アーバンクボタ

NO.13

JULY

1976

株式会社クボタ●目次
特集＝土壌加藤芳朗 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 2

１人間・土・土壤
２日本の土壌
①広葉樹林下の土壌②針葉樹林下の土壌

松井光瑤 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 4
山谷孝一 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 6③常緑広葉樹林下の土壌 遠藤健治郎 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 8④赤黄色土 松井健 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 10⑥泥炭土

加藤芳朗 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 12
庄子貞雄 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 14⑦水田土壌

三土正則 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 16⑤黒ボク土

３座談会・土壌の生いたちとその荒廃をめぐって
土壌の生いたち 加藤芳朗 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 20
日本の土壌へ特徴
人間による影響松井健 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 30
山根一郎 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 38

４土壌の組成とはたらき

山根一郎 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 42

鉄管事業部
鋳鉄管の耐食性と防食 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 48
環境装置事業本部
クボタナテコドライヤー ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 50
世界植生図・日本植生図

鈴木時夫 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 52

Ａ○
Ｂ ヒバ天然林 <青森県> と同林下のポドゾル化土壌．灰白色の溶脱層及び銹褐色の集積○層が認められる。土壌断面深さは0cm〜約80cm

発行所＝株式会社クボタＣ○
Ｄ スギ天然林 <秋田県> と同林下の表層グライ化土壌．表層に退色のあとが認められる．
○

大阪市浪速区敷津東1丁目2番47号

土壌断面深さは0cm〜約40cm

発行日＝1976年7月

Ｅ○
Ｆ 表紙写真④赤黄色上の虎斑の顕微鏡写真．○
Ｅ は通常光，○Ｆ は偏光．左上から右下にか○

第６刷＝1994年9月

けての筋は孔隙．偏光にすると孔隙壁に沈着した粘土粒子が壁面に並行に配列しているので，偏光下で複屈折し，明るく見える．粘土が孔隙を通って下方に移動していることがわ

編集製作＝㈲アーバンクボタ編集室

かる．

主要図版作製＝巧凡社

写真提供

Ａ○
Ｂ○
Ｃ○
Ｄ ＝山谷孝一 ○Ｅ○Ｆ ＝三土正則○

印刷＝大日本印刷株式会社大阪工場

URBAN KUBOTA NO.13｜1

人間･土･土壌
加藤芳朗＝静岡大学農学部教授土という言葉は，きわめて広い意味をもっている．この特集①加工原料として．すでに述べた加工品のほか，石油工業，

で述べる土壌は，ある面では土の中に含まれるが，そこから化学工業，土木，肥料，農薬などにも広く使用されている．

はみ出す部分―これが土壌の特色であるが―を持っている． これらに使われる土は，不純物が少なく，２〜３種類以内の人間と土

粘土鉱物からなることが多い．しばしば粘土と呼ばれる．

古代においても，人間は，その生活を営むに当って，土との②建築物の基盤として．大地は人間の全活動を支える基盤でかかわりあいを避けることはできなかった．山野を歩きまわ・・・・・・
るとき，はだしの感触によって地表の土が，軟かさ，固さ，・・・
湿り気，石ころの多少などにおいて，さまざまな変化に富む

ある．土には建物，交通施設などを支えるだけの地耐力があことを知っていた．居住地を決めるにも，水はけのよい，乾③植物生産の母胎として．土は植物を倒れないように支え，いた，石の少ない土は住み心地がよく，建設や整地には，軟水分・養分を補給する．大地上のあるがままの土を利用する

かい土が好ましいことを心得ていた．土地の高低（地形）と場合が多いが，土を切り盛りして田畑造成をしたり，土を崩る（軟弱地盤は補強される）．活動に便利なように土は整形される．これが土木工事である．

土の状態との間に関係のあることを知っていたかもしれない． して運んできて利用する（客土，温室の床土，植木鉢の土な
また，土器の製作に当っては，材料土の良否の判定，水を加ど）ことがある．土壌と呼ばれることが多い．

えると土が軟かくなること，よく練ると整形しやすいなどレ

以上のような利用面からの要請によって，土木工学，農業工

オロジー的性質をわきまえていたとも思われる．さらにまた， 学，土壌管理学（エダフォロジー），応用化学（窯業化学な
年ごとに植物が芽生え生長し，開花結実して実が地上にこぼど）が発展してきた．さらに，これらの基礎理論として，土れることから，土が植物を育てることを悟り，農耕技術を創

質力学，粘土科学，コロイド化学，レオロジー，などが採用出するに至った．

されてきた．土そのものの性質を深く追究しようとする傾向

このように，土は生活のよってたつ支持台であり，また，その学問分野である．土壌学や地質学も深い関係にある．

れから離れられない基盤であり，道具をつくる材料であり，土のでき方

生命をはぐくむ母胎であった．ギリシャや中国の古代思想家

土の成因論は，18〜19世紀にかけて確立した地質学の側からたちは，土を宇宙世界の根本物質の一つと考えていた．

打ち出された．主なものが２つある．

現代のわれわれも，遠い祖先がもった素朴な土の体験を，幼①堆積作用．川，海，風などによって運ばれた未固結の堆積いときに味わっている．雨あがりの泥あそび，砂場あそび，物（地層）．粘土，泥，砂利（礫）のほか，火山から噴出さままごとの団子づくり，粘土細工，植木鉢での草花の栽培なれたものも含まれる．鮮新世以降の若い時代のものが多いのどの思い出をもたない人はないだろう．また，身近な生活ので大地の表層部を占め，表層地質と呼ばれることもある．厚

まわりにも，土と関係あるもの，いや，土そのものの加工品

さ（深さ）も数100ｍ以上に達することもある．

がたくさんある．食器・花瓶としての陶磁器，タイル，レン②岩石の変質作用．固い岩石がつぎのような作用で軟かい，ガ，瓦，セメント，紙，鉛筆，医薬品，化粧品など……．毎

ａ 風化作用：地表条件下（大気，水，植物
もろい土に変る．○

日の食物も大部分が田畑の土で育ったものである．

の作用，温度変化，常温・常圧）で起こる．土壌の無機素材

土の特質とその利用の供給者．地表に平行して分布し，厚さは１ｍ以上から数10

土には，空気，水，岩石にはない重要な特性がある．土は軟ｍ以上に達する（花こう岩のマサ，ラテライト）こともある．

かく，水（および空気）を含む固体であり，手で自由に形をｂ 熱水変質：地中における，火山ガス，温泉水など高温物質○変えることができる．水の含みぐあいで固体，塑性体，液体ｃ 地中の断層（岩盤のくいちがい）部分で，岩石がの作用，○とさまざまな挙動をとる（常温・常圧で！）．また，土は微

ｃ は脈
ｂ ，○
細かく砕かれる（断層圧砕帯，断層粘土など）．○

小粒子の集まり（粉体）で，顕著な保水力，吸着力をもつ．

状をなして地中深くまでのびる場合が多く，厚さ（幅）も数

このため，つぎのような多彩な利用面がある．

10ｍ以上に達することがある．

URBAN KUBOTA NO.13｜2

これに対し，農林学者側には全く異なった観点がある．

く紹介されている，土壌型（土壌分類の基本単位）を決める③土層分化．それは植物を意識したもので，その生育の場で原則がある．すなわちある地表近くの１〜２ｍの範囲には，いくつかの土層が発達《土壌型とは，同型の生物―気候的，水文学的条件下で発達していることを重視したものである．このような土層の集合

し，その同定はつぎの５点による．

した体制を土壌と呼んでいる．土層生成（分化）は，堆積作①有機物の入り方，その変化分解過程．

用でも岩石の変質作用でも説明のできない独得の作用で，地②無機物の分解過程と新しく生成した無機物および有機無機

表の植物，地中動物などの生態系の活動や代謝物の付加・分物の合成過程．

解と風化作用，水の動きとが複雑にからみ合ったものと理解③物質の移動と集積の性格．

されている．

④土壌の断面構成（土層配列）．

これら成因別の土の，それぞれに共通する概念は，《軟かく， ⑤土壌肥沃度の向上維持．
水を含み，変形しうる》という既述の土の物質観である．

これらがすべて同型なこと》というものである．

①・②イコール③ではないが，①・②から③は生成しうる．

この基準の中で②は岩石が風化分解して粘土化する過程を考空間的位置関係は，③が地表付近を占め（土壌体），①・②は慮したもの，⑤は植物生産を強く意識したものである．このその下位にくる（土壌のＣ，Ｄ層に当る）．

原則は，前段の環境因子，①〜③の土壌生成作用―土壌の生

土壌の生態

理―，④の土壌の形態，⑤の土壌生産力と，この４つのカテ

およそ，自然物の本質に迫る方法には２つの面がある．生物

ゴリーが同型であることを述べている．ネオドクチャエフ学

を例にとれば，生理学と生態学である．前者は生物体内での派の考え方からすれば，④と⑤は，①〜③の必然的帰結であ生命現象を深く掘り下げようとするのに対して，後者は環境

り，①〜③も環境因子が決まれば，おのずから定まるはずのに対する生物の反応（適応）を究めようとする．後者は環境ものである．この屋上屋を重ねるような設定は，土壌自体のの変化に対応した生物の地理的分布を重視し，比較地理学的内的性質を重視する，環境因子の独断（地理的決定論）を避手法を取り入れる．生物地理学という分野もある．

ける，未知の因子による同定の誤まりをチェックする，など

土壌生成へのもう１つのアプローチは，後者の立場をとるも慎重な配慮によるものと思われる．

ので，いわば土壌の生態学であり，土壌地理学であり，土壌

この未知因子に当るものとして，土壌の歴史性がある．土壌を環境因子の総合化された自然物と見るものである．この見は，古くは第三紀ないしは第四紀以降の地史（環境の変遷）

方は，上述の土層分化よりずっと前，19世紀の後半にロシヤをになって発展してきたものである．砂漠の中のラテライトのドクチャエフによって唱えられたものである．欧米に流布などは，現在の環境ではとても説明できない．過去に暑熱湿するようになったのは今世紀に入ってかなり経った後である

潤期があったと推定しなくてはならない．古土壌学の分野がが，土層分化説と総合され，現在の土壌生成学の主流をなし

こうした歴史性を解明しつつある．

ている．本特集号は，この観点にたっている．

上述の土壌観は，それ自体，すぐれて科学的であるが，対象総合化された新しい土の世界像をが地表下わずか１〜２ｍであり，農業サイドに偏りすぎるた

現在の土壌観には，上述のような環境因子論を主流としつつめ，原材料としての土，土木の施工対象としての土は，大部も，岩石の風化物，植物生産の母胎という見方もまだかなり分がその範囲からはみ出してしまい，卒直にいってこれらの残っている．農学関係の土壌研究者が多いので，土壌の肥沃分野にアピールする力は弱い．今後は視野を広げて，土壌―度（植物を養い育てる能力）を土壌の本質に数える説のある

表層地質系を統一した，いわば，総合化された新しい土の世のも無理はない．また，土壌物質の運搬・堆積過程を表わし界像が樹立されることを期待する．

た運積土， 崩積土という名称も使われる． ソ連の土壌学者（ネオドクチャエフ学派の）によって提唱され，日本にも広URBAN KUBOTA NO.13｜3

日本の土壌―１

広葉樹林下の土壌
松井光瑤＝林業試験場調査部長

日本は多雨気候下にあるので，植物群落としてない．これは，良好な土壌条件のところでは，条件が良いので成長は非常によい．林業では，は森林がもっとも安定したものと考えられてい針葉樹は広葉樹との競争に勝てないためと考え

このような所を選んで植林しているわけで，現るが，それぞれの型の森林が成立してゆく過程

られている．

在，スギやヒノキの有名な林業地は，自然の状には，激しい生存競争が行なわれる．一方，岩傾斜地形と褐色森林土の多様性

態では広葉樹林になる所へ，人工的に針葉樹林

石から土壌ができてゆく過程においては植物の日本の地形は複雑で，また岩石の種類も多いのをつくっているわけである．

存在が必要であるが，個々の植物にとっても，で，褐色森林土といっても，出現する土壌の性

豪雪地におけるブナの純林とその土壌

土壌の状態によって生存競争の上で有利，不利

質は変化に富んでいる．斜面の形を模式的に図

温帯はブナ帯ともいわれ，ブナ林が典型的なもがある．そこで，土壌条件が各種の森林の分布１のように分けてその状況をみてみよう．

のであるが，温帯の下半分，とくに表日本では，の仕方に影響を与え，この森林が土壌のでき方（ⅰ）の凸型の斜面では，ａとｂの部分は，水やブナの純林は成立していない．ブナが優占するに影響を与へることになる．森林の土壌を知る

土壌粒子が斜面の下方へ流去しやすく，土層は

森林は裏日本のブナ帯の上半部に多い．さきに上で，このような因果関係を理解しておく必要

常に薄い．また，風や陽光の当りが良いから乾広葉樹林は多くの種類のものが混り合っているがある．

燥しやすい．

ことを述べたが，裏日本の上半部の広葉樹林は森林群落の生いたち（ⅲ）の凹型斜面では，ａの部分では水や土壌粒

ブナの純林に近い．このようなブナ林の成立に岩石の上に初めに定着する植物は，地衣類やコ子は下方へ移動しやすいが，ｃには水も集まり

は豪雪の影響が強いと考えられる．純林状のブケ類といわれている．これらが生活を始めると，やすく，土壌粒子も厚く堆積して土層は厚くなナ林地帯でも，ブナを伐採した跡には非常に多そこにホコリや水分を捕え，また自ら代謝物をる．

くの種類の幼木が発生するが，年を経るに従っ出して岩石の風化を促進するとともに，自らの（ⅱ）の平衡斜面では，ａの部分は前二者と同じて次第にブナの割合が多くなってゆく．これは，遺体を残留させて，後継植物のベットを用意すだが，ｂとｃの部分では常に上部から土壌粒子

多くの他の植物は雪圧のために曲げられ折られる．次第にいろいろの高等植物の種子が発芽しが供給されるとともに下方へも移動してゆくのて，大木になり得ないのに対して，ブナは積雪競争を始めるようになるが，大きな植物が定着で，一定の土層の厚さを保ちつつ土粒は交替しに曲げられても次第に太くなり直立して大木にするようになると，これらの植物群自身が，光ている．

なり得る性質を持っているからである．また，や風のあたり方，温度較差の緩和など新しい環

このことは，（ⅰ）のａ，ｂ点，（ⅱ），（ⅲ）のａ

このようなブナ林では，土壌は一般に堅密で，境条件をつくりだし，これがまた，多くの後継

点では土層は薄く，堅く養水分が少ない．（ⅱ）

その上，融雪による多量の水分のため湿性ポド

植物に有利不利の条件をつくりだす．このようのｂ，ｃ及び（ⅲ）のｂ点では，土層は適度に厚ゾル化しているところが多い．これはまた，ブに，群落の発達と土壌の生成とが相関連しながく，養水分も中庸で，しかも土壌が空隙に富んナに有利な条件となる．

ら進展して，ある一定の段階までくると，ほぼで膨軟である．（ⅲ）のｃでは土層は非常に厚く，ポドゾルは一般に，温帯よりは寒い地方で，し安定してあまり変化しなくなり，いわゆる土壌

養水分にも富んでいることを意味する．

かも針葉樹林下に出現するものであるが，わがの極盛相とよばれる状態になる．この進展の速

また，緩傾斜や平坦なところでは，水分の流去

国の温帯上部，とくにブナ林，ヒノキ林下の緩さや方向は，その場所の気温の高低や水分の過は少ないが，長年月にわたって安定しているの斜地にはポドゾルと同様な灰白色のＡ２ 層をも不足，岩石の種類などによって左右される．

で，土壌は一般に堅密になっている．

った土壌が広く分布している．この土壌の母材

広葉樹林と褐色森林土

このように，土壌の性質は地形に対応して規則は酸性岩および火山灰で，風化が進んで緻密重

広葉樹も針葉樹も詳細にみれば，いろいろの土的に変化しているので，同じ褐色森林土であっ粘であり，また降水量（主として雪）の多い地

壌のところに分布しているが，ごく大局的にみても，植物にとっては大きな差となってあらわ域である．そこで，Ａ２ 層のできる原因は，酸ると，広葉樹林が成立している土壌には一定のれてくるのである．

性溶脱よりは，還元溶脱の方が強く働いた土壌

特徴を見ることができる．ここでは，温帯（冷のａの温帯では，（ⅰ）のａ，ｂ，（ⅱ）のａ，（ⅲ）と考えられ，現在その研究が進められているが，温帯ともいわれる）の広葉樹林を中心に述べる．

部分に針葉樹が成立しやすく，（ⅱ）のｂ，ｃ，

ここでは温性ポドゾルとして類別し，断面の様温帯はブナ帯ともいわれるが，その土壌は褐色（ⅲ）のｂ，ｃの部分は広葉樹に占有されるのが相によって，鉄型と腐植型とに分ける．

森林土で代表される．褐色森林土は，腐植を含普通である．しかし，同じ広葉樹林でも，水分また，わが国の温帯から亜高山帯にかけて，すんで黒褐色となっているＡ層と，適度に風化がや養分の多少によって，森林を構成している樹

なわち，褐色森林土領域とポドゾル領域の中間

進行して褐色となっているＢ層とをもっている

木や下草の種類組成は非常に異なってくる．と地帯では，冷温多湿のため，土壌中の腐植の多土壌である＜編注＞．酸性で，Ａ層には一般に

くに，（ⅰ）のａや（ⅱ）のａの部分は温帯であってい，比較的湿潤で酸性の強い土壌が出現する．

団粒構造ができ，排水は良好で，また特別に乾もポドゾル化が進行しやすく，ポドゾル性土壌

母材は火山灰の場合が多いが，性質は前記の湿燥することはない．すなわち，わが国の自然土

や強酸性の褐色森林土が分布する．このような性ポドゾルに近い．これは，≪暗色系褐色森林

壌としては，多くの植物にとって好条件の土壌ところでは針葉樹が優占しやすい．

土≫として類別されている．

といってよい．したがって，多くの植物が生育

しかし，針葉樹であっても，
（ⅱ）
のｂ，ｃ，
（ⅲ）

森林の回復と土壌条件し競争が盛んなため，森林を構成している樹木のｂ，ｃの部分では，人工的に植えて，若い時

山火事や台風などで森林が破壊されると，非常の種類は多いが，針葉樹林になることは殆んどに雑草などを刈払って保護してやれば，養水分に光を好む限られた種類の樹木が一斉に成立す

URBAN KUBOTA NO.13｜4

≪編注≫Ａ層，Ｂ層などの土層名については，本誌20頁表1−1を参照．なお，本誌については，第３部＜土壌の生いたちとその荒廃をめぐって：20頁〜41頁＞からさきにお読みください．

ることがある．温帯の平坦地や緩傾斜地にはカされて植物に利用される．この腐植は森林状態

きは，ナラ，カシワなど純林状の森林になつてンバ類が成立し，傾斜地の石礫などが堆積した

下では蓄積が盛んで，森林が伐採されると消耗いる場合が多く，団粒化が進んで通気性が良い

所にはハンノキ類が成立するが，これらは一時の方向へ動く．農耕もまた消耗を助長するが，ときには，森林を構成している樹木の種類数が的のもので，徐々にもとの森林に回復してゆく．

熱帯のように激しくはない．

多いという傾向がある．スギの植林は黒ボク土

その回復の速さは，もとの土壌状態，温度や水

森林は深く広く張った根から養分を吸収し，その団粒化を促進する場合が多い．

分条件などによって差がある．亜高山帯の上部の相当部分を落葉として地表面に還元するから，以上，温帯の広葉樹林下の土壌を中心に述べてで，石礫や有機物が混って堆積した所にはダケ

森林下の土壌では，チッソ，リン，カリ，カル

きたが，土壌と森林の種類との間には，お互いカンバの純林が成立しているが，ここには交替

シウムなど各種成分が腐植とともに表層部に蓄に影響し合う関係があり，これに，火入れや伐すべき他の有力な樹木がないので，ダケカンバ

積される．このことは，成分の流失しやすい多採などの人為の影響で土壌の性質も変ってくる帯を形成しているのである．

雨気候下では，土壌生成の面からも，土地の肥など，それぞれ入り乱れた関係があることを理

温帯下部から暖帯下部にかけて，純林状のアカ沃度の面からも重要である．褐色森林土といっ解しながら判断する必要のあることを再記してマツ林があるが，その多くのものは，広葉樹林ても，土層内での成分分布は，森林，草地，畑

おきたい．このとき，基本になることは，自然の伐採の繰返しや，放牧などのために地力が低など土地利用の差異によってかわることになる．

状態に放置しておけば，その場所の土壌生成は下し，一斉にアカマツが侵入したものと考えら

また，森林でも，それを構成している樹木の種

どの方向へゆくか，また，人為が加わって変化れている．とくに，瀬戸内海沿岸地帯では，燃類によって，根の分布の様式や落葉の分解様式

した土壌の，もとの姿はどうであったのか，の料などのために落葉を連年採取したので，地力に少し差があるので，土壌への作用にも差が生判断である．この判断をするために土壌生成のの回復ができず，アカマツ林として安定していずるが，この点，わが国のように地形の複雑な知識が必要になるのである．

るように見える．近年，落葉採取が行われなくところでは，前述したように，地形の影響の方なって，徐々に広葉樹が混ってくるようになっが大きい．

た林が見られるようになった．すなわち，人為

広葉樹林と黒ボク土

的に土壌生成がマイナスの方向にむけられてい温帯にも，火山山麓や台地上に黒ボク土が分布たためにアカマツ林となったが，落葉が地表にする．しかし，そういった場所は，ナラなどの還元されるようになり，これが分解して腐植と広葉樹に覆われているか，あるいは人工造林地

なり，土壌生成が進行するにつれて，広葉樹がであって，原生林となっている例は見当らない．

進入し，これがまた，土壌生成をさらに進行さ

黒ボク土は，腐植を多く含んだ黒色のＡ層と，せて広葉樹林の土壌に変ってゆくのである．も褐色のＢ層をもった土壌で，Ａ層は一様に黒色

ちろん，瀬戸内海沿岸地域は，雨量も少なく，で，Ａ層とその下のＢ層との境界は明瞭なのが

花こう岩や石英粗面岩などの酸性岩が多いので，特徴である．褐色森林土では，Ａ層が上から下

土壌は一度破壊されると回復が遅く，長年月にへ徐々に黒みがうすれて，Ｂ層へ漸変してゆく

わたってアカマツ林の状態を保つところも多い．

のであるが，黒ボク土の場合にはその様相を全

褐色森林土の生成環境く異にしている．このことは，森林と草地との乾燥気候下では，草原が安定植生となって，石根の分布の違いを想い出させる．褐色森林土が灰分が多く，表層が，腐植で黒色になった土壌

森林下で生成された土壌であるのに対して，黒ができる．樹木が侵入しても疎林になって腐植

ボク土は草原下で生成されたものと考えられての生成が悪く表層土の色は淡い．さらに乾燥すいる．従って，黒ボク土の上に成立している森

ると植物の成育に不適となり腐植の生成も少な

林は，原生林ではなく，二次林か，または人工くなるから，土壌は灰色を呈する．

林であるのもうなずかれる．

多雨気候下では森林が安定植生となるが，寒い

わが国の気候条件下では，草地が長年月にわた

地域では，落葉などが分解せずに土壌の表面にって安定植生となることは考えられないから，堆積してポドゾル化の原因となる．暖い地域で火入れをともなった採草や放牧など人為の影響

は，落葉などは多量になるが分解が速いので，と考えられる．採草地や放牧地を放置すると，大部分は消滅してしまって，腐植は少なくなる．

森林にもどるが，東北地方の例のように，強度

この中間の地域では，落葉は適当に分解して腐の放牧が続いたと考えられるところには，アカ植として土壌の中に滲みこみ適度に蓄積される．

マツ林が成立しており，他の多くの場合は広葉

褐色森林上はこんな条件のところに生成される．

樹林となっている．黒ボク土は，一般に，水分多雨気候下のため，土壌は酸性になるが，土壌をよく保ち，反対に団粒化が少なく通気性はあ中に蓄積された腐植の中の養分は，徐々に分解

まり良くない．特に土壌が緻密になっていると

図１−山岳傾斜面の地形と森林土壤

URBAN KUBOTA NO.13｜5

日本の土壌―２

針葉樹林下の土壌
山谷孝一＝林業試験場東北支場育林部長①わが国の針葉樹林

くい．それで，ここでは樹種と土壌との結びつ≪淡黒ボク土≫わが国の大部分は温帯モンスーン気候に属し，きが認められる．アカマツ，ヒバ，スギ，ヒノ

帯にかけて分布するが，東北日本では低海抜の国土の60％以上が森林からなる．植物の種類も

キ，アオモリトドマツに対象を限ることにした．

火山山麓，丘陵，台地などに典型的な発達を示

多く，その生育はきわめて旺盛である．わが国

なお，森林限界に生育するハイマツの下には，し，アカマツ天然林によって優占されているこに分布する針葉樹は，林（1960）によると８科16

樹種と土壌との結びつきが明瞭に認められる山とが多い．黒ボク土の生成には草原植生と火山属44種20変種となっているから，一般に針葉樹

岳ポドゾル土が分布するが，この土壌は，表紙

灰母材が必要とされており，黒色の，比較的厚とよばれるものだけでも40種以上に達している．

写真をもって説明することとし，ここでは触れいＡ層を推積し，その下部にＡ層とは明瞭に区

これらのうち，古来，三大美林として知られてない．

画される明褐色のＢ層をもつのが特徴である．

きたのは，青森のヒバ林，秋田のスギ林，木曽②主要針葉樹天然林下の特徴的土壌

しかし，草原植生から森林に推移し，アカマツのヒノキ林である．また，北海道を除き，いた

前項で述べたように，主要針葉樹の天然分布に

天然林に優占される段階では，黒色のＡ層が黒るところに分布しているのがアカマツ林であり，は，ある程度まで地域的特徴は認められるが，褐色に退色するのが普通である．このような土亜高山帯に特異な景観を与えているのがアオモ

それらをすべて，水平的成帯性をもつ森林とは

壌を淡黒ボク土とよんでいるが，層位の構成状

リトドマツ林である．

みなしがたい．しかしながら，丘陵帯のアカマ

態は黒ボク土と同様である．丘陵帯のアカマツ

これらの針葉樹天然林は，それぞれ，一定の環ツ林，山地帯のヒバ林，スギ林，ヒノキ林，亜林下にあらわれている淡黒ボク土は，Ａ層の形境条件，とくに，温度・雨量などの気候条件に

高山帯のアオモリトドマツ林の分布には，垂直態は赤色系褐色森林土と異なるが，下層の形態

支配されて分布するから，分布には水平的，垂的成帯性が認められ，それぞれ，それらに対応はよく似ており，また，酸性および塩基の状態

直的な法則性が見いだされる．針葉樹のうちでした生成的土壌があらわれている．

など，土壌の性質にも共通したところが多い．

もコウヤマキ属，スギ属，アスナロ属の３属は，主要針葉樹天然林と生成的土壌の垂直的分布は，④ヒバ（ヒノキアスナロ）林下の土壌

わが国固有のものであり，固有の属を有するこ

図２のとおりである．もちろん，各針葉樹林下

ヒバ天然林の垂直的分布は，丘陵帯上部から亜とでは世界でも特徴的である．

には局所地形に応じた種々の土壌があらわれる

高山帯下部にわたっている．もっとも集団的に針葉樹には人工林と天然林があるが，現在，わが，ここで，各針葉樹林下の特徴的土壌として分布する津軽・下北半島では，主として山地帯

が国では両者の蓄積は相半ばし，また，おもな取扱ったのは，二次的に変動の少ない残積性土下部に普遍的にあらわれている．ヒバ天然林下

造林樹種はスギ，トドマツ，カラマツ，ヒノキ，

壌で，しかも，極相的な形態を呈しているものには，種々の酸性褐色森林土があらわれるが，アカマツなどとなっている．したがつて，植物に限っている．

鈍頂峯部や台状地形で，ヒバが密な純林を形成

地理的に，あるいは林業的にみて特徴があるの③アカマツ林下の土壌しているところでは，かなりの程度にポドゾル

は，エゾマツ，トドマツ，アカマツ，ヒバ（ヒアカマツは代表的な陽樹で，現在の天然林は放化作用をうけた土壌が生成している．このようノキアスナロ），スギ，ヒノキ，アオモリトド

