をまとめますと，土壌の有する吸着サイトで汚濁物質を除去することはできますが，長持ちしないので，管理できる部分の浸透施設で管理する．それと，下水処理場に関してはコンパクトに分散型にし，30 年先，50 年
先の水の問題を考えるのであれば，大型の下水処理場を造るのではなくて，コミュニティレベルで，今回使ったような活性汚泥の二次処理ではなくて，メンブレンリア

Photo. 6 総合討論の司会者および各講演者．

クターといった膜リアクターを使ってさらに高度に処理した水を浸透させるとか，あるいはオゾン処理をして入れるようなことを考えて，より安全な水を作って浸透さ

道路排水の浸透施設を使って道路の雨水が入ってきませる．それが，何故可能になるかというと，全部を浸透

すが，処理水となると話が別で，処理施設の近くに浸透させる必要がないからです．その人達が使うのは，自分施設を造って，数 100 平方メートルの施設になるかもしの生活の中で 5 % とか 10 % と決めていただければ，それませんが，そこに浸透させる．そうなってくると，その分だけ高度に処理をして地下に入れ，それをもう一度の施設においては，表層の方は砂地にするとか，あるい使う．自己責任とは言いませんが，それをある程度技術

は植物を植えるといったように，それ自体にもう少し処的に誘導させていくシステムが，私が想定している処理理能力を植え付けるようなシステムを考える必要があり

水の土壌涵養であり，尚かつ，市街地のある程度汚染物ます．私が実施したのは，そのような処理能力がなくて質を含んでいる道路排水を，どこまでうまく地下涵養しも，下の土壌がフェイルセーフ的な機能を想定して，下て，水循環系を健全にし，都市の中で地下水を活用する

水処理水に含まれるものがどの程度土壌だけで除去でき可能性を上げていくかということです．

るかどうかを調べたわけです．例えば医薬品はとれない

井上：

ものもあるので，そういうものが入っているのであれば，たくさんの質問へのご回答，どうも有り難うございま

最初に医薬品をオゾン処理などで分解除去した上で入れした．今までは，質問票に書かれていた内容についておてくださいということを，プロジェクトとしては最終的答えいただいたわけですが，次に，質問票以外で，会場に提案しています．そういう意味では，フェイルセーフの方から，何か質問がございましたらお願いします．

としての最後の土壌で取れないものを明示したことに意義があるわけでして，もっと除去能の高い土壌であれば安心なわけです．いったん地下水とか土壌を汚染してし
まうと，それを取り返すのは大変になりますので，管理できるところで，土壌ではとれないものはとるといったポリシーで，あとは，管理自体をコミュニティーレベル
でやっていくということを非常に重要視しています．下
水処理場のように，行政側が造って，管理してやっていくのではなくて，コミュニティの人たちが使う水だけを，自分達が使った水を浄化して出す．そういうことによって，自分達が使った水を地下水にするのであれば，処理自体も負担にならないような水の使い方を考えるであろ
うし，自分達の水の使い方に対して非常にセンシティブ
なコミュニティをつくるといったことになるでしょう．
あと一つ，講演要旨の文章の中で誤解が無いように説明しておきますと，最後に「都市の自己水源の水質リス
クを，理解しやすい形で提示する可能性を示した」とまとめましたが，これは，関東ローム層の土壌を使い，カラム実験をやって，この程度とれますよという結果をもってして，そのような結論を書いたわけではありません．大事な点というのはリスクの表示ということで，こんな水もあるし，元々の水もありますよと言うことで，全国河川の水質で同じように測って相対比較することに宮崎（東京大学）：
若月先生に一つ質問させていただきたいのですが，ア
フリカでの水田開発と言うことで夢の技術をお話しいた
だいたわけですけれども，一つだけ疑問を感じました．
気候帯によっては，蒸発散と降雨との収支によって，一年間の土壌水分が上向きか下向きかというのはどのような技術を適応してもコントロールできないと思います．
アフリカのような気候帯では，通常は，上向きのフラックスが卓越するような気候条件のところにあると思われ，そこで水田の開発をするために水を集めたりすると，塩類集積の問題がどうしても避けられないではないかと思います．水田を開発し生産が行われても，その周辺では地下水が上がって，塩類集積の問題が懸念されないかと考えたのですが，その辺の見解をお聞かせ願えないで
しょうか．
若月：
塩類集積が問題になるところはあります．特にサヘル帯に関しては，粘土質土壌であり，大規模な数千 ha の開発を行うと塩類集積が起こるところがあります．しかし，そういうところの水田開発ポテンシャル面積は少な
く，全面積の大体 0.1 %（全水田適地の 10 % 弱）ぐらいであろうと考えています．大部分はサヘルから南のスーダン及びギニヤサバンナ帯，あるいは森林移行帯，森林32

土壌の物理性第 111 号

(2009)

帯となります．サヘル帯の南のスーダンサバンナ帯でもれを農業用水に使ったりして，一部は非常にきれいにし

塩類集積は問題になるところはあると思います（全水田たものを飲料水にしようと取り組んでいました．その事

適地の 10 % 強）．

業は，国の補助を受けて大々的に行っていました．多度

私たちが想定しているアフリカの水田の生態環境に一

津町は海の近くに位置しますが，下水処理を他の市町村

番近いところは，東北タイのイメージになります．水田のものまでやっているということで，多分，古米先生のの有無を除けば地形，土壌，作物種等，殆ど共通です．東

イメージもそういうことだと思うのですが，このように北タイでは，塩類集積はありますが，それはもともと岩実践されている例があるということをご報告しておきた塩層がたまっているところで，そこを除いた東北タイの

いと思います．少しお金はかかるけれども，町の人の意

イメージが一番近いと思いますので，意外と塩類集積が向をまとめ上げて取り組んでおられました．

起こる面積としては，そんなに多くはありません．大体，

古米：

降雨量でいきますと，1200 mm から 2000 mm 以上の所有り難うございます．この会場で多度津町の話がでるを想定しています．面積で言うと，2000 万 ha の中の 80とは思いもしませんでした．他の例で申し上げると，沖% ぐらいです．塩類集積に対して注意しなければいけな

縄の方では，処理水の塩分濃度が問題になっております

いのは事実ですが，水田開発のターゲットとしては，塩が，処理水自身を農業用水として利用しています．この類集積を生じない所にしています．特に，私たちが当面ように，下水処理水を新しい水源として扱う，プロジェ

ターゲットにしている内陸小低地は日本の里山低地に類

クトベースのものはたくさんあり，いろいろ紹介されて似の地形面でした．降雨は確かに少ないのですが，低地います．

に集まる水の量は蒸発散量を上回り，また砂質であるこ個人的には，多度津町の場合は，エネルギーを使ってともあり，塩類集積の問題は回避しやすいと考えており上流側に上げているということで，長い目で見たときに，ます．

どこまで付加価値を出すために CO2 を出すのかという

井上（近畿中国四国農業研究センター）：

ところに，若干疑問をもっています．そういう意味で，古米先生にお聞きしたいのですが，あるコミュニティ

素直に地下に入れる方がいいのですが，しかし，地下にで地下に浸透させてその地下水をまた利用するというシ

入れればメリットがあるというわけではなくて，地下にステムだと思うのですが，地下水はオープンシステムで入れた分は，また，ポンプアップするためにエネルギー

動きますので，下流のコミュニティがそれを嫌がるといを使うので，どちらがいいのかということを考えなくてうか，何か影響が出るといったことはないのでしょうか．

はいけません．われわれのプロジェクトの中でも，その古米：システムがどのぐらいのエネルギーロスと CO2 を出す

基本的に，ある程度広がりを考えて，その地域全体でのかとか，あるいはどのくらいのコストがかかるのかと共通的に使う水として，下流で取水をして使うようないった社会経済的な面も検討すべきだと認識しておりま

発想がでてきますので，明確に，排出者自体が浸透させした． 5 年目の研究プロジェクト評価会のときにも，提た処理水を使うと言ったことではなくて，その広がりを

案技術のサステイナビリティはどうですかという指摘を持ったコミュニティの中で使うということでご理解いた

受けています．私の答えとしては，もうあと 5 年間分

だけるといいかと思います．もう一つは，可能性がある

研究費をいただければ答えを出せると申しました．プロのは，地下に浸透したものが地下水として使われるケー

ジェクト最後の 1 年は，確かに，CO2 を計算して，雨スと，もう少し高度な処理をして，例えば池だとか，貯水を地下に入れるデメリットがポンプアップすることに水池みたいなものを積極的に造っておいて，処理水が浸よって上がるとか，どれぐらいのコミュニティサイズだ

透してそこに出てくるようなシステムが，もし造れるよと，先ほどのご質問にもありましたが，ポンプアップがうな場所があればそれが下流側にあって，その水をベーいいのか地下に入れる方がいいのか，また，もう少しコスにして地域で使うといった発想も可能かと思います．

ストとエネルギーをかけて，地下に入れないでそのまま入れた人自身が個別の過程の中で使うというレベルにな使うことはできないのかといった議論をしました．

ると，それぞれの建物単位，ブロック単位で，非常に高もう一つ紹介しますと，シンガポールは非常に水不足度な個別の処理をすることになりますが，「浸透するとであり，マレーシアから水を買っています．今現在，すいうことはある程度下流側へのひろがりをもったコミュ

でに高度処理した水を貯水池に 5 % 入れて，それが水

ニティの中で共通的な水利用に使う」というような形で源になっています．そういった事例がどんどんでてきて責任を持つというふうにご理解いただけるといいかと思いますので，下水処理水をどこまで活用するかと言ったいます．

ことはホットな話題ですし，どのぐらい高度な処理を，井上：

エネルギーやコストをかけないでやっていくかというこ宜しいでしょうか．では，他にございませんか．
吉川（近畿中国四国農業研究センター）：
香川県の多度津町の下水処理施設を見学に行きました
ときに，町長さんの話を伺うことができました．そこでは，下水処理した水の一部を上の方に持って行って，そとになります．私は，土壌の能力を最大限に活かした方が，CO2 やエネルギーが少なくてすむ，また，その中でいいバランスをとることが重要な課題であると考えています．

シンポジウム特集

紹介：第 50 回土壌物理学会シンポジウム総合討論

井上：

33

壌物理に関心のある方々とつながりがもてたのではない

どうも有り難うございました．時間も参りましたの

かと思います．今後，会場の皆さん一人一人が，自分にで，総合討論はこの辺りにしたいと思います．本日は，関心のあるプロジェクトについて，積極的に交流を深め「水循環系プロジェクトにおける土壌物理研究の役割」とていけたらいいのかなと考えております．今回は，そういうことで，4 課題の発表をしていただきました．このいう貴重な機会を得ることができたと言うことで終わら4 課題の方をそのまま結びつけるというまとめ方は難しせていただきたいと思います．

いのですが，それぞれが，今回，会場に来ておられる，土TDR による表層土壌水分計の開発とその有効性の評価
伊藤祐二 1 · 筑紫二郎 1 · 宮本英揮 2

Development and effectiveness of TDR probe to measure near-surface soil moisture distribution
Yuji ITO1 , Jiro CHIKUSHI1 , and Hideki MIYAMOTO2

Abstract: To establish a method to monitor the vertical
proﬁle of volumetric water content (θ ) near soil surface, amulti-wire proﬁle probe (MWP probe) was designed andapplied to the θ -proﬁle observations during the evaporation processes in sand and decomposed granite soil. The
probe consists of eight sets of the 3-wire TDR (time domain reﬂectometry) probes, which are attached to a printcircuit board with a low permittivity, and is capable ofmeasuring relative permittivity (εmwp ) at intervals of 3 mm.
The relationship between εmwp and θ for sand did not agreewith one derived from Topp equation because the board
had the inﬂuence on the εmwp measurements. Thus, wecalibrated the probes for sand with different moisture conditions and found that the probes can determine θ within
acceptable accuracy. In the evaporation processes, the observed θ -proﬁles showed that the moisture contents forsand at 3 and 6 mm depths locally decreased in the initialstage of the process, while the moisture contents for decomposed granite soil uniformly decreased at any depth.
We concluded that the designed MWP probe would be
useful for millimeter-interval measurements of vertical θ proﬁles near soil surface.
Key Words :time domain reﬂectometry (TDR), relative
permittivity, Topp equation, vertical soil water content proﬁle, soil surface evaporationの鉛直水分プロファイルを定量的に評価することは，地表面表面付近で生じる蒸発散，表面流出，地下水涵養な
どの時空間スケールの異なる水文循環過程を明らかにするうえで重要である．
土壌水分量の計測法には，誘電特性を評価する時間領域反射法 (Time domain reﬂectometry: TDR)，静電容量法，マイクロ波リモートセンシング，地中レーダーなどがあり，これらの計測法は地表面付近の土壌水分測定法
として広く利用されている（たとえば，Inoue et al., 2001;
Huisman et al., 2002; Wigneron et al., 2003; Moret et al.,2006; Bogena et al., 2007）．なかでも，近年の TDR の普及により，土壌水分量を非破壊かつ高精度で測定することが可能になった．

TDR は，土中に埋設したプローブにステップパルスを与え，パルスの伝播速度から評価される比誘電率より，土の体積含水率を決定する技術である（登尾, 2003;

Robinson et al., 2003）．比誘電率に基づく体積含水率の評価には，以下の Topp et al. (1980) の実験式が広く用いられる．

θ = 4.3 × 10−6 ε 3 − 5.5 × 10−4 ε 2 + 2.92 × 10−2 ε− 5.3 × 10−2(1)

ここで， θ は土の体積含水率 (m3 m−3 )，ε は土の比誘

1. はじめに
地表面付近の土壌水分量は，表面流出，土壌面からの蒸発，植物による蒸散，栄養塩の循環などの物質循
環過程に影響をおよぼす (Nielsen et al., 1995; Hebrard

et al., 2006)．とりわけ地表面から深さ 0 ∼ 5 cm の土壌
水分量が地表面付近の水循環におよぼす影響は大きく(Wigneron et al., 2003)，たとえば蒸発による水蒸気輸送を考えた場合，地表面での土壌水分が液相から気相へと状態変化する深度は，表面から 2 cm 以内の領域にあるといわれている (Kondo and Xu, 1997)．したがって，地表面直下（たとえば，地表面から深さ 2 cm 以内の領域）
1 Biotron Institute, Kyushu University, 6-10-1 Hakozaki, Higashi-ku,

Fukuoka 812-8581, Japan. Corresponding author: 伊藤祐二, 九州大学生
物環境調節センター

2 Faculty of Culture and Education, Saga University, 1 Honjo-machi, Saga
840-8502, Japan
2008 年 9 月 3 日受稿 2008 年 11 月 22 日受理
土壌の物理性 111 号, 35–41 (2009)

電率である．上式を有機質土壌や火山灰土壌に適用することは困難であるが（波多野ら, 1995; Miyamoto et al.,2001），多くの土に対して，1.3 % 以内の誤差で θ を評価することができる (Topp et al., 1980)．
TDR における比誘電率測定用のプローブには，これまで用途に応じて，多彩な機能を持つプローブが開発されているが（たとえば，Selker et al., 1993; Inoue et al.,

2001; 宮本・筑紫, 2006），一般に金属棒を平行に配置した 2 線式または 3 線式のプローブが用いられる．土中の鉛直水分プロファイルは，複数のプローブを土壌に水平に挿入することで計測可能であるものの，設置したプローブ同士の干渉を防ぐために，プローブの挿入間隔は
最低でも数センチメートルとすることが多い (Inoue etal., 2001; Suleiman and Ritchie, 2003)．ところが，シルトや粘土のような細粒分を含まない砂などの粗大な土粒子から構成される土壌の蒸発過程では，地表面直下に急勾配の水分プロファイル，すなわち局所的な乾燥層が形成され，その層が地表面流出や地下浸透などのマクロな水土壌の物理性

36

第 111 号

(2009)

移動を支配する可能性がある．したがって，地表面直下での局所的な水分変化の状況を捉えるためには，少なく
とも地表面から深さ数ミリメートルの範囲の水分変化を把握する必要があり，そうした微小間隔で水分プロファ
イルを計測できる小型プロファイルプローブの開発が不可欠である．
以上の背景から，本研究では，8 組の TDR プローブを

3.2 mm 間隔に取り付けたプロファイルプローブ（以下，MWP プローブと記す）を作製し，硅砂およびマサ土を対象に蒸発実験を実施した．作製した MWP プローブによって地表面から深さ 2.5 cm 以内の鉛直水分プロファ
イルを測定し，その経時変化のモニタリングを試みるとともに，表層土壌水分計測に対する同プローブの有効性について検討した．

2. 実験材料および方法

Fig. 1 MWP プローブの模式図（図 B は図 A の a-a’ 断面図）．
Schematic diagram of the MWP probe (Diagram B shows a crosssection at the a-a’ line in diagram A).

2.2 流体の比誘電率測定

2.1 MWP プローブおよび比誘電率測定システム
Fig. 1 は，著者らが自作した多線式プロファイルプ
ローブ（MWP プローブ）の模式図である．本研究で用いた MWP プローブは，長さ 105 mm，幅 30 mm，厚さ 2mm のガラスとエポキシ樹脂との積層基板に，長さ 100
mm，幅 0.2 mm，厚さ 0.01 mm の電極銅線を 1.4 mm の間隔で埋め込んだものである．同プローブは，金属棒の代わりに銅線を用いた 3 線式プローブを 8 組並列した構造（Fig. 1 の P1 ∼ P8）となっている．最大の特徴は，3線式の隣り合うプローブ同士が両端の銅線をシールド線として共用することにより，8 組のプローブの一体化とMWP プローブの誘電特性を明らかにするために，9種の流体に対して比誘電率の測定を行った．測定用の流体として，本実験では，約 24 ℃の蒸留水，濃度の異なる
エタノール，エタノールと植物性油の混合液，植物性油，
空気を用いた．濃度の異なるエタノールとして，蒸留水との質量混合比の違いよって 20 %，40 %，60 %，80 %，100 % の 5 つのサンプルを用意し，エタノールと植物性油の混合液については，両者の質量比を 1 : 1 とした．
内径 7.5 cm，高さ 15 cm の円筒型容器に 9 種の流体を満たし，容器中央部に MWP プローブを固定した．P1 ∼高密度化を実現した点にある．プローブ同士の干渉を検P8 の 8 組のプローブにより各流体の比誘電率を 3 回測討するために宮本・筑紫 (2006) と同様の方法で別途実施

定し，それらの算術平均値を各流体に対する比誘電率値

した電場シミュレーションによれば，各プローブのサンとしてプローブ毎に記録した．また，比較のために長さプリング体積は，中央の電極銅線から概ね 1 ∼ 2 mm の

100 mm，直径 1.2 mm のステンレス製電極棒を有す 3 線

範囲内に限定された．したがって，MWP プローブを土壌に水平方向に挿入することにより，土壌水分量を各プ
ローブの中央の銅線の間隔，すなわち 3.2 mm 間隔の計8 点で測定することが可能である．
本研究における TDR プローブを用いた比誘電率の測式プローブにおいても同様の計測を行った．

2.3 砂の水分計測および校正
MWP プローブを用いて砂の体積含水率を測定するために，内径 5 cm，高さ 13 cm のアクリル製円筒型カラ
ム内の中央部にプローブを固定し，その内部に風乾の硅

定では，プローブに対するステップパルスの送受信装置

砂（粒径 0.15 ∼ 0.6 mm: 6 号, 西戸崎興産）（以下，砂とに 1502C 型ケーブルテスター (Tektronix) を使用した．

記す）を均一に充填した．砂の表面に蒸留水を霧吹きでMWP プローブにおいては，8 組のプローブを SDMX50型マルチプレクサー (Campbell Scientiﬁc) を介してケー

噴霧し，蒸留水が一様に拡散するのを待った後，MWP

ブルテスターに接続した．また，波形解析・計測制御ソ

時に，カラム全質量を計量し，充填した砂および噴霧し

フト WinTDR (Or et al., 2004) を用いて TDR 波形の計

た蒸留水の質量から，砂の体積含水率を評価した（以降，測ならびに解析を行った．解析で得られる電磁パルスのこの手法を重量法と称す）．一連の加湿ならびに計測を伝播速度に基づいて，比誘電率は次式により評価される

繰り返すことにより，広範な水分条件における砂の比誘（登尾, 2003）．

電率と体積含水率との関係を調べた．



ε=

La
LVp

プローブ上の 8 組のプローブで比誘電率を計測した．同

2.4 蒸発実験

2(2)

ここで，La は電磁パルスの伝播速度から評価される見かけのプローブ長，L は実際のプローブ長，Vp はケーブルテスターで設定する同軸ケーブル内における電磁パルスの相対伝播速度 (= 0.99) である．

砂およびマサ土の蒸発過程における地表面直下の鉛直
水分プロファイルの経時変化を調べるために，縦 10 cm，横 20 cm，高さ 4 cm の塩化ビニール製の直方体容器にMWP プローブの P1 を上面，P8 を底面に向けて固定した．その後，蒸留水を加えながら砂を容器上面まで充論文：TDR による表層土壌水分計の開発とその有効性の評価

37

Table 1 3 線式プローブと MWP プローブにより測定した蒸留水，濃度の異なるエタノール，エタノールと植物性油の混合液，植物性油，空気の比誘電率．

Relative permittivities of distilled water, ethanol with different concentrations, ethanol-oil mixture, vegetable oil, and air measured by
the 3-wire and the MWP probes.

Fluid

Relative permittivity
Measured with 3-wire probe

Measured with MWP probe
Average*distilled water
20%-ethanol solution
40%-ethanol solution
60%-ethanol solution
80%-ethanol solution
Ethanol
Ethanol-oil mixture
Vegetable oil
Air

80.1
68.1
54.3
41.3
30.3
20.8
9.2
3.5
1.5

43.7
37.1
30.3
23.4
17.7
12.1
8.2
4.8
3.6

Differences from average
P1

P2

P3

P4

P5

P6

−1.0
−0.7
−0.7
−0.5
−0.5
−0.4
−0.2
−0.2
−0.1

−0.6
−0.7
−0.5
−0.4
−0.4
−0.2
−0.3
−0.1
−0.1

−0.3
0.0 0.5 −1.1
−0.4
0.0 0.6 −0.9
−0.2
0.1 0.5 −0.9
−0.2
0.0 0.3 −0.8
−0.1
0.1 0.4 −0.7
−0.1
0.1 0.3 −0.6
−0.2 −0.1 0.4 −0.4
0.0
0.1 0.2 −0.3
0.0
0.1 0.1 −0.3

P7

P8

2.0
0.4
1.8
0.3
1.4
0.3
1.3
0.2
1.1
0.1
0.8
0.0
0.8 −0.1
0.5
0.0
0.3
0.0

* Average is a mean value of the relative permittivities measured by P1 to P8. Ethanol soluthions were made by mixing different mass of ethanol in distilled water. Ethanol
and vegetable oil were mixed in same mass when the mixture was made.

填し，水分飽和試料とした．飽和試料の表面を大気に開る値）（国立天文台, 2008）と一致した．濃度の異なるエ

放して水分の蒸発を促し，MWP プローブ上の 8 組のプ

タノールおよび空気の測定値も，宮本・筑紫 (2006) の測ローブで，蒸発過程における比誘電率分布の経時変化を定結果と概ね一致した．したがって，本実験の 3 線式プ

5 分間隔で測定した．また，砂との比較のために，マサ土

ローブによる測定値は，各流体の比誘電率を概ね再現し（粒径 0.106 mm 以下が 9 %, 0.106 ∼ 0.85 mm が 63 %,ているものと考える．

0.85 ∼ 2 mm が 28 %）においても同様の計測を行った．

一方，MWP プローブによる各流体の比誘電率は，エ

砂およびマサ土に対する実験期間の気温は，それぞれ約

タノールと植物性油の混合液，植物性油，空気を除けば，

27 ℃および約 32 ℃であった．なお，8 組のプローブの3 線式プローブによる測定値の半分程度と小さかった．

測定値は，各プローブ中央の電極銅線の位置，すなわち

これは，MWP プローブの電極銅線と接着している低誘表面から深さ 0.28，0.6，0.92，1.24，1.56，1.88，2.2，

電性のガラス・エポキシ樹脂積層基板が電極周辺の電場

2.52 cm の体積含水率を代表するものとした．

特性に影響をおよぼしたためと考えられる．同様の結果

マサ土について，別途実施した粒度分析の結果によれ

は，銅線とアクリル基板の接着型プローブを用いた既往ば，今回使用したマサ土は，細粒分を含む砂土に相当し，の実験（宮本・筑紫, 2006）においても報告されている．

砂や砂質土などに適用可能な Topp 式の適用範囲にある

また，プローブ毎に評価した各流体に対する測定差の平ことが明らかとなった．既往の研究（林ら, 2001）によ均 Bias (Cosh et al., 2005) は，−0.43 (P1)，−0.32 (P2)，

れば，マサ土は砂と同様の誘電特性を有すことが知られており，本研究で用いた砂とマサ土も同様の誘電特性を−0.14 (P3)，0.05 (P4)，0.30 (P5)，−0.59 (P6)，0.98 (P7)，0.14 (P8) であった．P1 ∼ P8 の構造は概ね等しいものの有すものと考えられる．また，土壌の比誘電率と体積含完全に一致しないため，各々のプローブの個性が測定差

水率との関係は，比表面積が大きい有機質土壌や火山灰に反映されたものと考える．ただし，各プローブの測定

土壌を除けば，土壌の構造や土性の影響を受けないこと

差は，プローブ毎に校正を行うことにより，後述の比誘から（波多野ら, 1995; 登尾, 2003），本研究におけるマサ

電率や体積含水率の測定に影響しないものと考える．

土の体積含水率の評価には，後述する砂で得られた校正式を用いた．

3. 結果と考察
3.1 流体を用いたプローブの特性
Table 1 に，3 線式プローブと MWP プローブで測定し3.2 比誘電率と体積含水率との関係
Fig. 2 は，MWP プローブで測定した砂の比誘電率と体積含水率との関係，および Topp 式による計算値を示
す．MWP プローブの結果に対して，Fig. 2 では，先述の流体実験において測定差が最も小さかった P4 と測定差が最も大きかった P7 (Table 1) に対する結果を示した．

た蒸留水，濃度の異なるエタノール，エタノールと植物

MWP プローブで測定した砂の比誘電率は，体積含水性油の混合液，植物性油，空気の比誘電率を示す．表中率が約 0.12 を越えると，Topp 式で評価される比誘電率の MWP プローブの結果は，P1 ∼ P8 で測定した各流体よりも小さくなり，Topp 式との差異は水分量の増加とに対する比誘電率（3 回の測定に対する算術平均値）のともに大きくなった．逆に，体積含水率が約 0.12 よりも平均値，およびその平均値と各プローブの測定値との残小さくなると，MWP プローブで測定される比誘電率は，差（以下，測定差と記す）を示す．

Topp 式で評価される比誘電率よりも大きくなり，その差3 線式プローブで測定した蒸留水の比誘電率は，一般に報告されている水の比誘電率 80.4（水温 20 ℃におけ

異は砂の水分量の減少とともに大きくなった．同様の傾土壌の物理性

38

第 111 号

(2009)

3.3 体積含水率の評価
Fig. 3 は，重量法で評価した砂の体積含水率 θg と (3)式より評価した体積含水率 θwmp の比較を示す．体積含
水率が 0.1 m3 m−3 のとき各プローブで評価した体積含水率は若干ばらついたものの，それを除けば広範な水分領域で 1:1 線上に分布し，重量法による結果とよく一致した．P1 ∼ P8 に対する体積含水率の平均二乗誤差の平
方根 RMSE (Root Mean Square Error) は，全プローブに対する平均値で 0.007 m3 m−3 であった．したがって，
各プローブで評価される体積含水率の再現性は高いといえる．
Fig. 2 砂に対する比誘電率と体積含水率との関係．
Relation between relative permittivity and volumetric water content for sand.