牧，採草，火入れなどによる裸地化によって更な土壌を乾性ポドゾルとして類別しているが，マツなどである．これらの針葉樹の天然分布を新したものが大部分である．アカマツ林下の代

これがヒバ天然林の特徴的な土壌である．

示したのが図１である．

表的な土壌は，赤（黄）色系褐色森林土と淡黒ボ

このように，この土壌の生成には，局所的な乾図にみるように，エゾマツ，トドマツは北海道

ク土である．

性地形と密なヒバ純林とが必要な要素である．

に固有のものである．ヒバは，青森県の津軽・≪赤（黄）色系褐色森林土≫

この土壌は，低海

このような条件下では，モル型の有機物層を厚下北両半島に集団的に分布するほか，岩手県の抜の丘陵，台地に普遍的にあらわれる．垂直的

く堆積し，強酸性を呈するため，鉄，アルミナ

早池峯山および佐渡ヶ島にも分布し，それ以南

分布からは褐色森林土の下部に位置し，褐色森などの二三酸化物の移積がおこる．その典型的ではアスナロに推移している．スギは，秋田県

林土と赤
（黄）
色土との推移型をなしている．腐な発達を示すものでは，肉眼的にも溶脱層や集北に集団的に分布し，日本海側に点在している

植土層の発達は貧弱で，下層は赤褐色あるいは積層が明らかに識別される．同じような乾性地

ほか，太平洋側の紀伊半島，四国，屋久島にも黄褐色を呈し，推積状態はきわめて密である．

形条件でも，ヒバ林以外のところには，ポドゾ

まとまつた分布がみられる．ヒノキは，長野県

酸性はかなり強いが，物質の移積はほとんどな

ル化土壌の生成がなく，褐色森林土があらわれ木曽地方にもつとも広く分布し，木曽地方では

く，置換酸度は，表層から下層にかけて急増しているので，ヒバ林がポドゾル化土壌の直接的

アスナロおよび亜高山性のシラベなどと混交している．このようなことからこの土壌は，脱塩な生成要因であることがわかる．
（扉写真参照）ている．アカマツは，北海道以外の各地に分布作用の進んだ母材に由来し，温暖風化の傾向を⑤スギ林下の土壌しているが，その分布は太平洋側に広く，とく示していることがわかる．

スギ天然林の垂直的分布は，おおむね，ヒバ林に，岩手県には優良林が多い．アオモリトドマ

また，この土壌の分布地域には古赤色土が島状と重複する．スギ林は，秋田県北に集団的な分ツは，東北日本の亜高山帯に普遍的に分布し，に介在しているので，赤色風化母材の影響につ布を示し，日本海側に点在する傾向がある．集

木曽地方ではシラベと混交している．

いても考えなければならないようであるが，低団的に分布する出羽丘陵北部のスギ天然林下にこれらの針葉樹天然林のうち，北海道に固有の

海抜地域の温暖気候下に生成した成帯的な土壌は，比較的うすい黒色のＨＡ層を堆積し，重粘，エゾマツ，トドマツは種々の土壌にまたがってであるとみなして差支えない．この土壌は，遠カベ状の，腐植の汚染の少ないＢ層，Ｃ層から分布し，特徴的な土壌との関連性を見いだしに

藤（1966）の赤黄褐色森林土と同類のものである．

なる重粘土壌があらわれている．この土壌は，

この土壌は，丘陵帯から山地

URBAN KUBOTA NO.13｜6

ＨＡ層直下のＢ１層上部に表層グライ斑をともなうグライ状のＡ２層，鉄の集積が顕著で，時には堆積し，かなり下層まで腐植によって汚染されうため，表層グライ化褐色森林土として類別さiron panをともなうＢ層からなり，形態的特徴

た，多湿な土壌が分布している．腐植によってれている．
（扉写真参照）

からは K UBIENA（1953）のモルケンポドゾル

汚染されているために，肉眼的に溶脱層は認め

この土壌は，多雪多雨気候，平坦地形，重粘な（Molken Podosol）によく似ている．酸性が強にくいが，溶脱部位には灰白色の砂を混入し，酸性母材をおもな生成因子とし，酸性腐植の生く，塩基類に乏しく，乾性ポドゾルと比較して，また，鉄の集積が認められるところから，物質成，内部排水の不良により，表層の還元化が促

Ａｌ２Ｏ３ よりもＦｅ２Ｏ３ の移積が顕著なのが特徴での移積もおこなわれていることがわかる．この進され，表層グライ化を生ずるものとみられてあり，表層還元の影響を強くうけている．

ような土壌を腐植型湿性ポドゾルとして類別しいる．スギ落葉の分解によって，きわめて多量

この土壌の生成には，海抜高が比較的高く，地ている．

の置換性石灰が供給されるが，腐植土層の反応形が平坦ないし緩斜地で，重粘な酸性母材であ全層を通じて酸性が強く，置換性石灰はわずか

は強酸性であり，また，無機質土層は下層ほどることが必要である．このようなところでは酸に表層に存在するだけであり，かなり激しく溶

置換酸性をきわめて増加する特徴がある．

性腐植を生成し，内部排水が不良で，表層還元

脱作用がおこなわれている．この土壌の多腐植⑥ヒノキ林下の土壌を生ずる条件を具備しいる．したがって，このについては火山灰母材の影響についても考えな

ヒノキ天然林は，木曽地方を中心として集団的土壌の生成条件は，前述の表層グライ化褐色森

ければならないが，亜高山帯の寒冷多湿気候がに分布し，垂直的にはヒバ林と同様に丘陵帯上林土の場合と共通しているとみて差支えない．

有機物の分解を妨げる最大の要因であるとみな部から亜高山帯下部におよんでおり，アスナロ

乾性ポドゾルとは異なり，とくに樹種との結びされている．腐植の給源としては，林床に密生と重複している．天然分布の主体をなす木曽地

つきは強くなく，このような生成条件を具備すしているササ類および湿原植生が主役をなして方では，弱度にポドゾル化をうけた褐色森林土るところに生成しているが，全体的にみて，日いるものと考えられ，生成的にはJOFFE(1949)

が主として分布している．（図２では省略）

本海型の環境下に特徴的な分布を示している．

の Mountain Meadow Soil（山岳腐植土）と共

ところがまた，石英斑岩のような酸性母材で，⑦アオモリトドマツ林下の土壌通したところがある．なお，わが国の天然林と準平原状地形のヒノキ林下には，これとは別にアオモリトドマツは，シラベとともに亜高山帯

森林土壌との対応関係を示す模式図を32頁・図特徴的な鉄型湿性ポドゾルがあらわれている．

の代表的な樹種であり，東北地方から中部地方

2―4に示したので参照されたい．

この鉄型湿性ポドゾル土壌は，黒色，脂肪状のにかけて分布している．亜高山帯の平坦，緩斜Ａ０層．灰白色，カベ状で，時には鉄斑をともな

地には，黒色，脂肪状のＨ層あるいはＨＡ層を

図１−主要針葉樹の天然分布

図２−主要針葉樹の天然分布と各針葉樹林下の特徴的土壤<林･日本産針葉樹の分類と分布，1960><著者原図，ただし，鉄型湿性ポドゾルは竹原，1957の資料による>

URBAN KUBOTA NO.13｜7

日本の土壌―３

常緑広葉樹林下の土壌
遠藤健治郎＝東京大学農学部

わが国の常緑広葉樹林は，亜寒帯林，冷温帯林，土の各タイプ（注１）と，断面形態および理化の相違を強く現わすものであって（遠藤：1968），

中間温帯林と同様に，夏雨型多雨気候条件下に学的性質がかなり類似している．図３にみるよ暖帯林土壌においては褐色森林土に比べ腐植酸

成立し，暖温帯林と亜熱帯林に分けられている．

うに，ＹＢＡ ，ＹＢＢ，ＹＢＤ，ＹＢＥ型土壌は，褐の生成が少なく，非晶質遊離鉄と腐植酸の結合

暖温帯林は，暖帯林，照葉樹林とも呼ばれ，西色森林土に属するＢＡ ，ＢＢ ，ＢＤ ，ＢＥ 型土壌にがあまり進まないために，非晶質遊離鉄の結晶

南日本に広く分布し，シイ類，カシ類，タブ，それぞれ類似している．

化が進行し（暖帯林土壌の土色を特徴づける赤クス，イスノキなどの常緑広葉樹によって特徴

暖帯林土壌と褐色森林土の相違点

黄色は，結晶性遊離鉄によるものである），遊

づけられており，冬の寒さに耐えることのでき

しかし，両者の間には重要な相違点がある．ま

離鉄が低濃度の酸による短時間（５分）の作用

るように芽が鱗片によって覆われている．

づ断面形態の上からいうと，暖帯林土壌は一般では溶けない状態になっているためにその量が亜熱帯林は，アコウ帯林，亜熱帯多雨林とも呼的にＡ０ 層の分化が弱度で，とくにＨ層の発達少ないと考えられている（永塚：1973）．

ばれ，南西諸島および小笠原諸島に分布し，暖が悪い．また，Ａ，Ｂ層とも褐色森林土に比べこのように同じタイプに属する暖帯林土壌と褐

温帯林の植生に類似しているが，冬季の気温が明るく，Ｂ層の色調が黄褐色あるいは帯赤黄褐

色森林土は，類似した性質をもっと同時に各成高いために，アコウ，ソテツ，ビロウなどの熱色（橙色）を呈し，褐色森林土の褐色と区別され帯性土壌に固有な特徴をもっている．

帯植物がまじっている．

る．暖帯林土壌の土色は，母材の色調―地史

二つの土壌におけるヒノキ植栽林の生長経過

暖温帯林下の土壌的な風化履歴をも反映している―に支配され暖温帯地域には，冷温帯のいわゆる定在樹種で西南日本のシイ，カシ，タブなどの生育している度合いが強い．私が，土色による命名を避けあるヒノキ，スギなどの植栽が古くから行なわる地域には，東北日本のブナ林下の褐色森林土

たのもこの理由による．また，風化土層（Ａ層れている．図２は，緯度のほぼ等しい三戸山林に断面構成上は類似しているが，土色が明るい＋Ｂ層）の厚さは，一般的に褐色森林土に比べと木谷山林における，植栽ヒノキ林の樹高生長土壌が分布している．この土壌は，土壌地理学

厚い．このほか，ＢＡ 型土壌は通常やせ尾根筋

経過を示したものである．ＹＢＢ-（ Ｋ）は木谷山

上は，湿潤冷温帯の成帯性土壌である褐色森林に分布が限られているが，ＹＢＡ 型土壌は，図林の石英斑岩を母材とする土壌，ＹＢＢ-（ Ｓ）は土から，湿潤亜熱帯の成帯性土壌である赤黄色

３にみるように斜面上部にかなり広く分布して三戸山林の中生層砂岩・頁岩を母材とする土壌

土への汎世界的な ”移行型”であって，ゲラーいるなど分布上の相違もある．

における植栽ヒノキ林の樹高生長経過であるが，シモフ（1958），馬溶之（1958），松井健（1964）

さらに褐色森林土においては，斜面上部のＢＡ，生長経過は極めて類似し，母材の差による影響

は，黄褐色森林土という名称を，遠藤（1966）

ＢＢ 型土壌に，しばしば，ツガ，ヒノキ，ヒバは認められない．

は赤黄褐色森林土という名称を与え，いづれもなどの針葉樹の純林が成立し，土壌のポドゾル

同じタイプに属する暖帯林土壌と褐色森林土

独立した成帯性土壌として位置ずけることを提化が認められるが，ＹＢＡ ，ＹＢＢ 型土壌には，（たとえば，ＢＡ 型土壌とＹＢＡ 型土壌）にお案している．

このような針葉樹の純林が形成されることは極けるヒノキ植栽林の樹高生長は，ＹＢＢ，ＢＢ 型

褐色森林土と同様に，この（赤）黄褐色森林土もめて稀れであって，通常その場合もポドゾル化

土壌を除けばかなり類似し，タイプ間の差は大かなり幅の広い生物気候条件下に生成されていは認められない．

きい．しかし少し細かく見ると，各タイプにおるので，西南日本の自然植生を暖温帯林とする

図１に，同じタイプの暖帯林土壌と褐色森林土

いて暖帯林土壌における生長が初期〜中期にお地域の成帯性土壌を，私（1963）
は暖帯林土壌と（母材は同じ石英斑岩，共に約45年生の一代目いて優れ，中期〜後期において劣っていること

略称し，ニュージーランドや黒海東岸の（赤）黄

ヒノキ植栽林，残存植生によって以前はＢＢ 型がわかる．初期の生長がＢＢ 型土壌に比べて遥

褐色森林土と区別している．この暖帯林土壌は，土壌にはブナ林が，ＹＢＢ 型土壌にはウラジロかに優れているＹＢＢ 型土壌においても，林令鈴木時夫（1951）のスダジイ群団下の成帯性土ガシ林が成立していたことが推定される）の若約60年でＢＢ 型土壌に追い抜かれることが推定

壌 ”
シイ型森林土”の別名であり，西南諸島お干の化学性を示した．

される．スギ植栽林についても同じような傾向よび小笠原諸島の亜熱帯林下の成帯性土壌，す

暖帯林土壌は，腐植の含有量については褐色森が認められている．

なわち成帯性赤黄色土は含まれていない．

林土に比べ各層位ともかなり少なく，
ｐＨ 価に関樹木の生長は土壌条件だけでなく，気 候 条 件

暖帯林土壌と褐色森林土・地形による類似点

しては各層位とも高く，ことにＡ層の価が大き（この場合は主として温度条件）によっても支暖帯林土壌は，わが国のブナ林地域の褐色森林

い．置換性 Ｈ＋イオン，加水酸度，易溶性鉄の配される．それゆえ，このような両成帯性土壌と同様に，主として山地（傾斜地）の土壌であ分布は，腐植の断面における分布に類似し，置におけるヒノキ林の生長経過の相違は，土壌のる．そのために，地形が土壌の生成に対して強換性 Ｈ＋イオンおよび易溶性鉄の量は，両土壌

理化学的性質の相違というよりも，土壌の性質く影響し，地形条件に対応して，それぞれ特徴の差を強く示している．

と切り離すことのできない土壌生成条件の差にの異なった一連の土壌タイプが狭い地域内に出置換性 Ｈ＋イオンが暖帯林土壌のＡ層に少ない

由来するものといえよう．しかし，このような現している．また各土壌タイプには，その土壌ことは，図示されているようにＡ０ 層の発達が生長経過の大きな相違は，暖帯林土壌と褐色森に適応した一連の植物群落が成立している．図

弱く，酸性腐植が生成されることが少ないため林土を区別することが，土地利用の面からも合３はこの関係を示したものである．

に生じたものと解せられ，Ａ層のｐＨ 価が高い

理的であることを示している．

この暖帯林土壌の各タイプは，ブナ林地域の同ことに対応している．

じような地形条件下で生成されている褐色森林

易溶性鉄は，一般的に暖帯林土壌と褐色森林土

URBAN KUBOTA NO.13｜8≪注１≫

大政正隆（1951）は，褐色森林土の "土壌

土壌と名付けた．暖帯林土壌の各土壌タイプ，ＹＢＡ，

タイプ" を土壌断面形態の特徴（主として堆積腐植層，ＹＢＢ……ＹＢＦ型土壌は，それぞれＢＡ，ＢＢ，……ＢＦ

土壌溝造，色）によって，土壌の年間の水分状態を類型土壌に対応し，ＹＢは暖帯林土壌の別名である黄褐

推し，乾燥から湿潤へと Ａ，Ｂ，Ｃ，Ｄ，Ｅ，Ｆ に色森林土 Yellow Brown Forest soils の頭文字Ｙを系統的に類別し ，この褐色森林 土の英語名， Brown

とってＢに付記したものである．
（遠藤）

Forest Soils の頭文字ＢをとってＢＡ，ＢＢ……ＢＦ型

暖帯林土壌の分布範囲

図１−同じタイプの暖帯林土壤と褐色森林土の化学的性質

日本土壌図には，暖帯林土壌＝
（赤）
黄褐色森林
土は，褐色森林土と一緒に図示されている．暖帯林土壌の分布範囲は，今までの調査結果によると，本多静六（1900）が暖帯林の分布する地域として図示した範囲とみなして大きな誤りはないと考えられる．
現在の冷温帯，中間温帯，暖温帯の分布境界が成立した時代は，地史的にはそれほど古いもの
ではなく約5000年前と考えられる．この境界は後氷期以後の気候変動にともなう植生の複雑な南下，北上，下降，上昇によって形成されたものであって，樹種による気候条件に対する生理的な特徴，樹種による移動速度の差，樹種による土壌条件に対する適応力の強弱，樹種による人間の干渉に対する適応力の差，などの結果と図２−暖帯林土壤と褐色森林土の各土壤タイプにおけるヒノキ植栽林の樹高生長経過して生じたものである．そして，これらの複雑な地史的履歴が，土壌断面に多少とも刻み込まれている（たとえば土色），さらに，この履歴的な土壌の性質が，現在の植生を規定している場
合もある（たとえば古赤色土）．
暖帯林土壌と褐色森林土は，隣接している土壌であって，ともにポドゾルのように物質の移動
集積が断面形態に顕著には認められない土壌である．それゆえ，上述したような土壌断面に刻み込まれた複雑な履歴をよみとって，暖帯林土
壌と褐色森林土の境界を定めることは，現在はもとより，将来においても極めて困難であると予想される．

図３−シイ・タブ林と地形・土壤との関係 ―三重県北牟婁郡長島町三井物産三戸山林，母材，中生層砂岩・頁岩―

他方，森林立地懇話会（増田・岡上：1972）
で作成した吉良竜夫の暖かさの指数（一種の積算温度）の等値線（90°〜185°），と本多の暖帯林の分
布地域を比較すると，予想以上に両者の境界は類似している．このことは，田中譲（1885）の
クロマツ帯
（暖帯）
を修正した本多の暖帯林の分布が，温度条件に支配されていることを示している．
結局，暖帯林土壌と褐色森林土の境界は，両成帯性土壌の最も大きな成因的相違である温度条
件を反映している現在の植物群落によって決定するのが最も行ない易い．この際は単に樹木のみならず，ササや草本にも気候条件的指標植物が多く，ことにシダ植物には指標価値の高いものがある．この際，各植物の分布に対する生態学的・地史的な知識が必要である．

URBAN KUBOTA NO.13｜9

日本の土壌―４

赤黄色土
松井健＝地域開発コンサルタンツ

新幹線にのって西に進むと小田原，三島あたり

しばしば認められる．これは網状斑とか虎斑とので，赤色土ではヘマタイトが，黄色土ではゲ

では，箱根山や愛鷹山の山麓に，火山灰土壌をかよばれ，赤色土の特徴の一つである．

ーサイトがそれぞれ主役を演じている．

耕作した畑やみかん園がみえかくれする．静岡②理化学的性質

陽イオン交換容量ＣＥＣは，100ｇ当り20ｍｇ当を過ぎ，大井川の鉄橋を渡って牧野原台地にさ

ここでは主に，菅野一郎（1961）の業績を参考に，

量以下であまり高くないが，モンモリロナイト

しかかるころから，茶畑の土が火山灰土壌より

赤黄色土の性質をまとめてみる．

を含むものでは 20〜40ｍｇ当量と高くなっていも明るく赤味がかってきたことに気の付いた人

粒度は一般に粘土質で，径２ミクロン以下の粘る．陽イオン交換とは，土壌の粘土や腐植の特もいるだろう．土取場や宅地造成の切り割りで土を40％以上ふくむことが多い．Ａ層の粒度は有の性質で，陽イオンを他の陽イオンと交換可はもっとはっきり分る．この赤っぽい土は，近Ｂ層よりも粗い傾向があるが，これはＡ層中の能な状態で，粒子表面に吸着保持する機能をい畿，中国から博多まで，新幹線沿線の丘陵や台粘土分の一部が雨水に洗い流され，一部は浸透う．この容量が大きいほど，植物の養分元素の地の大半を構成している．この土は日本の代表

水とともにＢ層に移動したものとみられる．乱保持力が大きい．赤黄色土のＣＥＣの低さは，的な土壌の一つで，赤黄色土とよばれる．

さない土壌試料を合成樹脂で固化し，薄片を作

この土壌の生産力の低さの一因である．

①断面形態って偏光顕微鏡で観察すると，孔隙中を浸透水

ｐＨ は4.5〜5.5で強酸性であり，ＣＥＣ中水素

赤黄色土の代表的な断面形態は，つぎのようなに分散した粘土がＡ層からＢ層に移動し，孔隙イオンの占める割合（塩基未飽和度）は，80％以特徴をもっている．

の壁に沈着している状態がよく分る．（扉写真

上に達する．このことは，土壌に吸着されてい最表層には，褐色森林土にみられるような，落参照）

た塩基（カルシウム，カリウム，マグネシウム

葉が腐朽し堆積した粗腐植層（Ａ０層）は，ほと土壌から分離した細砂（径0.2〜0.02mm）の鉱物など）の大半が，浸透水により洗い流されて（洗

んどみられない．火山灰土壌で典型的に発達し組成を偏光顕微鏡で観察すると，輝石，角閃石，

脱されて）しまっていることを示しており，赤ている黒い腐植層（Ａ層）も発達がわるく，厚黒雲母のような有色鉱物（Ｆｅ，Ｍｇに富み，風黄色土の生産性を著しく低めている．

さは10cm以内であまり黒くない．また火山灰土化され易い鉱物）がひじょうに少なく，風化に③生成過程と分類

壌や褐色森林土のＡ層のように，細かい土粒か

強い石英に富んでいる．このことから，赤黄色

以上のような断面形態と理化学的性質とから，らなる構造（粒状構造）も，あまり発達してい土が著しい風化作用の産物であることが分る．

この土壌の生成過程をつぎのように読みとるこ

ない．

径２ミクロン以下の粘土を分離し，Ｘ線回折，とができる．

Ａ層の下の明るい土層（Ｂ層）は，この土壌を熱分析，化学分析などの方法で，粘土の鉱物組

湿潤温暖な気候条件下で，風化作用は隣接の他識別する上で一番重要な層で，数10cmの厚さを成を調べると，一般につぎのような傾向がある．

の土壌（褐色森林土や火山灰土壌）とはくらべもっている．色は赤褐色（レンガ色），オレンジ母岩の種類にかかわらず，メタハロイサイトをものにならない程著しく進み，有色鉱物の大半

色，黄色などの暖色系統で，火山灰土壌や褐色主成分とし，ヘマタイト，ゲーサイトなどの酸と無色鉱物のかなりの部分（長石など）は，分

森林土のような，くすんだ感じがなく鮮明（彩化鉄鉱物をかなり含んでいるのが共通の特徴で解して多量の粘土を生成した．分解生成物中のけつ度が高い）なのが特徴である．Ｂ層の色が赤みある．このほか，母岩の組成に応じ，頁岩や粘珪酸や塩基類の大半は，洗脱して土壌系外に去の強い土壌を赤色土，黄味が強い土壌を黄色土

土岩を母岩とする土壌ではイライトやバーミキ

り，残留した粘土の組成は，他の土壌にくらべとよぶが，色以外の性質は似ているし，両者はュライト，花こう岩のように雲母をふくむものてＦｅ，Ａｌに富み，土壌を赤，黄色に色づけた

近接して分布することが多いので一括して赤黄

では，バーミキュライトやクロライト，ギブサが，熱帯・亜熱帯のラテライト性土壌にくらべ色土とよんでいる．同一地形面上では，水はけ

イト，凝灰岩起原のものではモンモリロナイト

ると珪酸が多い．そのためラテライト土壌のＢのいいところに赤色土，排水不良のところに黄などを副成分として含んでいる．Ａ層の腐植含層のように，凝集した固い粒子の集まりにはな

色土が分布する傾向がある．また，もともと鉄量は５％以下で，深さとともに急減する．腐植

らず，鉄分に富んだ豆石もできていない．生成分に富む母岩からは赤色土が，鉄分にとぼしいの中では，安定な腐植酸よりも，不安定でＦｅした粘土の主体はカオリン鉱物なので，風化作母岩からは黄色土ができやすい．その他，後述

やＡｌと結合し，移動しやすいフルボ酸の比率

用の内容はカオリン化の段階にある．

するように，古い地形面上には赤色土，隣接のが高いのが特徴である．

ポドゾル化作用は認められないが，フルボ酸に新しい地形面上には黄色土が分布する．

粘土分の化学組成は，ＳｉＯ２ /Ａｌ２Ｏ３ の分子比がより遊離鉄が溶脱して，Ａ層直下が黄色に退色

Ｂ層の粒度（土性）は，一般にＡ層よりも粘土1.0〜3.0で，カオリン鉱物（メタハロイサイト）

していることが多い．Ａ層の粘土分の一部は，質である．乾くと固くなるが，湿めると粘りがが主成分であることを裏づけている．この値は，孔隙を通ってＢ層に機械的に移動している（レ強く，掘りにくい．スコップで土をすくうと，

褐色森林土やポドゾルよりも明らかに低く，熱シバージュ作用）．また，粘土表面に吸着され角ばった大きな土塊に割れ，ラテライト性土壌

帯・亜熱帯のラテライト性土壌よりも高い．

ていた塩基も大半が洗脱し，土壌は塩基未飽和のように，凝集した固い粒の集りにはなってい遊離の酸化鉄含量は数％で，褐色森林土よりもになり，強酸性を呈している．

ない．黄色土では，下部に水酸化鉄の鉄サビ色

高く，その大半は結晶質で，褐色森林土や火山以上のことから，赤黄色土は著しい風化作用との沈殿物（斑紋）がみられることが多い．

灰土壌の遊離酸化鉄の大半が非晶質であるのと洗脱作用の生成物とみなすことができる．

赤色土のＢ層の下位には，赤色部と灰色部が霜対照的である（永塚鎮男，1975）．赤黄色土のＢ

このような生成過程からみて，日本の赤黄色土

ふりロース状，または縞状に混り合った模様が層の鮮明な色調は，この結晶性酸化鉄によるもは，土壌分類学上，湿潤温帯の褐色森林土と熱URBAN KUBOTA NO.13｜10

帯・亜熱帯のラテライト性土壌の中間的位置を

これらだけでなく，西南日本の赤色土も，その的で，東北，北陸からオホーツク沿岸にいたる占める土壌型とみられ，菅野一郎により赤黄色

大半が，洪積世温暖期に生成した古土壌の残存までの大半をふくむ．

土 Red―yellow soilsと命名された．これと類物であることを見出した（松井・加藤，1962）．

しかしその後，低位段丘の堆積期にもう一回赤似の土壌は，北米東南部（赤黄色ポドゾル性土，

日本の海岸段丘を氷河成海水準変動と関連づけ

色土が生成されたことは確実で，東海，近畿地

赤褐色ラテライト性土），中国揚子江以南（紅壌，て，高位，中位，低位に三分した場合，日本の方の中位段丘上に分布するオレンジ色の赤黄色黄壌），インド（酸性赤色土），ソ連黒海沿岸（赤

赤色土の大半は，中位段丘堆積物（南関東の下

土は，高位段丘上の古赤色土（古期古赤色土）色土），オーストラリア東部（クラスノゼム）等

末吉層相当層）の堆積期に相当する温暖期（間よりも，厚さ，風化の程度は劣るが，明らかにに分布している．なお，扉写真に示した赤色土

氷期）に生成した古赤色土である．というのが

古赤色土（新期古赤色土）に属している．両者

下層の網状斑や虎斑は，重粘な土層中に停滞し筆者等の見解である．この期間に，数万年のタが隣接して分布する例を図３に示す．

やすい浸透水の影響で，酸化と還元が反覆されイムスケールで進行した風化作用と洗脱作用の古赤色土の生成環境を推定するには，二通りのたため（疑似グライ化作用）にできたものとみ規模の大きさを想定すれば，赤黄色土の特性は方法がある．一つは中位段丘構成層中の古生物られる（三土正則，1967，1972）．

十分に説明できるだろう．

化石による方法で，大阪・明石付近の同層準か④生成時期と生成環境

この推論の根拠は，日本の洪積台地上の赤色土ら発見されたナンキンハゼやアブラギリ等の亜

上述のように，赤黄色土の風化作用と洗脱作用の大半は，高位段丘（南関東の多摩面相当面）

熱帯性植物の化石は，明らかに間氷期の温暖気は，隣接の他の土壌にくらべ，きわめて著しい．

上に分布し，中位段丘には少なく，低位段丘に候を指示している（市原ら，1958）．

従来はその原因を，この土壌の主な分布地域では皆無であるという事実である．その上，キメ

他方は，現在生成と思われる赤黄色土の生成環

ある西南日本の湿暖温潤な気候条件に求めてい手になるのは，高位段丘の赤色土を被う火山灰境と比較する方法である．中国大陸東岸の赤色た．ところが大政正隆ら（1955）は，この分布などの被覆物の存在で，とくに火山灰の場合に土分布地域の年平均気温 20℃ 前後・常緑広葉

区域からかなり外れた新潟県下で赤色土を見出は，その時代を判定し易いので，古赤色土生成

樹林という環境条件は，古赤色土生成時期の環し，この地域の現在の気候条件ではその成因を時期の上限を知るのにきわめて有効である．そ境を指示している．

説明できないので，地質時代の温暖期に生成しの一例を図２に示す．ここで古赤色土の生成時

さらに，間氷期の平均気温そのものよりも，むた古土壌の残存物（レリック）とみなした．

期は，高位段丘形成後，その侵食末期≒中位段

しろ一定の気温をこす期間が数千〜数万年のオ筆者等もこれに刺戟され，東北，北陸地方から丘構成層の堆積期（下末吉期）に相当し，そのーダーで持続したことと，かなりの降水量によ北海道オホーツク海沿岸にいたる東北日本各地

上限は八女粘土層（新期阿蘇溶結凝灰岩の周縁

る著しい溶脱条件の持続とが，赤色土生成をもに，赤黄色土の赤色土群を見出した（図１）．こ堆積相）の堆積期≒南関東の武蔵野ローム期にたらしたとみるべきであろう．

れらの産状を第四紀学の手法で研究した結果，限定される．この時期の古赤色土生成は汎日本

図１−赤色土の産地<松井、1967>

図２−筑後平野周辺の洪積台地における赤色土の産状<松井・加藤、1962>

図３−東海地方の洪積台地における地形面と土壤の関係<松井・加藤、1962>

URBAN KUBOTA NO.13｜11

日本の土壌―５

黒ボク土＜火山灰土壌＞

加藤芳朗＝静岡大学農学部教授①はじめに―黒い土―とする）土壌である≫という認識が広まるよう

ポドゾル性土，乾性褐色森林土などに見られる．

富士，阿蘇，浅間など，観光地の火山を訪れたになった．

これらは，条件がよくなれば分解が進む可能性

旅行者のうちで，山麓にひろがる畑の土の色が黒ボク土は，平坦ないしは緩斜地にまとまってがある．黒ボク土の腐植はこれとは違って，重黒いのに気付いた人も相当いるであろう．火山

広く分布する．そこでは火山灰や黒ボク土が侵・縮合が進み，微生物による分解困難な物質で，からかなり離れた東京近郊などにもある．日本

食をまぬがれやすいためである．しかし，これかつ，アルミニウムの多い環境にあるので，上全体では，約６万平方キロ，全面積の約16％にに対しては別の解釈もある（⑥に後述）．黒ボ

ｅ の条件に適合する．
ｄ 〜○の○達し，その大半が畑地となっていて，農業にとク土は，微小なくぼ地で，厚くかつ濃い黒味を（３）コロイドとして凝集していること．

って大へん重要な土壌である．黒さの点では，帯び，下層土は黄色で，排水の悪いことを示す

高分子コロイドとしての腐植は陰電気を帯び，黒泥土，チェルノジョーム（黒土を意味するロ

斑鉄を含むことがよくある．やや湿り加減の場

そのまわりに陽イオンを引きよせている．これ

シア語，きわめて肥沃）とともに，世界の三羽所が好条件だともいえる．

をミセルとか電気的二重層と呼ぶ．アルカリ性

烏である．ここでは，この黒さがどうしてできインドネシアや中央アメリカでは，黒ボク土はで，陽イオンがナトリウムの場合は，図５Ａにたかを考えてみようと思う．むかしから農家で山の高い所にしかなく，低地では火山灰からラ示したような状態になって，粒子相互が反撥しは≪黒ボク≫と呼びならわしているので，以下

テライト性土壌ができる．このことから黒ボク

合うため，溶液中に単独粒子として懸濁するこでは黒ボク土と呼び，≪火山灰≫は，母岩（土土の生成には，最適気候（おそらく亜寒帯からとになる．この状態を分散（ゾル）という．②

壌の出発となる無機物―岩石）の意味で使うこ亜熱帯北部まで）があることが暗示される．

で述べたように，アルカリ液（カセイソーダ，ととする．

黒ボク土の分布地は，たいてい開発が進んでいピロリン酸ソーダなど）が，土壌の腐植を溶液②黒い色の本体るので，天然植生の残存する所が少なく，植生化しやすいのはこのためである．このときは，

黒い土の畑で土いじりをすると，手が黒く汚れとの直接の関係はつかみにくい．ただ森林下で溶液の移動とともに腐植は運び去られるので蓄て石ケンで洗ってもなかなか落ちないことがあは，Ａ層の上部の黒みのあせたものが出るので，積には不利である．乾燥地のソロネッツ，ソロ

り，黒い色のもとは非常に微細な粒子であろう

森林が安定植相ではないと考えられる．この点

チ土壌がこの例である．

と推定される．水溶液の中に分散されるといつは⑥で再び論ずる．

他方，酸性で，鉄，アルミニウムなどの多価陽までも沈まないのでコロイドであることがわか④なぜ腐植が多量に蓄積するか？

イオンの場合には，図５Ｂのように，粒子が引る（分散は④で説明する）．ためしに火の上で

図３のように，黒ボク土の全炭素含量はほとん

き合って大きな粒子団をつくる．これを凝集（ゲ

焼いてみると，黒味がなくなり赤い土（無機物）

ど５％以上で，なかには20％近いものもある．

ル）という．黒ボク土の腐植は，この条件に適が残る．元素分析をすると，図２のような元素

全腐植量に換算する（1.723を掛ける）と，９％合するので，雨水によって分散し運び去られるからなり，有機化合物である（腐植と呼ばれる）．

以上，35％近くにもなる．

ことがない．

アルカリ溶液にまぜてよくかきまわすと，溶液

まず，腐植集積の条件を考えてみる．

⑤黒ボク土の中のアルミナが黒くなり，土の色は明るくなるのでアルカリ（１）材料となる植物遺体の供給が多いこと．

黒ボク土には，図６のごとく，化学的に活性なによく溶ける（実は分散する）ことがわかる．

供給源を暗示する有力な証拠が，土の中に残さアルミナが多い．これは，ほかの黒い土にはな

この液に酸を加えて酸性にすると，黒っぽい沈れている．それは，大きさが 0.05〜0.01mmほい特性である．なかでも，珪酸と結合したアロ殿ができる．これが黒色味の犯人である．これ

どの珪酸質の粒子である（写真）．多いときにはを腐植酸と呼んでいる．この本体は，非常に大土壌全体の15％も含まれ，しかも，腐植量（全図１−黒ボク土の地方別面積
百分率 <足立嗣雄 1971より図化>

きい原子の集団（高分子）らしく，諸種の低分炭素）と比例関係にある（図４）．この粒子の起子（その中には芳香環も含まれる）のものが，複源がなかなかわからなかったが，ふとしたこと

雑に結合しているものと推定される．黒ボクのから，イネ科草本の葉に含まれる珪化細胞と形中の腐植酸はとくに色が黒く，炭素の割合が高がそっくりであることに気付き，調べを進めるいことから，芳香環など低分子物質の骨格部のにつれて，ますます確実となった．いわば，微重・縮合が進んだものと考えられる．

化石として残っているのである．それゆえ，原③黒ボク土の生成する環境料の主要供給源はイネ科草本とみなされる．草

初めに述べたように，黒ボク土は火山山麓に多
あな

本は木本と比べて，単位面積当りの生産量が高い．道路の切り割りや地中に掘った坑で内部をいといわれるので好条件である．

観察すると，黒い土層やその下の層からは，火（２）分解が制限されること．このためには，

図２−腐植酸の元素組成

山灰など火山噴出物の層が多いので，無機物のａ 酸素不足（過湿）ｃ 寒冷，○，○ｂ 乾燥，○
ｄ 有毒
○

<熊田恭一

源は火山噴出物と推定される．火山から離れたｅ
物質（例えばアルミニウムイオン）の存在，○地域でも，砂粒子の鉱物組成をくわしく調べる

分解困難な物質が多い，などの条件が挙げられと，同様な結論を下してよいことがわかった．

ａ 〜○
ｃ の場合は，分解が未熟な有機物（粗る．○

このことから，≪黒ボク土は，火山灰（を母岩

腐植，Ａ０ 層）が蓄積する．例えば，泥炭土，1970より図化>

URBAN KUBOTA NO.13｜12フェンやイモゴライト（43頁・図４参照）は特要である．

同じである．ただ，図６Ｂと似た活性アルミナ

異な粘土鉱物で，日本での研究は世界的レベル

天然の作用としては，火山の噴火，山火事，海組成を持つ．つまり，珪酸と結合したアルミナにある．なぜ，アルミナが多いかはまだ充分に

岸での潮風などがある．火山山麓に黒ボク土の（アロフェン）に乏しい．下層土は赤黄色土と説明ができないが，仮説としては，火山灰は微

多いのはこれで説明がつくかもしれない．しか似ている．また，火山灰でも，その特色と考え細粒子で孔隙が多いので，初期風化が急激に起し，火山から遠く離れた所でも随所に見出されられたアロフェンをほとんど含まない黒ボク土

こって塩基が遊離するのでアルカリ性となり，る．そこで，こうした森林破壊要因として浮かが，山陰，岐阜などから見つかっている．これ

脱珪酸が進行して相対的にアルミナが濃集する，

び上ってくるのは，人間の作用である．

は図６Ｂに示した活性アルミナをもち，上記のといわれている．

黒ボク土の出現が人類の新石器文化とほぼ同じ

東海地方の黒ボク土との共通点が目立つ．

活性アルミナが多いことが黒ボク土の特徴的なであるのは，偶然ではないような気がする．つ⑧黒ボク土の生成特徴と分類学的位置

性質の原因となっている．たとえば，腐植を多まり，人間の森林破壊（焼却，焼畑，伐採など）

これまでの論議を要約すると，黒ボク土は，亜量に含む，リン酸の吸収率が高い，水分含量がが強まった時期である．人間の活動しやすい緩寒帯から亜熱帯にかけての湿潤地帯で，遷移的高い，乾いた土が軽いなどである．

斜地や平坦地に黒ボク土が多いのも，これと関な草本植生下で，火山灰を中心とするがそれ以⑥黒ボク土をつくった草原係がないだろうか．東ヨーロッパのステップ周

外の種々の母岩からも生成する．水分状態はや

黒ボク土が日本ででき始めたのはいつ頃か，ど

辺のレス断面にチェルノジョーム埋没土が急にや湿が好ましい．

のくらいの期間を要したのかを説明しよう．出

ふえるのは，人類文化の進出による森林破壊，火山灰は，その風化物が活性アルミナに富んで土する考古学遺物や年代既知の火山灰との関係，草原化が起ったためとの論議もある．

保水性がよく，他の母岩よりも黒ボク土生成に腐植に含まれる炭素の放射性同位体による年代

森林の破壊されたあとには，ススキなどの草本

都合のよい条件をもつ．しかし，他の気候植生測定などを総合すると，黒ボク土は１万年以降が侵入して原野化することはよく知られ，これ下では褐色森林土，ポドゾル性土壌，ラテライになってさかんに出現するようになった．このらが採草地として長く維持された例もたくさん

ト性土壌など別な土壌ができる．

時代は後氷期で，気候は現在にほぼ近いといえある．人間の行為をきっかけとした草原化の問

広い温度環境下にわたって出現するのは，森林る．また，ある仮定を置いて，黒ボク土中の植

題は，考古学，植物生態学などの分野とも関連

破壊にともなう不安定な草本植生下で生成する物珪酸体の蓄積年数（黒ボク土の生成年数にほした学際的研究が必要である．

からであろう．森林の破壊には，火山噴火など

ぼ等しい）を算出すると１〜４×1,000年ぐら⑦黒ボク土の多様化の天然の要因のほかに人為の影響も可能性としいの値が出る．年代のわかった火山灰での例だ

これまでは，主に火山灰に由来したものを中心て残る．

と数100年でも腐植層は形成できる．現在の日にのべたが，ここ10年ほどの研究で，変わり種

以上のことから，土壌生成因子論的な分類体系

本の安定植相は森林であるといわれる．上述のの黒ボク土の存在が続々報告されるようになっに即して位置づけると，成帯内性土壌で，遷移ように，黒ボク土が生成するには，少なくともて，黒ボク土の内容は多様化しつつある．

的草本植生の影響のつよい生物因子土壌で，母数100年ぐらいはかかるので，草原がこの期間

東海地方や北陸地方には，火山灰以外の母材か岩因子として火山灰，水分状態因子としてやや維持されなければならない．そのためには，森ら，黒ボク土と非常によく似た土が出ている．

湿の条件は，生成を促進するけれども決定的な林が破壊され，なかなか復元されないことが必

腐植の質も似ているし，アルミナに富むことも因子ではない，と見ることができる．

黒ボク土壤中の植物珪酸体<岐阜>

図３ 黒ボク土と赤黄色土のＡ層の全炭素量の頻度グラフ

図５･Ａ−電位が高い<反撥圏が大きい>

図４ 黒ボク腐植層中の全炭素量と植物珪酸体量との相関

図５･Ｂ−電位が低い<引力圏が大きい>

図６−活性アルミナの類別

URBAN KUBOTA NO.13｜13

日本の土壌―６

泥炭土庄子貞雄＝東北大学農学部助教授①泥炭土および泥炭地の名称

しまう．そして沼は，これらの植物遺体で埋め

1)氷河作用によってつくられた湖沼

泥炭土あるいは泥炭は，土地によってはスクモ，

られ，陸化してしまい，ハンノキやヤチダモのヨーロッパや北米大陸の泥炭地の多くは，洪積

サルケ，ネッコなどと呼ばれることがある．泥ような木も生育するようになる．この時代の泥時代の大陸氷河の作用によってつくられた湖沼

炭土は，湿原植物の遺体の分解が不完全なため炭土も低位泥炭土と呼ばれる．このような低位に発達しているに堆積してできたものであるので，有機物のき

泥炭土は，わが国ではもっとも一般的なもので

2)火山作用によってつくられた湖沼

わめて多い土壌である．

ある．

火山堆積物が，谷部をせきとめたり，陥没作用

わが国では，普通有機物含量が20％以上で，構沼が陸化して乾燥してくると，図１−Ｃのようによってできた湖沼に泥炭地が発達する．

成植物が肉眼で判断できるものを泥炭土としてに比較的乾燥地での生育に適するヌマガヤ，ス3)傾斜地の湧水地帯

いる．これに対して，植物遺体の分解が進み，ギゴケ，チリメンゴケなどが生育し，またそれ

この種の泥炭地は，小規模であるが，山岳部で肉眼判定できないものを黒泥と呼んでいる．黒と共にヤナギやその他の灌木類も生育する．こ

よく見られる．

泥は，泥炭土に比べて一般に黒味が強く，またれらの植物遺体によって発達する泥炭土は，中4)沖積平野の湖沼

せんい質の感じがない．泥炭地とは，排水後20間泥炭土と呼ばれる．

わが国の泥炭地の大部分は，海岸沼沢地，河川

cm以上の厚さのある泥炭土で被覆された土地をさらに中間泥炭土の堆積が進むにつれて，図１の自然堤防の後背湿地，河川の蛇行跡などに発いう．植物学あるいは地理学の分野での湿原ま−Ｄのように，その上部は次第に水面より高く達している．

たは湿地とは，湿原植物の生えている場所のこなり，植物養分の供給が乏しくなる．それとと⑤気候と泥炭地の発達―泥炭地の分布とをさしている．したがって湿原植物が生育しもに下部の泥炭土の分解が進み，泥炭地は再び世界的にみて，泥炭地がよく発達している地帯ている場所には，必ずしも泥炭土があるわけで湿潤化してくる．このような条件下で最もよくは湿潤な冷温帯下にある．北半球でその南限をはない．

生育できるのは，ミズゴケ類である．ミズゴケ

みると，７月の平均気温が 20℃ の等温線とほ②泥炭土の分類類の繁茂によって，中間泥炭地の植物群は枯死

ぼ一致し，北限は１月の平均気温が −10°〜−

わが国の泥炭土の分類はドイツの流れをくみ，してしまう．この時代の泥炭土は，高位泥炭土

15℃ である．そして年降水量／年蒸発量の比成因による分類と構成植物による分類とが下記と呼ばれ，その生育は全く雨水に依存している．

が１に近いか，または１以上となっている．７のように併用されている．

以上のような順序で，泥炭地が発達した場合に月の平均気温が 20℃ を越えると，高位泥炭地

成因による分類は，図１−Ｄから分るように，下部から，低位，の主要構成植物であるミズゴケの旺盛な生育が中間，および高位泥炭土の順に堆積している．

困難となり，一方，１月の気温が低すぎると，また平面的には，図１−Ｅのように同心円状に，凍結によって泥炭地が破壊される．

中心部から周辺部に向って，高位，中間，低位

日本列島について，７月の平均気温 20℃ の等

泥炭地の順に分布する．しかしわが国の泥炭地

温線をみると，本州と北海道の間に存在するこ

高位泥炭土―ミズゴケ泥炭など．

では，このような典型的な発達過程をたどったとが分る．したがって気候的には，北海道はわ③泥炭地の発達様式

泥炭地は本州では少ないようである．泥炭地のが国の中で，泥炭地の発達にもっとも適してい

泥炭地の発達様式には，いろいろの種類がある

発達は，地形，気候の変化，河川のはんらん，ることになる．事実，北海道の石狩，釧路，サが，わが国でもっとも一般的な陸化型泥炭地に火山灰の混入，人為などによって影響を受けや

ロベツ平野などの沖積低地には，高位，中間，ついて説明することにする．

すい．例えば，河川のはんらんのため，高位泥低位の３種の泥炭地が広く発達し，その面積はいま，沼地から泥炭地が発達する場合を仮定し炭土から低位泥炭土や中間泥炭土に逆もどりす

約20万haとなっている（32頁・図２−１日本土

よう．図１−Ａに示したように，発達の初期は，るケースは珍しくない．

壌図参照）．これに対して，本州の泥炭地の面

沼地の周辺に先ずヨシ，スゲ，イ，ガマなどが泥炭土は，植物の栄養条件からも分類されるこ積は10万ha前後とみられ，主として東北，北陸，

密生し，毎年その枯死した遺体を水中に沈積しとがある．泥炭地の発達過程からも明らかなよ関東に分布する．その泥炭地の大部分は低位泥て泥炭土を堆積する．一方これらの植物の生育

うに，低位泥炭土は富栄養性泥炭土であり，中炭地であり，そのうちのかなりの面積は，沖積が困難な深い沼の中心部では，風や水の動き，

間泥炭土は中栄養泥炭土であり，雨水によって土でおおわれている埋没泥炭地である．

あるいは水中動物によって，破砕された植物遺のみ涵養された高位泥炭土は貧栄養泥炭土であ

北半球で，７月の平均気温 20℃ の等温線は，体が，周辺部より運びこまれ，底土と混合しなる．なお，泥炭土の堆積速度は，種々の方法に洪積世における大陸氷河地帯の南限にほぼ相当がら沈積してゆく．この層は，上部ほど有機物

よって測定されているが，その平均値はおおよしている．北米やヨーロッパ大陸の泥炭地は洪が多い低位泥炭土である．しかしその堆積過程

そ１年間に１mmという値が得られている．

積世の大陸氷河によって形成された湖沼に多くから，よく沈積性泥炭土と呼ばれる．

④泥炭地の発達する地形

発達し，その面積は莫大である．例えば，北欧

沈積性泥炭土の堆積によって沼が浅くなり，水泥炭地の発達する地形は，湿原植物の生育と，のフィンランドでは，全陸地面積の約３分の１

深数ｍになると，沼の周辺部に生育していた植生産される有機物の分解を抑制する滞水，あるが泥炭地といわれる．

物群は，図１−Ｂのように次第に周辺部より中いは過湿な条件を有する．以下の地形は，泥炭⑥泥炭土の性質

心に向って前進し，ついには沼全体をおおって地がよく発達する地形である．

普通の鉱質土壌は，図２にみられるように，固構成植物による分類．

低位泥炭土―ヨシ泥炭，スゲ泥炭，ハンノキーヨシ泥炭など．
中間泥炭土―ワタスゲ泥炭，ヌマガヤ泥炭，
ホロムイヌゲ泥炭など．

URBAN KUBOTA NO.13｜14

相，液相，気相の割合が２：１：１程度となって

容積重は著しく低下する．泥炭土の熱伝導度も流亡し易いのは，陽イオン交換反応に関係するいる．これに対して自然の排水を受けない泥炭

泥炭土の水分含量によって大きく左右される．

ものが大部分カルボキシル基によるためである．

土では，大部分が液相，すなわち水分である．

泥炭土が乾燥すると，容積比熱が小さくなり，⑦泥炭地および泥炭土の利用

そしてわづかな固相も，鉱質土壌とは対照的にまた伝導度も小さくなる．

わが国の泥炭地の大半は北海道に分布するが，大部分が有機物からできている．鉱質成分の混河川の氾らんや火山灰の降下などの影響のない

とくに気候条件に恵まれた石狩平野の泥炭地は入のない高位泥炭土では，固形分の90％以上が条件下で発達した泥炭土の有機物含量は，きわ

第二次大戦後大部分が水田として開発された．

有機物より成っている．このような泥炭土の組

めて高いはずである．例えばドイツの泥炭土の泥炭地は排水と鉱質土の客土によって，高位収成が，この土壌の特性を大きく支配している．

例をあげると，乾燥泥炭土中の有機物含量は，

穫田となり，また排水と酸性矯 正によって，立自然状態にある泥炭土の水分保持力はきわめて高位泥炭土では98％，中間泥炭土では95％，そ

派な畑地や草地にすることができる．また最近

大きいが，一度排水乾燥すると，著しく収縮す

して低位泥炭土では90％となっている．これにの土地開発や道路建設は，地価の安い泥炭地にるとともに，泥炭土自体の吸水能力も大きく低

対してわが国の泥炭土の有機物はかなり低い．

も及んでいるが，地耐力および耐震性の弱さ，下する．一方泥炭地の地盤沈下には種々の原因

北海道の平均値をみると，それぞれ64％，75％，

脱水作用と有機物の分解に伴う地盤沈下は，今があげられるが，その中でもっとも有力なのは，63％となっている．

日，大きな土木的問題となっている．

排水による泥炭土の脱水収縮である．したがっ

泥炭地の発達様式についての説明においてふれ

泥炭土の用途は，農業上の直接的利用以外にもて地盤の沈下量は排水が強いほど大きく，またたように，高位泥炭土は貧栄養であり，中間泥数多く見出されている．これらを列挙すると，排水効果の大きい地表面がもっとも大きく関係

炭土は中栄養であり，低位泥炭土は富栄養泥炭

燃料としての泥炭ブリケット，動力を得るためする．また沈下の程度は泥炭土の種類によって土である．しかしわが国の泥炭土では，河川のの泥炭のガス化，充填および絶縁材料，フィル

異なり，鉱質成分が少なく，含水比の大きい高氾らんや火山灰の影響のため，泥炭土の無機成

ターベッド中の吸着剤としてのチャコールの生位泥炭土がもっとも大きく，鉱質成分が多く含分の上からは泥炭土の栄養条件は明らかにされ産，ウィスキーの風味付け，きれいなミズゴケ

水比が比較的小さい低位泥炭土では小さくなる．

ない．

泥炭は外科の当て物の吸着剤や手当用品，ヨー

泥炭土は，毎年毎年植物遺体の堆積によって発泥炭土の有機組成の特徴は，他の鉱質土壌とち

ロッパの保養地での泥炭浴場，敷わらや寝具材

達するので，水平の板状構造となっている．しがって，ヘミセルローズやセルローズのような料，泥炭紙の原料，園芸植物の保水材，堆肥のたがって力学的性質も一般の鉱質土壌とは著し

易分解性有機物がかなり含まれていることであ

原料，土壌改良剤，泥水の安定剤，移植用の泥く異なっている．もちろん，地耐力は鉱質土壌る．したがって，泥炭土の腐植含量は全有機物

炭ポットなどきわめて多彩である．

に比べて著しく小さいが，水分条件や泥炭土のに対する割合が低く，しかも腐植化度の進まな

図２−鉱質土と泥炭土の三相分布割合の比較

種類によって異なる．排水による泥炭土の脱水

いものである．

によって地耐力を高めることができる．

泥炭土は酸性土壌の代表的なものであるが，そ

泥炭土の容積重は，湿潤な自然状態では，大部れは塩基で飽和されていないカルボキシル基に分が水であるので１に近い．しかし，乾燥する

もとづくものである．また泥炭土では，ＮＨ４＋，と，その大部分は空気でおきかえられるので，

Ｋ＋，Ｃａ＋＋，Ｍｇ＋＋の陽イオンの保持力が弱く，きよう

図・1−泥炭地の発達過程

URBAN KUBOTA NO.13｜15

日本の土壌―７

水田土壌
三土正則＝農業技術研究所

はじめに労働力を調達して行なった事業であった．均平の場に降った雨水が，浅い位置にある不透水層

弥生時代の始め，紀元前１〜２世紀頃から稲作化，灌漑・排水工事やその前提となる治水事業

で浸透を遮られ，その上に溜まったものをいう．

は始まり，米が基幹的食糧の地位を確保するにに投ぜられた労働量を考えると，まさに巨大な浅い位置にあるため気候の影響を受け，溜まっ

いたってのち，各歴史時代を通じ水田の開発は

民族的土木事業であり，そのうえ伝統的な集約たり消えたりする点が地下水と異なるが，静水

たゆみなく続けられた．弥生時代のはじめは自的肥培管理とあいまって，わが国の水田地帯の学的には，地下水の特殊な一形態とみてよい．

土壌は，人間の営力が深く刻みこまれた土壌で地下水の作用のもとで生成するのがグライ土や濫 の心配のない沢田・棚田から，小・中河川流あるということができる．

灰色低地土（④参照）とよばれる青灰色や灰色

域をへて，江戸時代以降水田地帯は大河川流域

ここでは，水田耕作に伴う人為が，土壌の性質の土壌であり，停滞水の作用でできるのが，疑に進出し，さらに干拓によって海へ向けても拡にどのような影響を及ぼすかをのべ，ついで水似グライ土とよばれる赤褐色と灰色の特徴ある大を続けてきた．また江戸時代の始めからは高田地帯に出現する土壌の種類と性質について説模様（大理石紋様）をもつ土壌である．