3.4 蒸発過程における水分プロファイルの変化
Fig. 4 は，砂に対する蒸発実験から得た深さ 0.28，0.6，
0.92，1.24，1.56，1.88，2.2，2.52 cm の体積含水率の経時変化を示す．深さ 0.28 および 0.6 cm の体積含水率は，蒸発開始から約 2 時間の間に急速に低下し (Fig. 4a)，初期水分の約半分が蒸発により失われた．一方，深さ 1.56
∼ 2.52 cm の体積含水率は，2 時間後においても変化が小さく (Fig. 4b)，蒸発による水分減少は小さかった．また，水分プロファイル (Fig. 4b) においては，蒸発開始以
降，表面から順に体積含水率が低下し，表層から下層に向けて乾燥前線が進行する様子が確認された．12 時間
後以降，全体的に乾燥が進行し，168 時間後（1 週間後）には全深度の体積含水率が 0 付近で一定となった．

Fig. 5 は，砂との比較のために行ったマサ土に対する蒸発実験の結果を示す．マサ土の体積含水率は，各深度においてほぼ一様に低下し (Fig. 5b)，砂で観察された下方への乾燥前線の進行は観察されなかった．蒸発開始かFig. 3 重量法 (θg ) と MWP プローブ (θmwp ) により評価した
砂の体積含水率の比較．

Comparison of volumetric water content of sand measured by thegravimetric method (θg ) and the MWP probe (θmwp ).

ら 12 時間後までの砂とマサ土の体積含水率を比較すると (Fig. 4a，Fig. 5a)，表面に比較的近い 0.28 ∼1.24 cmの深度（グレー線）では，砂の方が急速に水分を失う傾向にあるが，1.56 cm 以深（黒線）では，両者に大きな向は，割愛した他の 5 組のプローブにも認められたこと差異は認められなかった．一方，実験開始から 12 ∼ 24
時間後の水分の減少量は，マサ土の方が大きい傾向を示

から，Topp 式を用いて体積含水率を評価することは困難

した．

である．したがって，Topp 式に代わる MWP プローブ

土による蒸発過程の違いを比較検討した既往の研究でに対する校正式として，本研究では，測定された比誘電は，地表面直下の詳細な検討は行われていないものの，率と体積含水率との関係を次式で表した．

微細な土粒子から構成される粘土やロームに比べて，砂の水分量は表面近くで局所的に減少し，逆に深い位置でθmwp = a(log εmwp ) + b log εmwp + c
2(3)

は，粘土やロームの水分減少が大きい傾向にあることが示されている (Hillel, 1977)．また，表面の水分が急速に

ここで，εmwp は MWP プローブで測定される土の比誘電率，a，b，c はフィッティングパラメータであり，θmwp

減少した後（本研究では，5 ∼ 12 時間以降）の土壌水分の減少速度は，砂よりもロームの方が速い傾向にあるこは MWP プローブで測定される比誘電率を用いて (3) 式とが報告されている (Suleiman and Ritchie, 2003)．本研

より評価される体積含水率である．本研究では，測定さ究における砂とマサ土の蒸発実験では，実験時の気温やれた砂の比誘電率と体積含水率との関係に基づいて，P1∼ P8 のパラメータ a，b，c を非線形最小二乗法により最適化し，各プローブに対する校正式（Fig. 2 における実線および破線）を得た．なお，(3) 式の対数式は，多項

湿度の違いにより両者の表面境界条件が異なり，その影式などの別の近似式に比べて実測値との一致度が最も高な経時変化の特徴を反映しているものと考える．表面付

く，かつパラメータを決定する際の実測値のばらつきに近の水分プロファイルの計測に関する既往の研究（たと対する影響が小さかった．

えば，Richards et al., 1956; Bruckler et al., 1988; Inoue et

響もいくらか含まれると考えられるが，計測された水分
プロファイルの経時変化は，既往の研究で述べられた砂とそれよりも微細な土粒子から構成される土壌の一般的

論文：TDR による表層土壌水分計の開発とその有効性の評価

39

Fig. 4 砂に対する体積含水率の鉛直プロファイルの経時変化．(a) 深度別体積含水率，(b) 鉛直水分プロファイル．
Temporal change in vertical volumetric water content proﬁles insand. (a) Volumetric water content in every depth, (b) Verticalwater content proﬁle.

Fig. 5 マサ土に対する体積含水率の鉛直プロファイルの経
時変化．(a) 深度別体積含水率，(b) 鉛直水分プロファイル．
Temporal change in vertical volumetric water content proﬁles indecomposed granite soil. (a) Volumetric water content in every
depth, (b) Vertical water content proﬁle.

al., 2001; Suleiman and Ritchie, 2003）では，地表面からファイル計測に対する有効性を検討した．

の深さ数センチメートルから数十センチメートルの領域

MWP プローブにおいては，比誘電率を測定するためを対象としているものが多い．そのため，地表面に極めの電極銅線が低誘電性のガラスとエポキシ樹脂との積層て近い深さ 0.28 ∼ 2.52 cm の領域を対象とした本研究の基板に接着されているため，その基板材が対象とする媒

結果は，既往の研究に比べより地表面に近い領域の水分体の誘電率測定に影響をおよぼした．測定した土の比誘

プロファイルの特徴を示しているものと考える．本研究

電率と体積含水率との関係は，Topp 式で評価される両者で示したミリメートル間隔の水分プロファイルの計測結の関係と一致しなかったことから，MWP プローブで測果から，地表面直下の水分動態の把握に MWP プローブ

定した比誘電率を Topp 式に適用することはできなかっが有用であると考える．

た．したがって，Topp 式に代わる体積含水率の評価式と4. おわりにして，本研究では，MWP プローブで測定した砂の比誘電率と体積含水率の実測値との関係に基づいて対数校正

本研究では，地表面直下の鉛直土壌水分プロファイ式を導いた．得られた校正式に基づいて砂の体積含水率ルを明らかにするために，8 組の 3 線式 TDR プローブを評価した結果，MWP プローブで測定した体積含水率

を 3.2 mm 間隔に配置した多線式プロファイルプローブ

は，8 組のプローブすべてにおいて重量法による結果と（MWP プローブ）を作製し，砂およびマサ土の水分プロ一致した．

土壌の物理性

40

第 111 号

(2009)

MWP プローブで測定される比誘電率と対数校正式に

Inoue, Y., Watanabe, T., and Kitamura, K. (2001): Prototype

基づいて砂およびマサ土の地表面直下の鉛直水分プロ

time-domain reﬂectometry probes for measurement of mois-

ファイルを評価した結果，実験初期に飽和状態にあっ

ture content near the soil surface for applications to ”on-the-

た両試料の水分は，時間の経過とともに蒸発によって失move” measurements. Agricultural water management, 50:
41–52.

われ，水分プロファイルは，それぞれ特異的な経時変化を示した．すなわち，マサ土においては，各深度での水

国立天文台編 (2008): 理科年表. p.412, 丸善, 東京.

分減少は一様であったが，砂においては，表面から深さ

Kondo, J. and Xu, J. (1997): Seasonal variations in the heat and

方向に向かって順次乾燥していく様子が観察された．特water balances for nonvegetated surfaces. Journal of Appliedに，砂における深さ 0.28 および 0.6 cm の土壌水分は，Meteorology, 36: 1676–1695.

短時間で急激な減少を示した．

MWP プローブの使用においては，プローブ埋設時に 8本の同軸ケーブルが測定領域周辺の土中水の移動に影響をおよぼさないように注意が必要であったり，プローブが精密で測定領域が微小であるため，目的とする測定位
置に正確に設置する必要があり，従来の TDR プローブ
では軽視できたプローブと土壌との接触具合についても十分な注意を要する．また，正確な水分計測を実現する
ためには，測定する土壌に対して 8 組のプローブの校正が必要である．しかし，機器の性能を維持できる環境において，各プローブに校正を施し，本研究と同様の測定システムを導入すれば，これまで室内実験においても測定困難とされてきたミリメートル間隔での水分プロファ
イルの計測が可能であり，対象とする土壌の体積含水率を概ね 0.007 m3 m−3 の精度で評価できる．また，先述の点に注意すれば，現地観測においても測定間隔 3.2 mmという高密度での鉛直水分プロファイルの計測に MWP
プローブが適用できるものと考える．

引用文献
Bogena, H.R., Huisman, J.A., Oberdorster, C., and Vereecken,
H. (2007): Evaluation of a low-cost soil water content sensor
for wireless network applications. Journal of Hydrology, 344:
32–42.
Bruckler, L., Witono, H., and Stengel, P. (1988): Near surface soil
moisture estimation from microwave measurements. Remote
Sensing of Environment, 26: 101–121.
Cosh, M.H., Jackson, T.J., Bindlish, R., Famiglietti, J.S., and Ryu,林

為人, 山岡博, 杉田信隆, 高橋

学 (2001): 砂の比誘電率および比抵抗に及ぼす間隙水の塩分濃度の影響. 応用地質,

42(3): 140–148.
宮本英揮, 筑紫二郎 (2006): 誘電混合モデルによるカラム内壁面
接着型 TDR プローブのキャリブレーション. 土壌の物理性,

104: 5–12.
Miyamoto, T., Kobayashi, R., Annaka, T., and Chikushi, J. (2001):
Applicability of multiple length TDR probes to measure water
distributions in an andisol under different tillage systems inJapan. Soil and Tillage Research, 60: 91–99.
Moret, D., Arrue, J.L., Lopez, M.V., and Gracia, R. (2006): A new
TDR waveform analysis approach for soil moisture proﬁling
using a single probe. Journal of Hydrology, 321: 163–172.
Nielsen, D.C., Lagae, H.J., and Anderson, R.L. (1995): Timedomain reﬂectometry measurements of surface soil water content. Soil Science Society of America Journal, 59: 103–105.
登尾浩助 (2003): 実践 TDR 法活用 —土壌中の水分・塩分量の同時測定—. 土壌の物理性, 93: 57-65.

Or, D., Jones, S.B., VanShaar, J.R., Humphries, S., andKoberstein, L. (2004):

WinTDR —Users Guide— forVer. 6.1, Department of Plants, Soil and Biometeorology,
Utah State University, Logan Utah, USA, Available at
http://soilphysics.usu.edu/wintdr/index.htm.
Richards, L.A., Gardner, W.R., and Ogata, G. (1956): Physicalprocesses determining water loss from soil. Soil Science Society of America Journal, 20: 310–314.
Robinson, D.A., Jones, S.B., Wraith, J.M., Or, D., and Friedman,
S.P. (2003): A review of advances in dielectric and electricalconductivity measurement in soils using time domain reﬂec-

D. (2005): Calibration of an impedance probe for estimation

tometry. Soil Science Vadose Zone Journal, 2: 444–475.

of surface soil water content over large regions. Journal of Hy-

Selker, J.S., Graff, L., and Steenhuis, T. (1993): Noninvasive time

drology, 311: 49–58.
波多野隆介, 長谷川周一, 佐久間敏雄 (1995): TDR 土壌水分計のdomain reﬂectometry soil moisture measurement probe. Soil
Science Society of America Journal, 57: 934–936.

キャリブレーション. 日本土壌肥料学雑誌, 66(6): 678–680.

Suleiman, A.A. and Ritchie, J.T. (2003): Modeling soil water re-

Hebrard, O., Voltz, M., Andrieux, P., and Moussa, R. (2006):

distribution during second-stage evaporation. Soil Science So-

Spatio-temporal distribution of soil surface moisture in a heterogeneously framed Mediterranean catchment. Journal of
Hydrology, 329: 110–121.
Hillel, D. (1977): Computer simulation of soil-water dynamics: acompendium of recent work. pp.94–101, International Development Research Centre, Ottawa.

ciety of America Journal, 67: 377–386.
Topp, G.C., Davis, J.L., and Annan, A.P. (1980): Electromagnetic
determination of soil water content: measurements in coaxial transmission lines. Water Resources Research, 16(3): 574–
582.
Wigneron, J.-P., Calvet, J.-C., Pellarin, T., Van de Griend, A.A.,

Huisman, J.A., Snepvangers, J.J.J.C., Bouten, W., and Heuvelink,

Berger, M., and Ferrazzoli, P. (2003): Retrieving near-surface

G.B.M. (2002): Mapping spatial variation in surface soil wa-

soil moisture from microwave radiometric observations: cur-ter content: comparison of grand-penetrating radar and timerent status and future plans. Remote Sensing of Environment,

domain reﬂectometry. Journal of Hydrology, 269: 194–207.

85: 489–506.

論文：TDR による表層土壌水分計の開発とその有効性の評価

要旨

自作した多線式プロファイルプローブ（MWP プローブ）を用いて，砂とマサ土の地表面直下の鉛直水分プロファイルを測定した．8 組の 3 線式 TDR プローブを 3 mm 間隔に配置した MWP プローブにおいては，プローブに用いた低誘電性の基板材が比誘電率の測定に影響をおよぼした．同プローブで測定した比誘電率を Topp 式に用いることはできなかったが，その測定値を本研究で得た対数校正式に用いることで，砂の体積含水率を精度よく評価することができた．水分飽和状態の砂とマサ土に対して，蒸発過程における土壌水分減少量を表層の 8 点で測定した結果，マサ土では各深度での水分減少は一様であったが，砂では深さ 3 ∼ 6 mm で生じる局所的な水分減少の状況が観察された．MWP プローブを用いることで，これまで測定困難とされてきた土壌のごく表層 (0 ∼ 2.5 cm) の鉛直水分プロファイルをミ
リメートル間隔で計測できることを明らかにした．
キーワード：時間領域反射法 (TDR), 比誘電率, Topp 式, 鉛直土壌水分プロファイル, 土壌面蒸発41

Effects of gypsum addition on sedimentation characteristics ofTondano Lake clay, Indonesia
Meldi T.M. SINOLUNGAN1 , Fumiyoshi KONDO2 and Tatsuya KOUMOTO2

Abstract: A laboratory experiment was carried out to investigate the sedimentation characteristics of Tondano lakeclay and effect of gypsum addition, included the settling
patterns as the previous experiments. Firstly, the ﬂocculation and dispersion characteristics, which are evaluatedby turbidity, are substantially inﬂuenced by pH and salinity. Then, it was found that the addition of 5 % gypsum to this clay inﬂuenced the settling pattern and settling/consolidation rate. In the region in which consolidation settling does not occur (above 3000 % water content),
the effects of gypsum addition on the settling patterns are
signiﬁcant; whereas in cases that the consolidation settling
occurs (under 2000 % water content), the effects of gypsum addition are not so much signiﬁcant. The greater water content of the clay suspension could induce a higher
degree of ﬂocculation, thus explaining sedimentation characteristics induced by gypsum treatment.
Key Words : Tondano Lake, sediment, gypsum, ﬂocculation and dispersion, sedimentation

1.Introduction
Tondano Lake is one of the important and strategic natural resources for the people of North Sulawesi’s life. This
lake has multifunction, like source of fresh drinking water, washing and bathing, hydroelectric power, ﬁsh aquaculture, wet-rice ﬁeld/agriculture and tourism. It is situated 693 m above sea level with an area of 4,638 ha, andTondano River (41,100 m length) is its outlet, ﬂowing into
Manado Bay (Sinolungan et al., 2008). The Tondano attracts a lot of attention from a variety of societies, government and scientists because the condition of this lake tends
to be deteriorated. Some problems of Tondano Lake are: 1)
Shallowing the lake basin due to high erosion and sedimentation; 2) Decreasing the water ﬂow at the outlet (TondanoRiver); 3) Blooming the aquatic plants; 4) Decreasing thehabitats or species of ﬁshes. The shallowing phenomenon
may be seen from decreasing the water volume in dry mon1 The United Graduate School of Agricultural Sciences, Kagoshima University / Sam Ratulangi University, 1-21-24 Korimoto, Kagoshima 8900065, Japan / Kampus Unsrat-Bahu, Manado 95115, Indonesia. Corresponding author: Meldi T.M. SINOLUNGAN
2 Dept. of Environmental Sciences, Faculty of Agriculture, Saga University,1 Honjo-machi, Saga 840-8502, Japan
2008 年 5 月 22 日受稿 2008 年 12 月 8 日受理
土壌の物理性 111 号, 43–51 (2009)

soon, whereas in rainy monsoon the ﬂood comes over thelake and its environs (Kemur, 1998). The Tondano is beinga receiver of waste passing through the catchment’s basin.
For example, the Toliang Oki River carries an estimatedannual sediment load of 63.01 t ha−1 , comprised from avariety form of land uses (Natural Resources Management
Program, 2001).
Sedimentation phenomena have been the subjects ofmany decades of research, and while much insight has
been gained concerning the hydrodynamics of sedimentation processes, comparatively little is known about the roleof particle attractive forces in settling and sediment consolidation (Nasser and James, 2006). The ability of ﬁne particles to settle rapidly is made possible by the process ofparticle ﬂocculation (Kranck, 1973, 1980). Dispersion is
also inﬂuenced by clay type, and cation concentration andcomposition as reported by Agassi et al. (1980). Ahmad
and Karube (2005) found that kaolinite coagulated below
pH 6 and dispersed well above that for both Na- and Catype of clays after it was dialyzed. At pH 8, the criticalcoagulation concentration for kaolinite, which was higher
than for montmorillonite, was substantially inﬂuenced by
the small size of particles. Kondo and Torrance (2005)
demonstrated that, the presence of high-swelling smectite
to low activity-mineral-dominated Leda clay increased thesalinity and water content ranges above levels which consolidation settling and zone settling could occur. Thesesettling rate patterns change with time in a manner that isdependent on the settling mode, water content and salinity.
The settling behavior of clay suspension is determinedby interactions among particles as they are inﬂuenced byvarious aspects of the depositional environment. Understanding the depositional characteristics of soil suspension
has practical applications related to the settling behavior
during ﬂocculating treatment of waste water, land reclamation by using dredged mud (Kondo and Torrance, 2003),
and lake sediment formation. In this study, gypsum wasused as a representative additive material in analyzing theeffect of sedimentation characteristics of Tondano Lakeclay, due to the fact that it dissolves over time in water.
Gypsum is found most commonly in nature as a sparingly soluble salt (CaSO4 -2H2 O) (Nettlejohn et al., 1982;

44

土壌の物理性第 111 号

(2009)

Table 1 Analytical characteristics of Tondano Lake clay.
KIND OF PROPERTIES
Physical properties:
Atterberg limits
Liquid limit, wL (%)
Plastic limit, wP (%)
Plasticity index, IP
Particle density (g/cm3 )Grain size distribution
Sand (> 0.075 mm) (%)
Silt (5μ m-0.075 mm) (%)
Clay (< 5μ m) (%)
Chemical properties:
pH (1:5, soil: water extract)
CEC (cmolc kg−1 )Organic matter (%)
C/N ratio (%)
Total heavy metal concentration (mg/kg):
Cd (United State-SQG = 1.2 ; Canada-SQG= 0.24)
Cr (United State-SQG = 81.0 ; Canada-SQG= 106.0 )Cu (United State-SQG = 34.0 ; Canada-SQG= 39.3 )Ni (United State-SQG = 20.9 ; Canada-SQG= 49.3 )Pb (United State-SQG = 46.7 ; Canada-SQG= 21.9 )Zn (United State-SQG = 150.0 ; Canada-SQG= 172.0 )Principal clay minerals

WEST

EAST

NORTH

SOUTH

197.0
131.0
66.0
2.32

253.0
135.2
117.8
2.18

304.5
180.8
123.8
2.16

141.2
79.5
61.7
2.44

3.0
36.5
60.5

3.0
28.5
68.5

10.5
37.5
52.0

23.0
34.5
42.5

6.3
29.8
12.8
8.8

6.4
27.1
14.3
8.5

6.6
30.8
14.7
9.1

6.5
25.0
8.0
8.2

2.25
11.32
54.92
24.75
6.72
89.74
Kaolinite

0.51
10.68
81.64
13.30
5.46
134.45
Kaolinite

0.63
11.85
26.23
28.67
7.44
22.04
Illite

0.52
15.36
30.07
22.06
0.74
38.43
Illite, smectite

ﬁelds was sufﬁcient to decrease the suspended solid (SS)concentration under 0.1 % in 12 hours, and basalt fertilizer
was also found to promote ﬂocculation to some extent anddid not hinder the ﬂocculation by gypsum.
The use of a number of amending materials including
traditional agricultural products such as natural gypsum
has been suggested for this purpose. The practical application of such a material would provide a better understanding of sedimentation characteristics in Tondano clay as prelude research. In the present work, the sedimentation characteristics of Tondano clay are experimentally examined inrelation to the inﬂuence of gypsum addition.

2. Materials and methods
2.1 Stock material and sampling sites

Sampling
Kind of activities :areas :→
Northern sewage disposals, clearing forest, paddy farming,
Western → ﬂoating net, tourism, mixture crops/paddy
Eastern → clove plantation, paddy ﬁeld, ﬂoating net
Southern → ﬁshing/duck husbandry, sand mine material, paddy
Fig. 1 Sampling sites of Tondano Lake clay, Indonesia (• =Sampling area).

Verhaye and Boyadgiev, 1997). The concentration of a saturated gypsum solution is about 15 mM (Stumm and Morgan, 1970). Akae (1994) has examined that, gypsum application rate of 30 kg / 10a in the puddled water of paddy

Tondano clay material was collected from the bottom of
Tondano Lake in September 2006. The sample was taken
up by an Eckman grab sampler and its messenger in four
different areas of the lake, as follows: 1) the northern outlet
area in Tondano sub-district, 2) the eastern area in Eris subdistrict, 3) the southern inlet area in Kakas sub-district, and4) the western area in Remboken sub-district, which are
shown in Fig.1. Each sampling area was determined by adistance of 50 meters, as counted from the margin line of
the lake. This ﬁgure also illustrates the various activities ineach area.
2.2 Physical and chemical properties of Tondano clay
Analytical characteristics of Tondano clay, which consist of some physical properties and chemical properties,論文： Effects of gypsum addition on sedimentation characteristics of Tondano Lake clay, Indonesia

are listed in Table 1. The physical properties consist of:plastic limit, liquid limit, plasticity index, particle density,and grain size distribution. Plasticity index was measured
by plastic limit and liquid limit values, where the highest
value (123.8) was at North clay. The highest particle density (2.4 g cm−3 ) was at South clay. Grain size distribution
was analyzed by a Hydrometer procedure and classiﬁed
with a particle size of ASTM. Tondano Lake sediment was
dominated by clay in all areas, and the eastern area had thehighest clay content (68.5 %).
The chemical properties consisted of: pH, CEC, organic
matter, C/N ratio, total heavy metal concentration, and clay
mineralogy. Compared with the Japanese Agriculture Water Standard (2008), the pH value of Tondano clay, which
has ranged from 6.3 to 6.6, was still suitable for all areas.
The highest contents of CEC, organic matter, and C/N ratio were observed in the North clay. The content of heavy
metals from Tondano clay has been compared with the
Sediment Quality Guidelines (SQG) of the United Statesof America (National Oceanic and Atmospheric Administration, 2000) and Canada (National Research Council
Canada, 1993). Some selected heavy metals, which contained in this clay, were: Cd, Cr, Cu, Ni, Pb, and Zn. Compared with the Japanese standard (Cu: 125 mg kg−1 , Zn:
140 mg kg−1 ), the contents of Cu and Zn in Tondano clay
were less (Ministry of the Environment of Japan, 1993).
Clay mineralogy was determined by X-ray analysis procedure (Wada, 1966). Some clay minerals of Tondano clay
were found. The mineralogy was dominated by illite (2:1type) at North and South, kaolinite (1:1-type) at West andEast, as well as a small amount of smectite (2:1-type) atSouth (Fig. 2). A clear peak can not be detected in thoseminerals due to the high organic matter content of the soils.
2.3 Experimental methods
2.3.1 Flocculation and dispersion measurement
The stock material (in diameter 425 μ m-sieved) has
been modiﬁed by the addition or removal of components,
as described below, in order to test the nature of inﬂuencesfrom various material factors on the sedimentation process.
In order to clarify the effects of pH and salinity on the characteristics of ﬂocculation and dispersion, all samples wereNa saturated. Na-saturation was achieved for each experimental sequence by ﬁrst washing the appropriate material
both with 1M (58.5 g L−1 ) sodium chloride (NaCl) solution and then twice with 30 g L−1 of the same sodium
solution. The sodium saturated Tondano clay served ascontrol material. The control material was treated into a
vacuumed-condition, and the test-tube experiment (internal diameter of test tube = 15 mm; water content = 6000%; volume of test tube = 20 mL) was done as shown below: (1) natural condition (with salinities from 30 to 2 g
L−1 and deionized water) and 0.1 M NaOH / 0.1 M HCl

45

solution (2, 4, 6, 8, 10 mL, respectively with salinity 30
g L−1 ). The salinity of this experiment was controlled byusing the NaCl solution; (2) alkaline and acid conditions
in experimental sequences by 0.1M NaOH / 0.1 M HCl;
0.01 M NaOH / 0.01 M HCl; and 0.001 M HCl (2, 4, 6, 8,
10 mL, respectively with deionized water). Values of pH,
salinity (converted from conductivity), and turbidity were
measured with a pH meter, electrical conductivity meter,
and turbidity meter.
According to the Japanese Industrial Water Standard(2008), the turbidity (suspended solid, SS) value is 15
g L−1 , whereas the Japanese Agriculture Water Standard(2008) is less than/equal 100 g L−1 . This ﬁgure has, therefore, shown that the ﬂocculation and dispersion patterns of
our results are divided into dispersion pattern (turbidity >100 g L−1 ); intermediate pattern (turbidity between 16–99
g L−1 ); and ﬂocculation pattern (turbidity < 15 g L−1 ).
2.3.2 Sedimentation experiment
The preparation of a sedimentation experiment was conducted using a 1 L plastic bottle for each test series withthe appropriate initial water contents (w0 ) which ranged
from 1000 to 8000 %. After these suspensions were left
for one day, the soil was removed into a 6 cm diameterand 26 cm high acrylic cylinder which was then ﬁlled to
20 cm with the appropriate suspensions. For each test condition, the sedimentation processes were monitored for 14
days. The experiments for each initial water contents began from each kind of Tondano clays (West, South, East,and North). This sedimentation experiment was done with
two kind of treatments, which were: 1) no added gypsum(as the control), and 2) with 5 % added gypsum. Throughout the experiments, sedimentation data were monitored
by measuring electrical conductivity, turbidity, and pH of
the suspensions after one day. All experiments were conducted in a laboratory at a room temperature of 27-29 ◦ C.
Sedimentation measurement (up to 48 h settlement) was
carried out until an equilibrium position of the sedimentsupernatant interface was attained. Subsequently the depthof interface was recorded with the settling time (Nasser andJames, 2006).
Natural gypsum powder was added to the stock material
to produce sub samples with the desired gypsum content
with a weight of 5 % from the total dry-soil weight. The
material was thoroughly homogenized using a household
mixer. The gypsum content in the suspensions are 5.0, 2.5,
1.3, and 0.63 g L−1 for initial water contents of 1000, 2000,
4000, and 8000 %, respectively. Subsequently, insoluble
gypsum powder remained in the suspensions below the water content of 2000 %, because the solubility is generally
known as 2.1 g L−1 at 25 ◦ C. Akae (1992) has demonstrated that the 0.25–1.0 g L−1 gypsum addition is very
effective for ﬂocculation of the puddled suspension. The 5

46

土壌の物理性第 111 号

(2009)

Fig. 2 X-ray diffraction patterns of Tondano clays.