燥の台地上に，明治以降は極端に低湿の泥炭地

明することにしたい．

ところで，とくに地下水位の低い水田地帯に導帯にも，水田は拡がってきている．（図１）①地下水・停滞水と灌漑水

かれる灌漑水は，稲作期間中，重力により降下

わが国では，熱帯アジアの水田地帯などと違っ水稲栽培が土壌に強い影響を及ぼすのは，その浸透する一方，補給されて絶えず土壌表面に湛て，古代より水田の造営には灌漑 水の確保が不特有な水管理に主な原因がある．その影響は，えられる．湛水 期間中は，水は土層（すくなく可欠の前提であった．主な理由は，わが国の沖人為的な水である灌漑水の直接的影響と，地下も表層土）を飽和するが，それは落水乾燥と規積地の地形は傾斜が急で扇状地的性格が強く，水位の変動を介して及ぼす間接的影響の二つに則的に交代する．湛水浸透と落水乾燥が交互す

自然の氾濫水に頼っていては水害や干ばつなど分けることができる．前者の，灌漑水の直接的る灌漑水の独特の動態は，水田耕作に伴う人為の災害が大きすぎ安定な稲作が営めないこと，

影響は，地下水位が低い立地条件下で明瞭にあ的水管理を離れては考えることができない．

栽培期間中の天水（平均500〜600mm）だけでは

らわれ，かつ水田耕作下に特有のものであるた

加工された水ともいうべき特殊な動態をもつ灌水が不足し，後背山地に降る雨を引入れる他なめ特に≪水田土壌化作用≫とよばれる．

漑水は，上述の地下水や停滞水とは別の，第三いことにある．

長期間にわたり土層を飽和する水≪過剰水≫は，の過剰水とみなすことができ，そのことが以下

水田地帯の拡大には，治水・灌漑・排水技術の強い嫌気状態をもたらし，土壌に独特の作用をにのべるような水田耕作下でみられる独特の生

進歩と，労働力を組織しうる政治体制を必要と及ぼすので，そういう影響を受けた土壌は，分成作用と深く結びついている．

した．水田開発はそうした地域総合開発的性格

類上からも区別されるのがふつうである．これ②灌漑水の直接的影響―水田土壌化作用もあって，天水に依存する棚田や江戸時代後期まで土壌学でいう過剰水とは，地下水と停滞水≪季節的な逆グライ化作用≫の町人による開田を除けば，ほとんど為政者がの二つを指していた．このうち停滞水とは，そ

稲作期間の大部分は土壌は水面下にあって，とはん

然に水の溜る低湿地が利用されたが，その後氾
らん

かんがい

図１−日本における水田面積と米生産量<盛永，1967より作製>

たんすい

図２−浸透水中の鉄，マンガン濃度（山口県徳佐土壤）<松浦，福永，坂上，1972>

URBAN KUBOTA NO.13｜16

くに表層土の孔隙は水で飽和される．湛水後活は鉄がその場で還元・再酸化されてオレンジ色

紋がにぎやかなよく発達した集積層ができる．

ぱつな微生物活動によって有機物の酸化分解がの雲状斑（輪郭のぼやけた斑点）となるか，水

下層土が水で飽和され「疑似グライ化」する土

起こり，それに併行して酸素の消費，ついで鉄田にする前の褐色がそのまま残っている．この

壌でも，逆グライ化層の下で集積が起こり，ふやマンガンの還元（→Ｆｅ ，Ｍｎ ）が進み，表紋様構造は，疑似グライ化によってできる「大つう「疑似グライ化」層との漸移部に集積層が層の土は青灰色に変わる．これは≪グライ化≫

理石紋様」と基本的に一致しているので，ここできる．この場合は表層からの ＦｅⅡ を捕捉すとよばれる．自然の土壌ではグライ化はもっぱ

では暫定的に「疑似グライ化」と呼んでおく．

るのは分子状酸素ではなく，陽イオン交換能をら地下水によるから，それを正常のものと見る

逆グライ化層の鉄の斑紋が，孔隙に形成されるもつ土壌粘土である．粘土に捕えられたＦｅⅡ は，目には，土壌表層部から始まる水田のグライ化（根や動物の孔にそう糸根状や管状，構造表面

落水後空気が侵入してのち粘土を離れて酸化沈は逆立ちしているように映るため ≪逆グライの膜状）のに対し，「疑似グライ化」層は孔隙殿する．「疑似グライ化」層も湛水下でむろん

Ⅱ

Ⅱ

ぢ

化≫と呼ばれることがある．これが灌漑水の独にそう部分が灰色で斑鉄は地の部分にあるとい

水は降下浸透しているから，鉄・マンガンは溶特の動態のもたらす一つの大きな特徴である．

うふうに位置関係が逆で，この点が両者を識別脱される．ただこの層からの溶脱は表層の逆グ

落水期には逆グライ化層は一般に乾燥酸化が進する重要な手がかりである．

ライ化層よりは弱く，主として孔隙にそって局

み，鉄の孔隙にそった酸化沈殿を起こしつつ，≪還元溶脱・酸化集積作用≫

部的に起こる．この状態を示したものが図３Ｂ

土色は青味を失って灰色に戻る．ただ深い部位

逆グライ化層や「疑似グライ化」層を満たしてである．

に及んだグライ化は，条件によっては落水後もいる水は，静止しておらず，重力によって降下≪塩基再編成作用≫

長期間持続することがある．

浸透している．これが灌漑水の動態のもう一つＣａ＋＋，Ｍｇ＋＋，Ｎａ＋，Ｋ＋ などの陽イオンを塩基≪「疑似グライ化」作用≫の大きな特徴である．還元によって溶解性を増といい，土壌中ではふつう粘土に吸着されてい下層土が細粒であったり充填が密なときは，水した鉄やマンガン（ＦｅⅡ ，ＭｎⅡ ）は，図２に示す

る．水田耕作が土壌の塩基状態に与える影響は，による孔隙の飽和は逆グライ化層のさらに下方

ように水の降下とともに溶脱される．

灌漑水に含まれる塩基が供給される面と，生成にまで及ぶ．水に飽和された下層土では，水道

逆グライ化層（ふつう作土と第２層）から溶脱する多量の ＦｅⅡ が塩基を交換浸出して洗脱をとなる大孔隙（根や地中動物の孔，膨潤収縮のした鉄やマンガンは，その直下で全部または一進める面との相反する作用のバランスに依存し繰返しでできる構造体のすき間）にそって上部部が集積する．自然堤防や旧河床のように粗粒ている．

から易分解性有機物が供給され，弱い還元状態

でルーズなときは，下層土は湛水下でも水で飽塩基に乏しい沖積堆積物や洗脱の進んだ台地土になる．湛水期の弱い還元と落水乾燥との繰返和されないので，表層から溶脱したＦｅⅡ ，ＭｎⅡ

壌では，前者の作用がまさってＣａ＋＋，Ｍｇ＋＋，

しのもとで，孔隙にそう部分が灰色化し，灰色

はそこで分子状酸素によってことごとく酸化沈

Ｎａ＋ などの塩基が増える．塩基に富む材料の場

殿し，図３Ａにみるように，鉄やマンガンの斑合は，後者の作用がまさって塩基が減少し，と

みずみち

ぢ

の網目模様をつくる．孔隙から離れた地の部分
図３−水田土壤における鉄，マンガンの溶脱と集積

URBAN KUBOTA NO.13｜17

くにＣａ＋＋ が減る．このようにして多くの水田色の斑鉄層（管状，糸根状斑鉄があるので「疑の性質は発達しないか弱くしか現われない．こでは，塩基飽和度40〜70％，ｐＨ５台という比較

似グライ化」層と区別できる）を浅い位置まで

こではそのままの名称を用いる．

的狭い範囲に落着く．水田土壌が，ふつう無肥

ひきあげる．一たん浅い位置にグライ層が形成

水田は人間の造営物であるから，灌漑水が得ら料でもイネの一定の生育を保証し，逆に，多肥されると，構造や孔隙系を破壊して壁状化する

れる限り土壌の種類を選ばないわけで，とくにによる塩類障害も起こさないのはこのためであため毛管水帯の上縁が高まり，冬の冷涼多湿な

近世に入り，台地上の黒ボク土や赤黄色土地帯

る．（図４）

気候も手伝って，グライ層は落水期も維持されにも水田が拡がってきた．

③地下水を介した間接的影響やすくなる．わが国の水田地帯には，掘っても≪褐色低地水田土，灰色低地水田土≫≪排水による地下水位の低下≫

湧水のない比較的締まったグライ土の分布が広褐色低地水田土は，自然堤防や旧河床などの粗茨城県下でかつて「笠田」という地名の由来を

いが，そのかなりの部分は水田耕作の所産であ粒質な堆積物に由来するもので，地下水位が低訊ねたとき ”他村から来たばかりの嫁が，知らる可能性がつよい．

く透水過良〜良好な水田土壌である．作土下方

ずに一人で出かけて田に埋れ死に，田面に笠だ

ここでのべた水稲栽培が地下水の挙動を介してにスキ床が明瞭に発達し，そのため湛水期間はけ浮いていた”という言伝えを聞いたことがあ与える間接的影響は，一般に考えられているよスキ床より上は水で飽和されてグライ化する．

る．膝の上までつかったり，田下駄をはいた農

りもはるかに大きい．ただ影響の性質は，地下粗粒で充填のルーズな下層土は，湛水下でも水作業は，今日ではほとんどみられないが，そう

水が自然の要因で上下する場合の効果と区別がに不飽和なため酸化的で褐色を保っており，そした強湿田は，かつて関東以北や日本海側の諸つけにくく，水田地帯に独特のものとはいえなれがこの土壌のなまえの由来である．水の降下

県には広かった．

い．

浸透によって，グライ化した表層から溶脱した

暗渠排水，ポンプ揚水機の整備によって，かつともかくわが国の水田農業は，河川を手なづけ

鉄，マンガンは，下層で酸素に捕えられてことて広大だった強湿田の多くは乾田化された．排て自然の氾濫堆積作用を抑え，排水によって低ごとく酸化沈殿するため，ひじょうに明瞭な鉄，

水は降下浸透と落水期の乾燥をもたらすことに

湿地の余分の水を抜き去り，そのうえ制禦され

マンガン集積層が発達する．（図３Ａ）

よって，有害物の洗滌，地温の上昇，乾土効果

た水―灌漑水―を低平地の圧倒的部分に導いて灰色低地水田土は，沖積一般面に広く分布し，の発現，水のかけひきなどを可能にし，生産力いる．水田耕作に伴う直接間接の影響によって

褐色低地水田土よりは細粒で充填の密な堆積物を高めてきた．排水はまた，地耐力をつけ，農重要な改造を蒙らない土壌はほとんどないといに由来するもので，透水中度〜やや不良な水田作業を容易にしたり機械の導入を可能にするほってよいほど，その影響は広汎で，しかも深甚土壌である．湛水下で深くまで水で飽和され，か，裏作導入の条件をもつくりだした．
．．．．
これを土壌の面からみれば，ぬかるむグライ土．．．．
から比較的締まったグライ土や灰色低地土へ変である．次項の水田地帯の土壌の種類では，泥表層の季節的逆グライ化と下層の「疑似グライ

炭土，黒泥土，グライ土をはじめ自然土壌の名化」とのために，土層全体が灰色味を帯びる．

称を多く使っているが，それは水田農業が自然降下浸透によって全層から鉄，マンガンの溶脱化する方向である．さらに湛水期の水の降下浸条件をすなおに受入れて営まれていることを意が進むが，それと同時に，上部の逆グライ化層

透や，落水期の乾燥をもたらし，②でのべた水味しない．それらも過去の自然改造の結果，現から溶脱した鉄の集積がその直下で進行する．

稲栽培下に特有の作用―水田土壌化作用―をひ

在の姿に変えられた場合がきわめて多いのであ集積層より上の季節的にグライ化する部位は，きおこす方向でもある．

る．

地色が灰色で糸根状や膜状の斑鉄がある．集積

泥炭地でも，排水は水稲作にとって不可欠の条④水田地帯の土壌の種類と性質

層の下方の灰色の層は「疑似グライ化」の産物件である．泥炭地の排水は，泥炭の乾燥収縮と水田地帯の圧倒的部分は沖積低地にある．地下で，孔隙にそって灰色部が網目状に拡がり地の部分的分解など，かなり重要な変化をひきおこ

水の影響をもとにした低地土壌の分類には，鴨部分にはオレンジ色の雲状斑鉄がにぎやかであす．

下の有名な五類型―泥炭土，黒泥土，低湿地土る．膨潤収縮のくり返しによってできる大きい≪灌漑による地下水位の上昇≫（グライ土），灰色低地土，褐色低地土―があ

塊状または柱状構造がよく発達し，構造表面は水田における灌漑は，さきにのべた直接的影響

り，現在も広く用いられている．

スベスベした灰色の光沢をもつ．（図３Ｂ）のほかに，地下水位を上昇させるという間接的

地下水の影響のもっとも弱い褐色低地土と灰色

そのほか深くまで波及した逆グライ化層が非稲影響をも及ぼす．水田農業でなければ河川の水

低地土（の一部）は，水稲栽培のもとで灌漑水作期間にも保存される場合がすくなくない．イはほとんど全て海へ流れ去るものであるが，わの独特の影響を強く受けて特有の性質をもつよ

ネの根の自由な伸長（有機物の供給）を可能にが国では，それを低平地の圧倒的部分に平均10うになる．「褐色低地水田土」，「灰色低地水田する膨軟な土壌条件，非稲作期の蒸発散を阻害

アール当たり1,500トン，水嵩にして年間降水土」と呼んでいるものはそのような土壌で，まする諸条件（たとえば日本海側のような冷涼多量に匹敵する量（1,500mm）を導き入れるわけ

とめて灌漑水型水田土壌とよぶこともある．②

雨気候，天水に頼る棚田にみられる常時湛水状である．また細かくみれば，夏の間，排水路水

でのべた水田土壌化作用は，このような土壌に態）などは，逆グライ化層の維持を助長する．

位が高まる結果，その時期の地下水位が上昇し，典型的に進行する作用である．泥炭土，黒泥土，

これらの水田土壌をとくに≪停滞水型水田土≫

地下水変動が上方へ増幅させられる．

グライ土および灰色低地土（の一部）は，地下と呼んでおきたい．

水稲栽培はこのようにして地下水位を高め，さ水の影響が支配的で，人為の影響はあるとして≪グライ土，灰色低地土≫

もなければ深い位置にあるはずのグライ層や灰も地下水を介して及ぼされるため，水田に特有

後背湿地などの地下水位の高い排水不良の低地

ぢ

URBAN KUBOTA NO.13｜18

に分布する土壌である．恒常的な地下水面が浅≪泥炭土，黒泥土≫耕作の影響は褐色低地水田土や灰色低地水田土い位置にあるときは，土層の大部分は年間を通生成と性質については本書の他の部分で詳しくの場合と基本的に同質であるが，その程度がはじ地下水に飽和されて強い還元状態となり，生のべられているので省く．

なはだ弱いことが特徴である．

成した多量の Ｆｅ のため土壌は特有の青灰色

自然状態の泥炭土，黒泥土はそのままではとう

なかでも赤黄色土に由来する水田土壌では，遊を帯びる．これを≪グライ土≫という．地下水

てい稲作に耐えられない．排水と客土を軸とす

離鉄は結晶化が進んでいて湛水下でも還元されⅡ面上では，空気の侵入する孔隙の付近でＦｅ のる大規模な土地改良によってはじめて稲作が可

にくい．したがって鉄の溶脱層，集積層の発達

酸化沈殿が起こり，管状，膜状を主とする斑鉄能になる．北海道に広く分布する泥炭地（20万がごく弱いかまたは認められず，鉄よりも還元が形成される．

haといわれる）の開発が国家事業として本格的されやすいマンガンが表層から失われ下層に集恒常的な地下水面がやや低下し，土層の大部分に着手されたのは，第２次大戦後のことである．

積するだけである．

が季節的に変動する地下水の影響を受けるとき

泥炭地の排水は，乾燥収縮（厚さにして３分の

これに比べると黒ボク土に由来する水田土壌は，は，土層は青みが失せて灰色となり，ふつう全２，体積にして３分の１位になることがある）

黒ボク土が元来もっている性質を強く残しなが層にわたって管状，糸根状などの斑鉄がみられや部分的分解などかなり重要な変化を起こす．

らも，かなり明瞭な鉄，マンガンの溶脱層と集る．これを≪灰色低地土≫という．

土地改良の結果，１ｍの試坑調査が湧水の心配積層が発達するなど，水田耕作下で特有の性質

グライ土も灰色低地土も地下水位の高い土壌でもなく行えるような排水された泥炭土，黒泥土がはっきりとつけ加わる．（図５）あるから，湛水下でも降下浸透はごく弱く，まが水田地帯に拡がっている．

た落水期も乾燥しにくい．したがって褐色低地≪台地上の水田土壌≫

水田土や灰色低地水田土のような水田耕作下に本来なら水のこない台地上に灌漑水を引いて水特有の性質は発達しにくい．しかしこれらの土田を拡げる努力は，すでに江戸時代初期にあら壌も自然のままのものでなく，稲作に伴う人為われ，そのためトンネルを掘って水を引き，橋が地下水を介して影響を与え，現在の姿に変えを架けて水を渡すなどの技術まで開発された．

られた場合が多いことはすでにのべたとおりで台地上の開田は，明治時代以降一そう本格化しある．

た．これらの土壌は地下水位が低いから，水田

図４−水田耕作による表層土のｐＨ変化

図５−低地水田土壤と台地水田土壤における遊離鉄の出発物質からの変化率

Ⅱ

図６−低地の水田地帯の土壤

URBAN KUBOTA NO.13｜19土壌の生いたちとその荒廃をめぐって①土壌の生いたち①土壌の生いたち

加藤芳朗＝静岡大学農学部教授

ます．ふつう一番上には，落葉などの堆積した層があります．新しいもの＝Ａ００ が上に，古い②日本の土壌の特徴

土壌の断面形態

もの＝Ａ０ が下にあります．古いものほど腐っ松井健＝地域開発コンサルタンツ

編集ているわけですが，さらにもっと腐ったものは，③人間による影響―土壌の荒廃を中心に―ところに話題をしぼり，いろいろとお伺いした

もとの色や形が全く変ってしまい，無機質の土山根一郎＝東京農工大学農学部教授

いと思います．最初に加藤先生からお願いいたとすっかり混合した層＝Ａ１ になります．これします．

は大体黒っぽい色をしておりますが，落葉の層

加藤からここまでがＡ層です．

本日は，土壌についてその最も基本的な

まず最初に，土壌というのは一体どういうものをさしていうのか，ということから説明．
します．たとえば，土という言葉があるし，ど．
ろという言葉もあって，いろいろな言い方があＡ層の下には，茶色っぽい色をした，いわゆるります．ふつう土とかどろと言った場合は，材たい岩盤が出てきます．この岩盤は，実は土に料，つまり粘土細工，土木工事，あるいは窯業なる前の姿をあらわしているもので，これが母の材料という意味合いが強いのですが，われわ岩でＤ層といっています．その母岩が腐りかけれ土壌学の分野で土壌と申しますと，これは，て，土になりかわる途中の段階があるわけです

はっきりした一つの形や構造をもっているもの

が，これをＣ層と呼んでおりまして，Ｄ層の上をいいます．

にきます．ちょうど，上からアルファベットのでは，その形とか構造というのはどういうもの

Ａ，Ｂ，Ｃ，Ｄに相当するような名称がついてかといいますと，これは専門用語で断面形態とおります．

呼ぶものです．たとえば道路の切り割りや工事

そういった土層の各層が厚く発達したり，薄かのときの畑の切ったところを一寸注意してみまったり，いろいろな状態があるわけですが，こすと，どなたでも気付かれるように，地表に平れを一般化したのが図1−1です．この図は，起行して幾つかの層に分かれています．これが，こり得るいろいろな場合をすべて想定してかい土壌としての一番の大きな特徴なのです．これていますのでかなり複雑です．実際には，これは，岩石とか植物や動物などにはないものです．

がすべて揃ってでることはありません．図にみその層をよく見ますと，いろいろな場合がありるように，Ａ００，Ａ０，Ａ１ と続き，その次にＡ２

粘土質の層が出てまいります．これをＢ層と呼んでいます．さらにずっと下になりますと，か

図１･１−土壤の断面模式図と土層名

URBAN KUBOTA NO.13｜20

≪図1−1の注≫＝わが国の森林土壤では，Ａ１ 層が厚く発達している場合に，それを細分してＡ１ ，Ａ２ ，Ａ３などと使用する．表紙裏及び前半部の断面記載にはこの記号が使用されている．なお，Ａ11 ，Ａ12 ，Ａ13 と記載する場合も多く，併用されている．

層がくることがありますが，これは後で述べる

りしておきたいことがあります．じつは，これなか分解しないで水中に蓄積し，泥炭ができま

こととしまして，下は Ａ３ 層になります．これからいろいろな土壌の名称がでてきますが，こす．これを泥炭の生成作用といっています．

は，Ａ１ 層とＢ層との移り変りの部分です．

の名称には，世界的にも国内的にも，まだ統一

それから（Ｂ）層のように，風化によって粘土がそれから漸移的な Ｂ１ 層をへて Ｂ２ 層になりまされたものがありません．ほかの分野の方が聞できるような作用は粘土生成作用．これも生成

す．これにはいろいろの種類があります．風化

くと非常に奇異に感ずると思いますが，極端にする粘土の種類によって，アルミナ質のものがして粘土質になったものは，（Ｂ）であらわしま

いうと，土壌の名称というのは国によってみんできる場合と，アルミナ・珪酸質のものができす．岩石の中に含まれている鉄は，酸化鉄の形な違いますし，また同じ国でも人によって意見る場合とがあります．前者をアリット化作用，で遊離してできますので，鉄さび色，つまり赤が違います．日本などもとくにそういう点があ後者の場合をシアリット化作用と呼んでいます．

とか黄といった色がつきます．

りまして，このため専門外の人にとって非常に先ほどの溶脱と集積に関係した作用としてポト

また，Ａ層の付近のある成分が雨水とともに下わかりにくい．こういう点は，われわれ反省し，ゾル化作用があります．鉄やアルミナ等が溶脱の方に動いて，Ｂ層のある部分に再び沈澱する

なるべく統一したいとは願っているわけですけ

されて，下層に集積する作用です．また粘土がことがあります．この場合には，Ａ層の成分のれども，まだその段階には達していないことを溶脱して，移動して集積するレシバージュ（粘抜けた部分（図ではＡ２ 層）を溶脱層とよび，

お含みおき願いたいと思います．

土集積）作用があります．そのほか，雨が少な

それが，下のＢ層の方へ運ばれて沈澱し集積す

土壌生成作用く非常に乾燥した地域におこるものとして，溶る層をＢ２ 層と呼んでいます．そして，溶脱しでは次に，こういった土層の断面形態がどうしけやすい塩類―食塩，硫酸石灰（石膏），硫た成分の性質に応じて，鉄が溶脱されて集積すてできるだろうか．それぞれの土層を作る作用

酸ソーダなどを含む地下水が孔隙を通って上昇る場合をＢｉ，腐値が溶脱されて集積する場合

はいろいろとありますが，それらを整理いたし

してくると，水が蒸発してしまうので地表の近をＢｈ，粘土が溶脱されて集積する場合をＢｔとまして，幾つかの基本的な作用を抽出して，こくに塩類が集積します．いわゆる塩類化作用で呼んでいます．なお，塩基とか珪酸とかが，土れを基本的土壌生成作用と呼んでおります．こす．また比較的雨の少ない地域では，石灰が炭層全体から流亡して系外に排出されることが多れは，土層のいろいろな組合わせをつくる作用

酸石灰の形で集積する作用もあって，石灰集積

いのですが，これはとくに溶脱層とは考えませです．たとえばさきほども説明しましたが，Ａ作用と呼ばれております．

んで，ふつう洗脱とよんでいます．

層というのは，落葉や枯葉のような有機物が地

それから，もう一つグライ化作用というのがあまだほかにもいろいろのケースがありますが，表にたまり，それが分解して腐植化することをります．これは水で飽和したところでは酸素不いろいろの土層が集って一つの断面形態をつく

腐植集積作用とよび，Ａ００・Ａ０・Ａ１ がセット足により還元状態になって，鉄が第一鉄になっっている．これが土壌の非常に大きな特色です．

でできます．ところが，温度が低くて水の多いて，土層が青色を帯びてくるような場合です．

ところで．話をさきに進める前にちょっとお断

非常に湿った環境のところでは，有機物はなか

こうしてつくられた土層をグライ層と呼んでお表１･１−基本的土壤生成作用

URBAN KUBOTA NO.13｜21

ります．このように，さまざまな土層の生成に

灰色森林土，チェルノジョーム，栗色土の断面

間のタイプ，さらに森林限界以上になるとポド対応して，いろいろな土壌生成作用というもの

特徴を図1−2Ｂに示します．灰色森林土は ｐＨ

ゾル，高山腐植土壌と呼んでいる土，こういっが設定されているわけです．その他のものにつが低く，置換性の水素イオンを持っている．チ

たさまざまな土が高度に対応して出てきます．

いては，表1−1に要約しておきます．

ェルノジョームでは，腐植集積作用が著じるし

図1-3Ｂは，こうした土壌タイプの代表的断面

土壌の生成を支配する環境因子

くｐＨは中性〜微アルカリ性で，下層に炭酸石

構成と化学的性質の垂直的変化を示したもので，

ところで，こういった土層構成をもつ土壌が，灰を含みます．栗色土は微アルカリ性で，炭酸

これらの図には土壌生成作用の特性をよくあら

現実には，地球上のどういう場所で，どのよう石灰はより浅くから含まれ，また置換性のナト

われております．

なでき方をしているだろうか．そのことが土のリウムを含むのが特徴です．

高山腐食質土壌は，高山草原いわゆるお花畑の

生いたちの大変重要な問題になるわけですが，この南のさらに雨の少ない地域は，砂漠ステッ

土壌です．図でみるように，草原土壌一般の特そのためには，土をよく調べてみる必要があり

プとか塩類土壌になり，石灰や塩基は下層から徴と同じように，腐植と塩基が表層に著じるします．いろいろの土層をもった土が，環境の条

土壌の表層にまで含まれます．このように，雨く集積していることがわかります．

件とどういうふうに対応しておるであろうか．

の少ない方にゆくほど，さきほどの土壌生成作

ポドゾルは，Ａ２層（漂白層）では遊離鉄や腐植

そういう点を少し見てみたいと思います．

用でふれました石灰の集積作用，あるいは塩類が少なく，粘土のＳｉＯ２ /Ａｌ２Ｏ３ の分子比は大き≪気候・生物≫その１の集積作用が強く働いた土のタイプに変っていく，ｐＨ は４以下という強酸性を示しますが，―ヨーロッパ・ロシアの土壌の場合―

きます．つまり，普通の雨水で溶けやすい成分

その下のＢ１・Ｂ２ 層ではこれと全く逆の状態に

図1−2Ａは気候との関連を見たもので，これはが失われずに残っていて，それが集まるタイプ

あり，鉄や腐植がＡ２ 層からこの層に移動集積

ソ連の西部，ヨーロッパの部分でのさまざまなになっているわけです．

したことがわかります．

土のタイプの分布と降雨量との関係をあらわし

この事情を簡単に説明しますと，岩石を構成し褐色森林土は，塩基が表層に集中しているほか

た図です．年雨量は等雨量線としてあらわしてている成分の中では，雨水によって溶け易いもは各性質とも垂直的変化に乏しいので，腐植のあり，大体，北の方が雨が多くて，南の方へゆのと，そうでないものといろいろの段階があり集積や成分の移動集積が著じるしく起っていな

くにつれて雨が少なくなり，カスピ海周辺部でます．表1−2はそれを示したものですが，このいことが推定されます．またｐＨ が低く，全体は200ミリぐらいです．この年雨量と対応しま

順位は，各元素の化学的性質から理論的に説明として塩基に乏しいことが特徴です．塩基の表

して植生の景観が変り，また土壌のタイプも違できます．その１例を図1-4に示しますが，こ層への集積は，落葉広葉樹林では，地中から吸ってきます．

れは３位と４位の元素の溶解度曲線とｐＨとの収した塩基を多く含む葉が地上に落ちて分解す

北の方から，ポドゾル＝針葉樹林，ジョールン

関係を示したものです．土壌生成のｐＨは５〜るためで，この作用を生物学的循環といってお・ポドゾル＝針広混交林，灰色森林土と退位チ９の範囲が多いので，鉄やアルミナはほとんどります．さきに述べた高山草原でもこれが顕著ェルノジョーム＝広葉樹林，チェルノジョーム

不溶なのに，シリカは少し溶けます．この違いです．ポドゾル化褐色森林土は，ポドゾルとこ＝ステップ草原，栗色土＝短茎ステップ草原，

が順位の差になったと思われるのです．

の褐色森林土との中間的な状態にあります．

砂漠ステップ土壌と塩類土壌というように，きそして雨の少ない地域では，降雨量より蒸発量

赤黄色土は，垂直的変化に乏しいことでは褐色

れいに配列しているのがわかります．このうちの方が大きいので，雨水は地下深くまでしみこ

森林土と同様です．Ｂ層における母岩の粘土化

むことができず，せいぜい浅いところを湿らすと表層での軽微な腐植集積作用が主要な土壌生程度に止まってしまいます．また，さらに雨が成作用です．赤黄色土の方が幾分酸性が強くな少なくなると，逆に地下水面から水があがってっています．

きて蒸発するようになります．このため，水の以上，図 1-2と図 1-3に示しました二つの図は，中に含まれていた溶けやすい成分が土の中に沈気候と生物相が異なってくると，それに対応し殿してあとまで残ることになるのです．

て土のタイプもさまざまに変ってくるという例≪気候・生物≫その２であります．

―南アルプスの山岳土壌の場合―≪地形≫

それから今度は日本の例ですが，図1-3Ａは静次に，いまの二つのものに比べると非常に局所

岡県の南アルプスの地域を，低いところから高的な範囲にでてくる例として，図1-5をみていいところまでずっとたどって，土の種類の変化

ただきます．図1-5Ａは，北海道のオホーツクする様子をあらわしたものです．高くなるほど海岸のある部分での土壌の分布図で，そこはく

気温が下がりますが，それに対応して，植物のぼ地の地形になっています．

種類だけでなく，土の種類も変ってきます．下

このくぼみのところを切った断面図が図1-5Ｂの低い方は，赤黄色土という比較的温暖な気候です．この図では，幾つかの地点で調査した土から出てくるタイプのものですが，高くなるに

壌の土層をつなげて，横への変化の様子をあら

つれ，褐色森林土，褐色森林土とポドゾルの中

わしています．左端の酸性褐色森林土から疑似

表１･２−雨水によって失われる元素の順位

Ａｌ２Ｏ３，
ＳｉＯ２の溶解度
図１･４−ｐＨとＦｅ２Ｏ３，との関係<コレンス 1949>

URBAN KUBOTA NO.13｜22

≪図1−3Ａ・Ｂへの注≫粘土鉱物）の生成で特徴づけられる．この特徴から，

山岳褐色森林土と赤黄色土の粘土のＳｉＯ2／Ａｌ2Ｏ3分

それぞれの土壌の主要土壌生成作用は，山岳褐色森林

子比は，ほぼ２前後で差異がないが，山岳褐色森林土

土がシアリット化作用，赤黄色土がアリット的シアリ

は，Ａｌ-バーミキュライト（2：1型粘土鉱物）の生成

ット化作用であると推定されている．
（加藤）を主体とし，赤黄色土は，メタハロイサイト（1：1型

図１･２･Ａ−ソ連西部の土壤帯と等雨量線

図１･２･Ｂ−ソ連西部の灰色森林土･チェルノジョーム･栗色土の断面特徴<菊地晃二，1975>

図１･３･Ｂ−日本南アルプス南部における主要土壤型の生成学的特徴の比較<近藤鳴雄,1967><ミュッケンハウゼン>

図１･３･Ａ−南アルプス南部の山岳土壤の垂直成
帯性<近藤鳴雄,1967>

URBAN KUBOTA NO.13｜23

グライ土，泥炭質グライ土，泥炭土と変化する≪時間≫

噴出した火山灰，これが非常に特殊な岩石で，につれてＡ層が厚くなりますが，グライ化の度それから，もう一つの例として，時間的な変化

ほかのそうでない土とは非常に違った特徴のあ合いも強まっています．Ｂ層はだんだん薄くなの状態を模式的に示したものを図1-6に示しまる土壌をつくっています．

り，弱いグライ化を帯びながらついにはなくな

す．この図に示した土のタイプは，寒い地域，

このように土というものは，すべて周囲の環境っています．また強グライ層が次第に浅くなる針葉樹林の地帯に出てくるポトゾルという土でとの一定の対応関係のもとにはじめて生成されことがわかります．これは，土壌断面が酸化状

す．非常に未熟な，ほとんどまだ土層の分化のているものなのです．地球上にはいろいろな環

態から還元状態に移り変ることに対し，水分もない左端の図が出発点になり，だんだん右の方

境の変化がありますから，その環境の変化に対過飽和状態になることを示しております．つまにゆくにつれてポトゾルの特徴である漂白層と応して土もいろいろなタイプのものが，環境とり低い方へ下がるほどくぼみ地形が深くなり，鉄の集積層（オルトスタイン，鉄さび色の砂）の間にある規則的な関係をもってつくられてい水はけが悪くなるわけです．その状態は，図1-

が，だんだんに発達してゆくのがよくわかりまる．そういう例を若干お話ししたわけです．

５Ｃの水分の関係で表現しています．この場所

す．もちろん，一つの土をずっと追いかけて見≪土壌生成因子≫は北海道なので冬は調べられませんから，夏のてゆくことはできませんから，いろいろな場所

そこで環境というものを整理して，環境因子と時期を３年に分けて示しています．図の凡例ので，いろいろな発達段階のものをたくさん観察

同じ意味で，土壌生成因子という言葉がよく使

Ｅは，土が水びたしの状態，Ｄは降雨後の土がして，それらに対して順序をつけてこの図を作われております．つまり，土のつくり方を支配

まだかなり湿っている状態，Ｃはふつうの土の成しているわけです．土の生成の時間的変化をする環境因子という意味です．表1-3にまとめしめり，Ｂはやや乾きかけた状態，Ａは非常にみる場合には，継続して動物を飼ったり植物をましたように，第１に気候，第２に生物（植物

乾いた状態にあたります．年によってかなり変

育てたりするようにはいかないわけですが，一・動物），第３が地形，地表面の形状です．そ動がありますが，泥灰質グライ土ではＤとＥ，応，図に示したような発達過程たどるをだろう

れから第４が母岩，そして最後に年代と分かれ

褐色森林土ではＡ〜Ｃ，疑似グライ土ではＣ〜ということが推定されます．このように時間のます．

Ｅが多くあらわれます．

経過とともに，土が変化しているということもそれからもう一つ，最近では，人間の作用といこのように，ごく狭い局地的な範囲でも地形の土の生いたちにとって見逃せない事実です．

うのが第６の因子として無視できない威力を発

でこぼこに応じて，水はけの悪いところ，いい≪母岩≫

揮しておりますが，これはのちほど山根先生のところがありますと，それに応じていろいろな

そのほか，土になる前の岩石の種類が違います

ところで話に出てくるかと思いますのでここで水分状態の土層を持ったタイプの土壌ができてと，同じ気候のところ，また同じような年代のは省略いたします．このようなさまざまな環境

きます．そういった土壌と地形との関係はカテところでも，違った特徴をもった土ができてく因子の働き方，その強さとか種類とかが組みあナと呼ばれます．

るということが，いろんな場所で知られており

わさっていろんなタイプの土ができる，と考えます．日本には火山が多いんですが，火山からられているわけです．

図１･５−地形と土壤の水分状態<水分カテナ>・北海道オホーツク海沿岸の例<佐久間敏雄、1964>

URBAN KUBOTA NO.13｜24

土壌における三つの大分類

ビエト領内のロシア平原やシベリア平原あるいて火山灰があります．これは，環太平洋地域と≪成帯性土壌≫はアフリカなどでは，東西方向にのびる帯状のか地中海地域が主な分布域ですが，アロフェン

そこで，こういった環境因子との関連で生成さパターンが目立ちます．それに対して，北アメを初めとして非常にアルミナ質の粘土が出来やれる土のいろいろなタイプを大きく分けてみま

リカのロッキー山脈の付近や南アメリカのアン

すい．そういった風変わりな母岩です．もちろ

すと，まず気候とか生物の因子の影響を強く受

デス山脈の付近，オーストラリアの東部では，ん，日本にも広く分布しています．

けた一群の土があります．地球全体の立場でな

南北方向にのびる帯状パターンが顕著です．

このように，地形や母岩の土壌に対する影響は，がめますと，気候帯や植物帯とか生物地理帯に≪成帯内性土壌≫

非常に広い幅をもってあらわれ，その上，どう対応して，土壌自体も一つの帯をつくっている．

それから，第二のグループは，地形の因子とか，いう場合が正常で典型的なものであるかという

これは，成帯性土壌という名前で呼ばれており，母岩の因子が強く影響してできた土の一群です．

ことを決める根拠もありません．すべてが相対

３つの帯状分布のパターンがあります．

地形の場合，そのでこぼこが主に土壌の水分状的なのです．しいていえば，気候や生物因子のその１つは，植物帯や気候帯が赤道から極の方

態―水はけが悪いとか，水はけがいいという影響を広く受け入れやすいような地形・母岩条にかけて，緯度に平行して一つのゾーンをつくことに影響いたします．図1-5で説明しました

件が正常であるとみなす―つまり，成帯性土るのに対応して，土壌もいわば緯度成帯性のかように，小高い地形の場合は乾いて酸化的です壌を標準状態とみなしうるのではないか．このたちで分布しています．

が，くぼみの場合は，水はけが悪く湿って還元ような期待が底にあるわけです．成帯性土壌は，第２は，地球上の大陸と海という大きな単位で状態になります．泥炭層とかグライ層はこうい

地形からいえば小高い地形の，水はけのよい酸

みますと，大陸は海洋の影響をうけて縁海部はうところにできます．微小な地形（微地形）の化的な状態，母岩からいえば諸成分が洗脱しや雨が多く，内陸部はどうしても雨が少なくなりちがいが土壌に大きな影響を与えることになる

すい組成の母岩をもとに発達したものであるとます．大陸の縁辺部に大山脈がありますと，内わけです．母岩の場合には，岩質のちがいが土の考えがかなり広まっています．

部は雨量が非常に少なくなります．そうします壌の透水性や塩基・鉄・アルミの洗脱状態など

そうすると，これからはずれる地形や岩石は，と，緯度成帯性とは逆に，今度は南北性の成帯にあらわれてきます．たとえば石灰岩は，他の標準状態からかけ離れた異常な土壌になるので，性が出てきます．いわば緯度成帯性ともいわれ岩石に比べて炭酸石灰の沈殿物を含む土壌にな

これをまとめて成帯内性としたわけです．

るものです．

り易い．花こう岩は，鉄含量が少なく風化によ

つまり，成帯性土壌とは違ったタイプのものが，それからもう一つは，先ほども図1-3でみましって透水性がよくなるので，玄武岩に比べてポ間にまじってでてきます．こういうところからたように，大きな山では高さとともに気候も植ドゾル化作用が起りやすい，といったようなこ

成帯内性土壌，あるいは，間帯性土壌というよ

生も違います．それに対応して土壌も違ってくとです．世界的にみますと，やはり石灰質岩石

うな名前がでてきました．

る．これを垂直成帯性と呼んでおります．

とか塩基性岩石が土壌に強い影響を与えやすい≪非成帯性土壌≫

例えば，世界土壤図（図1-7）をみてみますと，ソとみてよいでしょう．もう一つ特殊なものとしそれからもう一つは，まだ非常に若くて，十分

図１･６−砂からポドゾルの発達諸段階を示す模式図<ミュッケンハウゼン>

表１･３−土壤生成因子の主なはたらき

URBAN KUBOTA NO.13｜25

図１･７−世界土壤図<FAO/UNESCO 1964>

図１･９−植物相と土壤との関係

図１･８−世界植生図<ハインリヒ･ワルター

1970>

図１･10−気候と土壤の関係<ブルーメンストック･ソーンスウェイト>

URBAN KUBOTA NO.13｜26･27

土としての発達を示していない，大変未熟な一この図では互いに類縁な土壌をまとめ，土壌群

壌の一つですが物理的性質が不良です．

群の土があります．たとえば，現在の浜辺の砂として表わしてあります．こうして眺めてみま

いま申したのは，非常に大ざっぱな土のタイプだとか河原のようなところでは，絶えず波が洗Ａ 熱帯亜熱すと，分布の広いビッグスリーは，○の概要ですが，その各々，たとえば褐色森林土

ったり，水が流れたりしておりまして，土が発Ｂ 砂漠土，○
Ｃ ポドゾル性土です．山岳土
帯土，○に類する土のタイプをとりましてもいろいろの達する余裕がまだないわけです．ほかにもまだがこれにつぎますが，これは垂直成帯性によっものがあります．赤黄色土に類する土のタイプ

いろいろとありますが，このように非常に若いてさらに細分されるはずです．これは後の話とというのもいろいろあるわけです．

土の一群は，まだ成帯的な分布をなすに至ってＡ○
Ｂ○
Ｃ の３つの土壌群は，それ関係しますが，○ところでさきほど，成帯性・成帯内性土壌の説

いないという意味で，非成帯性土壌という名前

Ａ は風化による肥料成分の減少，○
Ｂ は水
ぞれ，○

明のさい，成帯性土壌を正常な土壌とみなす根で呼ばれております．

Ｃ は寒冷と成分不足，といった不足と塩類化，○

拠がうすいということをのべましたが，ソ連の土壌図はスケールにより内容が変ってくる

理由で低生産土壌であります．

イワノワらは年代をのぞいた土壌の４つの因子

では，世界にはどういう土があるのか，という各土壌群の配列パターンはかなり複雑ですが，のはたらきを考慮して，四次元的な土壌分類体

話に移ります．一般に，土壌の分布を示す図を

東西に幅が広い大陸では緯度成帯性が明瞭にみ系を提案しています．これは環境因子と土壌と土壌図といいますが，だいたい世界全体を示す

とめられますし，南北方向の大山脈のあるとこの関係を同時に示すもので，地球上での土壌のような小縮尺の図ですと，気候や植生と関連のろではその方向のパターンが顕著です．これら

地理学的分布の大枠を模式化したものとみなす

ある成帯性土壌が主体をなしております．小さのパターンは，土壌群を中心にみますと，大陸ことができます．この４つの座標軸とは，①緯な狭い範囲に局所的に分布する成帯内性土壌や

Ｂ →○
Ｃ ，○
Ｂ →○
Ａ の移り変り，大陸沿海内部での○度成帯性＝群，②経度的成帯性（大陸内部と沿非成帯性土壌を無理にあらわしますと，非常にＣ →○Ａ ，さらに北半球大部とくに東岸地域での○海部との違い）＝綱，③気候以外の３因子の関複雑な図になるので，それらを省略したり簡略

Ｃ から極地にかけての移り変りが基本型
陸での○与の程度＝亜網，④土壌水の移動様式（自動的化してしまいます．この一例が図1-7の世界のになっているように，思われます．

は下方，半水成は上下方向，水成は停帯ないし土壌図です．日本全体の土壌図（32頁・図2-1

図1-9は，こうした土壌の移り変りの様相を，

左右方向の動き）＝型です．群・綱･亜綱・型参照）でも，おおよそ同じですが，この方では対応する植生と土壌断面構成の関係として模式類のカテゴリーでこの順で，後者ほど低位にないく分成帯内性土壌（とくに火山灰土壌）が表的に示したものです．図1-9Ａは，大陸内部のっています．この場合には，土壌型がさまざま現できるようになります．

Ｂ →○
Ｃ の移
砂漠土から極地までの様子，つまり○な環境因子の組合せと対応する最小基本単位に

ところが，同じ土壌図でも，もっと縮尺が大きり変りの様子で，これはさきほども図1-2で一なり，分類のあいまいさが克服されています．

くなると，成帯性土壌とともにほかの土壌もか部説明したものを別の形式で表現したものです．

土壌生成の原理を生かしてなりの面積で出てくるようになります．図2-5

また図1-9Ｂは，大陸東岸の寒帯から赤道まで（37頁）にみるように，縮尺が10万分の1の土

Ｃ →○
Ａ の様子です．
の移り変りの様子，つまり○土壌は，それぞれの生成環境に応じて，特有の．．．．
土層構成のタイプをもつようになったいきさつ

壌図には，現在の川筋の平野の土壌や海岸沿い

なお，気候条件と土壌との関係をあらわすものは，もうたびたびお話しした通りですが，このの土壌は，縮尺が大きいので，細かくいろいろ

としては，図1-10に ブルーメンストック・ソ

話のしめくくりとして，このことをまた，別のに分けられています．これらはすべて成帯性でーンスウェイトの図をあげておきます．

角度からみてみます．

はなくて，成帯内性，あるいは非成帯性土壌で，それから，こうした大きなパターンにうまくの

まず第１に，土壌は長い年数をかけて，現在みその占める面積の比重は非常に高くなっていまらないものが３つあります．一つはすでに述べられるような姿になった貴重な資源であるといす．このように縮尺が大きくなるほど，成帯性た山岳土，あとは地中海黄褐色土と熱帯黒色土

うことです．何が貴重かと申しますと植物を生のほかに，地形の影響や岩石の影響を受けた成です．前者は，地中海沿岸域の夏に乾燥が強い

育させることのできる能力（肥沃度）を獲得し帯内性土壌が土壌図にあらわれやすくなってき

気候下にありますので，赤色味をおびた土色と，てきたことです．これには植物自身からの協力

ます．さらに縮尺が大きくなって数千分の１以

洗脱が進まないために断面に石灰の集積がふつというか，環境改善というか，そういうものが上になりますと，図示範囲が狭くなりますのでうにみとめられる土壌です．石灰岩を母材とし強く働いたことを無視するわけにはゆきません．

今度は，全域が成帯性土壌（山地，台地の場合）

たテラロッサという土壌もこのグループに入り

いいかえますと，植物は自分のいる環境下で，とか，成帯内性土壌（平野の場合）とかになります．大陸西岸の亜熱帯域にも同様の気候土壌

自分の生育しやすいような状況を土壌の中につやすく，逆に単純化されます．そういうわけでがみられます．

くり上げてきている．たとえば，Ａ層は自分のすから，土壌図は縮尺によって，土壌の表現内

後者の熱帯黒色土は，アフリカ，インド，オー

落葉・枯枝・根が分解してできた腐植がたまっ

容と分布内容に違いがでてきます．

ストラリアに大面積を占めます．熱帯，亜熱帯て出来たものですが，そこはこれらの分解によ

世界の主要な土壌群

半乾燥域，または長い乾季をもつ地域で，塩基って生じた肥料成分の供給源ですし，通気性・世界全体の土壌といたしましては，そういう意

性岩に由来した，モンモリロナイトを主とする

透水性がよくて，いろいろな生物の活動の場で味で，成帯性土壌が中心になりますが，図1-7

暗色の重粘土壌です．インドのレグール，黒綿もあるし，根もよく蔓延するといったように，

はＦＡＯやユネスコが中心になってつくった土

土，インドネシアのマーガライト土壌などはこ

土壌とも地中のいろいろな生物とも，共存共栄壌図です．

の仲間です．熱帯亜熱帯域でもっとも肥沃な土の関係を保つようにつくりあげてきたわけです．

URBAN KUBOTA NO.13｜28

第２は，岩石から土壌ができる間に，植物にとす．たとえば私の経験では，新しく開墾した果など）からその前後関係が得られ易い利点があって有効な成分が逃げ出して低いところに集ま

樹園でほとんど耕さないのですが，ミカンの落り，その噴火年代のわかっているものがわり合

るということです．表1-4はポリノフ（ソ連の葉などで20〜30年の間にＡ層が発達してきます．

いにあります．さきほどの桜島の軽石とか，富地球科学者）が岩石成分と河川の水質成分との桜島が大正３年に噴火したときの軽石層では，

士山の東側の宝永火山砂層（約300年ぐらい前

比較から得たもので，岩石成分の移動のしやす

約50年後にもう 10 cm あまりの黒いＡ層ができ，に噴出）などその例です．

さの尺度を示しています．可動性の高いものほ

腐食も10％あまりたまっているという例があり

編集

ど低いところに集まります．第１相の元素が海ます．しかし，一つの土層構成をもったいろん

うのですか．

水や内陸の塩水湖に集まってることはご承知のな土のタイプについて，どれくらいの年数でで加藤とおりです．第２相が植物の無機栄養分に当りきるかというと，それは一律にはいえません．

きるという程度です．Ｂ層はまだできておりまます．これが適度にあることが理想ですが，雨

生物を育てるのとはちがって，土壌の生長してせん．年代のわかるのは，わりに新しい時期の量の多い地域では欠乏し，海や内陸の乾燥地でゆくのをずっと観察するには時間がかかり過ぎものが多いのです．土の生成にはいろいろな作

は過剰にあって，どちらも植物の生育にはよくますので，年数の推定はどうしても間接的にな用がはたらくので単純に比較はできませんが，ない．残留して土壌内に残る成分は標高の高い

ります．土壌そのものの生長期間を測定する方狭い地域で年代の絶対年数はわからなくても，ところほど可動性の低い元素に富むことになり

法はありません．放射性炭素を使って，現在か

相対的な新旧の比較によって，土壌の生長，つます．この状態を模式化したのが図1-11です．

ら何年前に形成されたかはわかりますが，それまり土層分化の道すじを跡づけることができる

そんな短い期間で，土層が分かれてしま
宝永火山砂の場合は，Ａ層がちょっとで乾燥地域では， 地下水に第１相と第２相成分

は土壌の生長の開始と現在までの中間の値を教ことがあります．この場合，Ａ層がどんどん厚（塩分）が過剰にあり，水の蒸発が盛んなため毛えてくれるにすぎません．土壌のできる直前のくなってゆくなどのことがよくわかります．

細管現象の原理にしたがって，下から上にこれ

地表や母岩の年代がわかり，土壌をおおう堆積

ただし，時間が無制限にたつからといって，各が上がってゆくため地表に過剰な塩分が集まり物の年代がわかるときが一番くわしく推定され土層の厚さが無制限に発達するということはあます．このように，一般の水や成分の動きとはるぐらいです．土ができるためには，ある地表

りません．これは，さきほどは申し上げなかっ

逆に動く場合もあります．

があって，それができてから後でなければ土はたことですけれども，あるところまでくると，日本のような湿潤地は，成分が欠乏して土地ができないわけです．そういう見方からの例をあ環境との間に平衝が成りたつためです．ちょう

やせている場合に属しますが，その改良法の根

げますと，海岸沿いの平野部の土壌は，いくらど森林の極盛相のようなものが土壌にもあって，本原理は，下の方に流れていった成分を，元に古くさかのぼっても，沖積世の海進以降です．

そこで発達がとまってしまうらしいのです．こもどしてやることにあります．たとえば，肥料

海面がいまの高さに下がって海進のときできた

れは，すべての土について実証されているわけをあたえるのもその一つであります．肥料の主

入江を埋めたてて平野が成立したとき以降です．

ではないですが，日本の火山灰土壌については，成分であるカリとかカルシウムなどは，いった

沖積世の海進は，いまから約5000年ぐらい前とどうもそういうことがあるという見解が有力な

んは海や内陸の塩湖に流れ込んで沈殿したものいうことがわかっていますから，それよりかなのです．ある時期までは火山灰土壌の特徴を強を―カリ岩塩や石灰岩を資源として採掘し，り後にでき始めたと思われます．

めるような方向に発達してきて，それ以上たち

それをまた土壌に戻しているわけです．あるい段丘の場合には，最も新しい段丘でも，その形

ますと，発達がとまってしまい，むしろ逆にそは塩基や優秀な粘土（モンモリロナイト）を含

成時期はいまから約20000年ぐらい前ですから，の特徴をうすめるような方向にすすむらしいのむ海底土や湖底土を，畑に客土をするというの

それ以降の時期ということになります．火山噴です．

もそうであります．

出物のような場合ですと，古記録とか，含まれ以上のことは，土壌のでき方をよく調べ理解す

る木炭の放射性炭素の年代から，また，火山噴ることによって，現在行なわれている土壌改良

出物は広い範囲に堆積しますから，他のいろいに対して理論づけができるだけでなく，今後のろな年代のわかった事物（考古学遺物，堆積物対策に対しても重要な指針を与えてくれる―というよい例になるかと思います．

表１･４−岩石諸成分の可動率

図１･11−岩石諸成分の移動と沈澱<ポリノフ><ポリノフ>

以上，たいへん概略的ですが，この辺で私の話を終ります．
土壌における極盛相
編集

落葉などの有機物がたまり始めてから，Ａ層をはじめ一つの土層構成ができ上がっていくまでの時間は，土のタイプによっても違うと思うのですが，だいたいどのくらいの年数がかかるものなのでしょうか．
加藤

Ａ層の発達は，わりに短い期間でできま

URBAN KUBOTA NO.13｜29

②日本の土壌の特徴

すと，紫色の系統はいわゆる亜高山帯，北海道≪日本の土は，ほとんどが森林土壌である≫

はわりに低地にまで出ています．植物でいいま

違う点の第１は，まず気候からくる問題があり

地質図・土壌図・植生図を比較してすとエゾマツ，トドマツというようないわゆるます．ご承知のように，日本はユーラシア大陸

松井

いまの加藤さんのお話をうけまして，私

亜寒帯の針葉樹林です．内地でも高い山には出の東岸にある．大陸の東岸と西岸というのは非は日本の土壌のことについてお話しします．ま

ています．さきほど，加藤さんが図1-3の南ア

常に気候が違う．特に東岸は，いろんな気団のず最初に，図面を比較してみられるとわかりやルプスの図に示されましたように，内地の山の配置などの関係から非常に雨が多くなる．西岸

すいので，日本列島の土壌図・植生図・地質図

一番高いところ，森林限界ではハイマツがありの方ですと，雨季と乾季がはっきりしていて，を同一スケールで示したもの（図２−１・図２−２

まして，その下のほうに亜高山帯の針葉樹林，いわゆる地中海気侯のようなタイプになるんで・図２−３，32頁〜33頁）をみていただきます．

トウヒやコメツガ，シラベがあります．

すが，東岸の方は非常に雨量が多い．この雨量

本誌No.12で紹介されていましたように，地質図

その下が山地帯の落葉広葉樹林，ブナ帯です．

が多いということのために，日本の全国土の七で赤く塗ってあるものは花こう岩の系統で，日ブナ帯の下は，丘陵帯の常緑広葉樹林で，シイ割ぐらいを森林が占めて，日本は世界でもまれ本には，古いものから新しいものまでいろいろとかカシの仲間で，西南日本の自然植生です．

に見る非常に緑に恵まれた国である．それだけとありますが，とくに飛騨帯，阿武隈帯の古期

大まかにいえば，こういうものと土壌の分布はに―多少，脱線しますけれども，外国のよう花こう岩と広島変動でつくられた西南日本の花

非常に関係が深いのです．

に自然保護という思想が余り意識されなかった．

こう岩地帯が目につきます．

北海道では紫色のポドゾル土壌は，中央の山地

このように，めちゃくちゃに森林が多い．森林

古生層は，北上帯，足尾帯，丹波帯，それに秩に点々と出てきます．これは，植生図の針葉樹

が日本の植生の一番安定した姿なのです．

父から四国までを帯状に走る秩父帯など．中生林帯の分布とは正確には一致しませんが，内地

火山灰が降りましても，最初に草が生えますが層は，その秩父帯の南を帯状に紀伊，四国，九での分布は比較的よく一致しております．この最後にはみんな森林になってしまう．大陸のよ

州にわたって連なっている．そして東北日本にようにポドゾル土壌は，針葉樹林と深い関係をうに，自然状態での草原というものがない．植は，新生代のグリンタフ層が広く分布する．大持って出てきます．