論文： Effects of gypsum addition on sedimentation characteristics of Tondano Lake clay, Indonesia

47◦

Fig. 3 Flocculation and dispersion patterns of Tondano clay. ( = dispersion (turbidity > 100 g L−1 ),  = intermediate (turbidity
16–99 g L−1 ),= ﬂocculation (turbidity < 15 g L−1 ), Solid lines distinguish the ﬂocculation and dispersion patterns)•% gypsum addition for dry soil assumed to be enough for
Ca adsorption to clay particles, and useful for ﬂocculationof Tondano clay. But the further research is still needed torealize the most appropriate gypsum content.
2.3.3 Sedimentation pattern determination
The sedimentation pattern of our results has been determined according to the settling pattern of clay suspensions
by Imai (1980), that, when the water content (or, particulate concentration) is selected as the physical conditionof the suspension and the salinity is selected as the chemical descriptor of sedimentation environment, these patterns
can be classiﬁed into four types: (1) dispersed free settling(DFS); (2) ﬂocculated free settling (FFS); (3) zone settling(ZS) and (4) consolidation settling (CS). In dispersed freesettling, no signiﬁcant interaction between particles occurs
and particles settle individually at rates according to theirrespective sizes; in ﬂocculated free settling, larger ﬂocs
settle faster than smaller ones and the boundary between
clear water and settling ﬂocs is not sharp; in zone settling,
ﬂocculation occurs and the ﬂocs settle in parallel creating a sharp interface above which the water is clear; andin consolidation settling, ﬂocs are not formed, but rather
the whole suspension gels into an interconnected ﬂocculation that extends throughout the total volume, it thencommences to consolidate (dewater) under its own weight.

These settling types are widely observed, not only withclay suspensions but generally with suspensions of ﬁne
particulate materials (Fitch, 1979).

3. Results and discussion
3.1 Flocculation and dispersion characteristics
of Tondano clay
Fig. 3 shows the ﬂocculation and dispersion patterns of
the Na-saturated material. Both ﬂocculation and dispersion
patterns were a part of the sedimentation characteristics.
These patterns were determined by their turbidity value.
Boundaries between the ﬂocculation and dispersion patterns for Tondano clay represent the result of interactions
between suspended particles under the speciﬁc conditions
imposed. The extent of both dispersion and ﬂocculation
patterns is inﬂuenced by the pH and salinity of clay suspension. Below some pH levels, at ﬂocculating salinities,
the particles are sufﬁciently close together that ﬂocculation
occurs very quickly and extends throughout the whole volume creating a gel.
Examination of the Fig. 3 for Na-saturated Tondano clayshows that, dispersion is the dominant pattern at < 10 g
L−1 salinity for West and South clays. However, the peaksalinity which the dispersion pattern can be seen for North
and East clays has been found at approximately pH 6–8. It

48

土壌の物理性第 111 号

(2009)

Fig. 4 Time-sediment thickness curves for control material. (Initial water content:%).

has been concluded that the salinity at which a dispersion
pattern occurs as the pH of the suspension approximately
constant in all salinity ranges. At higher salinities, only
patterns that involve ﬂocculation and intermediate occur
for all clays. Flocculation is also observed at low pH in
spite of salinity range.
Because of the salinity and pH of each experimental
condition can be readily identiﬁed from the graphs, theresults will be identiﬁed by the alteration of experimental conditions from the standard (Na-saturated material)conditions. It is also possible to assess why the speciﬁcchange occurred. As related to the clay mineralogy, kaolinite (1:1-type) is a pH-dependent mineral, whereas illite(2:1-type) is not a pH-dependent mineral. According to
Brady and Weil (2002), kaolinite has mostly variable (pHdependent) negative charges and exhibits modest positive
charges at low pH values. Other factors which would affect the ﬂocculation and dispersion patterns are organic
matter and grain size distribution. Flocculation can occur
easily when organic matter is low and grain-size distribution is not dominated by clay, however, dispersing activityof added organic matter inhibited the processes of ﬂocculation and sediment accumulation (Kondo and Torrance,2003).

◦ = 1000 %,  = 2000 %,  = 4000 %, : = 8000

3.2 Sedimentation characteristics of Tondanoclay
3.2.1 Sedimentation patterns of Tondano clay
with no added gypsum
Settling (time-sediment thickness) curves for selectedwater content of the natural material at selected areas ofTondano clay are presented in Fig. 4. This ﬁgure represents the control response to which gypsum-addition experiments are compared. The ”sediment thickness” in all
ﬁgures represents the thickness between the bottom of sediment and the lower zone of water which is free, or almost
free, of particulate material, and the zone of high particulate concentration, where this interface can be deﬁnitively
identiﬁed. The ﬁrst point plotted for water content represents the earliest time that a sediment interface between
clear or almost clear water and settling ﬂocs or accumulating sediment can be identiﬁed. This does not always
represent the upper boundary of the accumulated sedimentbecause, in some cases, it is apparent that it represents theupper boundary of a large mass of settling ﬂocs.
In the previous part of this paper it was explained by
Imai (1980) that, there were various types of settling patterns such as: dispersed free settling (DFS), ﬂocculated
free settling (FFS), zone settling (ZS), and consolidation
settling (CS). All settling types were observed with the ex-論文： Effects of gypsum addition on sedimentation characteristics of Tondano Lake clay, Indonesia

Fig. 5 Time-sediment thickness curves for 5 % gypsum added material. (Initial water content: :%,  = 3000 %,  = 4000 %,  = 6000 %,  = 8000 %).

49◦ = 1000 %, :• = 1500 %,  = 2000

perimental materials, but all types were not represented in
all water contents/suspended particle concentrations. In
these control experiments: in North clay, CS occurred at1000 % water, ZS at 2000 % water, and FFS at 4000 %water, and DFS at 8000 % water; in South clay, CS did notoccur and the ZS boundary occurred at 1000 % water, FFS
at 2000 % and 4000 % water, and DFS at 8000 % water.
Only mixed CS and DFS occurred in West and East clays
for 1000-8000 % water. The differences in these patterns
were due to the difference in clay content among samplingsites. For example, West and East soils have more than 60% clay particles and their huge numbers per unit weightlead to a decrease in average inter-particle distance. Thisis probably a dominant factor and also explains the upward
shifting of boundaries between CS and ZS (at North andSouth) where the environment is strongly ﬂocculating, anddepends on water content. The differences between thesecases can be explained by an increased tendency towards
ﬂocculation in natural material.

lated to ﬂocculation treatment of lake sediments. At Westand East clays with low particle concentrations, the conditions are not favorable for ﬂocculation.

The interpretation placed on these results is that a settling pattern is determined by interplay among the particles
as inﬂuenced by the sedimentary characteristics of Tondano clay, such as the differences of physical and chemical properties (Table 1). Understanding depositional characteristics of soil suspension has practical applications re-

Table 2 has shown that as the salinity increased according to the gypsum addition, the turbidity decreased for
all clays (from 8000 to 2000 % water content). However, from 1500 to 1000 % water content, the turbidity increased. It was due to that their water content were low,
so the consolidation settling were occurred, consequently

3.2.2 Sedimentation patterns of Tondano clay
with gypsum addition
The settling patterns of Tondano clay supplemented with
5 % gypsum (Fig. 5) differ sharply from those of Tondano clay alone. The main differences are that DFS occurs
in both West and East clays (in control group), however,when gypsum is added to all the clays, a DFS pattern does
not occur. In this ﬁgure, the boundaries between the CS
and ZS, and between ZS and FFS shift to a higher watercontent in East, West and North clays. However the CS
does not occur in the South clay, but occurs directly on the
ZS boundary starting at 1000-3000 % water, FFS occurs at
4000-8000 % water. These trends for CS behavior to occur at a lower water contents, and for the CS–ZS boundary
and the ZS–FFS boundary to shift to higher water content
increase as the gypsum has added.

50

土壌の物理性第 111 号

(2009)

Table 2 Experimental properties on turbidity of Tondano clay with 5 % gypsum addition and the control.
WEST
Clay + 5 % Gypsum
Items
w0 = 1000% 1500% 2000% 3000% 4000% 6000% 8000%
Gypsum concentration (g L−1 )
5.0
3.3
2.5
1.7
1.3
0.8
0.6
Turbidity(1 day, g L−1 )73.1 22.0 12.6 19.2 36.6 65.9
90.4
pH after 1 day
4.2
3.1
5.2
5.2
5.5
4.9
4.8
Electric conductivity (1day, mS cm−1 )
3.8
3.2
2.5
1.80 1.43 1.06
0.83
EAST
Clay + 5 % Gypsum
Items
w0 = 1000% 1500% 2000% 3000% 4000% 6000% 8000%
Gypsum concentration (g L−1 )
5.0
3.3
2.5
1.7
1.3
0.8
0.6
Turbidity(1 day, g L−1 )177.5 27.7 23.4 17.3 27.2
64.4 69.6
pH after 1 day
3.7
3.5
3.1
3.7
4.6
4.6
4.7
Electric conductivity (1day, mS cm−1 )
3.3
3.1
2.5
1.78 1.43 1.05
0.83
NORTH
Clay + 5 % Gypsum
Items
w0 = 1000% 1500% 2000% 3000% 4000% 6000% 8000%
Gypsum concentration (g L−1 )
5.0
3.3
2.5
1.7
1.3
0.8
0.6
Turbidity(1 day, g L−1 )36.5
6.2
8.9 69.4 89.1 114.8 150.7
pH after 1 day
6.4
6.3
6.2
6.2
6.1
6.0
6.1
Electric conductivity (1day, mS cm−1 )
3.3
3.0
2.5
1.86 1.47
1.09 0.87
SOUTH
Clay + 5 % Gypsum
Items
w0 = 1000% 1500% 2000% 3000% 4000% 6000% 8000%
Gypsum concentration (g L−1 )
5.0
3.3
2.5
1.7
1.3
0.8
0.6
Turbidity(1 day, g L−1 )22.6 17.8 12.6 19.2 36.6
65.9 26.7
pH after 1 day
6.2
6.0
5.2
5.2
5.5
4.9
5.8
Electric conductivity (1day, mS cm−1 )
2.9
2.7
2.2
1.64 1.31
0.94 0.76

the gypsum addition was not affected effectively. In the region in which consolidation settling does not occur (above
3000 % water content), the effects of gypsum addition on
the settling patterns are signiﬁcant; whereas, in cases thatthe consolidation settling occurs (under 2000 % water content),the effects of gypsum addition are not so much signiﬁcant. Gypsum is always used for calcium addition to
sodic soils in aggregation and improvement of permeability without changing pH value. However, the pH valuesof West and East clays were decreased down to approximately 3–4 with decreasing water content. The reason forthis may be attributed to the mineralogy of West and East
clays, which were kaolinitic. More experiments are neededto address this result because the Tondano clays mainlycontain organic matter, and also the interactions between
organic matter and gypsum are not fully clariﬁed at current stage.
Regarding the gypsum content, with clays and watercontent combinations where ZS and FFS settling occurred,
the maximum settling rate and the earliest timing for the
maximum rate occurred in the higher water content sample(Fig. 5). This is related to the process of ﬂoc formation in
the different environmental clays and a degree of interference with the ﬂocs in suspension. Once the settling process
has ended and only the consolidation process is active, therate of water loss decreases rapidly, and continues to decrease for the duration of the experiment. For the Tondanoclay control group (Fig. 4), the consolidation settling has
occurred at West, North, and East clays with 1000 % watercontent.

Control
1000% 2000% 4000% 8000%
0000631.2 92.8
155.3
332.4
6.0
5.7
5.0
5.4
0.48 0.175
0.112
1.14
Control
1000% 2000% 4000% 8000%
0
0
0
0
58.0
94.3
443.1
5.4
5.6
4.9
4.7
0.67 0.35
0.23
1.37
Control
1000% 2000% 4000% 8000%
000040.8 85.1
41.0
179.3
6.1
5.9
7.9
6.3
0.95 0.63
0.36
0.22
Control
1000% 2000% 4000% 8000%
0000271.2 27.1
45.2
342.8
6.2
5.8
7.3
5.8
0.54 0.31
0.25
0.109

The greater water content of the clay suspension could
induce a higher degree of ﬂocculation, thus explaining sedimentation characteristics induced by gypsum treatment.
Therefore, the effectiveness of a gypsum addition on thesedimentation characteristics of Tondano clay in improving the lake condition is well demonstrated by this paper
as the preliminary results have shown.

4. Conclusion
The experimental results demonstrate that the presenceof gypsum in relatively modest concentration has a substantial effect to the sedimentation characteristics of suspensions of ﬁne-grained soil material over a wide range ofwater contents.
Although the Tondano clay control exhibited fullvolume gelation and consolidation has occurred at North
clay, the presence of 5 % gypsum greatly extended the water content range over which this behavior was exhibited.
In the region in which consolidation settling does not occur (above 3000 % water content), the effects of gypsum
addition on the settling patterns are signiﬁcant; whereas,in cases that the consolidation settling occurs (under 2000
% water content), the effects of gypsum addition are notso much signiﬁcant. The greater water content in the clay
suspension could also induce a higher degree of ﬂocculation, thus explaining the greater sedimentation characteristics induced by gypsum treatment.
The results of these controlled experiments provide
guidance as to the effect of speciﬁc soil properties upon

論文： Effects of gypsum addition on sedimentation characteristics of Tondano Lake clay, Indonesia

51

the sedimentation characteristics of high particulate suspensions such as the dredging of ﬁne-grained lake sediments. They should prove useful in assessing what may
account for differences in the sedimentation characteristics of suspensions of natural materials. The applicabilityof this conclusion to Tondano Lake clays awaits further experimental results for those clays.

Kranck, K. (1973): Sediment deposition from ﬂocculated suspen-

Acknowledgements

sions. Nature, 246: 348–350.
Kranck, K. (1980): Experiments in the signiﬁcance of ﬂocculation

disturbed soft marine clay. Trans. Jpn. Soc. Irrigat. Drainage
Reclam. Eng., 223: 89–97.
Kondo, F. and Torrance, J.K. (2005): Effects of smectite, salinity
and water content on sedimentation and self-weight consolidation of thoroughly disturbed soft marine clay. Paddy Water
Environment, 3: 155–164.

in the settling of ﬁne-grained sediment in still water. Can. J.

We wish to thank Professor Masami Ohtsubo of the Faculty of Agriculture at Kyushu University, Japan for his cooperation in analyzing some properties of Tondano Lakesoils.

Ministry of the Environment of Japan (1993): Japanese Envi-

References

Nasser, M.S. and James, A.E. (2006): Settling and sediment bed

Akae, T. (1992): Selection of the most suitable ﬂocculation aid
of puddle water and test of applying method — Clariﬁcation
method of puddle suspension by calcium salt addition (2). Soil
Phys. Cond. Plant Growth, 64: 45–52.
Akae, T. (1994): Field test of gypsum application effect on clariﬁcation of puddled water — Clariﬁcation method of puddledsuspension by Ca salt addition (3). Soil Phys. Cond. Plant
Growth, 69: 3–10.
Agassi, M., Shainberg, I. and Morin, I. (1980): Effect of electrolyte concentration and soil sodicity on the inﬁltration rateand crust formation. Soil Sci. Soc. Am. J., 45: 848–851.
Ahmad, M. and Karube, J. (2005): Comparison of criticalcoagulation concentration between kaolinite and montmorillonite under different pH conditions. Trans. Jpn. Soc. Irrigat.
Drainage Reclam. Eng., 237: 7–12.
Brady, N. and Weil, R.R. (2002): The nature and properties ofsoils, 13th edition. pp. 336–340, Prentice Hall, New Jersey.
Fitch, B. (1979): Sedimentation of ﬂocculent suspensions. AICheJ., 25 (6): 913–930.
Imai, G. (1980): Settling behavior of clay suspension. Soils
Found, 19 (2): 61–77.
Japanese Agriculture Water Standard (2008): http://keea.or.jp/qkan/water16.html, Japan.
Japanese Industrial Water Standard (2008):

http://env.go.jp/

kijun/wt2-1-2.html, Japan.
Kemur, A.R. (1998): Final Report: Pekerjaan desain sempadan
sungai dan danau Tondano. Departemen Pekerjaan Umum
Propinsi Sulawesi Utara. Manado. 118p.
Kondo, F. and Torrance, J.K. (2003): Physical, chemical andmineralogical inﬂuences on the settling patterns of thoroughly

Earth Sci., 17: 1517–1526.
ronmental Standard of Polluted Soils. http://home.hiroshimau.ac.jp/er/EV D K1.html, Japan.
behaviour of kaolinite in aqueous media. J. Separation Puriﬁcation Tech., 51: 10–17.
National Oceanic and Atmospheric Administration (2000): Sediment Quality Guidelines developed for the National Status andTrends Program (updated 6/28/99). USA.
National Research Council Canada (1993): Marine sediment reference materials for trace elements and other constituents.
Institute for Environmental Research and Technology, NRCCNRC. Canada.
Natural Resources Management Program (2001): Identiﬁcationof environmental threats to the Tondano watershed, Discussion Paper, Proposed Follow-up acitivities through September,2001. EPIQ Sponsored by the US Agency for International
Developmnet.
Nettlejohn, W.D., Nelson, R.E., Brasher, B.R. and Derr, P.S.
(1982): Gypsiferous soils in the western United State. Sil Sci.
Soc. Am. Proc., 10: 147–168.
Sinolungan, M.T.M., Soeroto, B., Kondo, F. and Koumoto, T.
(2008): The geochemical characteristics of sediment in Tondano Lake, Indonesia: heavy metals and organic matter contents, and grain size distribution. Paddy Water Environ, 6 (3):341–348.
Stumm, W. and Morgan, J.J. (1970): Aquatic chemistry. WileyInterscience. New York, pp. 349–424.
Verhaye, W.H. and Boyadgiev, T.G. (1997): Evaluating the land
use potential of gypsiferous soils from ﬁeld pedogenic characteristics. J. Soil Use Management, 13: 97–103.
Wada, K. (1966): Identiﬁcation and quantiﬁcation of clay minerals (in Japanese). Jap. J. Soil Sci. Plant. Nutr., 37: 9–17.

乾燥土壌への散水に伴う浸潤の不安定化に関する研究
長裕幸 1 · 井上光弘 2

Surface water ﬂux dependent stability of ﬂow in initially dry soil
Hiroyuki CHO1 and Mitsuhiro INOUE2

Abstract: In initially dry coarse soil, it is noted that a
uniform and nonponding surface water ﬂux causes an unstable wetting front when the ﬂux rate (q0 ) is less than
the saturated hydraulic conductivity (Ks ). To investigate
the relationship between q0 and the pressure gradient withtime (∂ h/∂ t) in the wetting layer under the condition of
unstable water ﬂow, we carried out one-dimensional inﬁltration experiments by applying non-ponding water ﬂuxes
to the surface of soil packed homogeneously in an acrylic
tube. We ﬁlled the tube with four different soils; sand,volcanic clay soil, loam and silt and installed microtensiometers to measure pressures in these materials. The results showed that (1) negative pressure head gradients withspace (∂ h/∂ z) and time(∂ h/∂ t) appeared clearly only forsand and Eq. (1) derived by Cho et al. (2005) agreed wellto the pressure measurement with time, (2) the ∂ h/∂ t wasprovided as a quadric function of q0 shown as Eq. (4) andﬁtted well the experimental data for sand . From this equation, it was found that the smaller q0 becomes, the closer∂ h/∂ t approaches 0 and the ﬂow becomes more stable.
This trend could explain the experimental results of Yao
and Hendrickx (1996).
Key Words :unstable ﬂow, wetting front instability, nonponding inﬁltration, induction zone, dynamic water entry
suction

る水侵入圧の特徴に依存する所が大きい (Annaka andHanayama, 2005; Geiger and Durnford, 2000)．近年，解析的に，Richards 式に対し，浸潤前線の前後における圧力分布を任意に与えることにより，実験で得られるような圧力及び水分分布の再現を試みる研究が行われているが，従来の水分特性曲線の関数形で表現される静的な水分と圧力の関係を用いた Richards 式では，浸潤は常に安定化することが証明されている (van Dujin et al.,

2004; Nieber et al., 2005; DiCarlo et al., 2008)．つまり，Shiozawa and Fujimaki (2004) や Annaka and Hanayama(2005) が提唱しているように，水侵入圧に達した後の浸潤前線の降下は，粒子レベルにおける個々の浸潤ジャンプで構成されていると考えられ，その解析的な表現
は，現象が動的であるが故に非常に難しいと思われる．
数値的には，過去，水侵入圧を前線の先端に与えたり，それと同等の水分特性曲線を作成することにより，1 次
元的には実測値の水分・圧力分布の再現に成功してきたし (Shiozawa and Fujimaki, 2004)，2 次元的にも，フィンガー流の発生を実現させている (Nieber, 1996)．それらの研究の過程で明らかになってきたことは，(1) 初期
水分量が残留水分量 (residual water content) 以下において，浸潤の不安定化が顕著になる傾向にある (Nieber et

1. はじめにal., 2005)．(2) 水侵入圧は，地表面における給水フラッ
クスの大きさによって変化する傾向にある．(3) 給水フ

強度に乾燥した砂質土壌に対し，継続的な水分供給をラックスが大きいと浸潤前線は安定化する傾向にある，

行うと，浸潤前線が不安定化しやすく，フィンガー流な等々である．Geiger and Durnford (2000) に代表される

どの選択流を引き起こす可能性が高くなることが指摘さような，近年行われている 1 次元での実験は，浸潤期れている (Yao and Hendrickx, 1996)．このような選択流

間中に 2 次元あるいは 3 次元的なフィンガー流が発生の発生は，灌漑計画を組み立てる上での障害になるばかしないように，発生しうるフィンガーの径よりも小さな

りでなく，肥料や汚染物質等の溶液成分を土壌に吸着さ管径の装置を用いて行われており，地表面で与えた定常

せることなく速い速度で地下水面にまで輸送し，地下水

浸潤フラックスを境界条件として，浸潤前線先端での水汚染を発生させる原因の一つとなっている．

侵入圧を維持しながら装置下端まで浸潤を継続させるここのような乾燥した土壌表面における継続的な水分供とができる．その際，水分量の鉛直分布の時間的変化は給に伴う浸潤前線の不安定化は，過去多くの実験で確認

Shiozawa snd Fujimaki (2004) や DiCarlo (2004) で与えされているように，浸潤前線が降下する際に前線で生じられているように，浸潤前線直上部では飽和に近い水分

1 Faculty of Agriculture, Saga University, 1 Honjo-machi, Saga 840-8502,

Japan. Corresponding author: 長裕幸, 佐賀大学農学部
2 Arid Land Research Center, Tottori University, 1390 Hamasaka, Tottori
680-0001, Japan
2008 年 11 月 25 日受稿 2009 年 1 月 21 日受理
土壌の物理性 111 号, 53–60 (2009)

量を保ち，それが，上部に向かってしばらく伸びた後，地表面で供給される飽和透水係数よりも小さなフラック
スに対応した不飽和の水分量に変化する．浸潤前線が降下しても，浸潤前線後背部の飽和に近い水分量から不飽和の水分量に至るまでの水分分布は同じ形状を保ち，浸潤前線と共に降下する．

54

土壌の物理性第 111 号

(2009)

地表面における浸潤フラックスが定常であるにもかかにおける給水フラックスを境界条件として与え，解析的

わらず，浸潤前線から地表面に向けて水分量が単調に増に解を与えた．この結果は，Geiger and Durnford (2000)

加せずに，浸潤前線の後背部でいったん飽和に近づいたの実験結果とうまく適合しているばかりでなく，Annaka

後，水分量が減少し，その分布が維持される現象は，近and Hanayama (2007) が示しているように，フィンガー

年，解析の対象となってきた．これは，上部の境界条件

流内部の圧力分布にも適用できた．

である定常浸潤フラックスに対し，動的な水侵入圧を有初期，強度に乾燥した粗粒土における，給水フラックスする浸潤前線の上部に過剰に水分が保たれた状態とも見の大きさと浸潤前線の安定化との関係については，フィることができ，DiCarlo (2004) は，水分の overshoot と言ンガー流に関して実験的な検証が成されており，q0 < Ks

う表現を用いている．

；q0 は地表面の給水フラックス，Ks は飽和透水係数，のこれらの 1 次元的な浸潤の不安定性に関する研究にた

条件下において，q0 が増加すると発生するフィンガーのいし，従来，2 次元あるいは 3 次元的な実験において，浸数が増加し，最終的にはフィンガー同士の融合により安潤の不安定性は浸潤前線の不安定化と同義であった．つ

定した浸潤前線が出現することが示された．また，粗粒まり，不安定な流れとは，水平方向に一様な浸潤前線を土の粒径が小さくなるほど発生するフィンガーの径は大持つ流れではなく，フィンガー流に代表されるような凹きくなった（長, 1995; 1996）．

凸の発達した流れを意味し，解析的には，Philip (1975)

しかし，給水フラックスの減少と浸潤前線の安定化が示したように，境界面に与えられた擾乱が流れと共にに関する実証的な研究は数が少なく，Yao and Hedrickx

発達する流れであり，その境界条件として圧力の逆勾配(1996) に代表される．彼らは，直径 30 cm と 1 m の塩（流れ方向に向かって圧力が高くなっている）が必要条件

ビ管に詰められた砂について，地表に散水を行い，給水であった．このような条件を満たす環境として，均一なフラックスが減少するにつれ，フィンガーの発生が止ま供試材で，空気の逃げ場のない領域における上方からのり，浸潤前線が安定化していくことを示した．

一様な浸潤（筑紫, 1981），あるいは浸潤後の水分の再分

従来，浸潤前線の安定化に関する実験的な検証は，初配時 (Wang et al., 2003; Jury et al., 2003) 等が考えられ，期水分量の値の違いについて多く成されてきたし，解析

多くの研究がなされてきた．これに対し，Hillel は，重的な検証もこれらの実験結果を証明することを目的とし力流れにおいて，地表からの供給水量が少なく，浸潤フてきた．従って，給水フラックスの大きさと浸潤前線のラックスが飽和透水係数よりも小さいと，浸潤は不安定安定化に関する理論的な説明は，まだ十分に成されてい化しフィンガー流の発達要因となることを示した (Hillel,