生の大半が森林だということになります．これ

ざっぱにいってだいたいそんな感じになっていそれから東北地方から中部日本にかけてのブナが土壌の分布を支配しておりまして，日本の土るわけです．

帯・落葉広葉樹林帯に対応するのは，緑色の褐

のほとんど，その七割ぐらいが森林土壌である．

そこで土壌図ですが，緑色に塗ってあるのは，色森林土です．

これが第１の特徴です．

褐色森林土と称するもので，山の森林の土壌で西南日本にまいりますと，この土壌図は褐色森≪日本の土はほとんどが酸性土壌である≫

す．茶色は火山灰土壌，西南日本の海岸部に多林土として緑色一色に塗ってありますけれども，それから，第２の相違点は，いま申し上げたこ

い薄赤色は赤黄色土です．二つの図をくらべて後で申し上げますように，私ども，西南日本のとと関連して雨が多いために，日本の土は，ほいただければわかるように，大ざっぱに言ってシイ，カシ林に対応する土は，ブナ帯の土とはとんどが酸性土壌であるということです．雨が地質と土壌とはほとんど関係ないですね．もっ違うという見方を持っております．ここではそ多いものですから，土の中のカルシウム，マグとも，個々の土壌の細かい分類まで記入されての違いが出てこない．そういう意味では，褐色ネシウム，カリ，そういった塩基類が，さきほいる大縮尺の土壌図ですと，母岩のちがいに起森林土を緑一色にしてしまうのは問題なのです

どの表１−２や図１−４でみたようにどんどん因する土の性質のちがいまで表わしていますかが，しかし，両者の分布を正確に区分すること

流れて抜けてしまう．土には独特の性質があり

ら，細かい次元では土壌と地質は非常に関係がは現在ではできませんので，このままでごらん

まして，こういう塩基類は土のコロイド粒子にあるわけです．しかし，こうした大きな高い次

いただきます．この二つのものは分布だけでは吸着されているのが普通なんです．ところがそ元での土壌の分布を見ますと，ほとんど地質となくて，土の性質が違うのです．

れが水で洗われますと，そのあと，水の中の水は関係ない．

それからあと，瀬戸内海沿岸に赤黄色土が多く

素イオンあるいは鉱物からでてきたアルミニウ

ただ，高い次元で関係があるのは，火山灰の分分布します．これはいわゆるアカマツ林のはげ

ムイオンが，このコロイド粒子にくっついてし布と火山灰土壌なのですが，日本列島スケール

山が殆んどで，人類文化に最もひどく干渉されまう．水素やアルミニウムがくっつくというこの地質図になると，火山灰を地層として表現すた地帯に対応してできております．このようなとは，結局，水素イオン濃度が高くなって酸性ることはしないで，主に深い方の岩盤を表現す

わけで土壌図と植生図とは，大きなパターンでになるのです．どんな土でもいろんなイオンがるので，土壌図とはほとんど無関係になってし共通性を示します．このことを最初に頭に入れ土の粒子にくっついているわけですが，日本のまいます．

ておいていただきます．

土は、水素イオン・アルミニウムイオンの割合

一般に，よく土壌といえば，地質と非常に関係

大陸の土壌と日本の土壌との相違点

が半分以上から大体七割ぐらいという非常に酸あるような印象をもっておられるようですが，それで，日本の土壌の特徴ですけれども，日本性の強い土が大半であります．

確かにそれらは関係があるんですけれども，その土壌の性質や分布は，大陸の土壌の性質や分大陸にまいりますと，たとえば大陸の広大なスの関係の仕方が日本の場合には，単純なパター

布とは，幾つかの点で非常に異なります．もちテップ地帯は，チェルノジョームとかプレーンで出るような関係ではない．

ろん似た点もあるのですが，まず最初に違う点

リー土があります．これは，加藤さんの話にあ

ところで植生図のほうですが，大まかにいいまからお話しします．

りましたように，大陸の乾燥気侯のもとでは草URBAN KUBOTA NO.13｜30

原の方が安定していて，そういう草原地帯でで≪日本の土は一般に未熟である≫

東南アジアにも広く分布しているのですが，日きる土壌です．そういうところで穴を堀って土第３の相違点として，日本は，非常に山が多い．

本は，その中でも稲作技術が一番発達しておりをみてみますと，炭酸カルシウムが土層の中に

本誌前号にありましたように，日本は大陸周辺

ますから，稲作技術がおくれている東南アジアいっぱい白く散って見られます．塩酸をかけるの造山帯にあって，非常に地殻変動が盛んで，に比べると，水田土壌そのものの性質がかなりと発泡する．大陸では，これがノーマルな土で，急峻な山がたくさんできています．もちろん，違っている．こういう点が５番目の特徴だろう

炭酸カルシウムを含まない土というのは非常に火山の数も多く，地形的にみてめちゃくちゃにと思います．

珍らしい．日本では逆で，炭酸カルシウムが土山が多い山国である．そのために侵食が激しく

大陸の土壌と日本の土壌との２つの共通点

壌の断面に出てくる土は，皆無です．さきほどて，どんどん土が流れていく．こうして土層は，

ところで，こんどは共通点を申します．先ほどの図１−２Ｂと図１−３Ｂに示されているように，

一般的にいって外国の土に比べて未熟です．土

加藤さんのお話にもありましたように，緯度的置換性カルシウムの量ではオーダーがちがいまの材料が，たえず入れかわっているのが日本のなあるいは垂直的な成帯性，これははっきり出す．これはもう決定的な違いですね．

土の特徴です．

ています．外国のように乾燥地帯の土ではあり≪土壌断面の分類は，大陸の草原土壌を標準に日本の大半は山ですから，ポドゾルとか，褐色ませんが，湿潤地帯における成帯性ははっきりして発達した≫森林土とかいう名前がついてはおりますが，し出ております．さきほどもちょっと触れました

そもそも，土壌をＡ層，Ｂ層，Ｃ層に分けたとかし，これは正確にいいますと，山岳ポドゾル

ように，北の方からポドゾル性の土，冷温帯のいうのは，次のような事情があるのです．すなとか，山岳褐色森林土なのです．外国のように，

褐色森林土，暖帯になりますと褐色森林土とは

わち，Ｃ層は，もともと炭酸カルシウムが入っ

平地のポドゾルや褐色森林土とは大分性質が違

ちょっと違う私どもが黄褐色森林土と呼んでいている．それは，大陸では永河時代にできた風う．日本の場合には，土層が浅いし，礫などもる土が出てくる．このように，成帯性的特徴が成層，レスです．チェルノジョームのような土いっぱい出てくるというちがいがあります．こ

それなりにはっきり出ているという点は，共通

ですと，炭酸カルシウムをたくさん含んだレスのように，面積的には日本の七割の土は，山岳だろうと思います．

の上に，植物が生えて腐植がたまる．Ａ層とＣ土壌で，外国の平地の土と単純に比較できない

あともう一つの共通点としまして，日本にも外層があってＢ層がない．それが草原土壌の，そ点があります．

国と同じように，古土壌が分布しているというして大陸の土の標準です．

≪日本の土は火山灰の影響が強い≫ことです．過去の地質時代に生成された土が，Ｂ層というのは，雨の多い森林地帯ではじめて第４には，日本は環太平洋火山帯という太平洋

現在でも侵食されずに残っているようなものをでてくる．雨が多くなると，炭酸カルシウムがの周りを取り巻く最も新しい火山帯の中に位置

古土壌といっております．外国では，このよう洗われてなくなる．そして草原と違って，樹木しているので，火山活動がはげしく火山灰が非なタイプの土は，だいぶ前からいろいろと研究の根は深くまで土の中に入り水を吸上げるので，常に多い．もちろん，それ以前の火山活動もはされてわかっていたのですが，日本では，そう

物質が循環するわけです．こうして炭酸カルシ

げしかった文字通りの火山列島です．ですからいった土の見方がちょっとおくれていて，やっウムをはじめ塩基類は，どんどん下に抜けてし日本の土を顕微鏡で調べてみますと，ほとんどと最近，そういう見方が一般的になってきたのまう．そのためにＢ層ができてくる．大陸の場の土は，火山灰の影響を受けています．火山灰

です．さきほどもちょっと触れましたように，

合には草原土壌が標準になっていますから，はの影響が全くない土というのを平地でみるのは瀬戸内海沿岸の赤黄色土は，ほとんどが古土壌

じめにＡ層・Ｃ層ができて，溶脱作用によってむずかしい．山の方では，もともとたまっていです．

Ｂ層がでてくる（図１−９Ａ)．Ｂ層は，色が褐色た火山灰が，どんどん削り取られてなくなっい日本の代表的な成帯性土壌

ですが，炭酸カルシウムを含んだ土は，色は白てる．そういうのが特徴です．大陸では逆に，≪ポドゾル性土壌≫っぽい．ところがカルシウムがなくなると鉄がレスとか氷河堆積物が多いのですが，日本にはところで，日本の代表的な土については，本誌出てきて，赤とか黄色とか褐色とか，鉄の色が大陸氷河はなかったのでこういう氷河の堆積物の前半部で各先生方がそれぞれお書きになるはついてくる．それがＡ層，Ｂ層，Ｃ層とに分けはほとんどない．チェルノジョームなどの外国

ずで，若干重複するかもしれませんが，ここでられてきたもとなんです．現在では，もっと拡の代表的な土は，ほとんどがレス，あるいは氷は簡単に要約してみます．成帯性土壌としては，張解釈されていろいろな広い意味がつけられて河堆積物からできた土ですから，そういう土と

ポドゾル性の土壌，褐色森林土，黄褐色森林土，います．

単純に比較できない点があるわけです．

それから多少問題ですけれども，赤黄色土も入

そういうことで，もともと大陸から発達した土≪日本の平地は人工の水田土壌≫

れますと，その四種類があるわけです．

壌学がＡ，Ｂ，Ｃに分けたのは，炭酸カルシウ

第５に，日本には非常に狭いながらも平地があ

まずポドゾル性の土壌．日本では平地の針葉樹ムがあるかないかということが，まず一番わか

りますが，その平地の大半は，狭いものですか

林は殆んどなく，平地としてはカムチャッカなりやすい基準だったのです．ところが日本の土らほとんど耕作されて水田になっているわけで

どもっと北の方が本来の分布地域で，大部分はは，そういうことは初めから問題外だった．です．ですから，われわれの生活と密接に結びつ山に分布します．ポドゾル性土壌は，この山岳すから，量的にみて，世界の主な土からはかないたところには，面積は狭いんですけれども，の高山帯，ハイマツの下に非常にはっきり出てりはずれた一番端の方の土，エンドメンバーと水田土壌という特殊な人工土壌がたくさん分布

います．そして，その下の亜高山帯，トウヒというのが日本の土の特徴だろうと思います．

している．これは日本だけではなくて，中国やかコメツガ，シラベなどの針葉樹林帯．北海道

URBAN KUBOTA NO.13｜31

図２･４−山岳森林土壤の分類･分布と天然林との対応を示す<1973 山谷による>模式図

図２･１土壤図

<原図

森林立地懇話会編

図２･２−植生図 <原図

鈴木時夫

1976>

≪注1≫ 図2・1土壌図は，縮尺1：2,000,000の原図を以下の≪注2≫ 図2・3は，縮尺1：2,000,000の原図を以下のように岩（飛騨）．酸性（〜中性）貫入岩＝中新世，白亜紀後期（〜ように簡略化した．岩屑土＝高山性岩屑土，岩屑土．ポドゾ

簡略化した．第四系現世統＝原図．第四系更新統＝原図．新古第三紀），白亜紀中期またはそれ以前，中生代前期または古ル性土壌＝湿性ポドゾル・湿性ポドゾル・乾性ポドゾル混在

第三系＝鮮統統，中新統．古第三系＝原図．中生界＝四万十

生代後期．塩基性・超塩基性貫入岩＝第三紀，先第三紀．第区，乾性ポドゾル・褐色森林土混在区，暗色系褐色森林土．

累層群，白亜系，ジュラ系，三畳系．古生界＝古生界上部〜四紀噴出岩＝酸性及び中性・塩基性ともに原図．新第三紀酸褐色森林土＝適潤性褐色森林土，乾性褐色森林土．赤黄色土

中生界下部，二畳系及び石炭系，デボン系及びシルリア系．

性噴出岩＝鮮新世，中新世．新第三紀中性・塩基性噴出岩＝＝赤色土，黄色土，暗赤石土，赤黄色土未熟土．黒ボク土＝

変成岩類＝結晶片岩・千枚岩（三郡・三波川・カムイコタン

鮮新世，中新世．白亜紀（〜古第三紀）噴出岩＝酸性及び中黒ぼく土，淡色黒ぼく土．泥炭土＝原図に追加など），雲母片岩・片麻岩（領家・阿武隈・日高など），片麻

性・塩基性ともに原図

他は原図．

図２･３−地質図<原図 地質調査所刊 日本地質図 1971を簡略化･注２>

森林土壤図 1972 を簡略化･注１>

URBAN KUBOTA NO.13｜32･33

ではトドマツ，エゾマツ，こういった針葉樹林≪黄褐色森林土≫

森林土は，褐色森林土と似たようなもので，森

帯に出てまいります．断面で説明しますと，Ａ０

次に，シイ・カシ林など暖帯林帯の黄褐色森林

林土壌としては一般的にいい土壌といわれてい層の下に漂白層，白く抜けた層が出てくる．Ａ０

土ですけれども，これは，いまの褐色森林土にますが，赤黄色土は，腐植層が非常に薄いんで層から出てくる有機酸に鉄分が溶かされて，下くらべますと，腐植のたまり方と浸潤の仕方はす．たいていは，はげてしまっている．下層土に抜けて，Ｂ層にたまって褐色になっている．

わりに似ているのですが，下層のＢ層の色が非

は分解が非常に進んで，鉄とかアルミニウムだ

非常にコントラストがはっきりしている．灰色

常に明るいのが特徴です．赤味を帯びている場

けが非常に多い．粘土化も進んでいる．簡単にがあって褐色がある．それがポドゾル性土壌の合もあれば，黄色い場合もありますが，全体といいますと，やせているわけです．ですからあ特徴です．これは，山の上のハイマツなどの下して色が明るい．褐色森林土の場合には黒ずん

まり樹木は生えておりません．瀬戸内海沿岸のの土壌ですから，面積的にはそう広くないのでだススけた感じがあるのですが，これにはそう

こういった地域には花こう岩の荒れ地があります．しかし，養分が抜けていますから，非常にいうのがなくて非常に明るい．これらの二つのすが，こういったところに非常に多い．アカマ

生産力が低くて，森林を造林するわけにいかな

土の性質の違いは，最近，くわしく研究されてツしか育たないいわゆるはげ山，せき悪林地とい．こういうところに生えているのは，東北地

きておりまして，たとえば粘土鉱物の組合わせいわれるたいへんにやせた土であります．これ方では針葉樹．青森県にはヒバみたいな特殊なが違うとか，鉄の形態が違うとか，いろいろなを開拓して畑にしているところもありますが，ものが生えている．そういう天然の森林は，そ違いがだんだんにわかってきました．（表紙写

それには，相当堆厩 肥 など，いろいろな肥料をのまま大事にとっておく以外にない．伐ってし真③参照）

使わないと作物がよくできない．だいたい戦前

まえば後から木を生やすことはできない．そう≪赤黄色土≫

は，練兵場に使っていたところです．そういういったような土です．ただ，私ども土壌学者が次に，赤黄色土ですけれども，これは，昔は赤土です．（表紙写真④参照）

研究の対象にするには非常にいい．いろんな土

色土，黄色土といわれ，シイとかカシ林などの日本の代表的な成帯内性土壌―火山灰土壌の中の物質の動きを研究するのには，コントラ

暖帯気候に対応した成帯性土壌といわれていた≪黒ボク土≫

たいきう ひストがありますから非常にいい材料なのです．

のです．ところが，いろいろ調べてみますと，

次に成帯内性土壌ですが，日本で最も代表的な（表紙写真①参照）

どうもそういうふうに話がうまくいかない．ど

成帯内性土壌は，火山灰土壌です．これは最近≪褐色森林土≫こからも出てくるんです．極端にいえばオホー

では，黒ボク土壌といっていますが，黒ボクと次に，落葉広葉樹林帯の褐色森林土ですが，こツク海沿岸からも出てくる．北上山地でも，鶴いう言葉は，昔から日本の農民が使っておりま

れは傾斜地形によっていろいろのタイプがあり岡付近の山にも，あるいは北陸地方にもたくさ

して，黒くてボクボクしているというので非常ますが，適潤性と呼ばれているのが一番代表的ん出てくる．それで，これは現在の気候とか植に感じが出ています．これは，火山灰が風化しなタイプです．やはり，腐植がたまって，それ生には無関係だということが，次第にわかっててできた土で，その上に非常に厚く腐植がたまを分解してＡ層ができます．その物質がだんだ

きた．少なくともほかの土のように，現在の気っているのが特徴です．これは，加藤さんがおん下に移りかわって，Ｂ，Ｃ層ができるのです

候とか植生の影響の下でできたのではない．いやりになったのですが，黒い土の中の鉱物をよが，これはポドゾルみたいにコントラストがはろいろ調べてみますと，氷河時代の暖かい間氷

く調べますと，ある一定の細かいところに，サっきりしていなくて，だらだらだらと移り変る期の時期にできた．間氷期というのは，現在とサとかススキなどのイネ料の植物の組織の中にのが一番特徴です．腐植なんかが少しずつ浸潤

同じか，それよりも多少暖かいような気候条件

入っている珪酸がいっぱい出てくる．それで，していって，分析しますと，わりに下の方からが数万年続いていたわけで，そうした暖かい気

この黒い腐植層は，ススキとかササなどの遺体も炭素が検出できるという，ポドゾルとは全く侯のもとで風化を受けた．そうしますと，鉱物が厚くたまって，それが火山灰の風化物の上に対照的にだらだらと全層的に移りかわる．そしが分解してあまり残っていない．土の中に含まＡ層を形成した．このように考えているわけでて，下層の方にいきますと，土の割れ目（構造）れている有色鉱物という色の暗い鉱物，輝石とす．ところで，この火山灰の風化物ですが，こがよく発達しています＜注１＞．この土は腐植か角閃石がほとんど分解して残っていない．それはほかの材料ですといろんな結晶性の粘土鉱もよく分解しておりますし，養分にも富んでい

れで鉄分がいっぱい出てきて，鉄やアルミニウ物ができるのですが，火山灰の場合にはそうい

るし，構造がいいので水分とか空気の流通もよムに非常に富んでいる．そのために色が赤い．

うものがなかなかできないで，アルミニウムとい．ですから，森林土壌としては一番いい土壌

そして，現在地球上に分布している亜熱帯や熱珪酸が結びついた非結晶性の粘土ができる．

なんです．あまり標高が高いとちょっと問題で帯の赤い土に非常によく似た性質をもっている．

この粘土鉱物はアロフェンというのですが，こすが，標高がそれほど高くない場合には，スギ

こんな土が現在の日本の気候条件からできるはのアロフェンというのがいろいろな性質を持っとかヒノキとかの造林にも非常に適している．

ずがないのですが，こうした疑問がだんだん解ていて，なかでも有機物やリン酸を非常に吸着

日本の森林資源の大半は，この褐色森林土からけてきまして，これは，過去の地質時代の間氷しやすいという点に特徴がある．そのため，こ得られている．日本の場合には，天然林はかな期にできた土だということがわかってきた．いの土は常にリン酸欠乏症になっている．こうい

り伐採されて人工林になっています．スギの人まではほとんどの方が，こういった見解を持っう土の上では作物をつくりますと余りよくでき

工林はほとんどこの土壌です．（表紙写真②参

てらっしゃるんじゃないかと思います．

ない．リン酸をアロフェシがつかまえて，植物照）

林業の立場からいいますと，さきほどの黄褐色の根に供給できないようにしているからです．

URBAN KUBOTA NO.13｜34≪注１≫土の構造

団粒状，細粒状）が多く，Ｂ層には，大きく割れる構

これらは無構造である．構造は，土の中の水や空気の土の粒子（砂，シルト，粘土）は，たがいにくっつき造（塊状，柱状）が多い．乾いた土では，氷砂糖のよ状態とその動きを条件づけるので重要である．

あって，いろいろの形や大きさの塊（集合体）になっ

うに固く角ばった堅果状構造ができる．砂丘の砂のよ≪注２≫灰色沖積土は灰色低地土，褐色沖積土は褐色ている．この集合体の集りぐあいを土の構造とよぶ．

うに集合体をつくらないものを単粒状，湿った粘土の

低地土ともよばれる．

Ａ層には，有機物でのりづけされた細かい構造（粒状，

ように全体が連結してしまったものをカベ状という．

だからリン酸肥料を入れると作物は非常によくります．現在は，泥炭地の地下水を下げて，開≪沖積土≫生育する．このように農業上からは好ましから

拓して使っていますが，もともと泥炭地は非常

あと沖積地になりますが，ここにはいろんな沖ざる性質を持っているんです．しかし物理性はに水はけの悪いところです．そこにヨシとかハ積土があって，細かく分ければきりがありませいいのです．非常にやわらかいし，孔隙がいっンノキなどの湿地を好む植物が生えて，それがん．成帯内性土壌というよりは，未熟土としてぱい発達していて，空気とか水分をよく蓄える．

年々枯れるんですが，じめじめしていますから

非成帯性土壌として扱われてる場合の方が多い

物理性からいいますと，大陸のチェルノジョー

徴生物の活動が不活発でなかなか分解しない．

のです．日本ではたいがい水田に利用されておムのように非常にいい性質を持っている．化学

よく見れば，植物の繊維がわかるような土です．

ります．水田以外の沖積地はごく一部で，そう的には余りよくない．外国のチェルノジョーム

尾瀬ケ原なども，ほとんど泥炭で埋まっている

いうところで調べまして，灰色味が強いものをも腐植が厚くたまった土で，これは，土壌の皇わけです．（表紙写真⑥参照）

灰色沖積土，褐色味の強いものを褐色沖積土と帝などといわれて，肥沃なヨーロッパの穀倉地

私，尾瀬ケ原を前に調べたことがありますが，

いっています．一般に水はけのいいところは酸帯を形成しています．黒ボク土も，見かけは似５ｍぐらいの深さまで泥炭がたまっています．

化して褐色になっているので，海岸平野の中でていますが化学的な性質がかなり違う．これを泥炭の厚さは厚いところでだいたい５ｍというも少し高くなっているところ，いわゆる微高地

適当な方法で改良すれば，物理性はよいのでいのが限度です．多少脱線しますが，泥炭の堆積とよばれるようなところでは，褐色沖積土がみい土になります．現在，日本の畑のかなりの部

速度は一年間に約１mmといわれています．です

られます．他方，沖積平野の一般面には，弱く分はこの土で占められています．ともかく，こから，５ｍというのは約5000年かかっているわ

還元した灰色沖積土があり，これが最も広く分の土は，私どもの生活と非常に関係が深い．

けです．海岸地方にも泥炭地が多いのですが，布しています．＜注２＞

関東地方などは，ほとんどこの土で，われわれ私どもが掘ってみると大体５ｍなんです．それまた，関東地方の谷間などに行きますと，よくは黒ボク土の上に住んでいる．また，この土はで，縄文海進と呼ばれる時期が，今から5000年

谷 地 田 といって谷の中のたんぼに真っ黒い沖積

火山灰土壌の特徴で土が軽いので，風でよく吹〜6000年前で，その後，海面が下がって湿地が土があります．これはその場所でできたものでき飛ばされます．武蔵野はいまは大部分が舗装

残る．そこに泥炭がたまっていったわけですかはなくて，台地上の黒土が流れ込んだものです．

されましたが，昔は土ぼこりがたちやすいとこ

ら，年１mmで５ｍというのは，時間的にいうとこれを，仮りに黒色沖積土といっていますが，ろだった．あるいは，霜柱がよく立つところでたいへんうまくつじつまが合うわけです．（笑）

こういう土も部分的に分布しています．このよもあった．黒ボク土は非常に水を吸いやすく，≪疑似グライ土壤（重粘土）≫

うに，灰色，褐色，黒色沖積土というのが，日孔隙が多いから，冬に，水分が凍結すると土をそれから，台地の方で重粘土といって，農業上本の代表的な沖積土だと思います．ドイツでも持ち上げて霜柱をたてた．こういういろんな性非常に問題になっているたいへん粘っこい土が，似たような分類をしております．

質は，火山灰土壌の独特な性質，粒子が非常にオホーツク海沿岸に分布しております．北海道≪水田土壌≫

細かいとか，保水性が高いとかいったような性には不良土壌と呼ばれるものが三つあります．

それから最後に，人工的な水田土壌．これには，質にすべて起因しているわけです．（表紙写真

泥炭土，火山灰土，重粘土です．この重粘土といろいろな考え方があるんですが，大きく分け⑤参照）

いうのは，グライ土壌に似ているけれどもちょますと，一つはグライ土壌と呼ばれているもの

日本の代表的な成帯内性土壌―水成土壌―

っと性質が違いまして，私どもは疑似グライ土です．これはもともと地下水の高いところを水≪グライ土壤≫壌といっています．よく地下鉄のホームなどで田にしたので，水田にする前とした後で，土のそれからもう一つの成帯内性土壌の一群には，茶色と灰色のだんだら模様になっている大理石

断面がほとんどかわらない土です．こういうとさきほどの加藤さんの話にありましたような水をみかけますが，そんな感じの断面をもった土

ころは，暗渠排水をして，地下水位を下げ，酸

はけの悪く，地下水の高いところにできるグラです． ドイツでは， マルモリールテンボーデ

化的な部分を厚くするように改良しています．

イ土壌があります．これは，田舎で生活されたン（大理石様土壌）といっています．これは，もそれからもう一つ，地下水がうんと低いところ

方はよくご存知だろうと思いますが，よく水はともとは水はけのよくない粘土質な土で，地形の水田土壌は，土の色が灰色で，途中に鉄やマけの悪い水田で穴を掘りますと，青い粘土がで的には台地上にありますから地下水はうんと低ンガンの斑点がたくさん入っている．そういうてきます．これは，地下水でたえず飽和されてい．雨の多い時期には土層の中に水が停滞し，断面をもっているのが特徴です．水田では，稲いるために，還元されて青くなっている．そう

日照りの多いときにはそれが乾くか抜けるかすの生育期間だけは水を張ります．そして表層でいう土ですと，根がいたんだりして稲のできがる．こうして酸化と還元をつねに繰り返し，酸は，堆肥をはじめいろんな有機物が少しづつ微悪い．ですから暗渠排水をして地下水を下げ，化した部分は褐色になり，還元している部分は生物によって分解していますが，水の張ってあ土を普通の赤っぽい土に変えなければならない．

灰色になるということで，だんだら模様の土がるときは，この微生物の活動によって非常に酸そういう土があります．

できる．これを疑似グライ土壌といっています．

素が欠乏して還元状態になってくるわけです．

≪泥炭土≫

こういう土は日本では，寒冷な東北地方と北海

この還元状態になった土からは，鉄分が第一鉄

それからあと，泥炭土ですが，これは，北海道

道にしか分布していません．温度が低いので水の形で水にとけてきます．そして水は絶えず下などに非常に多い．代表的なものはサロベツ原が蒸発しにくく，水が停滞しやすいためにできにしみ込みますが，それが下の方へいくと相対野，あるいは石狩川の流域に広大な泥炭地があてくるわけです．