るとは言えない．

1987; Hillel and Baker, 1988)．実験としては，従来から用いられてきた 2 成層（上層が細土，下層が粗土）湛
水降下浸潤による，2 次元あるいは 3 次元の実験が多く

ラックスの減少により浸潤前線が安定化する傾向」に関行われ，飽和透水係数よりも小さな定常浸潤フラックスて，実験的に検証し，明らかにすることを試みた．

の供給を上層の細土により実現させた (Baker and Hillel,

1990; Cho and de Rooij, 1999; de Rooij and Cho, 1999; deRooij et al., 2001; Cho and de Rooij, 2002)．
Cho et al. (2005) は，単層土に関し，地表面において，飽和透水係数よりも小さな定常フラックスを供給する条件下で 2 次元的な実験を行い，フィンガー流が発生するまでの浸潤領域内の圧力の時間的変化を明らかにし，浸潤の不安定性と浸潤前線の不安定化について物理的な考察を行った．初期，非常に乾燥している土壌で水侵入圧の効果が卓越するケースで，浸潤フラックスが飽和透水係数よりも小さい場合，すなわち地表面での給水フラックスが制限されている条件下では，圧力勾配は負になり，浸潤前線に生じた擾乱が発達する条件を満足する．ま本論文では，未だ明確には説明されていない「給水フして焦点を当て，Cho et al. (2005) で得られた解を用い

2. 理論
Cho et al. (2005) は，初期，乾燥した土壌において，非湛水条件下で土壌表面に給水を行なう場合，フィンガー流が発生するまでの間，地表面から下方に発達していく湿潤層（遷移領域 (induction zone)）に関する浸潤現象の解析を試みた．そこでは，浸潤前線で明確な水侵入圧が存在する，Green-Ampt 型の浸潤を仮定し，浸潤前線か
ら地表面までの湿潤層について，ダルシー則と質量保存則より，層内の圧力分布を導き以下の式で与えた．


 

q0
q0
q0
z+hwe
h(z,t) =−1 t+ 1−
θwe −θini Kwe
Kwe

(1)

た，水侵入圧の効果により，浸潤前線後背部に存在する
高い飽和度の水分は，水平方向に生じるわずかな圧力勾配でもその大きな透水係数により移動するため，擾乱部

ここで，h は浸潤前線上部の湿潤層内の圧力，z は地表面からの深さで下向きに正，q0 は土壌表面に与えられた水に流れ込み，最終的にフィンガー流が形成される．つま分フラックス，θwe は浸潤前線における水分量，θini はり，浸潤の不安定性は，結果的に浸潤前線の不安定化を

土壌内の初期水分量，Kwe は浸潤前線における透水係数

もたらすことになる．また，Cho et al. (2005) は，フィンである．hwe は水侵入圧で，水分が容易に土壌間隙に侵ガー流が形成されるまで地表面から発達する浸潤層内部

入できる圧力であるが，静的と動的な場合では大きさがの圧力分布の時間的な変化について，Green-Ampt 的な異なることが示されており，ここで扱う hwe は動的な値

水分分布を仮定し，浸潤前線における水侵入圧，地表面である．(1) 式から分かるように不安定な流れの条件下，

q0 < Kwe では，湿潤層内のどの点においても，湿潤層の論文：乾燥土壌への散水に伴う浸潤の不安定化に関する研究

55

表す．

∂h
1
=
∂t
(θwe − θini ) Kwe

2

1
1
Kwe
q0 − Kwe −2
4 (θwe − θini )(4)(4) 式より，圧力の時間勾配が最大値を示すのは，q0 の大きさが Kwe の半分の大きさになるときであり，その値より q0 が大きくても小さくても時間勾配の値は減少
し，0 に近づく．空間的な逆圧力勾配の成立条件は，(2)式より 0 < q0 < Kwe であり，従来，q0 = 0 に近づくに
つれ，逆圧力勾配は大きくなるため，不安定性は増加すると考えられていた．しかし，動水勾配が小さくなり，
相対的に重力の影響が小さくなることによって流れが安Fig. 1 1 次元散水浸潤実験装置の概要．
Experimental set-up.

定化することが考えられる．この影響は (2) 式だけでは厚さが大きくなると共に，圧力は時間的に減少する．ま表すことができない．つまり，(4) 式で表される時間勾配の大きさは，流れの不安定性をより正確に表すことができると言える．これは，浸潤前線が不安定化する必要た z の値が大きくなり，深くなるにつれて圧力は増加す
る．後者は，Philip (1975) が著した不安定性の条件を表している．また，前者の結果は，新しい見解であったが，条件である，(2) 式から得られる逆圧力勾配の成立条件，

0 < q0 < Kwe において，(4) 式で与えられる時間的な圧力勾配の値は， q0 < Kwe ばかりでなく q0 = 0 に近づく

2 次元モデル実験で実証された．また前述したように，
Annaka and Hanayama (2007) によって行われた実験の中でも成立していることが示された．一般に，(1) 式が成立する条件は，q0 < Kwe の条件下では，h0 (t)(= h(0,t))が ha（空気侵入圧）に到達するまでの範囲に限定される．
しかし，2 次元以上の現象であれば，h0 (t) が ha に到達につれても 0 に近づくため，浸潤前線は安定化していく

する程度まで湿潤層が発達する以前に，フィンガー流が行い，湿潤層内部の圧力の時間的変化を測定した．

発生し，湿潤層内ではフィンガー流に向かう水平方向の流れが卓越し始め，湿潤層の発達が止まる．従って，(1)式は成立しなくなる．また，安定した流れ，q0 > Kwe の場合，h0 (t) は増加し，0 に近づく．



∂h
q0
= 1−
∂z
Kwe

(2)

（地表面に向かって圧力が減少）の出現，つまり，(2) 式
より q0 < Kwe が与えられる．この条件は，(1) 式より得られる次式において，圧力の時間的な減少を伴い，圧力の時間変化は湿潤層内のどの点においても一定であることが分かる．


q0−1 < 0
Kwe

させたときに，(1) 式が成立するのか，その場合，異なる
フラックスの値に対し (4) 式も成立するのか，について検証を行う目的で，4 種類の供試土について散水実験を

3. 実験装置および実験方法
実験装置の概要を Fig. 1 に示す．まず，供試土壌を直各土壌に対し一定の乾燥密度でできるだけ均一になるよ
うに詰め固定した．

浸潤前線が不安定化する必要条件として，逆圧力勾配

∂h
q0
=
∂t
θwe − θini

いる土壌に対し，地表面に与えるフラックスの値を変化

径 2 cm，長さ 30 cm，厚さ 1 mm のアクリル製パイプに(1) 式より湿潤層内における圧力勾配は，次式で与えられる．

ということである．そこで，本研究では，初期乾燥して(3)

これは，浸潤前線の不安定化の必要条件として，従来から示されている空間的な逆圧力勾配の値と同時に，時間的な圧力の減少も満足する必要があることを意味しており，圧力の時間勾配の大きさが浸潤前線の不安定化の指標となり得ることを示す．
そこで，本研究では，(3) 式において，時間勾配に対し q0 が 2 次の関係になっていることに着目し，次式で散水はマイクロチューブポンプ（BVK MS/CA8-6，

ISMATEC 社製）を使用して，供試土壌の飽和透水係数を考慮して，q0 = 1.05 × 10−2 cm s−1 ∼ 1.59 × 10−5 cm s−1の範囲内で土壌表面に供給した．圧力は，地表から 1
cm，3 cm，5 cm の深さに設置した，直径 1 mm，長さ 1cm のマイクロテンシオメータ（Cho and de Rooij, 2002に詳細を記載）を通して圧力トランスデューサ（HTV0P5N，Hi-Techs 社製）によって測定し，データロガー（CR23X，キャンベル社製）に記録した．供試土壌として
鳥取砂丘砂 (Sand)，九州大学付属久住高原農場で採取したクロボク土 (Andisol)，佐賀県背振山地で採取されたマ
サ土 (Loam)，中国黄土高原で採取した黄土 (Silt) を用いた．乾燥密度は，各供試土に対し，1.56 g cm−3 (Sand)，
0.80 g cm−3 (Andisol)，1.45 g cm−3 (Loam)，1.42 g cm−3
(Silt) とした．
散水実験前に，各供試土に対し，飽和透水係数及び飽
和体積水分量の測定を行った（中野ら, 1995）．各供試土に対する実験条件を Table 1 に示す．

土壌の物理性

56

第 111 号

Table 1 散水実験における各実験の実験条件．
Properties of soils tested in the inﬁltration experiments and water
ﬂuxes supplied by the micro tube pump.
(cm s−1 )

Run

Soil

q0

1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21

Sand
Sand
Sand
Sand
Sand
Sand
Sand
Sand
Sand
Sand
Andisol
Andisol
Andisol
Loam
Loam
Loam
Loam
Silt
Silt
Silt
Silt

2.27×10−3
4.59×10−3
6.96×10−3
9.08×10−3
1.05×10−2
1.23×10−2
1.56×10−2
1.87×10−2
2.06×10−2
2.23×10−2
1.59×10−5
8.53×10−5
5.57×10−4
1.59×10−5
2.59×10−5
8.53×10−5
1.49×10−4
2.59×10−5
7.25×10−5
8.53×10−5
1.49×10−4(2009)に近いといえる．時間的に負の圧力勾配が観測された測定について，(1) 式において各実測値における圧力の最大値を hwe とし，Kwe = Ks ，θwe = θs ，θini = 0 とおいて，(cm s−1 )θs

q0 /Ks

得られた計算値を同じ図に示す．図からわかるように，

2.28×10−2
2.28×10−2
2.28×10−2
2.28×10−2
2.28×10−2
2.28×10−2
2.28×10−2
2.28×10−2
2.28×10−2
2.28×10−2
2.64×10−3
2.64×10−3
2.64×10−3
4.48×10−4
4.48×10−4
4.48×10−4
4.48×10−4
2.10×10−4
2.10×10−4
2.10×10−4
2.10×10−4

0.40
0.40
0.40
0.40
0.40
0.40
0.40
0.40
0.40
0.40
0.71
0.71
0.71
0.42
0.42
0.42
0.42
0.45
0.45
0.45
0.45

0.100
0.201
0.305
0.398
0.461
0.539
0.684
0.820
0.904
0.978
0.006
0.032
0.211
0.035
0.058
0.190
0.333
0.123
0.345
0.406
0.710

(1) 式において q0 の値が異なっていても直線部について

Ks

は非常によく合っていることが理解できる．この実験で用いた鳥取砂丘砂は，Geiger and Durnford (2000) が行った実験と違い，2 mm でふるった以外は採土したものを
風乾し，そのまま用いており，自然の状態に近いのではないかと考える．従って，実際の現場では，非常に乾燥した条件下において，散水後このような圧力変化が生じているといえる．
異なるフラックスに対し，(1) 式が成立すれば，当然，(4) 式も成立することが予想できる．そこで，Fig. 2∼6において (1) 式の計算を行った方法で，砂に関して異なFig. 3 Run5 (Sand) における圧力の時間的変化の実測値と，(1) 式による圧力の計算結果（ z = 1 cm, t = 3.5 min において
hwe = −13.45 cm を使用）．
Pressure head measurement with time by two sensors in the soil
layer for Tottori Dune Sand (Run5) and pressure head trends calculated using the Eq. (1).

Fig. 2 Run1 (Sand) における圧力の時間的変化の実測値と，(1) 式による圧力の計算結果（ z = 1 cm, t = 5.8 min において
hwe = −13.65 cm を使用）．
Pressure head measurement with time by two sensors in the soil
layer for Tottori Dune Sand (Run1) and pressure head trends calculated using the Eq. (1).

4. 結果および考察
Fig. 2∼6 に，砂に関して供給フラックスの大きさを変えて行った 10 種類の実験の内， 5 つのケースについて，
地表面からの深さ z = 1 cm と 5 cm における圧力の時間的な変化の測定結果を示す．10 種類の実験では，Fig. 6に示す，供給フラックスが最も大きなケース Run10 をのぞいて，明瞭な負の圧力勾配が観測された．Run10 では，観測初期において，z = 1 cm で負の圧力勾配が現れたが，空間的な逆圧力勾配には至らず，安定化した流れ

Fig. 4 Run 8 (Sand) における圧力の時間的変化の実測値と，(1) 式による圧力の計算結果（ z = 5 cm, t = 3.5 min において
hwe = −12.55 cm を使用）．
Pressure head measurement with time by two sensors in the soil
layer for Tottori Dune Sand (Run8) and pressure head trends calculated using the Eq.(1).

57

論文：乾燥土壌への散水に伴う浸潤の不安定化に関する研究

Fig. 5 Run 9 (Sand) における圧力の時間的変化の実測値と，(1) 式による圧力の計算結果（ z = 5 cm, t = 4 min において
hwe = −12.50 cm を使用）．
Pressure head measurement with time by two sensors in the soil
layer for Tottori Dune Sand (Run9) and suction head trends calculated using the Eq.(1).

Fig. 6 Run 10 (Sand) における圧力の時間的変化の実測値と，(1) 式による圧力の計算結果（ z = 1 cm, t = 2.9 min において hwe = −12.95 cm を使用）．

Fig. 7 Sand 10 回の実験で得られた各 q0 に対する圧力の時間勾配の値と，(4) 式において Kwe = Ks と近似した場合の計算値との比較．

•

The comparison between calculated pressure gradient vs. q0 by
the Eq. (4) using a ﬁxed Kwe for sand and obserbed ( ) fromthe Run 1 to 10.

Fig. 8 Run 12 (Andisol) における圧力の時間変化の実測値．
Pressure head measurement with time by two sensors in the soil
layer for the Andisol (Run12).

Pressure head measurement with time by two sensors in the soil
layer for Tottori Dune Sand (Run10) and suction head trends
calculated using the Eq.(1).

る q0 における 10 種類の実験値に対し，直線部の ∂ h/∂ zの値をもとめ，q0 に対しプロットし，Fig. 7 に示す．図つの理論的な説明として考えることができる．
次に，砂以外の土について，このような現象が起こり中の実線は，Kwe = Ks = 0.0228 cm s−1 , θwe = θs = 0.4，得るのかという点について，クロボク土 (Andisol)，マサ

θini = 0 として計算した (4) 式の値である．θs = 0.4 は

土 (Loam)，黄土 (Silt) を用いて行った，同様の実験の結

静的な飽和実験でもとめた値であるので，実際は多少小果について，結果の一例を Fig. 8 ∼ 10 に示す．これよさいことが推測される．そこで，同図には，θs = 0.35，

り，クロボク土については，圧力が増加し，時間的な圧0.30 の場合の計算値をプロットした．実測値は，ばらつ
いてはいるが θs = 0.40 ∼ 0.35 の範囲でほぼ計算値と適空間的にも逆転は生じなかった．また，マサ土について合していることがわかる．従って，供給フラックスの値

は，空間的には，わずかながら圧力の逆勾配が生じた．

を減少させていった場合，圧力の時間勾配は小さくなり，

しかし，時間的には，差が 0 になるところまでは観測さ最終的に 0 に近づき，流れは安定化していくものと考れたが，負になるという結果は得られなかった．黄土にえられる．これは，Yao and Hedrickx (1996) が砂につい至っては，圧力は時間的に単調増加し，安定した流れとて行った実験において，給水フラックスの減少に伴い，言えた．

フィンガーの発生がなくなり，一様な浸潤断面が現れたとする結果と同じであり，浸潤前線の安定化に対する一力の差が 0 という状態は続いたが，負になることはなく，基本的に，(1) 式が成立する前提としては，浸潤過程が

58

土壌の物理性第 111 号

(2009)

Green-Ampt 型であることが必要となる．この浸潤型が成立する厳密な条件は，動的な水侵入圧の値が解析的に与えられていない現時点では不明確であるが，経験的には，明瞭な浸潤前線を有している場合であるといえる．
砂質土に関しては，従来，この浸潤型の適用が可能な土壌であるとされるが，他の土壌であっても，初期乾燥した条件下における散水浸潤では，明確な浸潤前線の確認は可能であり，(1) 式が成立する可能性はあるといえる．
そこで，マサ土とクロボク土に関し鳥取砂丘砂同様に，実験で得られた，Ks ，θs を用いて (4) 式の値を計算し，Fig. 11 にプロットした．時間勾配の最大値は，(4) 式において q0 = Kwe /2 で発生し，q0 がその値より大きくても小さくても，その値は小さくなり，流れは安定化しFig. 9 Run16 (Loam) における圧力の時間的変化の実測値．
Pressure head measurement with time by two sensors in the soil
layer for the Loam(Run16).

ていくと考えられる．つまり，各土壌において不安定化のリスクが最も大きい散水フラックスは，近似的にその土壌の飽和透水係数の半分であると言うことになるが，Fig. 11 の計算結果からも分かるように，現実的な散水条
件や，ピーク時の時間的な圧力勾配の大きさ等を考慮す
ると，砂質土以外での観測は難しいことが推測される．
実際に，継続的な 10−3 ∼ 10−4 cm s−1 のフラックスが供給される条件としては，湛水成層（上層が細，下層が粗）条件下での下層における浸潤が考えられるが，これについては，過去，多くの実験的な研究が行われてきた．
成層条件下では，2 成層の境界面が (1) 式における z = 0

cm に相当し，もし，上下層の境界面から下層へ一定の浸潤フラックス q0 が与えられるならば，下層に発達する
遷移領域内の圧力は (1) 式で表すことが可能であると思われる．しかし，境界面 ( z = 0) における圧力の変動は，当然，上層内部におけるフラックスの値に影響を与える
Fig. 10 Run20 (Silt) における圧力の時間的変化の実測値．
Pressure head measurement with time by two sensors in the soil
layer for the Silt(Run20).

ため，現象は複雑になると考えられる．従って，この問題に関しては今後の検討課題の一つであると考える．

5. まとめ初期，乾燥している土壌への散水灌漑について，Yao

and Hedrickx (1996) に代表される研究によって明らかにされた，地表面に供給される水分フラックスが減少していく場合にも，浸潤前線は安定化していくという現象について，遷移領域内における圧力の時間勾配の観点から実験および考察を行った．Cho et al. (2005) が提示した(1) 式は，鳥取砂丘砂を用いた 1 次元の散水浸潤実験において， q0 が異なる各条件下で実測値とよく適合する
ことが明らかになった．また，圧力の時間勾配の大きさ
は，(4) 式で示した q0 の 2 次式で表現できることが示され，実験的にその傾向を明らかにすることができた．この結果，q0 が小さくなる場合も，圧力の時間勾配は 0 に
Fig. 11 Sand，Andisol および Loam について，Kwe = Ks ，θwe
= θs ，θini = 0 とおいて (4) 式で計算した圧力の時間勾配と q0

近づき，流れは安定化していくことを説明することがでとの関係．

Yao and Hedrickx (1996) が行ったような，直径が数 10
cm にも及ぶフィンガー流を発生させることのできる大Estimated relationships between pressure gradients and q0 values
calculated by the Eq.(4) for three different soils.

きた．

規模な散水実験の実施は難しく，浸潤前線の不安定化お59

論文：乾燥土壌への散水に伴う浸潤の不安定化に関する研究
よびフィンガー流の発生に対する (4) 式の直接的な検証はできなかったが，一つの解析的な考察を提示することはできたと考える．

ger formation and its relation to lateral ﬂow in the induction
zone. In: A. Shirmohammadi (ed.) Preferential ﬂow. Water

謝辞
本研究は，科学研究費補助金基盤研究 (C)「不安定な浸潤とフィンガー流の発生に関する総合的な理論の構築に関する研究」（代表de Rooij, G.H., H. Cho, M. Inoue, and N. Toride (2001): Fin-長裕幸）および平成 20 年度鳥取

大学乾燥地研究センター共同利用研究の研究成果の一部である．

movement and chemical transport in the environment. Proc.
Int. Symp., 2nd, Honolulu, Hawaii. 3-5 Jan. 2001. American
Society of Agricultural Engineers, St. Joseph, Michigan, 173–
176.
DiCarlo, D.A., R. Juanes, T. LaForce and T. P. Witelski (2008):
Nonmonotonic traveling wave solutions of inﬁltration into
porous media. Water Resour. Res., Vol. 44, W02406, doi:
10.1029/2007WR005975.

引用文献

DiCarlo, D.A. (2004): Experimental measurements of saturation
overshoot on inﬁltration, Water Resour. Res., Vol 40, W04215,

Annaka, T. and S. Hanayama (2005): Dynamic water-entry pressure for initially dry glass beads and sea sand. Vadose Zone
Journal, 4: 127–133.
Annaka, T. and S. Hanayama (2007): Pressure head proﬁle withingrowing ﬁngers in initially dry glass beads. Soil Sci. Soc. Am.
J., 71: 901–908.
Baker, R.S. and D. Hillel (1990): Laboratory tests of a theory ofﬁngering during inﬁltration into layered soils. Soil Sci. Soc.
Am. J., 54: 20–30.
筑紫二郎 (1981): 成層土壌における不飽和浸透流に関する研究.
長

neous sands and a mechanistic model of unstable ﬂow. Soil
Sci. Soc. Am. J., 64: 460–469.
Hillel, D. (1987): Unstable ﬂow in layered soils: a review. Hydrological Processes, 1: 143–147.
Hillel, D. and R.S. Baker (1988): A descriptive theory of ﬁngering
during inﬁltration into layered soils. Soil Sci., 146: 51–56.
Jury, W.A., Z. Wang and A. Tuli (2003): A conceptual model of
unstable ﬂow in unsaturated soil during redistribution. Avail-鳥取大学農学部研究報告，33 別冊: 1–38.

able at www.vadosezonejournal.org. Vadose Zone J., 2: 61–

裕幸 (1995): フィンガリング流の 3 次元的な形態について

67.

— 2 成層湛水条件下で発生するフィンガリングに関する研究 (I) —. 農土論集, 179: 11–20.
長doi: 10.1029/2003WR002670.
Geiger, S.T. and D.S. Durnford (2000): Inﬁltration in homoge-

裕幸 (1996): 下層条件の違いがフィンガーに及ぼす影響について — 2 成層湛水条件下で発生するフィンガリングに関する研究 (II) —. 農土論集, 181: 1–10.

中野政詩，宮崎

毅，塩沢

昌，西村

拓 (1995): 土壌物理環

境測定法. 東京大学出版会，25–102.

Nieber, J.L. (1996): Modeling ﬁnger development and persistence
in initially dry porous media. Geoderma, 70: 209–229.
Nieber, J.L., R.Z. Dautov, A.G. Egorov and A.Y. SheshukovCho, H. and G.H. de Rooij (1999): Fingered ﬂow: the role of(2005): Dynamic capillary pressure mechanism for instabil-the induction zone below the soil surface and the capillary

ity in gravity-driven ﬂows; review and extension to very dry

fringe. In: M.Th. van Genuchten et al. (ed.) Characterization

conditions, Transp. Porous Med., 58: 147–172.

and measurement of the hydraulic properties of unsaturated
porous media. Part 1. Proc. Int. Workshop, Riverside, California, 22-24 Oct. 1997. Univ. of California, Riverside, U.S.A.,
423–432.
Cho, H. and G.H. de Rooij (2002): Pressure head distribution dur-

Philip, J.R. (1975): Stability analysis of inﬁltration. Soil Sci. Soc.
Am. Proc., 39: 1042–1049.
Shiozawa, S. and H. Fujimaki (2004): Unexpected water content
proﬁles under ﬂux-limited one-dimensional downward inﬁltration in initially dry granular media. Water Resour. Res., 40,

ing unstable ﬂow in relation to the formation and dissipation

W07404, doi: 10. 1029/2003WR002197.

of ﬁngers. Hydrology and Earth System Sciences, 6: 763–771.

Wang, Z., A. Tuli and W.A. Jury (2003):

Cho, H., G.H. de Rooij and M. Inoue (2005): The pressure head

Unstable ﬂow

during redistribution in homogeneous ﬂow. Available atregime in the induction zone during unstable nonponding in-www.vadosezonejournal.org. Vadose Zone J., 2: 52–60.

ﬁltration: theory and experiments. Vadose Zone Journal, 4:

VanDuijn, C.J., G.J.M.Pieters and P.A.C.Raats (2004): Steady

908–914.
de Rooij, G.H. and H. Cho (1999): Modelling solute leaching dur-ﬂows inunsaturated soils are stable. Transp. Porous Med., 57:
215–244.

ing ﬁngered ﬂow by integrating and expanding various theo-

Yao, T. and J. M. H. Hendrickx (1996): Stability of wetting fronts

retical and empirical concepts. Hydrological Sciences Journal,

in dry homogeneous soils under low inﬁltration rates. Soil Sci.

44: 447–465.

Soc. Am. J., 60: 20–28.