的に酸化状態になってきて，稲の根っこのあた

ヤ

チ

ダ

URBAN KUBOTA NO.13｜35

りなどに沈殿して赤く鉄さびみたいになる．こらいのパターンなのです．そういうふうに日本

れが水田土壌の断面に鉄の斑点ができる原因での地質条件は非常にごたごたしていて複雑きわ

うに，長い間の乾湿の影響が土壌の形態―土す．ですから，こういうものができるというこ

まりない．何回もの造山運動をうけていて地殻壌の成分ではない―に反映している．そういとは，灌漑している水田だけがもつ非常に大き変動が非常に盛んな場所なんです．

うことがあります．平地だけだったらそういうな特徴です．人工的に灌漑をしているので，ここのことが土壌にも反映していまして，細かく

ちがいはほとんどわからないですね．

ういったパターンの断面をもつ土ができるわけ

見てゆくとみんな材料が違う．土壌型よりもち

それから年代の影響は，地質時代の間氷期にでです．

ょっと下のオーダーで土の性質をみていきます

きた赤黄色土や，泥炭土の例がありますが，さ日本の土壌生成における気候と植生の影響と，日本の土はきわめて複雑である点が特徴で

きほど簡単にふれましたので，ここでは省略し

以上，日本の代表的な土の特徴というのをかいす．たとえば，ポドゾル性の土壌は，水はけがます．

つまんで話しましたが，これをさきほど加藤さ

いい材料ほど物質が上から下へ抜けやすくなる

日本の土壌生成における人為の影響

んがいいました５つの土壌環境因子，これに人ので，ポドゾル化作用が起こりやすい．花こう

最後に人間の影響の点ですが，これにはまず火為作用を加えて６つになるわけですが，日本の岩などは粒が粗く，もともと鉄分も少ないので，

山灰土壌の黒ボク土があります．黒ボクの厚い土の場合には，これらのものがどのような関係

すぐ漂白層ができやすい．逆に，鉄分が多い蛇

腐植含量は，ススキなどの草本類がその給源にを持っているか，とくに人為作用の影響の点を紋岩とか，はんれい岩など，いわゆる塩基性のなっているのですが，日本では，だいたい草本

補足しながら，最後のまとめの意味で要約して岩石からは，ポドゾルができにくいという傾向というものは，極盛相ではないわけです．森林

みます．まず気候ですが，これは最初にいいまがあります．

を焼いたり伐ったりしたところに始めてススキしたように，日本は南北に長いために成帯性が同じように，褐色森林土や黄褐色森林土でも，などの草地ができる．そのススキ草原が黒ボクでやすい．急峻で高い山も多いので，垂直的成

蛇紋岩のような非常に塩基に富んだ岩石からで土をつくるのですから，これには，かなり人間

帯性もでやすいということです．そして，雨がきたものは，ほかのものに比べて性質が違ってが干渉して，その影響が非常に強く働いている．

多いので，酸性土壌ができやすい．これが大ききます．このように，土壌型の一つ下のオーダ

私どもはそういう見方をしております．

な特徴です．

ーでは，材料の違いが影響しています．

森林土壌については，さきほども，ブナ林を人

それから次に，生物，植生ですが，雨が多くほ

それから母岩としてはまた，日本には非常に火工林に変えた場合のＡ０ 層の変化についてお話

とんどの地域は森林が極盛相で，森林の分布が山噴出物が多い．日本の土は，大なり小なり火ししましたが，もう一つポドゾルの例を申し上一般的である．したがって，森林土壌の緯度的

山灰の影響が入っている．そしてその影響が強げます．北海道では一面ササに覆われている山

成帯性，あるいは垂直的成帯性が非常にはっきいところでは，土壌の成帯性というものをかくがたくさんありますが，これは，山火事などでりでているのが特徴です．しかし高山を除き，してしまい，みんな同じ性質の黒ボク土にして焼けますと，あと樹木が生えないでササが生え森林のほとんどは天然林が伐り払われて二次林

しまっています．たとえば関東地方などがそうてくるんですね．ササは根系で，地表を完全にとか，草地とか，あるいは人工的な造林にかわ

で，こういうところは土の研究をしていても面カバーしてしまいますからあと樹木が生えてこっています．そういったことから，森林土壌に白くないところです．

ない．このササの影響が土に出てくる．普通のついては，大変わかりにくい点があります．た日本の土壌生成における地形の影響

ポドゾルですと，Ａ０ 層があってすぐＡ２ 層にとえばＡ層が天然林のような発達の仕方をしてそれから地表の起伏，地形ですが，これもさきなり，Ａ１ 層がないのです．ところがササがあいない．普通は，ブナ林ですと，Ａ０ 層が厚くほどから申し上げているように，日本は山地がりますと，Ａ１ ができて Ａ２ ができる．ササのたまるのですが，ブナを伐採してスギとかヒノ

多く起伏に富んでいるので，非常に侵食作用が場合にはよく分解しますから，普通の無機質のキの人工林にしてしまうと，Ａ０ 層の発達がお激しい．山の土は，一般に絶えず材料が入れか土とまじって Ａ１ ができるのです．針葉樹の腐くれます．特にマツ林になると，Ａ０ 層もあまわって未熟です．また，森林土壌については，

植の場合は，上にただたまるだけなので，Ａ０

りたまらないというように，本来の森林土壌とよく乾湿で分類されることがあります．つまり，だけで下の土とまじらない．下草が発達しますは少し変形してきているということが多いよう

尾根筋の場合は，水分はどんどん抜け，風にもとＡ１ ができる．それが極端に発達したのがサです．

当たりやすいので，非常に乾いた土ができる．

サの生えているところの下の褐色森林土やポド

日本の土壌生成における母岩の影響

山の中腹になりますと中間ぐらいで，適度な湿ゾルです．そういうポドゾルをソ連ではジョー

次に，母岩ですが，ご承知のように日本は地質りをもった土壌ができる．谷筋では，上から流ルンポドゾルと言っていますが，これに相当す

条件は非常に複雑です．大陸の地質図というのれ込む水で非常に過湿になっている．そういっるものが，北海道では，下草にササの生えた針は，日本のものとくらべてみるとものすごくのた特徴が土壌の断面形態にあらわれてきます．

葉樹林の下の土壌で，これも間接的には，人間っぺりとしていて，とてもこんな複雑なパター

詳しく言いますときりがありませんが，簡単にの干渉が影響してできるものと考えられます．

ンではない．アメリカなどで地質図を見ますと，いうと尾根筋の乾いている場合には，土の粒子

あと水田土壌ですが，これは典型的な人工土壌

５万分の１の地質図だと思ってみていたものが,が小さくて，かたく固まっている．そういったです．ただ，この水田土壌も，人間の灌漑技術

スケールを見たら20万なんです（笑）．大体日本

構造ができやすい．谷筋の湿った土ですと，腐の発展を反映しております．簡単に要約しますの５万分の１とアメリカの20万分の１が同じぐ

植が上から下までずっとしみ込んで，構造がでと，たとえば，静岡県に登呂遺跡というのがあきなくて，べったり壁状になっている．このよ

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ります．稲作が日本に伝わり普及し始めたのは

図２･５−天竜川・太田川下流域土壤図

<原図＝静岡県基本土壤図・1965，松井･加藤ほかを簡略化>

弥生時代といわれていますけれども，弥生の前期から後期にかけての稲作技術を，私たちは，
かりに登呂段階と称しております．それは，私ども登呂遺跡の調査をやりましたが，そこは湿地で，黒泥土のような土が出てくる．ですから，
そこでは湿地を利用して，そこに，直まきをして自然に生えてくるものを刈り取った．多少の排水施設はあったようですが，いずれにしてもこの段階の稲作というのは，湿地帯に，グライ
土壌とか泥炭土や黒泥土，そういった土のとこ
ろに直まきして栽培している．非常に技術の低いレベルです．
岡山に津島遺跡というのがあり，私も，たまた
ま発掘に協力したことがあるんですが，これは，弥生の後期末です．この場合には，鉄やマンガンの斑紋が出てくるのです．この斑紋は，さきほど申し上げたように，灌漑栽培をしていないと出てこないわけですから，明らかにこれは灌漑水を使ったかなり高度に発達した技術がすでに行なわれていたということです．恐らく，灌漑水を利用した最も古い時期のものと思われます．その後，現代になりますと，陸田とか，台地の上の乾田とか，そういうところにも水を使う利水技術が発達してきて，完全に水管理ができるようになってきた．
このようにごく大ざっぱに言いまして，水の管理技術の発達ではおよそ三つぐらいの段階に区分でき，それぞれに違った水田土壌ができてきた．そのようにいえると思うのです．現在でももちろん，グライ土壌とか泥炭土もあるわけですが，その大部分は，暗渠排水などをしてどんどん改良していっているわけです．
このように，土壌断面から土壌型をつかむということは，土をわれわれの望ましい方向に改良していく上でのプリンシプル，手がかりを得られるということです．水田土壌というのは，こういった原理をかなり意識的に適用して，われわれにとって，一番望ましい形態の土に変えていった例だと思います．
褐色森林土と酸性褐色森林土
山根いま，火山灰を母材としては，褐色森林

土はできないという意見があるでしょう．しかし，実際には八甲田のブナ林のところ，菅茶屋の近くは典型的な火山灰土壌ですが，あそこにはきれいな褐色森林土がでているでしょう？
松井

その場合，形態的な特徴はいいんですが，URBAN KUBOTA NO.13｜37

ケミカルな特徴をどこで線を引くかということ③人間による影響―土壌の荒廃を中心に―が問題になるんですね．リン酸吸収系数まで入そうした意味でも，土壌の荒廃については，世界的な視野から主要点をみたいと思います．それてしまうと，なかなかむずかしいんです．

原理的な立場からのアプローチ

うしますと，この土壌の荒廃という場合，だいもともと褐色森林土というのは，ヨーロッパで

山根

たい三つぐらいのケースが考えられるのです．

発達した概念です．これは大体ドイツとか，フ土壌の生成を支配する環境因子のうち，人間の一つは，土壌侵食，エロージョンといわれるも

ランス，イギリスを中心に分布している．アジ影響というのは，一般に第６のファクターとしので，表土が削り取られてなくなってしまうこ

アの方では中国の山東省とか大陸東岸を中心にて考えられております．そして，いまの松井さとです．もう一つは，塩類が集積して塩類土に分布している．そういう大陸の褐色森林土と日んのお話しの中には，日本の土壌では人間の影なっていくケース．最後は，有害物質による土

本の褐色森林土とは大分違うんです．日本のは響力がどのように働いてきたかということもで壌汚染です．およそ，この三つぐらいのケース

塩基が雨で抜けちゃって酸性になっている．最てまいりました．私は，この問題を，人間の干があるかと思います．

近では，酸性褐色森林土という名前が世界的に渉によって土壌が荒廃する側面にしぼって簡単

エロージョンによる荒廃

使われていますが，日本のはまさしく酸性褐色にお話しいたします．

最近，アメリカの土壌学者によってかかれた

森林土なんです．ヨーロッパの場合には，落葉

もともと，土壌学といわれているものには二つ＜土と文明＞という本が，新しく改訂されて家樹のブナ林の下の土でも50％以上が塩基で飽和の分野がありまして，一つは，いまの両先生のの光社から出版されましたが，この旧版の表題しているのです．それがノーマルな形―ノー

お話しの内容のように，自然体としての土壌そは＜世界文明の盛衰と土壌＞となっていたもの

マルというのは，向うが先に見つかったから．

のものを研究する立場で，これはいわば自然界

で，土壌の荒廃を，世界史的なスケールで考察

日本で先に見つければこっちがノーマルになっの仕組みやその営みを研究するもので，ペトロしています．そして，ここにかかれている土壌

た（笑）．

ジイ（Pedology）とよばれています．

の荒廃というものは，そのほとんどがエロージ

アメリカでは，考え方がちょっと違うんです．

もう一つは，これはどなたでもご存知のように，ョンです．エロージョンとともに，文明が衰亡

アメリカでは，石灰質のものに最初に褐色森林

土壌は農業生産の基本であるという立場から，したということを世界のさまざまな地域を例に土という名前をつけてしまったものだから，混

主として作物と土壌との相互作用，作物を育てとって著者はえがいているわけです．

乱するので使ってないんです．ただ，大陸でもる培地として土壌を研究してゆく立場で，これこのエロージョンというのは，教科書的にいえカナダとかフランスなどで，海岸地帯の雨の多はエダホロジイ（Edaphology）とよばれていまばいろいろな現象をあげることができますが，いところでは，やはり日本の褐色森林土に似たす．この研究は，直接に作物生産に役立つこと

端的にいって一番大きいのは，土壌からプラン土があって，最近では，そういうのを酸性褐色を目的としていますから，ふつう土壌学といえトカバーがなくなる．つまり植物がなくなって

森林土という名前をつけて，褐色森林土と区別ば，一般の人々はこの立場からの研究のことを裸地になると，必ずエロージョンがおこるといしているんです．日本のものは，その酸性褐色

連想し，前者の土壌学の存在を意識されないよっていいわけです．乾燥している地帯はもちろ

森林土の方なのです．ノーマルな褐色森林土でうなのです．

んですが，日本のように雨の多い地帯でも，一はないのですね．

しかし，さきほどから両先生が触れられていま

年のうち乾燥した時期が春先とか冬にあります．

ただ，褐色森林土というのが世界的に問題になすように，自然体としての土壌の理解なしには，

そういうところでは，風で表土が飛ばされる風っているのは，その概念が非常に広く，いろい

後者の研究も本当には生きてはこないわけです．

食，ウインドエロージョンが起こります．

ろのものが入ってくる．そういう点で論議の的

とくに土壌の荒廃というようなことを考える場

また，少し傾斜している地域では，今度は，水になっている．ですから，日本の火山灰から褐

合には，土壌生成の基本的な理解を必要とする食，ウォーターエロージョンが起こる．このよ色森林土ができるかどうかという場合に，褐色のですが，この当り前のことが，現在の土壌論

うに，エロージョンというのは，さきほどから森林土そのものの定義といいますか，枠をどの議をみていると，あまりはっきりしていないよのお話にでている土壌断面のＡ層という，最も辺におくかで入るか入らないかがきまってくる

うに思います．

腐植がたまって肥えているところを飛ばしたり，わけです．たとえば，アロフェンができる火山

人間は，長い牧畜や農耕の歴史の中で，放牧を流してしまうわけですから，非常に大きな損害

灰というのは，立川ロームがそうです．ご承知

したり，畑や牧草地をつくったり，あるいは稲になります．たとえば，畑にしても，苦労してのように，関東地方の火山灰，ローム層というをつくったりして食物を得ているわけですが，肥やしたその一番肥えているところがなくなっのは，古い方から順に多摩ローム，下末吉ロー

一方では，土地の使い方を誤ったために，ずいてしまうわけですから，これは非常に大きな損ム，武蔵野ローム，立川ロームとありますが，分と多くの荒廃地をつくっています．私もクエ失です．

この一番新しい，一番上にのっかっている立川ートに１年間行っておりましたが，あのような≪地中海沿岸地方のケース≫

ロームはアロフェンで，その下位の武蔵野ロー

沙漠にいますと，沙漠というものは，人間がつ少し例をあげてみますと，地中海沿岸地帯は，

ムになるとアロフェンがあまりないのです．でくったんだということを非常に強く感じます．

かつて古代文明が大いに栄えたところなのです

すから，リン酸吸収係数はずっと低い．武蔵野

おそらく日本のような湿潤地帯で生活しているが，現在はみんな貧しくなっています．ギリシ

ロームか，それよりも古い時期の火山灰であれ

人々には，こうした荒廃地の存在というものは，ヤをはじめ，クレタ島，キプロス島，レバノン

ば，まさに褐色森林土はできると思いますね．

想像をこえる規模のものではないかと思います．

辺の，それからシシリー島やイタリーの南部な

最初に加藤さんのお話しにあったように，

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どはとくにエロージョンがひどい．だいたい地

常に肥えている．水さえあれば作物ができるののを実感します．われわれが住んでいる地面近中海の沿岸というのは，硬葉樹林帯で，オリー

で，ヨーロッパの人たちはどんどん西へ行って，

くでは，だいたい砂かシルトぐらいの粒子の大ブやコルクガシの類など，日本の照葉樹林帯にそこでとうもろこしを改良してつくったり，小きいものが低空を飛んでくるので，粘土などのよく似た葉のかたい植物の生えるチャパレルと麦をつくったりしたわけです．しかし，ヨーロ

微粒のものは，余り飛んでこない．しかし，ク言われる森林地帯だったのです．それが，だん

ッパというのは，大体平地で，しかも雨量の分

ウェートなどでは，砂あらしのことをシャマー

だん人口が多くなったために，そこを耕作する

布がわりあい均一ですから，エロージョンのおルと言うんです．これはアラビア語で北というのですが，それがミスユーズ，使い方を誤った

こる要因が比較的少ないんです．しかし，アメ意味です．つまり，イラクのメソポタミアからわけです．日本などと違いまして，あの辺は牧リカというのは，非常に乾燥しているかと思う

飛んでくるというわけです（笑）．それぐらい遠畜の国ですから放牧をする．乾燥地帯だと羊やと，ものすごい豪雨が降る．あるいはたつまき

くから高空を飛んでくるわけです．

ヤギを放牧しますが，この羊やヤギというのは，もよく起こるというように，エロージョンのお私が，クウェートにいたときでも，６月から10

牛とはちょっと違うところがあるのです．牛のきる要因がヨーロッパに比べれば大きいのです．

月まで，雨は一滴も降らないし，雲一つないん

場合には，あごの構造の関係で，いくら草を食そうこうするうちに1920年代，第一次世界大戦です．それが10月ごろに入って，10ミリぐらいったって，草は大体地表８cmぐらいは残る．ででヨーロッパが非常に疲弊すると穀物の値がもの雨がザーッと降ったら，湾の向う側の10キロ

すから，草はまた伸びてくる．羊やヤギですと，のすごく上がります．そのため今度は，さらにか20キロ離れた対岸が見えてきたんです．これ

それが３cmとか４cmぐらいになる．ですから，

西の方の乾燥地帯に，だいたい年雨量 500 mmとには，私も驚いてしまったわけです（笑）．何に放牧が適当なときならいいんですけれども，過いうのが農耕の限界とよくいわれているのです

もなくて青々していると思っていたのですが，放牧になってきますとその影響が非常に強く出が，その限界地域をこえて，もっと乾燥した地

実は，天空高くには，微粒の粘土がいっぱい浮てきます．このように牛とくらべて羊やヤギは，域にまで進出していきます．それでも初めは引かんでいて，それで対岸が見えなかったんだと土を非常に荒らす．裸地を多くしてしまうのでき合っていたのですが，それが1930年代になっ気が付いたわけです．あの辺は，夏は湿度10％

す．それからまたヤギというのは，木の芽をよて，猛烈な干ばつが３年ぐらい続く．非常に無ぐらいですから水蒸気はほとんどないので，水く食う，しかも割合に高いところまで食べてし理してやっておったところに，そういう干ばつ

蒸気のために見えないということはないわけでまうものですから，一たび裸地になりますと，ですから作物は枯れるし，過放牧のところも含す．いかに粘土というのが，空気中を浮遊してそのあとの植林もうまくいかない．地中海沿岸

め裸地が非常に多くなってきた．こうして，ひなかなか落下せず，何千キロも飛ぶのかというは，夏は非常に暑く乾燥した地域になりますか

どいウィンドエロージョンがおこった．

ことが実感としてわかったわけです．

ら，いちどプラントカバーがなくなると，日本≪ウィンドエロージョンの規模≫≪日本におけるエロージョン≫と違って野生の植物もなかなか生えない．また，日本でも関西の人は，中国から飛んでくる黄塵

日本は，雨が非常に多いし，地形的にも傾斜地

冬は非常に強い雨が降ります．ですから今度はのことをご承知なので，土がどのくらい飛んでが多いので，エロージョンがおこりやすいので流されて，水によるエロージョンがどんどん進

くるか想像がつくと思いますが，当時のアメリ

す．さきほど松井さんのお話にもありましたよ

むので，回復が非常に困難なのです．

カ西部のウィンドエロージョンでは，ロッキー

うに，日本の森林土壌は大陸のものにくらべる≪アメリカ西部のケース≫

山脈のすぐ東側の土が東海岸を越えて，大西洋と未熟です．これはエロージョンによって土のもう一つ，現代の大きな例としては，アメリカ

上 300 キロぐらいの遠方にまで舞っていったと材料がたえずいれかわっているためです．

の西部地帯でおきたエロージョンがあります．

言われている（笑）．これは大変なことになった

実際に日本でのエロージョンの害を最もうけてアメリカ大陸が発見されたとき，初めは，イギというので，さすがに政府もあわてまして，国いるのは畑なのです．だいたい日本の畑地といリスが東海岸，フランスが中部の草原地帯，ス

家的な対策を講じるようになった．

うのは，火山灰土壌のところが割合に多いのでペインが西部のカリフォルニア地帯を占領した．

ご承知のように，1929年というのはアメリカにすが，火山灰土壌というのは，非常に軽く，粒そしてイギリスとフランスは，いつも小競り合

大恐慌がおきた年ですが，じつは，このときは子も細かいので水と一緒に流されたり，あるいいを起こすのでイギリス政府はアパラチア山脈

工業の方と農業の方との両方で，アメリカは経は風で飛ばされることが多いのです．私自身，

から西へ行くのを禁止していたわけですが，17

済的に壊滅的な打撃を受けるわけです．そのた

関西に住んでいるときは気が付かなかったので76年にアメリカが独立してからは，そういう制

め政府は，土壌保全局を新設してエロージョン

すが，東京に住むようになってみますと，最近

限がなくなったのでどんどん西の方へいく，フの防止に乗り出す．さきほどの＜土と文明＞とは麦をつくらぬからよけいひどいんですが，冬ロンティアラインが広がっていくわけです．ついう本も，この事件がもとになって土壌保全のになると，それこそ黄塵のごとく，砂あらしのまり，だんだんと乾燥した地帯の方へ進出して問題が見直され，書かれているわけです．

ごとく，畑から砂が舞っているのをみかけます．

ゆくわけですが，そこで作物をつくる人々はヨ

このウィンドエロージョンのすごさということ

そんな状態は，まさにエロージョンとして土をーロッパからきた人々です．

ですが，沙漠に行きますと，砂あらしというも荒廃させるもとなんです．

もともとアメリカの中部平原というのは，プレのがあります．ああいう乾燥したところでは，

ところが日本では，そんなことがあるのにあまーリー土といって，バッファローが何千頭，何風が吹くとすぐに土や砂の粒子が飛ぶのですが，り問題にならない．というのは，実は，日本農万頭と生活していたような草原地帯で，土も非あれを見てみますと，日本のものとは全く違う業の根幹である水田では，エロージョンは起こ

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らないからなのです．水田は，平たんであるか

か，そして食料問題の解決になるだろうというごく盛んになる．こうして塩類を集積してしまら水食は起こらない．また，冬でも湿りがちでことで，ＦＡＯとユネスコなどが資金援助もし，うわけです．日本とは全然逆なのです．メソポ

すから風食も起こらない．日本の農地でエロー

毎年のようにいろんなシンポジウムを開いていタミアの土の色は，大体褐色とかチョコレート

ジョンが起こるのは，大体畑で起こるのですが，ます．しかし，実際にはなかなかうまくいかな

色です．そして粘土も非常に多い．そういう土畑というのは現在の日本の農業では余り重要視い．それは，土壌が塩類土化してしまっている

では，キャピラリー，毛細管が非常によく発達されていない．それで余り問題にならない．

からなのです．

します．それで水の道が一度つきますと，下のそれからもう一つは，大陸の乾燥地帯ですと，≪メソポタニアにおける塩類集積作用≫

方の，もとは母材に含まれていた塩類がどんど

一度表土がはげると，雨量が少ないので野草さ

塩類の集積の最も代表的なケースはメソポタミ

ん上がってくるわけです．砂のところですと，

えもなかなか生えません．しかし，日本では雨アです．ご承知のようにチグリス，ユーフラテ

毛細管はあまり発達しませんから，途中で切れが多く，気候もわりに暖かいので，黒い表土がス川を抱えて世界最古の文明が栄えたこの地域てしまって上がってこない．それで塩類集積もなくなって下の心土が出てきても，結構ススキ

が，いまは，まったく沙漠化しているのは，どあまりおこらないのです．

のような強いものはいくらでも生えてくるのでういう事情によるのか，ということがよく問題

こういう塩類集積の例は，戦後もずいぶん見つす．それで余り問題にしない．そういう面があにされます．それより少しおくれて文明が栄えかっています．第二次大戦後は，乾燥地帯の発るかと思います．エロージョンのことは，まだたエジプトや黄河では，メソポタミアと同じよ達途上国で農業をやるために灌漑工事をする．

いろいろのことがあるのですが，ともかく，プ

うに灌漑事業を行なっていて，それが現在まで

ところが灌漑水路をつくって水をまいたところ

ラントカバーがなくなったときに，水や風で表続いているのに，何故メソポタミアだけが沙漠

が，いっぺんに塩類を噴き出して，それまで地土が流されたり，飛ばされたりして削りとられ化してしまったのかということが問題にされて下深くまで均等に入っていた塩類が，全部地上るということが，最も大事なところだと思いまいるわけです．

の表層にまで上がってしまった．そのためにいす．

さきほどの＜土と文明＞という本を見ますと，ままでそこに生えていた耐塩性の野草さえも全

塩類集積による荒廃

運河が詰まったせいだ，運行を浚渫する労働力

部枯れて，不毛の地になったという例が方々に≪土の沙漠≫を確保できなくなったからだというふうに書い出ております．そういうのを聞くと，メソポタ

それから次は，塩類集積による土壌の荒廃です．

てあり，また，同じように書いてある本がかな

ミアの衰亡も，塩類集積による土壌の荒廃を主

いま世界の中で，沙漠とか，半沙漠と言われてり多い．メソポタミアのあの文明が徹底的にや因とする方が正しいのではないか，という感じいる地域が陸地全体のおよそ30％ぐらいありまられたのは，９世紀に蒙古族が侵入して運河をを私は強くもつわけです．

す．日本では一般に，沙漠といえば砂丘のよう破壊したときからつぶれたんだと言われていま≪乾燥地帯における肥料のあたえ方≫なイメージを持つらしく，現実に，中近東などす．しかし現地で古くから灌漑事業にたずさわ

もともと，どんな肥料の本にも，雨の少ない乾の土地改良事業の援助には，砂丘の専門家がいっている人たちの話などを聞きますと，塩類の燥地帯では，表層の局部に化学肥料―これもくことがあります．しかし，実際に現地へ行っ集積が非常に大きいということを盛んに言われ塩類です―が集積する傾向があるから，化学てみますと，これはもう砂丘とは全く違うもの

るわけです．

肥料をあたえるときには非常に注意しなくてはなのです．沙漠というのは塩類土，塩類が表層

実際，私が行ったのは２月の冬だったんですが．

ならない，ということが書いてあるのです．乾にまでいっぱいたまっている土が多いのです．

運河のそばのところには，土の表面は塩類を噴

燥地帯では，畑にあたえた化学肥料は水分が少

サハラ沙漠は，その８割が岩石沙漠だと言われいて真っ白になっているのです．あの辺は，冬ないために濃縮されて上に集まってきて，塩類ています．エジプトのカイロあたり，ピラミッ

でも日本の夏ぐらいの気候ですから，水の蒸発濃度が高くなります．ですから，種をまくときトのあるところなどは砂の沙漠なんですが，よに伴って塩が噴いているわけです．さらに夏には，化学肥料は必ず，まいた種のところから離り遠方の，人があまり行かないようなところになれば気温は40度以上で，相対湿度が10％とか，してあたえないといけない．日本のように，肥は砂でない沙漠がいっぱいあります．メソポタ

15％ですから蒸発量がものすごく多い．いかに料の上に土をちょっとかぶせてそこに種をまい

ミアの沙漠は，砂ではなくて，粘土の非常に多塩類がよく集積するかということが実感としてたりしたら必ずやられてしまう．最初に出てくい土の沙漠です．じつは私などのように中近東にわかるわけです．

る作物の幼根というのは，そういう塩類に非常住んだ経験のある人間は，砂漠という字を使う

もともと，小麦とか大麦とかの穀物は，メソポに弱い．そこでみんなやられてしまうわけです．

のに抵抗を感じて，沙漠と書く人が多いのです．

タミアあたりが原産です．ご承知のように，こある程度作物の根が大きくなったときに，そこ

中国語では沙漠という字を使います．沙も漠も，の作物は冬つくる，秋まきして春とるので，夏で始めて肥料を吸収できるようにしておかない

水がないという意味ですし，desert という英語

は何もしないのです．ところが，その周辺地域といけない．そうしないと必ず失敗する．だかも生気のない荒れたという意味で，中国語にもがいわゆる≪肥沃なる三日月地帯≫でありましら，乾燥地帯では畝にたねをまいてはいけない．