60

土壌の物理性要第 111 号

(2009)

旨

初期，強度に乾燥した粗粒土壌に対し，地表面への継続的な水分供給を行うと，供給フラックスの値が土壌の飽和透水係数より小さな条件下において，流れは不安定化し，フィンガー流などの選択流を引き起こす可能性が報告されている．本研究では，4 種類の土壌に対し，流れが不安定化する条件下で 1 次
元の散水実験を行い，圧力の時間的な変化を測定した．その結果，時間的，空間的に負の圧力勾配を明確に観測できたのは，鳥取砂丘砂だけであった．その圧力の時間的変化は，測定圧力の最大値を動的な水侵入圧として，(1) 式でうまく表現することができた．また，圧力の時間勾配は (4) 式で与えられ，供給フラックスの 2 次関数で表されたが，砂の実測値はこの式にほぼ適合しており，フラックスが小さくなるにつれ，流れが安定化していくことが分かった．
キーワード：不安定な流れ，浸潤前線の不安定性，散水浸潤，遷移領域，動的水侵入圧

水分保持曲線と不飽和透水係数の水分移動特性モデル
坂井

勝 1 · 取出伸夫 2

Hydraulic property models for water retention and unsaturated hydraulic conductivity
Masaru SAKAI1 and Nobuo TORIDE2

も，適切な水分移動特性モデルを選択することが，精度

1. はじめに土の保水性を表す水分保持曲線と，土の透水性を表す
不飽和透水係数は，不飽和土中の水分移動特性を与える
重要な物性値である．特に，リチャーズ式を数値解析して不飽和土中の水分移動を予測するためには，適切な境界条件（斎藤ら, 2006）と初期条件を与えることに加え，水分保持曲線と不飽和透水係数の水分移動特性を適切な数式モデルで与える必要がある．この数式モデルは水分移動特性モデル (hydraulic property model) とよばれる．
体積含水率と土中水圧力の関係を表す水分保持曲線
は，これまで様々なモデルが提案されており（たとえば,

Brooks and Corey, 1964; van Genuchten, 1980; Campbell,
1987; Kosugi, 1994），通常，水分保持曲線の実測値に対してモデルを適合して用いられる．一方，測定が難しい
不飽和透水係数については，Mualem (1976) の間隙径分布モデルに代表される不飽和透水係数推定モデルを用いて，水分保持曲線から推定する方法が広く用いられている．特に水分保持曲線の数式モデルから不飽和透水係数の関数が得られる場合は，水分保持曲線−不飽和透水係
数連結モデル（以下，連結モデル）とよばれ，水分保持曲線と不飽和透水係数を共通のパラメータを用いた関数で表現できるため，非常に有用性が高い．
水分保持曲線と不飽和透水係数の連結モデルのパラメータを推定する方法として，水分移動特性と相関のある土性，粒度分布，乾燥密度，有機物含量などの基礎的な土の物性値とデータベースの情報からモデルのパラメー
タ値を推定するペドトランスファー関数 (pedo transfer

function) がある (Schaap et al., 1998)．また，近年，排水や蒸発などの非定常不飽和水分移動過程の土中水圧力や水分量の実測値に基づき，逆解析によってパラメータを推定する手法 (Eching and Hopmans, 1993; Šimůnek etal., 1998; 坂井 · 取出, 2007a, b）が注目されている．このの高い推定のための条件である．
一方，水分変化の大きい水分移動を対象に予測を行なう場合は，湿潤状態から比較的乾燥した状態までの幅広い水分領域に適合した水分移動特性モデルが必要である．しかし，水分保持曲線−不飽和透水係数連結モデルに対して，実測値の得やすい水分保持曲線に比べて不飽
和透水係数の検討が十分でない場合が多い．また，水分保持曲線をほぼ表現できるモデルであっても，飽和に近い領域や乾燥領域の水分量のわずかな違いが不飽和透水係数の大きな違いとなる場合がある．たとえば，坂井 ·取出 (2007b) は，砂質土からの蒸発過程に対して VG モ
デルを用いた計算では水分移動を再現できない理由を，
低水分領域における不飽和透水係数の過小評価であるとしている．そのため，不飽和透水係数の特性の視点から連結モデルの検討を行ない，適切なモデルを選択することが重要である．
そこで本解説では，Mualem の不飽和透水係数推定モデルによる代表的な連結モデルである Books and Corey(1964), van Genuchten (1980), Kosugi (1996) のモデルを取り上げた．そして，水分保持曲線，不飽和透水係数に対するそれぞれの寄与を表す間隙半径の確率密度関数を定義し，各モデルの特徴，モデルを適用する上での注意点について整理した．さらに，Mualem のモデルが原因で生じる水分飽和付近の大きな透水係数変化に対する修正 van Genuchten モデル (Vogel and Cislerova,
1988)，水分保持曲線の残留体積含水率を補正した Fayer
and Simmons (1995) のモデル，また異なる複数の保水と透水形態を van Genuchten モデルの重ね合わせで表現す
る Durner (1994) のモデルを示し，モデルの特徴とその適用について解説した．

2. Mualem の不飽和透水係数推定モデル

逆解析手法は，水分保持曲線と不飽和透水係数を同時に

体積含水率 θ と土中水圧力 h の関係である水分保持推定できる利点を持つ．しかし，いずれの方法において曲線は，吸引法や加圧板法などによって比較的容易に測定することができる．一方，不飽和透水係数は，水分1 Dept. of Environmental Sciences, Univ. of California Riverside,

900 University Avenue, Riverside, CA 92521, USA. Corresponding
author: 坂井勝, カリフォルニア大学リバーサイド校環境科学科
2 Graduate School of Bioresources, Mie University, 1577 KurimaMachiya, Tsu, Mie 514-8507, Japan
2009 年 1 月 20 日受稿 2009 年 2 月 20 日受理
土壌の物理性 111 号, 61–73 (2009)

フラックスの制御と測定が困難であり，正確な測定は難しい．そのため，間隙半径の分布，間隙の連結性，屈曲度などを考慮した間隙径分布モデルに基づき，水分保持曲線から不飽和透水係数を推定する方法が主流である(Burdine, 1953; Mualem, 1976)．現在，最も広く用いら

土壌の物理性

62

第 111 号

(2009)

Fig. 1 Brooks and Corey モデル（BC モデル），van Genuchten モデル（VG モデル），Kosugi モデルの水分移動特性: (a), (c), (e)水分保持曲線 θ (h); (b), (d), (f) 不飽和透水係数 K(h)．黒実線はローム質砂，灰色実線はシルト質土，黒点線はシルト質粘土．

れている不飽和透水係数推定モデルは，次式の Mualem(1976) のモデルである．

(1) 式の積分の解析解は閉形式 (closed-form) 解とよばれ，水分保持曲線と不飽和透水係数を共通のパラメー
タで表現できるため，広く用いられている．本報では，

K(h) = Ks Se

 S
0

e

1
dSe
h(Se )

 1

2
1
dSe
0 h(Se )Mualem (1976) の連結モデルで閉形式解が得られる代(1)

表的な水分移動特性モデルについて解説する．なお，

Mualem (1976) に関しては，小杉 (2007) に詳細が解説されている．

ここで，K は不飽和透水係数 (L T−1 )，Ks は飽和透水係
数 (L T−1 )，Se は有効飽和度 (−)，h は土中水圧力 (L)，

 は間隙結合係数 (−) である．(1) 式中の水分保持曲線
h(Se ) に対して，van Genuchten モデル (van Genuchten,1980) に代表される関数を代入すると，不飽和透水係数
が h または θ の関数として得られる．なお，(1) 式の括弧に含まれない Se は，Mualem モデルから導かれる透水係数に共通して現れる項である．

2.1 代表的連結モデル
不飽和透水係数の閉形式解を持つ連結モデルとしては，以下に示す Brooks and Corey モデル（以下，BC モデル），van Genuchten モデル（以下，VG モデル）
，Kosugi
モデルの 3 種類の水分移動特性モデルが代表的である．
なお，こうした Mualem の連結モデルは，Mualem の名前を併記して，たとえば Mualem-van Genuchten モデルとよばれることも多いが，本解説では，単に BC モデ

モデル特集63

解説：水分保持曲線と不飽和透水係数の水分移動特性モデル

Table 1 VG モデル，BC モデル，Kosugi モデルのパラメータ．

van Genuchten modelθr (cm3 cm−3 )θs (cm3 cm−3 )α (cm−1 )n (−)

Ks (cm d−1 )Loamy Sand
Silt
Silty Clay
Sand

0.057
0.034
0.07
0.045

0.41
0.46
0.36
0.43

0.124
0.016
0.005
0.145

2.28
1.37
1.09
2.68

350.2
6
0.48
712.8

Brooks and Corey modelθr (cm3 cm−3 )θs (cm3 cm−3 )he (cm)λ (−)

Ks (cm d−1 )Loamy Sand
Silt
Silty Clay

0.057
0.034
0.07

0.41
0.46
0.36

-5.2
-38.7
-139.5

0.95
0.32
0.085

350.2
6
0.48

Kosugi modelθr (cm3 cm−3 )θs (cm3 cm−3 )h0 (cm)σ (−)

Ks (cm d−1 )Loamy Sand
Silt
Silty Clay

0.057
0.034
0.07

0.41
0.46
0.36

-12.5
-510.6-140538

0.95
2.48
4.49

350.2
6
0.48

ル，VG モデルと簡略化して表記する．Fig. 1 にローム与えるパラメータであり，大きな値ほど急な傾きとなり質砂，シルト質土，シルト質粘土に対して適合した BC， （ローム質砂で 0.95），小さな値ほど緩やかな傾きとなる

VG，Kosugi モデルの水分保持曲線 θ (h)，および不飽和（シルト質粘土で 0.085）．低土中水圧力領域では残留体

透水係数 K(h) を示す．ここで，ローム質砂，シルト質

積含水率 θr で一定となり，それ以上の乾燥は生じない

土，シルト質粘土は Carsel and Parrish (1988) が示したと仮定している．これは，同じく θr を用いる VG モデ

VG モデルのパラメータに基づくものであり，BC モデ
ルと Kosugi モデルについては，VG モデルの水分保持曲

ルや Kosugi モデルも同様である．乾燥領域の θr を最小線に対して非線形最小二乗法で適合してパラメータを定上げる．(3) 式の BC モデルの K は，空気侵入圧 he 以上

水分量として定義することで生じる問題は 3.2 節で取りめた (van Genuchten et al., 1991)．各モデルのパラメーの土中水圧力では水分量が θs で一定であるため，Ks で

タは Table 1 に示す．なお，間隙結合係数  は 0.5 で一一定であり，he 以下では両対数グラフ上で直線的に低下定とした（2.3 節参照）．

する．

2.1.1 Brooks and Corey モデル

BC モデルは，パラメータの数も少なく，最も単純な(2) 式の Brooks and Corey (1964) の水分保持曲線モデ関数で表される水分移動特性モデルである．また，それルの場合，不飽和透水係数の閉形式解は (3) 式で与えらぞれのパラメータの物理的な意味や関数型に与える効果

れる．

も明確である．しかし，空気侵入圧以上では水分保持曲線の傾きが 0 になり，θs に対応する h が定まらないたθ − θrSe ==θs − θrhe h
1

λh < heh ≥ he(2)

め，数値計算が不安定になる場合がある点は注意が必要
である．

2.1.2 van Genuchten モデル
K (Se ) = Ks Se+2+2/λ(3)

ここで，θ は体積含水率 (L3 L−3 )，θr は残留体積含水率 (L3 L−3 )，θs は飽和体積含水率 (L3 L−3 )，he は空気侵入圧 (L)，λ (> 0) は水分保持曲線の形状を与えるパラ
メータ (−) である．なお，指数関数で表現した Campbell(1987) の水分保持曲線モデルは，(2) 式の θr を 0 とした

van Genuchten (1980) が提案した連結モデルは，次式で与えられる．

Se =θ − θr= (1 + |α h|n )−mθs − θrm 2
K (Se ) = Ks Se 1 − 1 − Se1/m

(4)

(5)

場合と等しい．

Fig. 1(a) に BC モデルの水分保持曲線，Fig. 1(b) に不飽和透水係数 K を示す．なお，水分保持曲線の縦軸は，Se ではなく θ とした．また，グラフの左端の h = −1
cm の位置にそれぞれの土の Ks をプロットした．(2) 式の BC モデルの水分保持曲線の大きな特徴は，空気侵入
圧をパラメータ he として与える点であり（ローム質砂
he = −5.2 cm，シルト質土 he = −38.7 cm，シルト質粘土 he = −139.5 cm），h > he に対して飽和体積含水率 θs

ここで，α (L−1 )，n (−)，m (= 1 − 1/n) は曲線の形状を与えるパラメータである．異なる土の水分保持曲線に適合するための自由度が高く，滑らかな曲線を与える VG
モデルは，最も広く用いられている水分移動特性モデルである．(4) 式の右辺の 1 を省くと h のべき乗関数となり，(2) 式の BC モデルと同様な関数型となる．そのため，h の絶対値の大きい低土中水圧力領域では，VG モ
デルは BC モデルとほぼ等しくなる．

で一定となる．そのため，明確な空気侵入圧を持つ粒径

Fig. 1(c) に VG モデルの水分保持曲線，Fig. 1(d) にが均一な砂質土の水分保持曲線に対し適合がよい．BC
モデルのパラメータ λ は水分保持曲線の傾きに影響を

不飽和透水係数 K を示す．(4) 式の VG モデルの水分保持曲線は，S 字型の滑らかな曲線で残留体積含水率 θr

土壌の物理性

64

第 111 号

(2009)に漸近する形状を示す．VG モデルのパラメータ n(> 1)
は，BC モデルのパラメータ λ と同様に水分保持曲線のK (Se ) = Ks Se



傾きに影響を与えるパラメータである．ローム質砂（黒実線）のように傾きの急な粗粒な土では n は大きくなり(n = 2.28)，シルト質粘土（黒点線）のように傾きが緩やかな細粒な土では n は小さくなる (n = 1.09)．また，パラメータ α (0 < α < 1, Table 1) は，その逆数（−1/α ，
砂質土 −6.9 cm，シルト質土 −62.5 cm，シルト質粘土−200 cm）が空気侵入圧に対応した値を示すため，粗粒な土ほど α は大きい．
小杉 (2007) は，VG モデルの形状を特徴付けける指標
としてパラメータ n，α の代わりに m (= 1 − 1/n) と変曲
点 ψ0 (= −m1−m /α ) の 2 つを挙げている．これは，パラメータ n の範囲が 1 < n < ∞ であるのに対し，m は

0 < m < 1 の範囲で変化し，m → 1 の無限大の急勾配か
ら m → 0 の勾配 0 の範囲で水分保持曲線の傾きを変えるため，m の大きさと曲線形状の関係が評価しやすいためである．また，パラメータ α の逆数値は必ずしも空気
侵入圧と一致しない．一方，水分保持曲線の変曲点である ψ0 は，S 字型を示す VG モデルの形状を特徴付け，さ



1
σ
ln (h/h0 )
√
+√
erfc
2
2σ
2

(7)

Fig. 1(e) に Kosugi モデルの水分保持曲線，Fig. 1(f)に不飽和透水係数を示す．(6) 式の Kosugi モデルの水分保持曲線は，VG モデルと同様に S 字型で滑らかに残留
体積含水率 θr に漸近する形状を示す．σ は水分保持曲線の傾きに影響を与えるパラメータであり，小さい値ほど傾きが急になり（ローム質砂で 0.95），大きい値ほど緩やかになる（シルト質粘土で 4.49）．また，h0 は有効
飽和度 Se が 0.5 となる土中水圧力であり，粗粒土ほど高土中水圧力に位置し（ローム質砂で −12.5 cm），細粒土
ほど低土中水圧力に位置する（シルト質粘土で −140538

cm）．Kosugi モデルは VG モデルとほぼ同様の形状を示
すが，残留体積含水率 θr への漸近は Kosugi モデルの方が早く，この特徴は σ が大きく傾きが緩やかな細粒土ほど顕著になる．

(7) 式の Kosugi モデルの不飽和透水係数 K は，K-h の両対数グラフにおいて上に凸型の形状を示し，低土中水
圧力ほど K の低下率が大きくなるのが特徴である．そのらに後述の (11) 式で示す比水分容量 (= d θ /dh) が最大ため，直線的な減少を示す BC モデルや VG モデルに比になるときの h として，不飽和水分移動に対する物理的べ，低土中水圧力領域の K は小さくなる．また，VG モ

な意味も持つ．

デルと同様に，水分保持曲線の傾きが急なローム質砂の(5) 式の VG モデルの K は，水分飽和から空気侵入圧ような粗粒土では，水分飽和近傍は Ks にほぼ近い値を付近までの緩やかな水分量低下に対応して緩やかに減少示す．一方，K の低下が緩やかなシルト質粘土では，高し，空気侵入圧より低土中水圧力領域では K-h の両対数

水分量の高土中水圧力領域でも緩やかな透水係数の変化

グラフにおいて直線的な低下を示す．水分保持曲線の傾が見られ，飽和近傍においても Ks よりも極端に小さなきが急なローム質砂においては，K は水分飽和近傍では値（Ks = 4.8 cm d−1 対し，h = −1 cm で K = 4.8 × 10−4

Ks にほぼ近い値を示し，h < −4 cm で急激に低下する．
一方，シルト質粘土では，全土中水圧力領域に対して緩やかに K が低下する．また，水分飽和近傍において Ks
からの大きな減少（Ks = 4.8 cm d−1 対し，h = −1 cm でK = 0.11 cm d−1 ）を示す．この飽和近傍における大きなK の低下については，3.1 節で取り上げる．
2.1.3 Kosugi モデル

2.2 間隙径密度関数
連結モデルの比較や土性による違いを検討するとき，保水と透水の間隙径分布モデルに用いられる間隙半径の密度分布を用いると，それぞれの特徴をわかりやすく示
すことができる．しかし，毛管保水に基づく水分保持曲

BC モデルや VG モデルは，水分保持曲線の実測値への適合を考慮したモデルであるのに対し，Kosugi (1994,
1996) は，土中の間隙径分布に対数正規分布を仮定し，毛管保水に基づく水分保持曲線を提案した（Kosugi モ
デル）
．



Se =

cm d−1 ）を示す．この飽和近傍における Ks からの減少
は，VG モデルよりも大きい．

ln h h01θ − θr√= efrcθs − θr 22σ

線と毛管内のポアズイユ流れに基づく不飽和透水係数では，間隙半径の与える効果がそれぞれ異なる．そのため，間隙半径の寄与を考慮した密度分布を保水と透水のそれぞれに対して定義する必要がある．

2.2.1 2 種類の密度関数の定義



水分保持曲線における間隙半径の密度分布は，半径 r(6)の間隙に保持される体積含水率の割合に基づいて定義する．有効飽和度 Se は，最小間隙径 rmin = 0 で 0，最大間

ここで，パラメータ α (> 0) は後述の (16) 式の間隙半隙径 rmax で 1 となることを考慮し，Se を r で微分した径の対数正規分布の幅を表す無次元パラメータ (−)，h0

関数を，水分保持曲線に対する半径 r の間隙の寄与を示

は有効飽和度 Se が 0.5 となるメジアン間隙径 rm （中央値）に対応する土中水圧力 (L)，erfc(x) は余誤差関数 (√ = 2 π x∞ exp(−u2 )du ) である．このとき，(1) 式に基づく Kosugi モデルの不飽和透水係数は次式で与えられる．

す確率密度関数 p1 (r) として定義する．

p1 (r) =

dSe
1 dθ
f (r)
=
=
dr
θs − θr dr
θs − θr(8)

ここで，Mualem (1976)，Kosugi (1994) と同様に f (r) =d θ dr とすると，半径が r ∼ r + dr の範囲における単位

モデル特集体積の土中の水分量 d θ は， f (r)dr で与えられるので，
 r0

する間隙半径 r の寄与は，水分保持曲線の場合とは異なる．(1) 式の導出過程で r と f (r) の積の関数で表現され半径 r 以下の間隙の水分量は次式で表される．

θ (r) =

る不飽和透水係数（Mualem, 1976; 小杉, 2007) を，比透f (r)dr + θr

(9)

水係数 Kr (−) に関して示すと次式となる．

⎡ r

また，間隙半径 r と土中水圧力 h の関係式は，毛管保水

Kr =のヤング−ラプラスの式で与えられる．

h=−

(10)

粒子の接触角 (≈ 0◦ )，ρw は水の密度 (= 998 kg m−3 )，g

は重力加速度 (= 9.8 m s−2 ) である．

f (r) に (10) 式を代入すると次の関係が導かれる．
d θ dhdh2γ= Cw (h)= Cw (h)dh drdr
ρw gr2分容量 (= d θ /dh) である．BC モデルの Cw (h) と p1 (r)は，(2) 式をそれぞれの関係式に代入すると得られる．

⎧
 λ +1⎪⎨ − λ (θs − θr ) heheh
Cw (h) =⎪⎩0

p1 (r) =(18)

ここで，括弧の 2 乗の項を P(r) とする．Se は間隙の配置と屈曲の影響を補正する項であり，(8)–(10) 式から r の関数として表される．ここで， Kr (0) = 0，Kr (rmax ) = 1
であることを考慮して，Kr を r で微分した関数 p2 (r) を，
半径 r の間隙の不飽和透水係数に対する寄与を示す分布関数として定義する．

p2 (r) =

dP
dSe
dKr
= Se
+ Se−1
P
dr
dr
dr

(19)

この p2 (r) は，p1 (r) と同様に 0 から rmax まで積分した値
は 1 であり，確率密度関数の性質を持つ．なお，Mualemの間隙径分布モデルは，単純な異なる間隙径の毛管束モ
デルではないため，ここで定義した 2 種類の間隙径密度
関数 p1 (r)， p2 (r) は，ある半径の間隙の本数の確率密度h < heではなく，あくまで保水性と透水性への寄与率を示す分

(12)

2γ
ρw ghe2γr≥−
ρw gher<−α n (θs − θr ) mn (−h)n−1[1 + (−α h)n ]m+1

α n mn (−h)n−12γ
ρw gr2 [1 + (−α h)n ]m+1

布である．

2.2.2 各モデルの間隙径密度分布h ≥ he(13)

同様に VG モデルでは，

Cw (h) =

⎤2

K (r)
⎥
⎢

= Se ⎣  r0max⎦ = Se P (r)Ksr f (r) dr(11)

ここで，Cw (h) は水分保持曲線の微分で表現される比水⎧ λ +1
⎪
2γλ
he
⎪
⎪
⎨ −
2
ρw gr he h
p1 (r) =⎪⎪⎪0⎩r f (r) dr

02γ cos βρw gr

ここで，γ は水の表面張力 (= 0.0727 J m−2 )，β は水と土

f (r) =

65

解説：水分保持曲線と不飽和透水係数の水分移動特性モデル

(14)

(15)

Fig. 2 に，前述の Fig. 1 に対応する水分保持曲線 θ (h)に対する間隙半径 r の寄与を表す確率密度関数 p1 (r)，不飽和透水係数 K(h) に対する r の寄与を表す確率密度関数 p2 (r) を示す．ここで，(19) 式の P(r) に含まれる積分は， f (r) の計算値を用いて台形則で数値的に行なった．
Kosugi モデルは，(8) 式で定義した確率密度関数 p1 (r)に (16) 式の対数正規分布を仮定して，水分保持曲線と不飽和透水係数を導出している．そこで，間隙半径 r の分布と水分移動特性の関係が明解である Kosugi モデル
から先に取り上げる．Fig. 2(e) に水分保持曲線に対する確率密度分布 p1 (r)，Fig. 2(f) に不飽和透水係数 K に対する確率密度分布 p2 (r) を示す．対数正規分布である
p1 (r) は，対数軸の r に対して左右対称な正規分布を示す．ここでは，ローム質砂，シルト質土，シルト質粘土

また，この確率密度関数 p1 (r) に対数正規分布を仮定しを比較するために，縦軸 p1 (r) にも対数軸を用いた．

たのが Kosugi モデルである．

Kosugi モデルの p1 (r) の形状は，対数正規分布のパラメータである σ (Table 1) と μ で決まり，σ と μ から求2 ln r rm
p1 (r) =exp −2σ 2
σ r 2π1√(16)

シルト質粘土のモード (mode)，メジアン (median)，平均

このとき，Cw (h) は次式で与えられる (Kosugi, 1994)．

2 
ln h h0θs − θr√ exp −Cw (h) =2σ 2σ (−h) 2π

まる統計量で特徴付けられる．ローム質砂，シルト質土，(17)

一方，(1) 式の Mualem モデルの不飽和透水係数に対値 (mean)，分散 (variance)，標本変動係数 (coefﬁcient ofvariation，CV) を Table 2 に示す．なお，それぞれの統
計量と σ と μ の関係は表中に示した (Jury and Horton,
2006)．
細粒土であるほど大きな σ と小さなメジアン半径 rmを持つことから，モードは小さく，また分散は大きい．
特に，粘質土に対しては，σ は 4 を超えるため，極端に小66

土壌の物理性第 111 号

(2009)

Fig. 2 Brooks and Corey モデル（BC モデル），van Genuchten モデル（VG モデル），Kosugi モデルにおける半径 r の間隙の寄与に関する確率密度関数: (a), (c), (e) 保水性に対する寄与 p1 (r); (b), (d), (f) 透水性に対する寄与 p2 (r)．黒実線はローム質砂，灰色
実線はシルト質土，黒点線はシルト質粘土．

であるほど σ は小さくなるため，モードは大きく，また土ほど小さな間隙を中心に広範囲の間隙径が水分保持に寄与していること，粗粒土ほど大きな間隙のみが水分保分散は小さくなり，ピークの値は小さくなる．縦軸，横持に寄与していることを示している．そのため，細粒土

軸ともに対数軸で示しているため，小さい r の領域が強ほど傾きが緩やかな水分保持曲線を示し，粗粒土ほど傾調して表現されているが，土性に関わらず密度関数 p1 (r)

きが急な水分保持曲線を示す．なお，Fig. 2(e) は，水分さいモードに著しく大きなピーク値を持つ．逆に粗粒土で囲まれる面積は 1 である．正規分布では，モード，メ子の大きさ（およそ 1.5 × 10−8 cm）よりもはるかに小ジアン，平均値はすべて等しい値となるが，対数正規分

さい r = 10−20 cm の間隙も水分を保持することを示す

布では，モード < メジアン < 平均値の順の大きさになが，これは，すべての水分が (10) 式に基づき毛管保水さる．これは，対数正規分布が，通常の軸に対して平均値れるという仮定による結果である．

よりも小さい領域に偏りを持つ非対称な分布であること

Kosugi モデルの p2 (r) は，r の対数軸に対して山型のを示し，σ が大きい細粒土ほどこの非対称性が顕著にな形状となる．この p2 (r) を 0 から間隙半径 r まで積分しる． p1 (r) の分布は，細粒土ほど CV が極端に大きく，粗た値が，比透水係数 Kr である．それぞれの土のモード

粒土ほど CV が小さくなる．これらの統計量から，細粒は，ローム質砂で 0.03 cm，シルト質土で 0.01 cm，シル
ト質粘土で 0.06 cm となり，p1 (r) のモードに比べて大きモデル特集67

解説：水分保持曲線と不飽和透水係数の水分移動特性モデル

Table 2 Kosugi モデルにおける間隙径分布 p1 (r) の統計量．

median (cm)mean (cm)variance (cm2 )CV (%)

exp(μ − σ 2 )2γ /ρw gh0

exp(μ + σ 2 /2)[exp(σ 2 )−1] exp(2μ + σ 2 )[exp(σ 2 ) −1]1/2

Loamy Sand

4.83 ×10−3

1.19 ×10−2

0.0187

5.11 ×10−4

121

Silt

6.21 ×10−7

2.91 ×10−4

0.006311.85 ×10−2

2163

Silty Clay

1.86 ×10−15

1.06 ×10−6

0.0252

3.62 ×105

2386218

mode (cm)な r に位置する．特に，シルト質粘土の p1 (r) のモード

径が最大間隙半径 rmax となり（ローム質砂 0.029 cm，シは 1.06 × 10−6 cm (Table 2) であり，細粒土ほどこの違い

ルト質土 0.0038 cm，シルト質粘土 0.0011 cm），r ≥ rmaxは大きい．これは，ポワズイユ流れの仮定から透水性がで p1 (r) = 0 となる．また，小さい r に対する p1 (r) は，間隙半径の 2 乗に比例することや，異なる半径の間隙のいずれの土も無限大に発散する．これは VG モデルと同配置や屈曲に対する Mualem モデルの仮定から，保水性様に p1 (r) の関数型の性質であり，(13) 式より d p1 /drの場合に比べ，大きな間隙の透水性への寄与が小さい間を求めると，λ > 1 では r → 0 で p1 (r) → 0 に収束し，隙に比べてはるかに大きくなるためである．一方，大きλ < 1 のときは r → 0 で p1 (r) → ∞ に発散することがわ

な r ほど存在確率は小さいため，このバランスから p2 (r)かる．

のピークが生じる．また， p2 (r) は p1 (r) と同様にシル

いずれの土に対しても乾燥領域に対応する小さい r の
p1 (r) は，BC モデル，VG モデル，Kosugi モデルの順にト質粘土のような細粒土ほど広範囲の r に分布する．そのため，小さな r にも p2 (r) が広がりを持つシルト質粘大きい．そのため，小さい間隙の寄与の大きさに反映し土では，K の低下は緩やかになり (Fig. 1(f))， p2 (r) がて，残留体積含水率 θr への漸近は BC モデルが最も緩

狭い範囲の r に限定されるローム質砂では K の低下はやかであり，続いて VG モデル，Kosugi モデルの順とな急になる．また，シルト質粘土の p2 (r) は，モードが大る．BC モデルの p2 (r) は， p1 (r) と同様に空気侵入圧にきな r に存在し，さらに幅広く小さな r から大きな r に対応する rmax 以上では p2 (r) = 0 となり，透水係数に影も分布を持つことから，粗大間隙の透水性に対する寄与

響を与えない．そのため，Kosugi モデルや VG モデルでは他の土性に比べて相対的に高い．シルト質粘土に対す生じた飽和近傍での K が大きく低下する問題は BC モデ

る Kosugi モデルにおいて，飽和近傍で大きな K の低下

ルでは生じない．

(Fig. 1(f)) が生じるのは，水分保持に対して無視できる存在量の r = 100 cm 以上の粗大間隙 (Fig. 2(e)) までもが，透水性には大きな影響を与えるためである．

2.3 間隙結合係数 間隙径分布モデルに含まれる間隙結合係数  は，土中間隙の屈曲による影響と間隙同士の連結確率を与える空

Fig. 2(c) に VG モデルの p1 (r)，Fig. 2(d) に p2 (r) を示す．ローム質砂の p1 (r) は小さい間隙半径に広がりを持つ山型となり，Kosugi モデルに比べて，保水性に影

適合度を与える値として  = 0.5 を提示している．その響する小さい間隙半径の存在確率が高くなる．一方，シため，多くの土を対象にした数値計算においても  = 0.5

ルト質土とシルト質粘土の p1 (r) は，小さい r に対して
無限大に発散する形状を示す．(15) 式より d p1 /dr を求めると，ローム質砂のような n > 2 を持つ傾きが急な水分保持曲線では r → 0 で p1 (r) → 0 に収束し，シルト質
土やシルト質粘土のような n < 2 を持つ傾きが緩やかな間的配置の相関を補正する係数である（Mualem, 1976;
小杉, 2007）．Mualem は 45 種類の土に対して最も良いが使われることが多い．しかし，Mualem 自身も  は負の値も取り得るとしており，また Schuh and Cline (1990),

Yates et al. (1992) も，土によって大きく異なることを示している．Schaap and Leij (2000) は，235 種類の土に対水分保持曲線では r → 0 で p1 (r) → ∞ に発散することがわかる．限りなく小さな間隙の存在確率が無限になる
ことは矛盾しているように感じられるが，(9) 式において r → 0 で θ → θr であるため，水分保持量に対しては物理的に問題ない．一方，VG モデルの p2 (r) は，r → 0
で p1 (r) → ∞ であるシルト質土やシルト質粘土についても，ピークを持つ山型の形状を示す．小さい r に対す
る VG モデルの p2 (r) は，Kosugi モデルに比べ大きくなり，これに基づき低土中水圧力の K も大きな値となる．
また，Kosugi モデルと同様に，シルト質粘土のように広範囲の r に p2 (r) が広がる場合，水分保持には寄与しな
い大きな r に対しても p2 (r) が分布するため，飽和近傍で大きな K の低下が生じる (Fig. 1(d))．

Fig. 2(a) に BC モデルの p1 (r)，Fig. 2(b) に p2 (r) を示
す．BC モデルでは，その空気侵入圧に対応した間隙半Fig. 3 VG モデルの砂質土における異なる間隙結合係数  に対する不飽和透水係数．

土壌の物理性

68

第 111 号

(2009)

Fig. 4 修正 VG モデルに −2cm の空気侵入値を与えたシルト質粘土の (a) 不飽和透水係数; (b) 透水性に対する確率密度関数
p2 (r)．点線は VG モデル．

して  = −1 が最も良く適合することを示している．

Fig. 3 は，Table 1 に示す VG モデルの砂質土において，異なる  の値に対する不飽和透水係数 K である．
 の値が大きいほど両対数軸上の K の傾きが大きくなり ( = 2)，K は小さい．逆に  が小さいほど傾きが小さくなり ( = −1)，K は大きい．しかし，n が大きく
(n = 2.68)，また極端に  が小さいとき ( = −4) のように，パラメータ値の組み合わせ次第で K が増加し得る点は注意が必要である．
また，(1) 式の Mualem モデルにおいて，飽和透水係数
Ks と  は，水分保持曲線と独立して与えるパラメータで3.1 修正 van Genuchten モデル
水分保持曲線の傾きが緩やかな粘質土に対して VG モ
デルを適用した場合，(4) 式の n は小さい．このとき，(5) 式で表される不飽和透水係数は，土中水圧力が 0 cmに近い水分飽和近傍で大きく低下する (Fig. 1(d))．Fig.
4(a) は，n = 1.09 であるシルト質粘土の不飽和透水係数
K と体積含水率 θ の関係である．このシルト質粘土の場
合，h = 0 cm，θs = 0.36 の飽和透水係数 Ks = 0.48 cm
d−1 が h = −2 cm，θ = 0.3599 において K = 0.058 cm
d−1 に低下する．しかし，実際の粘質土の場合，飽和近傍での土中水圧力変化による水分量変化は極めて小さいあり，それぞれの土が固有の値を持つ．そのため，何らため，不飽和透水係数の変化も小さい．そのため，このかの方法で実測，あるいは推定する必要がある．特に，飽和近傍の透水係数の大きな変化は，物理的に妥当では

マルチステップ法や蒸発法のような逆解析手法では，水ない．この不飽和透水係数の水分量に対する著しい非線

分保持曲線のパラメータ（VG モデルでは θr ，θs ，n，α ）形性は，乾燥した土への湛水浸潤などの数値計算を不安に加えて，Ks と  も推定の対象とするべきである（坂井定にし，収束を困難にする (Rassam et al., 2004)．

· 取出 2007b）．また，K の実測データがなく，第一近似として  = 0.5 を用いるときは，Fig. 3 に示すように，
の値によって K のオーダーが大きく変化することは認識

径 r の確率密度関数 p1 (r)，および透水性に対する間隙密する必要がある．

（一点鎖線）は，間隙半径 r = 0.01 cm において 0 に漸近Fig. 4(b) に，シルト質粘土の水分保持に対する間隙半度関数 p2 (r) を示す．水分保持に対する密度関数 p1 (r)しており，r > 0.01 cm の粗大間隙はわずかな水分しか3. 改良モデル

保持していない．ただし， p1 (r) を対数正規分布で与え数連結モデルは，水分保持曲線から不飽和透水係数が推る Kosugi モデルの場合と同様に，VG モデルにおいても
r → ∞ で p1 (r) → 0 の性質を持ち，極端に大きい r の存在確率は 0 ではない．

定可能であるため，広く用いられている．しかし，粘質

一方で，透水性に対する密度関数 p2 (r)（黒点線）は，

Mualem モデルに基づく水分保持曲線−不飽和透水係

土の水分飽和近傍で生じる大きな透水係数変化の問題点

間隙半径 r > 0.1 cm の粗大間隙も透水に寄与することが知られている．また，ここまで示した 3 種類の水分保を示している．このように，空間的にはわずかの存在量

持曲線モデルは，水分量が単調に減少し，残留体積含水である粗大間隙が透水性に対して大きな影響を与えるの

率 θr に漸近する関数である．そのため，体積含水率が 0

は，(18) 式の Mualem モデルの性質により，大きな間隙に近づく乾燥領域を含む水分領域への適合や，水分保持半径の寄与が相対的に大きくなるためである．シルト質

曲線が階段状になる団粒構造の発達した土への適合には粘土のように水分保持曲線の傾きが緩やかな場合（VG問題がある．こうした問題の多くは 3 種類の連結モデル

モデルでは小さい n 値の場合），砂質土に比べて相対的に共通する問題であるため，ここでは主に VG モデルにに粗大間隙の存在確率が高いために， p2 (r) の分布は広ついて，問題点とその修正モデルについて述べる．

範囲の間隙半径に広がり，粗大間隙が飽和近傍の透水性モデル特集

解説：水分保持曲線と不飽和透水係数の水分移動特性モデル

69に大きく寄与する．そのため，Fig. 4(a) に示した飽和近積含水率 θr を最小水分量として定義する．しかし，実際

傍の著しい透水係数の低下が生じる．同様の問題は，同の乾燥領域の水分保持特性は，θr よりさらに低下して絶じく末広がりな p2 (r) の形状を持つ Fig. 2(f) の Kosugi

乾状態で 0 となる．また，有効飽和度 Se の関数である

モデルにも見られる．なお，空気侵入圧以上では飽和体(1) 式から導いた透水係数は，θr 以下の水分量は透水に積含水率で一定な BC モデルでは，この問題は生じない

関与しない不動水と見なす．すなわち，θr 以下の水分量(Fig. 2(b))．

の透水を無視する．しかし，実際には乾燥領域であってこの飽和近傍の透水係数の急減の問題は，BC モデ

も，水蒸気移動以外にも土中水圧力勾配により液状水移

ルのように最大の間隙径を設定する，すなわち空気侵動が生じるため，θr を定義することは低水分領域の不飽入圧を設けることで回避することができる．Vogel and

和透水係数を過小評価する（坂井 · 取出, 2007a）．そのた

Cislerova (1988) は，空気侵入圧を持つ修正 VG モデル

め，この仮想的な漸近値である θr は，水分保持曲線の形を提案している．

状を決めるパラメータであるが，さらに透水係数も変化θ=θr + (θm − θr ) (1 + |α h|n )−mh < heθsh ≥ he
2
Ks Se F (θ ) F (θs )h < heKsh ≥ heK (Se ) =

θ − θrF (θ ) = 1 −θm − θr

させるパラメータである（小杉, 2007）．

(20)

(21)

1/m m(22)

ここで，he は空気侵入圧 (L)，θm は仮想的な飽和体積含

水率 (L3 L−3 ) であり，(20) 式上段の式において θ = θs を
与える h が he となる．HYDRUS (Šimůnek et al., 2008)
では特に，仮想的な空気侵入圧を −2cm とするオプションがある (Rassan et al., 2004)．Fig. 4(a) に −2 cm の空気侵入圧を持つ修正 VG モデルの不飽和透水係数 K を示
し，Fig. 4(b) に p2 (r) を示す．このとき，間隙半径 r は

he = −2 cm に対応する 0.074 cm で最大となり，それより大きな r は存在しないため，飽和体積含水率 (θs = 0.36)
近傍における K の低下は解消される．仮想的な −2 cmの空気侵入圧を与えることで −2 cm までの水分量は
θs となるが，この変化はわずかであり (θm = 0.3602，
θs = 0.36)，水分保持曲線の形状にはほとんど影響を与えない．ただし，Fig. 4(a) に示すように，空気侵入圧を設定した修正 VG モデルの K は，VG モデルに比べて全水分領域において 1 オーダー近く大きな値となる点は注意が必要である．
修正 VG モデルでは，飽和近傍の K の極端な非線形性が回避されるため，飽和領域を含む水分移動の数値計
算を安定して行なうことができる．しかし，K を大きく変化させる仮想的な空気侵入圧 he を決定する物理的根
拠を与えることは難しい．現状では，修正 VG モデルを粘質土の K の実測値に適合する場合や，逆解析法で修正
VG モデルのパラメータを推定する場合は，he を −2 cm程度で固定し，飽和透水係数 Ks や間隙結合係数  を推定することが妥当であると考えられる．

3.2 Fayer and Simmons モデル
多くの水分保持曲線は，体積含水率 θ がある一定の最小値に漸近する形状を示す．そのため，ここまでに示した BC モデル，VG モデル，Kosugi モデルでは，残留体

Fig. 5 砂質土に対する FS モデルの (a) 水分保持曲線; (b) 不飽
和透水係数（黒実線）; (c) 透水性に対する確率密度分布 p2 (r)．
点線は (24) 式右辺第 1 項，一点鎖線は第 2 項，灰色実線は VG
モデル．

土壌の物理性70

第 111 号

(2009)

Fayer and Simmons (1995) は，高水分領域の間隙保水正するために提案されたモデルであり，ここで導かれたに対して，低水分領域の土粒子表面の吸着保水を考慮し，

FS モデルの不飽和透水係数は，Mualem モデルに基づく

炉乾燥に対応する土中水圧力 h = −107 cm で θ = 0 となため，実際に低水分領域の膜流の効果を反映してはいな

るように VG モデルと BC モデルの θr を修正したモデい．しかし，Mualem モデルによる不飽和透水係数が，ルを提案した．VG モデルを修正したモデルは次式で表2 種類の異なる透水形態を反映した Tuller and Or (2001)のモデルと同様の形状を示す点は興味深い．坂井 · 取出(2007b) は，砂質土の水分蒸発過程に対して FS モデル
を適用して逆解析を行ない，間隙結合係数  を含めた推定を行なうことで，VG モデルに比べて低水分領域のされる（以下，FS モデル）．



θ
θa
θa
(1 + |α h|n )−m + χ (h)Se == 1− χ (h)
(23)
θs
θs
θs

不飽和透水係数の推定を大きく向上できることを示している．また，乾燥した砂質土への水蒸気凝縮過程に対す

ここで，θa は水分保持曲線の形状を与えるパラメータる数値解析からも，FS モデルの有用性が示されている(L3 L−3 ) であり，χ (h) = 1 − ln(−h)/ ln(−hm ) である．
hm は 105 ∼ 110 ◦ C で相対湿度 50 % の乾燥炉に対応
する土中水圧力として −107 cm を与える (Rossi and(Sakai et al., 2009)．

Nimmo, 1994)．パラメータ θa は，h = −1 cm に対して
(23) 式の右辺第 2 項が示す体積含水率であり，低土中
メータである．Fig. 5(a) は，Carsel and Parrish (1988) がr の関係である．FS モデルにおいては，θr = 0 として(19) 式を計算した．r > 0.005 cm の大きな間隙の透水性への寄与は VG モデルと FS モデルの間に差は見られな
い．しかし，FS モデルの小さな間隙は，VG モデルに比示す砂質土に対する VG モデルの水分保持曲線 (Table

べてその存在確率が高いため，小さな間隙の寄与が支配

1)，およびパラメータ θs ，α ，n を固定し，h > −100 cm
程度で VG モデルと一致するように θa を決めた Fayer
モデルの水分保持曲線である (θs = 0.43，θa = 0.059，
α = 0.145，n = 2.68)．VG モデルが低土中水圧力領域において θr = 0.045 で一定となるのに対し，FS モデルのθ は，h の対数軸に対して h = −60 cm 程度から直線的的になる低土中水圧力領域で，透水係数の低下が緩やかに減少する形状となる．

曲線のみを比較した場合，VG モデルと FS モデルの間に水圧力における水分保持曲線の傾きに影響を与えるパラまた，(23) 式は，2 種類の吸着形態の成分に分離してFig. 5(c) は，(19) 式から導かれる FS モデルと VG モ
デルの透水性に対する間隙径密度関数 p2 (r) と間隙半径になる．
乾燥領域では，液状水移動に加え水蒸気移動も生じる
が，極端に乾燥した領域以外での液状水移動は水蒸気移動に比べて小さくはなく，不飽和透水係数の正しい推定は依然として重要である (Sakai et al., 2008)．水分保持
大きな体積含水率の違いはないが，透水係数では大きな差が生じる．たとえば，h = −1000 cm における水分量の表現できる（坂井 · 取出 2007b）．

差は 0.01 程度だが，透水係数では 105 倍もの差として現Se =θ
= (1 + |α h|n )−mθsθa+ 1 − (1 + |α h|n )−m χ (h)θsれる．高水分領域のみを対象とした数値計算では VG モ
デルを用いることに問題ないが，水分変化が h = −1000(24)cm 程度の低水分領域を含む広範囲である場合は，低水
分領域の水分保持曲線への適合も検討して水分移動特性
モデルを選択する必要がある．特に，比較的高土中水圧

ここで右辺第 1 項は θr = 0 とした VG モデルの間隙保力で θr に近づく砂質土に対して，FS モデルは適したモ

水の成分を表し（Fig. 5(a)，点線），高土中水圧力領域でデルである．

支配的であり，h = −100 cm 程度で 0 となる．また，右3.3 Durner モデル

辺第 2 項は表面吸着保水の成分を表し（Fig. 5(a)，一点ここまで示した水分移動特性モデルは，水分保持曲線

鎖線），低土中水圧力領域で支配的となり，対数軸上でのが単調に減少し，一部の条件で密度関数 p1 (r) が無限大

直線的な減少を表現する．

に発散する場合も含めて，水分保持曲線およびに透水係

Fayer and Simmons (1995) は ，(23) 式 を (1) 式 の
Mualem モデルに代入して積分し，閉形式の不飽和透水係数を示している（解は原著論文を参照）．Fig. 5(b)に FS モデルの不飽和透水係数を示す．不飽和透水係数は，K − h の両対数軸上で直線的に減少する VG モデル
に対し，h = −100 cm 程度で傾きが変化し緩やかになる
形状となる．Tuller and Or (2001) は，高水分領域の間隙流による透水に対して，θr に近い低水分領域では膜流による透水が卓越するため，不飽和透水係数–土中水圧力の両対数グラフ上の傾き (log10 K/ log10 h ) が異なることを示している．FS モデルは，残留体積含水率 θr を補数における間隙径密度関数 p1 (r) と p2 (r) が単一なピーク値を持つ山型モデルである（unimodal モデル）
．一方，
マクロポアや団粒構造が発達している土においては，異なる複数の間隙構造が存在し，BC モデル、VG モデル，

Kosugi モデルなどの山型モデルでは表現できない．たとえば，団粒構造が発達した土では，団粒があたかも大きな一つの土粒子の様に振る舞い，団粒間間隙にも高土中
水圧力で水分が保持される．そのため，大きな団粒間間隙と小さな団粒内間隙に大別される 2 つの異なる領域に水分が保持され，2 段階，あるいは多段階の階段状の水分保持曲線を示すことが知られている（徳本ら, 2005）．

モデル特集

解説：水分保持曲線と不飽和透水係数の水分移動特性モデル71

θr = 0.001，α1 = 0.041，n1 = 2.44，α2 = 0.0001，n2 =1.47，w2 = 0.59)．第 1 項の VG モデルは，空気侵入圧
h = −25 cm 程度 (≈ 1/α ) と比較的大きな n1 値による急な勾配を持つ団粒間の大きな間隙における間隙保水を表し， h = −200 cm 程度までにすべての水分が排水する．
一方，第 2 項は団粒内保水を表し， h = −104 cm 程度(≈ 1/α ) から排水が始まり，また比較的小さな n2 値による緩やかな勾配を持つ保水曲線を与える．そして，これらを重ね合わせることで，2 段の階段状の水分保持曲線を表現する．

Priesack and Durner (2006) は ，(25) 式 を (1) 式 の
Mualem モデルに代入し，次式の閉形式解を導いた．
K (Se ) = Ks (w1 Se1 + w2 Se2 )
#

 

 $2
1/m m1
1/m m2
w1 α1 1− 1−Se1 1+w2 α2 1− 1−Se2 2×(w1 α1 + w2 α2 )2(26)
Fig. 6(b) は，Fig. 6(a) の水分保持曲線に対して Ks = 200cm d−1 ， = 0.5 としたときの不飽和透水係数 K である．
また，Fig. 6(c) は，他のモデルと同様に (19) 式の透水性に対する間隙径密度関数 p2 (r) と間隙半径 r の関係を示す．不飽和透水係数は水分保持曲線に対応して階段状を示し，また，p2 (r) は r = 0.008 cm と r = 2 × 10−5 cm 付
近において 2 つのピークを持つ．これは，高土中水圧力
領域 (h > −200 cm) では団粒間の大きな間隙が支配的に透水性に影響を与え，低土中水圧力領域 (h ≤ −200 cm)
では団粒内の小さな間隙が支配的であることを反映している．
対象とする団粒土の水分移動が比較的湿潤な範囲に限られるとき，高水分領域のみに適合した VG モデル

Fig. 6 Durner モデルの (a) 水分保持曲線; (b) 不飽和透水係数;(c) 透水性に対する確率密度分布 p2 (r)．点線は (25) 式右辺第1 項，一点鎖線は第 2 項，灰色実線は VG モデル．

Durner (1994) は，複数の VG モデルを足し合わせること
で，階段状の水分保持曲線モデルを提案した（multimodal
モデル）．ここでは特に，団粒内外の 2 種類の保水形態を想定し，2 つの VG モデルを結合した Durner モデル（あるいは bimodal モデル）を示す．
Se =θ − θrθs − θr(25)
n1 −m1= w1 (1 + |α1 h| )n2 −m2+ w2 (1 + |α2 h| )を用いることは，一見妥当に思われる．Fig. 6(a) には，
Durner モデルの 1 段目の水分保持領域のみに VG モデ
ルを適合した結果を併記した (θs = 0.744，θr = 0.435，
α = 0.041，n = 2.44)．団粒内保水に対応する 2 段目の水分量を θr として与えると，VG モデルは h = −1000 cm程度までの高土中水圧力領域の水分保持曲線にはよく適合する．しかし，Fig. 6(b) の不飽和透水数は h = −40
cm 以下で Durner モデルよりも小さくなり，団粒間間隙の排水した h = −200 cm 以下では，さらに Durner モデ
ルとの差が拡大する．Fig. 6(c) の透水性に対する間隙径密度関数 p2 (r) を見ると，団粒内間隙に対応する小さな半径の間隙が，VG モデルの方が極端に少ない．3.2 節で示した様に，VG モデルは，砂質土の θr に近い領域において過小な不飽和透水係数を与え，団粒土の場合には，団粒内を不動水とみなすため，団粒間保水が支配的な範

ここで，αi (L−1 )，ni (−)，mi (= 1 − 1/ni ) は曲線の形状を与えるパラメータ，下添え字 1，2 はそれぞれの相を

囲における不飽和透水係数を著しく過小に与える．
このように，高水分領域の水分保持曲線の適合のみが指し，w は重み係数で w1 + w2 = 1 である．

よくても，連結モデルの与える不飽和透水係数がその水

Fig. 6(a) に Durner モデルによる水分保持曲線の例を(25) 式の右辺第 1 項と第 2 項と共に示す (θs = 0.744，

に対する FS モデルと同様に，不飽和透水係数を正しく分領域で適切であるとは限らない．前述 3.2 節の砂質土

土壌の物理性72

第 111 号

(2009)

推定するためには，低水分領域を含む広水分範囲の水分

ルは，絶乾状態で体積含水率が 0 となるように VG モデ

保持曲線を正確に測定し，それに良く適合する水分保持

ルの残留体積含水率 θr を修正することで，低水分領域で曲線のモデルを選択する必要がある．パラメータが多いの透水係数の低下を緩やかにすることを実現している．

Durner モデルは，それぞれのパラメータの決定が難しい

そのため FS モデルは，高土中水圧力で水分が低下して問題は残るが，様々な形状の水分保持曲線に対して柔軟θr に近づく粗粒土に対して適したモデルである．2 段のに適合できる優れたモデルである．そのため，Durner モ

階段状の水分保持曲線を示す団粒土に対しては，Durner

デルは，前述の VG モデルや FS モデルなども包括するモデルを解説した．Durner モデルでは，できる限り広水モデルと位置づけることもできる．

分範囲の水分保持曲線の測定値に適合し，保水性に関す

4. おわりに
数値計算を用いて土中の水分移動を正しく予測するたるパラメータを決定する必要がある．また，水分保持曲線に対して良い適合が得られると，団粒内外の透水性を反映し，不飽和透水係数の推定精度も向上することがでめには，対象となる土性，水分領域に適した水分保持曲

きる．

線と不飽和透水係数を与える水分移動特性モデルの選択

Mualem の不飽和透水係数推定モデルから導かれる代表

Carsel and Parrish (1988) は，USDA（アメリカ農務省）の区分法による各種の土性について，VG モデルのパラ
メータ (θr ，θs ，α ，n，Ks ) の平均値をまとめている．これ

的なの水分保持曲線−不飽和透水係数連結モデルについらの既に用意されているパラメータは，たとえば数値計て解説を行なった．

算で異なる土性による違いを試算する上で非常に便利でが必要不可欠である．本解説では，間隙径分布に基づく

BC モデルは，空気侵入圧をパラメータで与えるモデある．また，Rosetta Lite (Schaap et al., 1998) のように，

ルであるため，明確な空気侵入圧を示す粒径が均一な土

土壌データベースに基づいて VG モデルのパラメータをの水分保持曲線に対して適合がよい．ただし，飽和領域推定するペドトランスファー関数による方法もある．しで水分保持曲線の傾きが 0 であるため，数値計算が不安かし，これらはアメリカ国内の土壌データベースに基づ定になり得ることは注意する必要がある．VG モデルといた平均的なものであり，必ずしも我が国の土に対応す

Kosugi モデルの水分保持曲線は，ともに S 字型で滑らかな形状を示し，多くの土に対して適合がよい．VG モデ
ルと Kosugi モデルの違いは，主に低土中水圧力領域に見られ，Kosugi モデルに比べ VG モデルの方が残留体積
含水率 θr への漸近が緩やかであり，その領域の不飽和透るものではないことは注意が必要である．さらに，マルチステップ法や蒸発法のような逆解析法や，ペドトラン
スファー関数による推定においても，対象とする土に応じて適切な水分移動特性モデルを選択することが重要である．

水係数は大きくなる．

引用文献

それぞれの連結モデルの特性を比較検討するため，水分保持曲線と不飽和透水係数に対する間隙半径 r の寄与

Brooks, R.H., and Corey, A.T. (1964): Properties of porous me-を表す 2 種類の確率密度関数を定義した．特に，保水性

dia affecting ﬂuid ﬂow. J. Irrig. Drainage Div., ASCE Proc.

の確率密度関数 p1 (r) に対数正規分布を仮定する Kosugi

72(IR2): 61–88.

モデルに対しては，分布の統計量を求めて検討した．粗Burdine, N. T. (1953): Relative permeability calculations from

粒土は，大きな間隙のみが水分保持に寄与するのに対し

pore-size distribution data. Trans. Am. Inst. Min. Metall. Pet.

て，細粒土では，小さな間隙を中心に広範囲の間隙径が水分保持に寄与している．透水性の確率密度関数 p2 (r)は，透水性が r の 2 乗に比例するポワズイユ流れの性質と異なる半径の間隙の配置や屈曲に対する Mualem モデ
ルの仮定から，保水性に比べ大きな r の寄与がはるかに大きいことを反映した分布となる．一方，大きな r ほど存在確率は小さいため，この両者のバランスから p2 (r)には，比較的大きな r 値にピークが生じる．

Eng., 198: 71–77.
Campbell, G.S. (1987): パソコンで学ぶ土の物理学 (中野政詩,
東山勇監訳), 鹿島出版会, 東京.

Carsel, R.F. and Parrish, R.S. (1988): Developing joint probability distributions of soil water retention characteristics, Water
Resour. Res. 24: 755–769.
Durner, W. (1994): Hydraulic conductivity estimation for soils
with heterogeneous pore structure. Water Resour. Res., 30:
211–223.

水分保持曲線から不飽和透水係数が推定可能である連Eching, S.O. and Hopmans, J.W. (1993): Optimization of hy-

結モデルは，利用しやすく，広く用いられているが，いくdraulic functions from transient outﬂow and soil water pres-つかの問題点も指摘されているため，その改良モデルにsure data. Soil Sci. Soc. Am. J., 57: 1167–1175.

ついて示した．粘質土に対する VG モデルや Kosugi モ

Fayer, M.H. and Simmons, C.S. (1995): Modiﬁed soil water re-

デルでは，水分飽和近傍に現実的でない不飽和透水係数

tention functions for all matric suctions. Water Resour. Res.,の大きな低下が生じる．修正 VG モデルは，最大間隙半

31: 1233–1238.

径を設定し，仮想的な空気侵入圧を設けることでこの問Jury, W.A. and Horton, R. (2006): 土壌物理学−土中の水 · 熱 ·題を解決しているため，細粒土に対して適したモデルで

ガス · 化学物質移動の基礎と応用− (取出伸夫 監訳: 井上光

ある．一方，残留体積含水率 θr に漸近するモデルでは，

弘 · 長裕幸 · 西村拓 · 諸泉利嗣 · 渡辺晋生訳), pp.290–292, 築

低水分領域の不飽和透水係数を過小評価する．FS モデ

地書店, 東京.

モデル特集

解説：水分保持曲線と不飽和透水係数の水分移動特性モデル

Kosugi, K. (1994): Three-parameter lognormal distribution model
for soil water retention. Water Resour. Res., 30: 891–901.

73

of unsaturated hydraulic conductivity with the Mualem-van
Genuchten model. Soil Sci. Soc. Am. J., 64: 843–851.

Kosugi, K. (1996): Lognormal distribution model for unsaturated

Schuh, W.M., and Cline, R.L. (1990): Effect of soil properties

soil hydraulic properties. Water Resour. Res., 32: 2697–2703.

on unsaturated hydraulic conductivity pore-interaction factors.

小杉賢一朗 (2007)：古典を読む：Y. Mualem 著「不飽和多孔質

Soil Sci. Soc. Am. J., 54: 1509–1519.

体の透水係数を推定する新たなモデルについて」ならびにŠimůnek, J., Wendroth, O., and van Genuchten, M.Th. (1998):

M. Th. van Genuchten 著「不飽和土壌の透水係数を推定する

Parameter estimation analysis of the evaporation method for

閉形式解について」, 土壌の物理性, 106: 105–112.

determining soil hydraulic properties. Soil Sci. Soc. Am. J.,

Mualem, Y. (1976): A new model for predicting the hydraulicconductivity of unsaturated porous media. Water Resour. Res.,

62: 894–905.
Šimůnek, J., M. Šejna, H. Saito, M. Sakai, and M. Th. van
Genuchten, 2008. The HYDRUS-1D software package for

12: 513–522.
Priesack, E. and Durner, W. (2006): Closed-form expression

simulating the movement of water, heat, and multiple solutes

for the multi-modal unsaturated conductivity function. Vadosein variably saturated media, Version 4.0, HYDRUS Softwarezone J., 5: 121–124.

Series 3, Dep. of Environmental Sciences, Univ. of California

Rassam, D., Šimůnek, J. and van Genuchten, M. Th. (2004):

Riverside, Riverside, CA, USA.

HYDRUS-2D による土中の不飽和流れ計算 (取出伸夫 · 井Tuller, M. and Or, D. (2001): Hydraulic conductivity of variably

上光弘 監訳), 農業土木学会土壌物理研究部会 HYDRUS グ

saturted porous media. Water Resour. Res., 37: 1257–1276.

ループ, 東京．

徳本家康, 取出伸夫, 井上光弘 (2005)：団粒構造を持つ黒ボク土

Rossi, C. and Nimmo, J.R. (1994): Modeling of soil water reten-の溶質分散について, 水文 · 水資源学会誌, 18 (4): 401–410.

tion from saturation to oven dryness. Water Resour. Res., 30:

van Genuchten, M.Th. (1980): A closed-form equation for predicting the hydraulic conductivity of unsaturated soils. Soil

701–708.
斎藤広隆, 坂井 勝, J. Šimůnek, 取出伸夫 (2006)：不飽和土中の水Soc. Am. J., 44: 892-898.

分移動モデルにおける境界条件, 土壌の物理性, 104: 63–73.

van Genuchten, M.Th., Leij, F.J., and Yates, S.R. (1991): The

坂井 勝, 取出伸夫 (2007a)：蒸発法における不飽和水分移動特性

RETC code for quantifying the hydraulic functions of unsaturated soils, Report No. EPA/600/2-91/065, R. S. Kerr Environ-

推定の最適条件の検討, 土壌の物理性, 106: 33–46.
坂井 勝, 取出伸夫 (2007b)：砂質土と団粒土に対する水分移動特mental Research Laboratory, U. S. Environmental Protection
Agency, Ada, OK.

性関数の検討, 土壌の物理性, 107: 63–77.

Sakai, M., Toride, N., and Šimůnek, J. (2009): Water and vapor

Vogel, T. and Cislerova, M. (1988): On the reliability of unsat-

movement with condensation and evaporation in a sandy col-urated hydraulic conductivity calculated from moisture reten-

umn. Soil Sci. Soc. Am. J., 73: 707–717.

tion curve. Transport in Porous Media, 3: 1–15.

Schaap, M.G., and Leij,F. J. (1998): Database-related accuracy

Yates, S.R., van Genuchten, M.Th., Warrick, A.W., and Leij, F.J.

and uncertainty of pedotransfer functions. Soil Sci., 163: 765–

(1992): Analysis of measured, predicted, and estimated hy-

779.

draulic conductivity using the RETC computer program. Soil

Schaap, M.G., and Leij, F.J. (2000): Improved prediction

要Sci. Soc. Am. J., 56: 347–354.

旨

水分保持曲線と不飽和透水係数の水分移動特性モデルについて，Mualem の水分保持曲線−不飽和透水係数連結モデルによる代表的なモデルを解説した．まず，Brooks and Corey モデル，van Genuchten モ
デル，Kosugi モデルを取り上げ，水分保持曲線，不飽和透水係数に対する間隙半径の寄与を表す 2 種類の確率密度関数を定義し，各モデルの特徴，モデルを適用する上での注意点について整理した．さらに，
水分飽和近傍の不飽和透水係数を修正した修正 van Genuchten モデル，残留体積含水率を補正して低水分領域の不飽和透水係数を改良した Fayer and Simmons モデル，団粒土の階段状の水分保持曲線を表現した Durner モデルについて示し，各モデルの特徴や適用範囲について解説した．

キーワード：水分保持曲線，不飽和透水係数，間隙径密度関数，数値計算ᅵ̬⢏̬Ꮚ
ため池研究雑感吉迫宏1

私とため池研究とのかかわりは現在の農研機構近畿中装置をわざわざ用いて計測する情報ではない．ため池に

国四国農業研究センター四国研究センターの前身，四国関わる最初の仕事は「研究トピックス」作りに貢献した

農業試験場に研究員として 1990 年 10 月に赴任したことだけで，実用に資する技術開発としては失敗，学術的にに遡る．

も何ら深めることもできずに終わった．

当時の四国農試において，ため池研究がどのように位漏水を生じているため池堤体の改修は前刃金工法によ置付けられていたか，すなわちため池に関する研究計画

り堤体全面に鋼土（刃金土）を貼り付けることが一般的を研究機関としてどのように持っていたかの記憶は，今である．しかし，余裕高不足や断面変形が生じていないとなっては定かでない．ただ，傾斜地農業研究を看板と堤体において，パイピングなどにより局所的な漏水が生し，全国に六つあった地域農業試験場の一つとして茶業じている場合には漏水経路を特定し，グラウトなどによと蚕糸以外の分野の研究を網羅的に展開していた当時のる局所的な改修を施せばよいのではないか．こんな問題

四国農試では，所属研究室も農業土木分野を全般的に扱意識に基づき，次の研究プロジェクトでは小規模ため池

うものとされていたこと，ため池改修技術に関する研究

堤体内部における漏水経路探査法の開発に取り組むこと

課題が「特別研究」と呼ばれた研究プロジェクトの一環となった．

として翌年度から始まることがほぼ決まっていたこと，小規模ため池堤体を対象にするのであれば，探査に多そして着任草々に四国農試構内の大麻山斜面にある”展

額の費用を費やすことは困難であろう．そこで温泉熱源望台”から見た讃岐平野は”ため池だらけ”であったことや地下水流脈の探査法として用いられている 1 m 深地温を覚えている．いずれにせよ，研究室を挙げて当時取り探査法をため池堤体内部の漏水経路探査に適用すること組んでいたジオテキスタイル施工斜面の造成試験の合間を考えた．

に，ため池に関する様々な話を研究室長だった山下恒雄

パイピングによってため池堤体中に生じる”水みち”

さん（現・朝日テクノ（株））や先輩研究員だった原口暢

は，従来 1 m 深地温探査法が対象としてきた温泉熱源や朗さん（現・農研機構九州沖縄農業研究センター）から地すべり斜面の地下水流脈に比べ，あきらかに小さい．

聞くことで私のため池研究との関わりは始まった．

まずは堤体天端に設定した測線上から漏水による地温異研究プロジェクトの研究課題はため池堤体の漏水調常，すなわち漏水によって生じる 1 m 深地温と通常の 1

査手法の開発と改修工法の体系化の 2 つの柱から構成m 深地温の差を捉えることができるかどうかを確かめるされていた．漏水調査手法の開発は提体からの漏水量ことから研究をはじめた．地温異常の把握が可能であるを簡便・迅速に測定する手法の開発を目標としていた．

ことを確認できた頃，一つのことに思い当たった．既往ちょうど四国農試構内に，堤体に漏水を生じている研究の 1 m 深地温探査法は地盤中の熱源・地下水流脈を円柱

フィールドとして手頃なため池があった．このため池や状，地盤を半無限に広がる平面と見なし，定常熱伝導方

同様に漏水を生じている近隣のため池をフィールドとし程式の近似解を求め，1 m 深地温から熱源や地下水流脈て，山下さん，そして原口さんの後任研究員として四国の規模や深度を求める手法である．とすれば，明らかに農試に着任した堀俊和さん（現・農研機構農村工学研究

半無限平面でもないため池堤体において，一意に漏水を所）と一緒に様々な調査や実験を行った．

円柱状と想定することも適当でないため池堤体内部の漏

私自身も漏水調査手法の開発の一環として，赤外線温水探査に既往の 1 m 深地温探査法をそのまま適用してよ度解析装置で撮影した熱画像の解析により，堤体表面のいのだろうか？境界条件となる堤体表面の温度環境も，漏水浸出範囲の把握ができることを明らかにした．この大気に接する側と貯水に接する側では大きく異なるでは成果は”目新しさ”があったのだろう．テレビや新聞にまないか？と．

で取り上げられた．しかし，熱画像で把握できるのは堤1996 年に行われた四国農試の組織再編や研究計画の

体表面の漏水浸出範囲である．これは肉眼でもわかる情改訂などに伴い，私は野外フィールドで調査や実験をす報である．デジカメやビデオカメラのような安価かつ一る立場から主にパソコンやサーバの相手をする立場と般に普及している機器ではない，高額な赤外線温度解析なっていた．十分なとりまとめが出来ないまま，研究プ

1 独立行政法人農業・食品産業技術総合研究機構農村工学研究所

2009 年 2 月 15 日受稿 2009 年 2 月 20 日受理
土壌の物理性 111 号, 75–76 (2009)

ロジェクトの終了と共に私はため池研究から離れることとなった．近畿中国四国農業研究センター発足後もため
池研究には縁がなく，再び私がため池研究に携わるのは

76

土壌の物理性第 111 号

現在の職場に転勤した後である．

(2009)

昨今の米価の低迷と農家や地域社会の高齢化はため池

転勤後の最初の仕事は谷池型ため池群流域の広域洪水管理にも大きな影響を与え，管理放棄ため池も生じてい流出モデルの解析シミュレータに必要な GIS データ作

る．食糧自給力の確保や地域社会で求められる多面的機

成技術の開発であった．そして「農村地域における健全能の発揮に向けて，今後誰が，どの様にため池を管理す

な水循環系の保全管理技術の開発」を枕詞に，再び小規

るのか問われることだろう．全国のため池の多くは市町

模ため池堤体の漏水経路探査法の開発に取り組むよう

村や土地改良区といった公的組織ではなく，農家によっになった時，パソコンの性能向上は有限要素法による三て管理が担われている．今後管理上の問題が生じるおそ

次元熱伝導シミュレーションを身近なものとしていた．

れの強い中小ため池は大規模ため池に比べて整備も遅れ

そこで，1 m 深地温の測定に対して三次元熱伝導シミュており，より低コストな整備技術の開発も必要である．

レーションによる逆解析を行い，測線直下の漏水経路の土壌物理学で培われた学術的な知見は技術開発の素材，

幅と深度を推定する手法を研究論文「地温探査によるた基礎である．逆に，ため池に生ずる現象の解明を行う中め池堤体の漏水調査」としてとりまとめ，「土壌の物理で，土壌物理学の新たな知見も生み出され得るだろう．

性」に投稿した．この論文は第 108 号に掲載されると共今までの遅々とした研究の歩みを反省しつつ，今後ともに，学会賞（論文賞）を頂いた．

ため池を巡る技術開発と土壌物理学研究にささやかであっても貢献していきたい．

77఍̬ົ̬ሗ̬࿌
I. 2008（H20）年度第 3 回編集委員会

中四国

利嗣
裕幸，登尾

選挙管理運営委員長

木原

康孝

採決

学会賞選考委員長

筑紫二郎

2009 年 2 月 5 日 ∼10 日

編集委員（地域順）

出席委員：原口暢朗 石黒宗秀，川本健，中村公人，取出江口

定夫

伸夫，猪迫耕二，坂西研二，久保寺秀夫（委北川巌

員 8 名中 8 名参加：成立）

中矢

哲郎

川本

健

斎藤

広隆

鈴木

伸治

藤川

智紀

II. 2008（H20）年度第 2 回評議員会
日時：2009 年 2 月 10 日 ∼13 日

取出伸夫

開催形式：電子会議

中村

公人

出

望月

秀俊

評議員 / 長谷川，粕淵，軽部，谷山，溝口，加近森秀高

藤，西村（拓），坂西，塩沢，取出，成岡，中原口

暢朗

村（公），井上（光），諸泉，原口，森，小野

事務局◦ 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 111 号」の発行計画が全会一致で承認された．

浩助

小杉賢一朗

席：筑紫会長，井上副会長，原口編集委員長

島根大学 生物資源科学部

寺（旧姓 東），藤巻
幹事 / 長，近藤，宮本（輝）
題：次期（2009-2010 年度）学会事務局・評議

議

也寸志，諸泉2009 年 1 月 23 日 ∼2 月 3 日

時：質疑応答 · 討論日森

九 州 原口 暢朗
会長推薦 筑紫 二郎，長

開催形式：電子会議

員会，編集委員会体制について

III. 2009–2010 年度 学会事務局・評議員会，編集委員会〒 690-8504 島根県松江市西川津町 1060
Tel. 0852-32-6557 Fax 0852-32-6499
E-mail kihara@life.shimane-u.ac.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 2009 年 4 月 1 日とする）

体制

2 月 10 日 ∼2 月 13 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，2009–2010 年度の学会事務入会 正 会 員

森塚

局・評議員会，編集委員会体制について，下記のとおり

正 会 員

遠藤

明

承認された．

学生会員

林

祐妃

学生会員

落合

博之

学生会員

Ardiansyah

会長

井上 光弘

副会長

加藤 英孝

編集委員長

諸泉

退会 正 会 員

利嗣

事務局（庶務幹事：庶務）

耕二

Ahmed Al-Busaidi
Komariah

也寸志

購読会員

筑波大学中央図書館雑誌受入係

事務局（編集幹事）

藤巻
二之

石黒

宗秀

晴行
現在会員数（2009 年 2 月 13 日現在）
正会員数（国内）
同 （海外）

評議員（複数地区は五十音順）

学生会員数

北海道

長谷川

周一

東

北

安中

武幸

関

東

加藤

英孝，川本

中

部

足立

一日出，渡辺

近

畿

小杉

賢一朗

一郎，西村

恭廣

学生会員

森

増永

河野

学生会員

事務局（会計幹事）

会計監査

直樹

康孝

木原

事務局（庶務幹事：会長付） 猪迫

会計監査

IV. 会員消息（2009 年 2 月 13 日まで）

健，塩沢

拓，溝口

昌，谷山

勝，宮本

晋生

輝仁

：357
：

5

： 27

賛助会員数
： 10
—————————————小 計
：399
購読会員数
： 49
—————————————合 計
：448

78

—

  —â¤ ÙWéADÊ4î+ Ë &W
Ò|q|&F×h@÷q|&à@÷Ô%X
LD&Oö%¿Ã$fù4Cð,$
F×4Y79,

79-Åì%àW!q|4@÷MÁGË#±ðI!'©$"Ò|F×%X

1£½'2*!"J/è30'$

L'LD&¸jÎ$Ò|%.

0E½

8=<2

LDP?&¸jÎ$Ò|4Â®¥1

%v*QL'LD&Ò|&¦!

sú®¥1*Óì&:5;6&U/

æó/&¨ëÝ¬&¦!,

ïýRÏ,

â¼%.0Z'¨ëÝ¬%

0ð40þ)®¥

1Óì&Úù
æ$ÁG!

$ríL4¸jÎ$¨ëÝ¬$£Þ&¨%.0í.0LÑ§&åø²À

1"~

1"",%¹ñ

&C­2LD&Oö%'­$\æ!L4>×Ë2(0

*Z']ôNµ$21"4ZÂ1Óì,b($/8=<


"~

1
qwÉûéADÊ



îiz³

L
Ê
ä L Ê
¢îS
LnS
éS
LnV

éADL

A D Ê
A
D

Æ
B¥
Ê
lÕ
cí
ÃÍ
{í
qw
·
ÈÜ
ºí
aê

Ç¾
¶

Øü
ty
õx
ç`
^°
´ß
Äò
Éû

}Ø
o
ã
«ã
u¯
pØ

mÃQ
ÌÃQ
KÃQ
KÃQ
ÖÛh · ªáh_ »pd[zmÃQ
KÃQ
ÖÛh · ªáh_ »pd[zHÃQ
ÌÃQ
kÃQ
ÖÛh · ªáh_ »pd[zÃQ
eÐÃQ
ÖÛhTg_ pd¡

#



#ƥ 1 Ţ Ș   / Ǎ ş Ȃ Ⱥ   (Japanese Society of Soil
1. ǶǔƴĮ/Șz) ?*
Physics) *ŗ?
2. ǎðÛð.Èȃ*¶Ƽ`Q/·-<?
ƥ 2 Ţ Ș/ǍşȂȺ-¬?×¾.ŭȎ*Ǽ¼BŰ1) ɍȄ (Original papers)ǙƑŷ >Ǎş>ǦÅ¸Ń¼1§Ã.Ǫǃ-ôÖ?*B.ȂȺŷ-¬?×¾<1¸Ń.ŭȎ-±ȯȤǁ*?
?*Ø,@?:.xȋ*-ɍȄ*(ƥ 3 Ţ Ș/!.ȤǁBƧŸ?"9-Ħ.ĢÅBò.
.ïŸBŹ( (ƞĠ-ȞǪǷ.:.-ß
(1) ×¾ǪǷǒɍ<1Ø,+.Ą?¶Ƽ`QBč>ŝ> 6 `Qqǜ*(2) Ġ Ǎş.ȂȺŷ (Journal of the Japanese Soci?
ety of Soil Physics) Ȉ1-!.ƞ.yčȂ.Ǫò
2) ×¾\X (Notes)Ǎş.ȂȺŷ-¬?ũ
(3) ǜ.×¾¸Ń.åȾ¼1ƞ.Ōƫơ*.
 ĢĬ;×¾ȓȔ.Ƀ,+.ƪ Ȓú)ÂɆǙƑŷ >ƞĠ-ȞǪǷ.:.¶Ƽ`Q(4) Ȫ@"ɍȄ-Ƣ?ǷŒ
Bč>ŝ> 4 `Qqǜ*?
(5) !.ƞȘ.ȤǁBƧŸ?"9-ǵȲ,ĢÅ
3) ƕƆ (Reviews)Ǎş.ȂȺŷ-¬?ıƦƥ 4 Ţ Ș.z/źzŻz¼1ēōz-& (!@6).×¾Bƕ üâ.Ǫ
õǚz. 4 ĵɇ*?z*,?-/ǸºzǃȓêBǃȖ?:.¶Ƽ`QBč>ŝ.œǢBķ,@0,=, ƣ?-/> 6 `Qqǜ*?
!.ěBȘ-ŋȣ-<>Ǜł,@0,=4) Ɔ (Lectures)Ǎş.ȂȺŷ-¬?ŌĢ
, 
ö.ȺBÎ?"9.ȇv,Ɔ,=1-×ƥ 5 Ţ z/Ħ.ǱBŉƼ.³ǟ6)-ǥ9?:.*¾¸Ń.Ǽ¼å¥Bŭ9?"9.ř,+¶?Ƽ`QBč>ŝ> 6 `Qqǜ*?
5) ×¾ř (My research)Ýċò%( ?×źzǣ
5,500 
¾ƞ.Ġǐ-Ëĉ@"ɍȄ×¾ŝ.
Żzǣ3,000 ëǻ,+-& (.ȇv,ř¶Ƽ`QBƤ|ŻB­8
č>ŝ> 6 `Qqǜ*?ēōzxéǣ 22,500 6) ġɂ (Miscellaneous)ìz.ďñ*,
õǚz
Ġǣ
7,500 ?Ȓú;šȒ¶Ƽ`QBč>ŝ> 6 `ìúɂēōz 15,000 Qqǜ*?ēōzq
22,500 7) Ǎȿė (Readers’ column) Ǎş.ȂȺŷ
ĹȌ.*-& (.ųƒ;uØ,+¶Ƽƥ 6 Ţ Ș-Ħ.ȧzBǡ³/ 2 ǣ*?"`QBč>ŝ> 2 `Qqǜ*?
#3 ³ɌƜ.ŀǡ/Ǣ9, ƋłȓȔ/Ħ8) óă (Lecture series) Ɔ *Șīǁ,w<?/, ǘ-ȋĽtz¯(ȁŴ(1) ƶ 1 ȡȀƶ 1 ȡȋĽtzƶ 1 ȡ-A"%(ò:.Bę¶Ƽ`QBč>źz.Ʋ=Ǹºz-<%(Ƌł@?
ŝ> 6 `Qqǜ*?
(2) Ǹºz9) ǘĽ (Topics) Ɔ  ƕƆ  ɍȄ 
G 15 ȡźz.Ʋ=ƋÀ-<%(Ƌł@?
ÿċ":.)ǘ-ȋĽtz¯(ȁj 3 ȡqǜBƶźz.Ʋ=tŤ?
Ŵ-A"%(ò:.Bę¶Ƽ`QB(3) Î¨Ă 2 ȡ
č>ŝ> 6 `Qqǜ*?
źz.Ʋ=Ǹºz-<%(Ƌł @?
10) ŋǸ (Book reviews)¶Ƽ`QBč>ŝ(4) ¤Ģİ£ȡ> 2 `Qqǜ*?
İ£ȡ.ŊȠÎȋĽ.¤ĢBƶtŤ?
11) ¡ǔÞ (Foreword)¶Ƽ`QBč>ŝ
ƥ 7 Ţ ƶ/Țǣ 1 qŝƕȈ1-ǸºzBŔĽ> 2 `Qqǜ*?
?
,ŝ·Èȃ- (ȋĽtzz6(1) ƕ/Ș.Ć÷ºÐ´¬) %(ĢÅÎ"/zq-ǎðsȶ?* ?
ȭĒ · ÐĒƙ.ȊíǐBÐƼ?ƕ/ź
3. Ûð.ćǮ/ȋĽtzÐƼ?ȋĽtzz¼1Żz)ïŸ@?/ ɍȄ <1 ×¾\X -& (/ 2 ȡ(2) Ǹºz/z.ƋÀ-<=, ȧz.Ƌłƕ!.ƞ.ǎðÛð-/ 1 ȡ.ǚĮBƋC)ǚBºp!.ƞ.ŀȲĢöBÔǒ?Ǹºz.
sȶ?"# Ǎȿė  ŋǸ  ¡ǔÞ ºƶ/ƶ@- "?
& (/.ß>), (3) ƕ¼1Ǹºz.ºÐ/tǡţB­8ƟŴÐ*
4. ǎðÛð 2-·¶Ƽ`QB?Şù-/
?"#ƙ.Ȋí/ƕłſĮ. 3 ȃ. 2
1 `Q "> 15,000 BƴĮǽƩ*?6"
qŝ.ēŸBȲ?
Kgyč.Şù/ĬǱBƴĮǽƩ*?
ƥ 8 Ţ Ș.Ƞ/Ǹºz¼1ƕ.ºBÍ(ƶȀƶȋĽtzƶ¼1¤Ģ@BĪò? 5. ǎð?Şù/źÛð 1 ǿN] 2 ǿ.Î 3 ǿ-ÛðƖ>ţȉĞŋĩB&(ȋĽtzoȠĪò-ǵȲ,¶ƾ/ȉ-Ƽ9?
ƽł?"#ȋĽtzȉǊęħ"Şùƥ 9 Ţ Ș-Ħ.tzB
/.ß>)/, (1) ƋÀ©Ⱥtz
6. ǎðÛðBķǺ"ŞùȋĽtz/ƚ;źz.Ʋ=Ǹºz-<%(Ƌł@ȘķǺǭø*ķǺǟǺBȢħ"ǉėdi6"/ŋ.ǸºzƋÀB©Ⱥ?
ţBǎðĮ-Ɩ?6"ǎðÛð.ËĉBÐƼ(2) ȋĽtz"ŞùĆļÛðBķɅ".$-ķȺǟǺBȢħ
źz.Ʋ=Ǹºz-<%(Ƌł@?tz"ŋţBƴĮ-ƖǺ?
<%(ïŸ@Ġ!.ƞ.yčȂ.ȋĽ-Ǐ
7. ƴĮ-Ƣ(ĺźB½9"Ûðǘȉ,Ģš,"?
 6 mÒqǜ-ąƽł@, */Ĳ>*Ø(3) ŜƋñtz źz.Ʋ=Ǹºz-<%,(Ƌł@?tz-<%(ïŸ@ŜBƋñ
8. ƴĮîź/ňî.7*?6"ǘ-ūł,?
ß>yč7.Ûð/ȍ, ƥ 10 Ţ Ș.ÍǱ/Ǳ!.ƞ.ĸǠBĤ%( (?
9. Ëĉ@"Ûð. PDF ^DGiBƴĮ-Ɨƻ?
Ș.Îǣǌ/Țǣ 4 Ò 1 ǟ-ĕ6>ȴǣ 3 Ò
6"ƴĮ/ȉč>ByčÅĮ=õǠ?*31 ǟ-ļA?
)?
Ǿƙ
10. ȘĠ-Ëĉ@"Ûð.ƴČÕ/ǍşȂȺ-µ(1) Ș.ɌȷƇ/@BǏȃ.«Ħ-ưƛ? 840-8502 ĀĘȘőƵ 1 ǭƯ
(2007.12. 1 ź)ĀƤǦǿŻȂ§Ãǜ(2) Șƙ/2007 ǣ 4 Ò 1 ǟ<>Ěò?
(2006.10.14 ź)#"$

1. Ûð/ǟȘã6"/ã)ĪǶ?
2. ǟȘã.Ûð/A4 ǫ25 ģ23 ò*ŝā}- 30 mm qŝ.ȮǩB*?4 ș) 1 `Q,?

3. ǟȘã.ǎðÛð"#ŋǸ/Ŏ//

(Nakamura and Suzuki, 1981)ƴĮ 3 ȡqŝ.
Şù/ƥ 1 ƴĮȡ. *-—=6"/ et al. B&
?ɈĐǈ= (1978)(Tayler et al., 1945)
26. {ȱȄÖ/ȘȄ. *-ƴĮȡ. ABC ņ-ŋȞǪǷĝŦ/{ȱȄÖ*(·ĉ, 
27. {ȱȄÖ.ŋȓ/q.<-?

Bouma, J. and Dekker, L. W. (1978): A case study on
9-ǟȘã)ǷƦƴĮȡBŋ!. *-ã
inﬁltration into dry clay soil, I. Morphological obser)ǷƦ*ƴĮȡ^i[cŉƛ´¬ŉċƯB
vations. Geoderma, 20: 27–40.
ŋ (=ȘȄBŋĕ9?6"ƥ 1 `QFAO (1988): Revised legend of the FAO-UNESCO.»Ƴ-ǟȘã)ŉƛ´¬*ŉċƯ5 àqǜ.
Soil Map of the World. p.119, FAO, Roma.
LkYBŋĎĠ.`Q-/
p. ; pp. B&, Ș.ƨŴ
4. ǟȘã.ɍȄ<1×¾\X/ã-<?ŉƛ
`QBħŞù-/ p.ȁŴ`QBħŞù´¬ŉċƯǷ·*ȘȄ.«-ã) 175 words ƾ/ pp. B&?
ǌ. Abstract * 5 àqǜ. Key words BǠ@?
5. ǟȘã.ǎðÛð"#ġɂ*ǍȿėŋǸB 28. ȘȲö.5¸ŃšȒȾƹ¸Ń°Ņ (SIST) Ņ¿?
Ŏ/ȘȄ.â-ǟȘã) 350 ģƾǌ.ȲěB
(2004. 6.29 ź)&?
6. ã.Ûð/A4 ǫT_iR`R)ČŸ?
[#  SI !%]Ȩ 600 words ) 1 `Q-,?
ûĊƨrÌSI-& (/Ɵ.łǬȂ)Ɔ
7. ã.ǎðÛð"#ŋǸ/Ŏ//9@( ?.)-/ǍşȂȺ-ǘ-¬Ɍ.Ū
- Manuscript titleFull names of authorsAddressƨr.ĔȱɈBħ
of institutions of authors Bŋ (=ȘȄBŋĕűŏ@?ƨr
Ǣ9=@?ƨr
9?
−1
­Ųǰ
kg
kg
*
8. ã.ǎðÛð"#ġɂ*ǍȿėŋǸBŎơƀ­ŲȻ
m3 m−3
/Address of institutions of authors *ȘȄ.
ơƀm3
L, cm3 , mL«- 175 words ƾǌ.Ȅ Abstract * 5 àqǜ.
ȟǌkg m−3 , Mg m−3
ã. Key words BǠ@?Ǥǌkg m−3 , Mg m−3
g L−1 , mg L−1
9. ã.ǎðÛð"#ŋǸ/Ŏ/ȘȄ.
eiǤǌ
mol m−3
mol L−1â-ǟȘã)ǷƦ*ƴĮȡŉƛ´¬ŉċƯ350
Ɇ
N
ģƾǌ.Ȳě5 àqǜ.LkYB&?,ŲȃaWlPfi J kg−1
kPa, m, cm, **
ǓŲÉŴ
m s−1
cm s−1ƴĮûů.7."9-ǟȘãǿȃ.ČŸGJlå¥ȰɄ molc kg−1, cmolc kg−1
ýǝ,Şùãǿȃ=.Ɏȩ-<>ȋĽtz
ǆŴ
s−1
min−1
.Ɓǡ)@=BČŸ?
−2
ĸɄ
kg
m
kg ha−1, Mg ha−1, t ha−1
10. Ûð-/ǚČÅ.èȻBŰ?"9ȘȄ-òǭøB 5 òȚ-ŋǠ@?
* % Ƿħ/Ûƙ*(ȃȑ*ȃė.ǜȰǕ:..Ş11. ã.ǂź/4(ƴĮ.Ɓǡ- (òù-#ȱ ?*ĨƎɍȄ.ĪǶ;îź-ÍÚ. ?ã.
** cm H2 O /ĔA, [GWF_R]K-<%(UIVM@( ?
!.ƞ¹ȥ. ?:.-& (/uØBȅ (ȋĽtĢȖ6 z)Ôǒ?12. ǚļɁâ-ĆļÛðBƽł?*-/ȋĽt(2000. 3.10 ź)zęħ?ÊĩǨơ.Ȅŋ^DGiBǕĥƖǺ?
#
13. ȘȄ/Ř.ØłB 1.2.3.ƅ.ØłB 1.1
1. ǎðÛð-Ƣ?°ȘȓŮ
1.21.3ö.ØłB 1.1.11.1.21.1.3 .<ȋĽtz/Š-z=.ĨıǎðB¦Ï?
?
*Á-ǎð@"ÛðB,?4Ɠ)?#14. OPVMGShVMǐ.ģơ;ŝǺǺȄËĉ?ȓê)ŇȺ" *ñ( 6"#ģ,+6=A Ȅģ/äťȗĜ."9Ƕ Ǎş.ȂȺŷ -Ëĉ?Ûð/ǚĮ-*%()ęƼ?
ȫ&¢Ÿ":.) ?*ǵȲ)ȋĽ
15. ȽãȽøBĔ*-//9-!@ł"*tz/ǎðÛð Ǎş.ȂȺŷ -Ëĉ?
-źĩȡŗ**:-ħɈȳGJlå¥ȰɄ
.-2A ǜȰBĤ&Ûð) ?+B°(CEC)
Ņ*(Ëĉ.ǮBǫƬ6,ƞĠ*
16. ƨr.Ĕ ȓ/ûĊƨrÌ (SI) -<?.Ǟŀǎð/Ǣ9=@6 C
17. ǟȘã.Ûð)/ŰǷĭŬ.ǭø/Ű 1Ƿ
2ĭŬ 3 .<-ŋãBȈ·?Şù/ 2. ǎðÛð-½9=@?:.ǎð-Ǐ"%(/ ǎðpǜ *Á- ǎð¶Ƽ ÛðĪǶȲɅ B<
Fig. 1Table 2Photo. 3 .<-ŋã.ÛǚC)!@-Ŀ*Á-ǚĮƟȕ,Ʋ)ĥ«ð)/ŰĭŬ*: Fig. 1Ƿ/ Table 2 .<B*B<Ⱥ(ĆƤß-ǋɆ(¢Ÿŋ
"Ûð*(=ǎð( ǎðÛð-½9
18. ǟȘã.ɍȄ×¾\X.ŞùŰǷĭŬ.
=@?:./.ƹ>)
Ʀȡ-/ãBȆ·?
(1) ǜȰ-& (19. ŰǷĭŬ/ǵȲĆŐßǌ*ǕxĢöBǷ*1) JhQZhWF ?*ɍȄ×¾\
Ű-ŀȁ(Ƿħ?Ģ/ǲ?
X.Şù
20. ŰǷĭŬ/ 1 șȚ- A4 ǫ)ČŸ?6"2) ȘĠ.ǚĮ-*%(ȫ) ?*
/ A4 ǫ.Ğ-ǅ>Ǻ?Ȯǩ-ƴĮȡ*ŰǷǐ3) ǖǠ×¾ĴȔ=Ñɍ-ğ?ƾ-ɍȺŷ.ǭøBǶ)·?*
21. Ű*ĭŬ/!.66żǬ@?.)ƌȢ,:.B(2) ǷÝ-& (ƽł?
1) ÛðƏơ.ïŸŹ%( ?*22. Ű/ 1/2 ǧ,+*<!.ŁŐȻBęƼ2 ǧ2) ǷƦǂƂ) ?*= -ƤŋŰ.Ɖ.Ơ;Ȅģ.Ƥ3) ȄŘǷÝǂƂ) ?*/č>ŝ>.ƤBñɀ(Ð9?
4) ȄE_RXgMX;ɎȄȲěǂƂ) ?
23. ƯŰ;ÙǴÄĭŬ-/ƼįB&Łį;ǧȻ/&*, 5) SI ƨr;·ø.Ĕ ȓǂƂ) ?*24. ŰǷĭŬ.ǭø*Ʀȡ/ȉĞ-6*9(xȸǷ*?
6) LkYǂƂ) ?*25. ȘȄƲ)ȄÖB{ȱ?Şù/ƴĮȡŽɊ67) ã.ǷÝǂƂ) ?*"/ƴĮȡŽɊ*?ɈTanaka (1994),

3. ǎðÛð.ķǺ
ȋĽtz/ǎðÛðơĈŝĆŐßǵȲ*?
ŢÓBȝ"( ?*BǢ"âÛðBķǺ6ŢÓBȝ"( , Şù-/ƴĮ3.ȥ ùA :/ÛðBķǺ!.66ȍð?Şù >6
4. ǚ.Ȥǁ*ĖŶȋĽtz/ķǺ"ǎðÛð Ǎş.ȂȺŷ 3Ëĉ?.-2A +BǫƼ?
ġɂBǗ?"9-ǚBò 6ȋĽtz/ǂǡ.ǚĮBƋƼǚBsȶ6ȋĽtz/ǚĮ-Ƣ(ǘ-Ħ.Ǉ-& (ƳuB® ( 6
1) Ûð.ǜȰ-Ƣ?Ɓǡ/ƴĮ- ?*6"Ûð.ƭ/ǚĮǫƬ?:.) ?
*2) ǚ/ǜȰ.ǯǫ;ǒºBò:.)/, *Ŀ%(Ø.Ɣw/Ëĉǹǂ.ȺȬ-,=, *3) ǚĮ/ǎðĮ-Ƣ(×¾ęǖ?ȼŞ-,*Ŀ%(ũ",ĬÚ;ÎĒ.ƸȲ½,+/ÇɆǲ?*4) ǚsȶ³ßBÜĳ?*ǚĮ=ł@"ȥƦǇ-& (ȋĽtz/ÛðǎðÛð-½9=@?:.Bȝ""9-ǵȲ- (ƴĮ-ĺźB½96
"#@/ƴĮ-Ƣ?ęǖ;ōÞ)/>6 CÛð.ǜȰ-Ƣ?Ɓǡ/ 6)
ƴĮ- >6
5. ǚ.Ĵņ*ǎðÛð.ćǮ
(1) ȋĽtz/ɍȄ×¾\X-& (/ 2 ů!.ƞ.Èȃ.ǎðÛð-& (/ 1 ů.ǂǡĮ
3ǚBsȶ6(2) ǚĮ/ 2 .ǎðÛð-½9=@?öȤ-&(ǎðÛðBǸǚÑBƏơuØ<1àȉęǀĢö*Á-ȋĽtz3Ȓú6(3) ȋĽtz/ǚÑBŧºǎðÛð.ćǮ
BÐƼ6.ĊɍȄ×¾\X-&(/Ûƙ*(.<-Ĳ>n 61) ǚĮ 2 ȡ*:ƕùǫƼ A.66Ëĉ
.Şù-/ǚÑBķĲ%"ǟǺ)ÛðBķȺËĉÐƼ6
2) 1 ȡ.ƕùǫƼ/ A : 1 ȡ/ Bęǀ.
Ǉĺź@@0Ëĉ.Şù6"/ 2 ȡ*: B .Şù-/ęǀĢö-& (ƴĮ-ǰǁŐ,ĺźB½96ĺźÛðƽł@ȋĽtzĺźǜȰBǢ"ĥǇ)ķȺ63) 1 ȡ.ƕùǫƼ/ B : 1 ȡ/ Cęǀ.Ǉ
ĺź@"âąǚ?ǵȲ >.Şù6"/ 2 ȡ*: C .Şù-/ęǀĢö-&(ƴĮ-;;Ƥ,ĺźB½96ƽł@"ĺźÛð/ą1ǚBò 64) 1 ȡ.ƕùǫƼ DËĉǹǂ.Şù-/ƥ
3 .ǚĮ-ǫƼBsȶ?*B­9ȋĽtzƢ BǫƬ6
5) 2 ȡ.ƕùǫƼ*: D .Şù-/!.ȺȬBǺ(ƴĮ3ȍð66) ǚ/ 2 6)*ąǚ- (: C 6"
/ D .ǫƼ ?Şù-/ȋĽtzƢBǫƬ6(4) ǚÑ.ƕùǫƼB D *?ȺȬ/Ħ.<,:.)
1) ²ǪǷ*7,@?:.
2) ŀȲ,ǿȃ-þȘǁ,ä> ?:.3) ĢĬ-°' "ǜȰ)/,ƨ,?ıªń
4=@( ?-, :.ɍȄ×¾\X.Şù
4) ƹƆń4=@( ?#)ũ ƮØƏ, :.ɍȄ×¾\X.Şù5) ĺźBȲ?þȘǁ,ęǀĢöBƟ­C)?:.6) ɌĉÊĩ)ïŸ@(>1 ȋ*-Ǚȼ":.*Ǣ9" :.
7) ƏơïŸ;ȄŘƐĎ)ǜȰ.ǫƼ),:.8) ǜȰȘĠ.Ķě-ùA, :.
9) !.ƞȘĠ-Ëĉ?Ûð*(2A,:.

6. !.ƞ
1) ÁƴĮ/ƏzÛð-ƁǡBǽ%( ÁƴĮ ?-:A=!.ÁƴĮÛðBǚC), *ǫƬ@?<,°Șǁ,bR
 ?Şù-/ǚBƲĜ(ȍð?* >6
2) ĺźÛðBȍƖ?Şù-/ĺźÑ-ȃ?<,ǑŋęǀĢö-Ƣ "ĺźŉǜȰxȸBČŸǄǺ( 3) Ûð/xǌyčçǷ@?*ț~Ǹ*ǯ
ǫ.Ƣś-,>6ǚuØ-Ƣ(/ÇɆɉž&Ũŀ-ƢŇ( ä %"Şù-/!.äB#),äBķ, <,ŋȓ-9?ǋɆ½9=@64) Ëĉǹǂ )ȍð@"ÛðBąǎð?Ş
ù/ũ¶ǎðn *,>6 Ëĉǹǂ *"ȺȬBľȃ-ǢÔǒ.ŝąǎð( (2004. 6.29 ź)#

1. ǚsȶ³ß.ÜĳB® Ʊ6Ȝx³ß
ǜ-ǚýǝ,Şù-/ƚ;-ȋĽtzĢ
ȠÆ3Ɍȷ( 
2. ǎðpǜ - (.:.BǎðÛð-½9( 6ǚ- (:@=B!.°Ņ*6(1) ǜȰ-& (1) JhQZhWF ?*ɍȄ×¾\X.Şù
2) ȘĠ.ǚĮ-*%(ȫ) ?*3) ǖǠ×¾ĴȔ=Ñɍ-ğ?ƾ-ɍȺŷ?*(2) ǷÝ-& (1) ÛðƏơ.ïŸŹ%( ?*2) ȄŘǷÝǂƂ) ?*3) ǷƦǂƂ) ?*4) ȄE_RXgMX;ɎȄȲěǂƂ) ?
*
5) SI ƨr;·ø.Ĕ ȓǂƂ) ?*6) LkYǂƂ) ?*7) ã.ǷÝǂƂ) ?*3. Ëĉǹǂ *?ȺȬ*(/.<,:.
À=@6
1) ²ǪǷ*7,@?:.
2) ŀȲ,ǿȃ-þȘǁ,ä> ?:.3) ĢĬ-°' "ǜȰ)/,ƨ,?ıªń
4=@( ?-, :.ɍȄ×¾\X.Şù
4) ƹƆń4=@( ?#)ũ ƮØƏ, :.ɍȄ×¾\X.Şù5) ĺźBȲ?þȘǁ,ęǀĢöBƟ­C)?:.6) ɌĉÊĩ)ïŸ@(>1 ȋ*-Ǚȼ":.*Ǣ9" :.
7) ƏơïŸ;ȄŘƐĎ)ǜȰ.ǫƼ),:.8) ǜȰȘĠ.Ķě-ùA, :.
9) !.ƞȘĠ-Ëĉ?Ûð*(2A, :.
4. Ûð.ǜȰ-Ƣ?Ɓǡ/ 6)ƴĮ- >6
6"Ûð.ƭ/ǚĮǫƬ?:.)
5. ǚ/ǜȰ.ǯǫ;ǒºBò:.)/ >6
CĿ%(Ø.Ɣw/Ëĉǹǂ.ȺȬ-/,>6 C
6. ǚĮ/ǎðĮ-Ƣ(×¾ęǖ?ȼŞ- >6
C<%(ũ",ĬÚ;ÎĒ.ƸȲ½,+/
ÇɆǲ( 
7. ǚĮ/ƴĮ*ƷƃƄŚB, ) ƴĮ*.åŕ/4(ȋĽtz.Ɓǡ)ò 68. ǚĮ*(Ʈ>Ǘ"yčƍ.Ûð.ǜȰ/,?Ê):ȹȱ{ȱǐłȵ6 CÜ-Ƴu 
9. ƴĮ-ĺźB½9"â-ąǚ)ƕùǫƼB DËĉǹǂ*?*/ǚĮ-*%(:ƴĮ*%(:ǳŻđǁ)¢Ÿǌ.ƺ Ûð,+-(/ĺźB½9ąǚBò<>: Ëĉǹǂ*(ɋ>Ʒ(=ũ"-ǎð?<Ƙ"ȓ< Şù >6!.Şù-/ Ëĉǹǂ.ȺȬ 3 ďŖBȢħ( àȉęǀĢ
ö3.uØ/ǹȲ)
10. ǚĮ=ȋĽtz3uØǐ ?Şù/ǵȋĽtz3.uØ *(ȉĞ3.·ǠB®
62003. 5.28 ƿ
#





1. ĵɇŜ-ɍȄŜ*ȪĻaRSŜB
2. ȐĽɍȄŜ.ȐĽ/ǣ 1 ò Ġ Ǎş.
ȂȺŷ -çħ?

3. űƊ(1) ɍȄŜ/źz 1 ȡqŝ-<>űƊ@":.Bæȏ*?

(2) űƊ/ŉƼ.ŋɇBǵȲǿŴƝĢȠÆ3ƽł?(3) ȪĻaRSŜ-& (/űƊBǵȲ*, 
4. ƋñŜ.ŧĂȈ1-Ƌñ/Ƌñtz-(ò

5. ǷŒɍȄŜ/ƹŠƕ- (ǷŒBò

6. !.ƞ
(1) ɍȄŜ.űƊ, Şù:Ƌñtzǂɍ
Ȅ.Ʋ=Ƌñ?*)?

(2) ɍȄŜ-Ǐ?ɍȄ/ Ǎş.ȂȺŷ -Û
ƙ*(ķŜ.ƍǣ 4 Ò 1 ǟ=ķŜǣ. 3 Ò
31 ǟ6)-Ëĉ@"Ûƴ ɍȄ BƢś*?
(3) ȪĻaRSŜ.ƢśĮ/ǍşȂȺPla
QHc.aRSǪǷĮȘů*?,Ż-ß>z) %(:Ƣś-­9?
2002.11.23 ŵƼ 2003.11.22 ź
#





1. ȤǁŜƋñtzqtz* /ɍȄŜ¼1ȪĻaRSŜ.ƋñBò*BȤǁ*?
2. ÅȠtz/&.ÅȠBò(1) Ŝ¶Ƽ-°'ɍȄŜ¼1ȪĻaRSŜ.
Ƌñ(2) ǍşȂȺŜƋñ-¬?!.ƞ.Ģö
3. ïŸtz/tzƶ 1 ȡ<1tz 5 ƾǌBĤ%(ïŸ?
(1) tz/źz<>ïŸ@?
(2) tz/Ǹºz.űƊ-°'ƕ)ÐƼ?
(3) ǡ³/ 2 ǣ*?"#ąǡ/6", (4) tzƶ/tz.áƋ-<>Ƌł?
(5) İ£ȡ.ƈȦtzB*BǢ9?
4. Ątz/ǣ 3 ƾǌĄ?
2002.11.23 ŵƼ 2003.11.22 ź    3PL)V
K@J$H

J

# S

_T

$

H

%"

3PJ$H (V

?=

=

/]

I)

I

J

%"8

E\,

$

H

6O

NB (`TNB (T
(HV''G(''G

C2X 1
0
C2X 2
0
C2X 3
0

5A

V

 · M

5AV · M

5AV · M

^Z>-X

4 5

〒

Da ·FAX L)

TEL.

E-mailE-mailA4

VT&(W<

N

W

F(

W

· 400 0!&(Y.

;

W

W

1:

W

30 Q · 50 Q · 100 Q · 150 Q · 200 Q · 300 Q

U*

P

FAX.

>

E9R[

+7

 (http://wwwsoc.nii.ac.jp/jssp3/)





 [

·

·

]

lz?5 ,gM $,!TxrFAXE-mail ^m U






dFey

g'

O8i0f

S|

'#Cp

Q

· W' · `}?5q3i· )R ·

0

f

4c

· ;I

=u
bM

@c
Pp

Z

Ri0S|i · 0

· J

S|

i

/tT

· AY

/tT
/tTG:[〒/tT_~k6 / FAX k6/tT e-mail
AYEG〒

AY_~k6 / FAX k6
AY e-mail'>UmTs)'"(BGV)'s',g
Dmi0f
Lhi0f
UmTv

7TaNo{)'?t.Ht*?

〒 840-8502 9&19&<sK\ 1 k[
9&X)j)nRo+-%)%] w2!
Tel/Fax.0952-28-8757
E-mail choh@cc.saga-u.ac.jp0
   !"#$%&'()*+,./0.123 4567/89/:;<=+,>/?@56%&<=+A /B ῌCD/EFG23/%& HI JKLMNA
+*1ῌ**/, OPQRSTU 3ῌ0ῌ.+ VWUXYZ[\J

TEL : *-ῌ-.1/ῌ/0+2 FAX : *-ῌ-.1/ῌ/0+3 Eomail : kammori@msh.biglobe.ne.jp

Notice about Photocopying
In order to photocopy any work from this publication, you or your organization must obtain permission
from the following organization which has been delegated for copyright for clearance by the copyrightowner of this publication.
Japan Academic Association for Copyright Clearance (JAACC).+ῌ0 Akasaka 3ochome, Minatooku, Tokyo +*1ῌ**/,, Japan
TEL : 2+ῌ-ῌ-.1/ῌ/0+2 FAX : 2+ῌ-ῌ-.1/ῌ/0+3 Eomail : kammori@msh.biglobe.ne.jp



111
++*

年 ++
3月
J1]^ 2009,**2 _
,*日発行
`20
a8

     
2.*ῌ2/*, bcd ef + gh
bciZjZklmnoZopqr *3/,ῌ,2ῌ21/1
E-mail spsyomu@ml.a#rc.go.jp
URL http : //wwwsoc.nii.ac.jp/jssp-/
s8tu bcs8 vwxyz zg{ 0*1|} +.0,*1. ~ZJ J  tug{ : *+-/*ῌ,ῌ.*3.4 : ~ZJ
:1J 
h!!http : //wwwsoc.nii.ac.jp/jssp-/
¢£+A
E-mail kibyosi@ml.a#rc.go.jp ¤¥¦§.¨©J
++0ῌ**++ OPQª«S¬­® 1+,+0/¡/ᅰቫ䛴∸⌦ᛮ䚭➠111ྒ䚭ᖲᠺ21ᖳ3᭮20᪝Ⓠ⾔ 䟺ᖳ3ᅂⓆ⾔䟻 ᫓࿰45ᖳ7᭮31᪝䚭Ꮥ⾙ษ⾔∸ᢆヾISSN 0387-6012

ISSN 0387-6012

䠜䡁䡇䡄䡀䠳䠾 䡁䠸 㼗㼋㼈 䠜䠳䡂䠳䡀䠷䡅䠷 䠥䡁䠵䠻䠷䡆䡋 䡁䠸 䠥䡁䠻䠾 䠢䠺䡋䡅䠻䠵䡅
土壌の物理性㻰㼄㼕㼆㼋㻏㻃㻕㻓㻓㻜㻱㼒㻑㻃㻔㻔㻔

Foreword ………………………………………………………………………………………………………………… H. CHO…

1

第一一一号

Contents

Special Reportsᅰቫ䛴∸⌦ᛮ
Journal of the Japanese Society of Soil Physics

Role of Soil Physics in Research Projects on Water Cycle Processes
Soil moisture observations in CEOP, GEOSS and earth observation satellite missions…………………………………………I. KAIHOTSU, T. KOIKE, K. TAMAGAWA, T. OHTA and H. FUJII …

5

Roles of soil water repellency on hydrological processes in a small catchment covered by a Japanese cypress plantation………………………………………………………………………… S. MIYATA, K. KOSUGI and T. GOMI …

9……………………………………………… H. FURUMAI, M. MURAKAMI, N. NAKADA and H. TAKADA … 17
Miscellaneous
Discussion at the 50th symposium on role of soil physics in research projects on water cycle processes, JSSP

二〇〇九年三月

Water quality change of road runoff and secondary effluent by soil aquifer treatment and their risk evaluation➠111ྒ

2009ᖳ3᭮…………………………………………………………………………………………………………… H. CHO … 25
Original Papers
Development and effectiveness of TDR probe to measure near-surface soil moisture distribution……………………………………………………………………… Y. ITO, J. CHIKUSHI and H. MIYAMOTO … 35
Effects of gypsum addition on sedimentation characteristics of Tondano Lake clay, Indonesia…………………………………………………… Meldi T.M. SINOLUNGAN, F. KONDO and T. KOUMOTO … 43
Surface water flux dependent stability of flow in initially dry soil…………………………………………………………………………………………… H. CHO and M. INOUE … 53
Special Reports
Water Flow and Solute Transport Models in Soils
Hydraulic property models for water retention and unsaturated hydraulic conductivity………………………………………………………………………………………… M. SAKAI and N. TORIDE … 61
Readers’ column ……………………………………………………………………………………………

H. YOSHISAKO … 75

Announcements ……………………………………………………………………………………………………………………… 77
Editor’s Postscript …………………………………………………………………………………………………………………… 78

土壌Published by

物Japanese Society of Soil Physics

理会

http://wwwsoc.nii.ac.jp/jssp3/

学

Department of Environmental Sciences
Faculty of Agriculture, Saga University
1 Honjo-machi, Saga, 840-8502 Japanᅰቫ∸⌦Ꮥఌ
Japanese Society of Soil Physics