英語にも砂という要素はないのです．ところで，たから，人口が集中し増えてくる．そうすると，一番上は，蒸発にともなって塩類の集まるとこ

こういう乾燥地帯の沙漠とか，半沙漠の地帯で夏も作物をとろうとする．夏に作物をとろうとろですからだめなのです．畝の中間の傾斜した農業を行なえば，太陽エネルギーは十分にあるして灌漑を始めた．ところが夏作のための灌漑

ところに種をまかないといけない．そういうこので非常に能率がいい農業ができるのではない

は，乾燥しきっているときなので蒸発がものすとがどんな本にも実は書いてあります．

URBAN KUBOTA NO.13｜40

≪日本ではハウス園芸を除き，塩類集積作用はを傷める．それから，砒素の入った銅の鉱石

きますと，今度は微生物活動の方が衰えまして，おこらない≫（硫砒銅鉱）もまじっているものですから，砒

あるところで平衡状態になってくるわけです．

日本のように湿潤なところでは，こういうこと

酸のガスが出て，それがひどい有害作用をあた

イギリスのローザムステッドの試験場で，堆厩は絶対に起こりません．日本では，化学肥料をえています．

肥を毎年10アールあたり3.5トンづつ，116年間

たくさん使うから土壌を荒廃させるということ

そして，とくに銅の鉱滓から水に溶けて流れる

施用した区の土の腐植含量は4.4％で一定におがよくいわれます．しかし，化学肥料で荒廃すものが問題になりますが，これは恐らくは，大ちつき，116 年間堆肥を使わず化学肥料だけ使るというのはこういった塩類集積ということが部分は粘土にまじってそういうものが水田に流った区の土の腐植含量は，1.7％でおちついてほとんどすべてなんです．だから日本では，化れて入ってくる．

います．しかも，その両区の小麦の収量には優学肥料で障害が起きるということはほとんどな

とくに日本は水田が多いので，農地の汚染とい劣がないのです．日本ではそれぐらい長く続けい．ただ，ハウス農業のときには起こります．

うのは非常に多いのです．灌漑水をいつも使った試験がないわけですが，それでも40〜50年間

ハウス園芸のときは，肥料は水田の場合の大体ているわけですから，灌漑水と一緒に汚染され続けた試験の結果では，もちろん減ってはきま一けた多いと言われている．それに温度がかな

る．ヨーロッパのような畑作地帯では，こうい

すが，とてもゼロになるというようなことはな

り高いから，上から灌水していても，乾燥地帯

うケースは起こらないんです．ですから，日本いのです．ゼロになるのはエロージョンの場合と同じような気候になっている．そのため，どの場合には，有害物質を水と一緒に流すことにです．だからエロージョンの方がよっぽどこわ

うしても肥料が上にたまって塩類の害が起きる

対しては，ヨーロッパ以上に神経を使って注意い．

ようになる．だから，昔は何年かすると場所をしないといけないわけです．それからまた，こいずれにしても，日本の土の場合にはさきほどかえていました．しかしこのごろでは，ハウス

ういう被害は，水口が大きくて水尻は少ないのの松井さんの話にくわしくありましたように，も大規模になって簡単に移しかえることができですね．汚染物質が水にすべて溶けてしまって農耕地を含め土壌を生成する作用の内容が外国ません．それで，水を一度張って，それを全部流れてくるものなら，どこも同じように被害をとはだいぶ違います．ですから，エロージョン

抜いて塩類を流しています．このように日本で受けるはずなのに，水口だけひどいというのは，にしても，塩類集積にしても，あるいは汚染物

は，特殊なケースを除いては，だいたい塩類集

水に溶けているものよりも，粘土などに含まれ質の問題にしても，みんな外国のものとは違っ積の害はおこりません．まして水田では，夏は，ているものの方が多いのではないかと思います．

て日本独特の様相を示しますから，その辺を注水がいつも張ってあるので，上から下へ抜けるだから，もっと粘土の中に含まれているものと意しないといけないと思いますね．

ことがあっても上へ塩類が集ってくるという作

水に溶けたものとを区別して追跡する必要もあ

編集用はほとんど起こらないのです．ただ畑では，るのではないか―私はそんな感じをもっておりたいと思います．土の問題は，水や緑の問題

化学肥料を使うと土の酸性が強くなりますから，ります．

ときり離せず大変重要で，またぼう大ですから

石灰質肥料を同時に使わないといけません．日

日本の土壌と化学肥料

ひきつづき次号以降もとり組みたいと思ってお本では，石灰は一般の土のなかには非常に少な編集りますので，宜しくお願いいたします．本日はいのですが，石灰岩の山はたくさんありますかに化学肥料だけで作物を育てていると，土壌のら肥料の材料にはことかきません．水田の場合Ａ層にあたる部分に有機物の補給がなく，Ａ層には，酸性の問題はおこりません．

がだんだん減ってくる．つまり地力が低下する≪有害物質による土壤汚染≫というようにいわれているのではないですか．

有害物質による土壌汚染は，最近日本で一番問

山根題になっているものですが，これは前の二つのんだん腐植が減ってくる．この速度で減っていケースと大分性質が違います．前の二つの場合

けば，何年後にはゼロになっていくというふう

は，人間が農業をするために自然に手を加えたなことを書いているんですが，そういうことはとき，気候的な原因やら土壌のもっている仕組

起こらないんです．よく人工的な土壌で，堆肥みそのものによって，土壌を荒廃させてしまっを入れたり牧草などを植えると，Ａ層の腐植はたケースですが，有害物質による汚染というの増えていきます．しかし，あるところで一定には，農業外から有害物が入れられて土壌を荒廃なって，それ以上には増えないのです．というさせているわけで，農業自体の問題から外れたのは，腐植が多くなればそれに応じて微生物のところから発生しているので，ここでは論じに活動がぐんぐん盛んになります．しかし，ある

くい問題です．

ところでマキシマムに達して，それ以上に無制

日本で昔から有名なのは，足尾銅山から渡良瀬限に増えるということはないのですね．逆に，川を伝わって入ってきたものがあります．大体

堆肥や有機物残渣を与えないと腐植含量は減っ

銅の鉱石は黄銅鉱で，黄銅鉱というのは硫化銅てきますが，しかし，それは，ある一定の所以ですから燃やすと亜硫酸ガスが出てそれが植物下には減らないのです．あるところまで減って日本の水田の問題ですが，堆肥を施さず

時間もなくなりましたので，この辺で終どうも有りがとうございました．

よく土壌学者でも，堆肥をやらないとだ

URBAN KUBOTA NO.13｜41

土壌の組成とはたらき
山根一郎＝東京農工大学農学部教授

土壌は，一つの自然体としては土層断面を中心

１％以内の誤差で数分間で測定できる器械（実土壌中の変化のほとんどすべては，土壌生物のに考察されるが，ここでは土壌断面からはなれ

容測定装置）が考案され，それを利用して液相働きによって行われているので，土壌生物は，て，土の組成とはたらきについて簡単に述べる．

（水），固相も求めている．この三相の値は，実重さはたとえわずかであっても，土壌の最重要①土壌の容積組成に重要な情報を与えてくれる．ふつうの畑では，な成分である．しかし，この部分は別の話題と一握りの土を手にとってみる．もちろんそれは適当なしめり気のときには固相40％，液相と気してあらためてとりあげることにしてここでは固体である．しかし，しめり気があるから水分相はともに30％ぐらいである．そして雨の降っ

触れない．

のあることがわかる．この土をコップの中の水たあとでは液相がふえ，その分だけ気相が減ず②土壌の無機物組成―一次鉱物と粘土鉱物のなかに入れてみるとあぶくができるから，土る．孔隙の割合（液相と気相の和）も土壌の種

風乾細土を過酸化水素で処理すると，有機物はの中には空気やガスが入っていることがわかる．

類によって異なり，砂質土壌では40％，腐植質分解される．残った無機物粒子は一次鉱物と粘土という場合，一般の人は固体の部分を考える

火山灰土壌では80％というように異なる．

土鉱物とからできている．この２つのものは，のが普通であるが，植物が生育するためには水固体の部分の内容をしらべるには，土壌のかた

土壌を構成している背骨のようなものである．

も必要であるし，根が呼吸をするために酸素もまりを風乾したのち，くずして礫や植物の葉や≪粒径組成≫

必要である．それゆえ，水や気体のことを無視

根をわける．普通は直径２mmの目の網目篩でふ

粒子の大きさは，大は直径２mmから，小は普通

することはできない．水や気体も土壌の重要なるって，そこを通過するものを実験室におけるの顕微鏡には見えぬほどの小粒子にいたるまで構成分なのである．

測定の対象にする．これを風乾土という．

連続的にうつりかわっている．それゆえ，粒子

土壌中の固体，液体，気体の割合は，一般に容固体の部分は次のようなものから成っている．

の大きさをどこで区分するかは昔からいろいろ一次鉱物と議論されていた．現在では，国際土壌学会で

無機物

粘土鉱物

提案された0.02，0.002mmの粒径区分が国際的

有機物

腐
植
土壌生物（微生物・地中動物）に通用している．粒径がちがうということは，積比であらわす．重量比であらわすには，それぞれの比重がちがいすぎるからである．現在ではこの容積をはかる器械―実際には土壌中の気体の容積を測定しているのだが，この気相を表１−粒子の分画とその性質

固体

粒子の内容から動的な性質までちがうのである．

図１−土性名の区分

表２−主な土性の見わけ方と性質

URBAN KUBOTA NO.13｜42

各粒径区分の内容を表１に一括して示す．

きめるのが普通で，その方が実用性が高い．

・亜灰長石・中性長石・灰曹長石など）は風化

粘土粒子は水と養分をよく保持でき，土壌のな≪一次鉱物と粘土鉱物≫

されやすく，石英・正長石・磁鉄鉱その他副成かで最も活性な部分である．しかし，それだか

母岩や母材に含まれている鉱物は，土壌になる分としてふくまれているいわゆる安定鉱物は風らといって粘土の多い土が良い土かといえば，までの過程で変質をうける．その場合，変質を化されにくい．また粒度の小さいものほど風化

一概には肯定できない．粘土の多すぎる土は，

うけずにそのまま残っているものを一次鉱物とされやすい．それゆえ，母岩中の一次鉱物と土

粘土細工の塊のようになってしまうからである．

いい，変質をうけたものを二次鉱物という．表壌中の一次鉱物とを比較することによって，風土にはシルトも砂も必要なのである．これらの１に示したように，一次鉱物は粒径の大きい部化の程度を推定することができるが，また一方，砂（粗砂＋細砂）・シルト・粘土がどのような分に多く存在し，変質をうけた二次鉱物は粘土

どのような母岩から土壌が生成したかを推察す

割合でまじっているかを一言で表現するために，になっているものが多い．昔は，粘土は変質をることも可能である．また一次鉱物は，粘土鉱

埴土・壌土・砂土という言葉が用いられている．

うけ非晶質となっていると思われていたが，Ｘ物の母材であると共に風化の過程において無機

これを texture（土性）と呼んでいる．日本語

線回折法の発達により，大部分は結晶性鉱物で成分を放出するから，植物にとって重要な無機の土性とは土壌の性質というほどの意味らしいあることが確かめられ，粘土鉱物とか二次鉱物

成分の給源にもなっている．

が，明治のはじめ頃の日本の土壌調査（そのこの名で呼ばれるようになった．もちろん非晶質≪粘土鉱物≫

ろは土性調査と呼んでいた）では，母岩の種類の粘土も存在する．鉱物の変質作用は，母材の粘土鉱物の結晶の基本単位は，図２・図３のよと粒子の粒径組成をしらべるくらいが検査項目

岩石学的組成・その堆積環境・風化環境などにうなＳｉ四面体とＡｌ八面体である．これらは，だったので，texture という用語に土性という訳

大きく支配されており，土壌生成過程におけるそれぞれ二次元的に結合して層状をなし，Ｓｉ層，を与えたのであろう．図１は土性の区分を図示

変質作用はきわめてわずかである．多くの研究

Ａｌ層を形づくる．そして，図４に示すようにしたものである．しかし，このような細かな区者は，岩石中の鉱物（一次鉱物）の風化に対す

１：１または２：１の割合で平面状に重なりあい

分は特別な場合を除いては必要でない．一般にる安定度に順序をつけているが，一般に火山ガ

層状珪酸塩鉱物をつくっている．もちろん図４

野外では，表２に示すように手ざわりで土性をラス，スコリア，有色鉱物，斜長石類（灰長石にみるようにこれ以外のものも存在するが，大図２−結晶の基本単位<Ｓｉ四面体>

図３−結晶の基本単位<Ａｌ八面体>

図４−土壤の粘土鉱物一覧

URBAN KUBOTA NO.13｜43

部分の粘土鉱物は層状珪酸塩鉱物と考えてまちでは，その本体は何かという点になると，粘土は分解条件の良い広葉樹林下や草原の下に生成がいない．Ｘ線回折法により，粘土鉱物の結晶に比べてほんの僅かしかわかっていない．

し，モーデルはその中間の条件下の産物である．

性の有無とその程度，あるいはそれら結晶単位≪腐植の種類・繊維状腐植と粉状腐植≫

Ｌ層は，変質していない枯枝や落葉のたまったの層間距離まで知ることができる．

写真Ａ・Ｂは，ソ連のコノノバの行なった腐植層．Ｆ層は，少し醗酵をうけて変化しているが層間に水分子層の入っているハロイサイトは，の生成を示す写真である．アルファルファの根

もとの植物質の性格を残しているものの層．Ｈ層間の結合度が弱いためであって，100℃に加を分解させるときに，特別に何も加えないと，層は，出発物質の性格を残さぬぐらい変質した

熱すると水はとんでなくなり，メタハロイサイ

根についていた微生物だけが繁殖し，分解を行ものの層である．

トに変化する．また２：１型鉱物のうち膨脹型鉱なって写真Ａのようになる．すなわち赤褐色の粉状の腐植は，地中動物の消化管を通過してつ物も層間相互の結合力が弱いため層間に水が入

繊維状の腐植ができるのである．この過程では，くられたものだが，地中動物は，植物残渣や繊っている．しかしバーミキュライトでは，層間

まず糖・澱粉・蛋白質が分解され，ついでヘミ

維状腐植をのみこむときに同時に粘土をも飲みに入りうる水は制限され 14Ａ°以上には膨脹しセルロースやセルロースも分解される．リグニ

こむので，両者は，地中動物の消化管中で強くない．層間結合力のさらに弱いモンモリロナイ

ンは最も分解されにくく，あとに残っているよ

結びつけられ，いわゆる粘土腐植複合体になっトでは，水に浸積すると水はさらに侵入し層間うに見えるが，これも変質をうけて蛋白質そのている．Ａ１ 層の腐植は，このような複合体の距離をそれ以上におしひろげることができる．

他のものと重合している．写真Ａのような腐植

かたちをなしている．

ふか

粘土鉱物のちがいを土壌の種類のちがいによっにクロキノコバエの卵を植え付けると，孵化 し≪腐植物質の本体≫て説明する人もいるが，土壌生成作用は粘土鉱てきた幼虫が腐植ををつくりだす．幼虫は，繊腐植の化学的研究は，スエーデンの有名な有機物の生成に大きな影響をもっていないので，土維状の腐植をかみくだいてまず粉状にする．さ

化学者ベルツェリウスによって，1830年代には壌の種類とはあまり大きな関係はない．粘土鉱

らに幼虫の身体の中を腐植が通過するときに，じめられた．土壌や泥炭をアルカリで処理する物は，母岩に含まれる一次鉱物が風化変質をう

消化管中で酸化酵素の作用をうけて，腐植にはと，腐植の一部がとけて暗褐色ないし黒色の液

けたものなのである．そのため母岩と粘土鉱物

黒い色素ができる．こうして，粉状で黒色の腐ができる．それに酸を十分加えて強酸性にするとの関係は，多くの人によって論じられている

植がつくられるのである．

と，暗黒色の沈殿ができ，上澄 に黄色い液が残が，その一例を図５に示す．なお，日本の土壌

繊維状の腐植の代表的なものは，一つは針葉樹

る．アルカリにとけてこない部分をヒューミンのうち赤黄色土のごとく強い風化作用をうけた

林下にできるモル（Ｍｏｒ）といわれる堆積腐植（Ｈｕｍｉｎ）または腐植炭（Ｈｕｍｕｓｃｏａｌ），沈殿

ものに２：１型鉱物は少なくなり，カオリナイトの下層のＨ層にあらわれる腐植である．もう一物を腐植酸（Ｈｕｍｉｃａｃｉｄ）とよび，上澄液をクやメタハロイサイトが多く，火山灰から生成しつは，低温地にできる泥炭の腐植である．前者

レン液（Ｃｒｅｎｉｃａｃｉｄ）と彼はよんだ．後者は，たものはアロフェンに富むという特徴が，一般では強酸性のために，後者では酸性と水分過多

現在フルボ酸とよばれるものである．腐植酸やに認められている．

のために，いずれも地中動物が働くことができフルボ酸の部分，とくに前者は，有機化学の進③土壌の有機物―腐植ないので繊維状の腐植のままでとどまっている．

歩に応じて種々の手法をもって研究された．結昔から人々は，植物残渣をすてた場所には植物

黒色の粉状腐植の代表的なものは，広葉樹や草晶状のものは得られなかったが，多くの化学者がよく育つことを知っていた．土壌に黒い色や原の下のカルシウムの多い土壌にあらわれる．

は精製した物質をＣ，Ｈ，Ｏから成る単一の化

暗い色をつけているものは，腐植とか土壌有機

そこでは，地中動物が活発に活動しているから学物質と考え，化学式が幾つも提案された．現物とかの名称で呼ばれ，つい100年ほど前までである．

在もそのように考えている学者もいないわけでは，腐植が液状になって植物の根から吸収され，一方，森林土壌の分野では，樹林下の堆積腐植はないが，硫酸，酢酸，パルミチン酸のようなそして植物体になるのだという腐植栄養説が学

層を図６のように， モル （Ｍｏｒ），モ ー デ ル

単一の物質と考えることは無理であり，腐植酸

会の主流を占めていたのである．しかし，この（Ｍｏｄｅｒ），ムル（Ｍｕｌｌ）の３つの形式に分類

部・フルボ酸部という分画と考える方が妥当でように古くから大事だと考えられている腐植も，している，モルは寒帯性の針葉樹林下に，ムルある．

図５−母岩と粘土鉱物との関係

うわずみ

図６−堆積腐植の型

URBAN KUBOTA NO.13｜44

腐植酸部をいろいろな化学操作によって更に分出てきた．そのときにＮＨ４＋，Ｋ＋，Ｎａ＋ のプラ
２＋

離によって陽イオン交換を行なうという点で，画しようとしても，多くの部分は，現在のとこスイオンは，Ｃａ といれかわって土壌に吸収（ⅰ）の場合と同様である．この（ⅰ）と（ⅱ）

ろ有機化合物として得られていない手におえなされてでてこないのに，ＳＯ４２− やＣｌ− のマイナの陰荷電は，陽イオンに対する行動についてイ

い物質である．そのためこれを腐植物質と名付

スイオンは出てくるのであった．

オン交換樹脂と同じで，２価のイオン（Ｃａ２＋ ，けている．フルボ酸部となるとこの腐植物質の

これは，土壌のなかの粘土と腐植との働きであＭｇ２＋ ）は１価の陽イオン（Ｋ＋，ＮＨ４＋，Ｎａ＋ ）割合は小さく，かなりの部分は，現在すでに有る．粘土と腐植は，前述のごとく粘土腐植複合より吸着力がつよいが，同じ原子価のイオンの機化学で認められている物質，たとえば，糖・体をなしているが，その構成分である粘土も腐間には吸着力や量は差のみられない．しかし実

アミノ酸・フェノールなどである．両分画中の植もマイナスの荷電（陰荷電）をもっている．

際の土壌では，１価のイオン の うちの Ｋ＋ ，腐植物質が，更に分画できるものなのか，もは

それゆえ水溶液中でプラスの荷電をもっている

ＮＨ４＋ をよく吸着するのに，Ｎａ＋ についてはこや分画のできない最後まで残る一つの有機化合

ＮＨ ，Ｎａ ，Ｋ ，Ｃａ などの陽イオンは吸着

れより吸着しにくい．この性質は，２：１型粘物なのかは，現在のところわからない．多くのされるが，マイナスの荷電をもっているＳＯ４２−，

土物鉱が，Ｎａ＋ よりもＫ＋ ，ＮＨ４＋ を吸着しや

＋
４

＋

＋

２＋

腐植学者は，あるところで妥協して，一定の方

Ｃｌ ，ＮＯ は吸着されず流れでてくる．もとすいという性質に由来している．

法で抽出精製した腐植酸部，フルボ酸部の腐植から土壌に多量にあったＣａ２＋ は水では洗い流≪２：１型粘土鉱物の陰荷電とＫ＋ ，ＮＨ４＋ との物質を色々の手法で研究し，その性質や土壌のされないが，他の陽イオンが多量にくると入れ親和性≫

種類による性質のちがいなどを明らかにしつつ

換り，押し出されるように流れ出るのである．

２：１型鉱物は，１：１型粘土鉱物と異なって，ある．腐植物質は，多種多様の芳香族化合物のこの現象を，陽イオン交換（cation exchange）

Ｓｉ層中のＳｉ，Ａｌ層中のＡｌは，その直径のあ集まった核をもち，さらに カ ル ボ キ シ ル 基という．現在，多くの分野で使用されているイ

まりちがわない他の種類の元素と，結晶形に基（ＣＯＯＨ），フェノール性 ＯＨ 基，メトキシル

オン交換樹脂の働きもこれと同じであるが，そ本的な変化をおこさないで，そのまま入れ換る

基（ＯＣＨ３），ペプチッド様のＮをもっている．

れ以前から，土壌のこういう性質は良く研究さことができる．これを同像置換（isomorphous

一般に色の黒い腐植物質ほどＣ含量が高く，Ｈ，れていた．またこのような性質があるからこそ，）がreplacement）というが，そのＳｉ４＋（0.78Ａ°

Ｏの含量は少なく，ＯＣＨ３基は少ないという特土壌に施された化学肥料中のＮＨ４＋ やＫ＋ が，）と，Ａｌ３＋ が Ｍｇ２＋ （1.56Ａ°）
Ａｌ３＋（1.04Ａ°

徴をもっているようである．

雨水や灌漑水に洗い流されず土壌に保持され，）と，１つおきかわるごとにやＦｅ２＋（1.66Ａ°

このように，腐植物質の本体はまだ明らかでは作物の根が吸い取りにくるのを待つことができマイナスの荷電が１つ生じる．この陰荷電を中ないが，いずれにしても腐植物質の中心は，芳るのである．

和するために陽イオンを吸着するのである．

香族核の重合物であることは間違いなさそうで≪陽イオン交換のにない手―陰荷電≫

この陰荷電が，Ｋ＋ やＮＨ４＋ に対し親和性が強ある．

陽イオンと静電的に結合する土壌の陰荷電

いのは，Ｓｉ層の構造によるのである．２：１④土壌のはたらき・その１（negative charge）は，次の３種のものがある．

型鉱物のＳｉ層には，図８のように直径2.9Ａ°

養分の保持―陽イオン交換（ⅰ）腐植のカルボキシル基（ＣＯＯＨ）のＨ＋のくぼみがある．Ｋ＋ とＮＨ４＋ の直径はそれぞ

イングランドのヨークシャーの富豪トンプソンの解離によるもの

れ2.66Ａ°， 2.86Ａ°
で，そのくぼみの穴とほは，1850年に土壌の最も重要な性質に関する新（ⅱ）粘土鉱物の表面にあらわれるシラノール

−

−
３

＋

ぼ同じぐらいであるからうまく入りこむ．そし発見を発表した．当時の産業といえば農業が主基（-Ｓｉ≡ＯＨ）のＨ の解離によるものてＫ＋ とＮＨ４＋ と陰荷電が静電的に引き合い中なものであったから，農場の持ち主である貴族（ⅲ）２：１型粘土鉱物の同像置換によって生和する．これに対し， 同じ１価イオンである・富豪・地主は，農場収益をあげるため農業にじた陰荷電．

Ｎａ＋ は， Ｓｉ面のくぼみとうまく合わない．

ついての研究をするものが少なくなかった．な

前２者は，イオン交換樹脂と大体同じようなイであるから小さすぎるた
Ｎａ＋ の直径は1.96Ａ°

かでもトンプソンは，土壌についての熱心な研オン交換現象をおこなうが，（ⅲ）の同像置換

めのようであるが，実はＮａ＋ のまわりには水究者であった．こうしてトンプソンと彼の友人によるものは，粘土だけのもつ独特のはたらき，分子が吸着し水和しているので，くぼみの直径であるスペンスとによって，図７にみるような

それも２：１型粘土鉱物独特のものであり，陽実験が行なわれたのである．彼らは，円筒形のイオンに対する行動も一風かわっている．

底のない管に土壌をかるくつめて，上から硫酸（ⅰ）のカルボキシル基によるものは，イオン

アンモニウムの水溶液をながし，筒の下にでて交換樹脂のうちのカルボキシル樹脂と全く同じくる液をしらべた．そうすると，でてきたのはといってよい．

硫酸アンモニウムではなく，硫酸カルシウムの（ⅱ）のシラノール基によるものは，次のよう水溶液だったのである．この土壌は，カルシウ

なものがある．すなわち，粘土鉱物の端がかけムの大変多い土壌であったが，土壌をいくら水ると，その部分にシラノール基が露出してくる．

で洗い流してもカルシウムはでてこないのに，

またアロフェンでは，粘土の表面自身にシラノ

硫酸アンモニウムや塩化カルシウムや塩化ナト

ール基が露出している．シラノール基をもつイリウムの水溶液で土壌を洗うと，カルシウムがオン交換樹脂は使用されていないが，Ｈ＋ の解

図７−陽イオン交換の１例<トンプソンとスペンスの実験>URBAN KUBOTA NO.13｜45

よりはるかに大きくてそのためにうまく入りに定がおこる．イライトの同像置換は，ほとんど＋代りにＨ＋がつくので酸性になるのである．

もＳｉ層で行なわれているためＫ の吸着が強く⑤土壌のはたらき・その２

水和しているが，この水分子は，Ｎａ＋ の場合となり，結晶の内部にとじこめられている．その水・空気の調節―土壌の団粒構造・孔隙

ちがって，陰荷電にあうとはなれやすいらしい．

ために陽イオン交換容量はかえって小さくなっ

先にのべたように，土壌の水と空気とは，とも

これがＮａ＋ とちがってＫ＋ ，ＮＨ４＋ の親和力がている．この交換容量は，陽イオンを交換できに孔隙の中に含まれている．水を多くしようと強い理由である．

る陰荷電の総量を示すもので表４のごとくであ

すると空気は少なくなるが，植物にとっては，≪Ｋ＋（ＮＨ４＋）の固定≫

る．

水も空気もともに必要である．両者をともに多

モンモリロナイトでは，水溶液中でＫ を吸着≪土壌の酸性―交換性陽イオンの欠乏≫

く含ませるためには，孔隙の量を多くしなけれしても他の中性塩類（ＮａＣｌなど）によって交土壌の酸性には，土壌の中に混入してきた塩酸ばならない．そのためには，土壌の団粒構造を換浸出される．しかし，バーミキュライトの場や硫酸によるものもあるが，土壌本来の酸性は，発達させることが必要である．

合には，Ｋ＋ を吸着しさらに固定して，他の中

この陽イオン交換現象と不可分の関係にある．

≪団粒構造のなりたち≫性塩類によっては交換浸出できない．このとき，乾燥地・半乾燥地では，土壌は本来，中性を呈土壌を構成している粘土ないしは粘土腐植複合

層間隔は 14 Ａ°から 10 Ａ°に収 縮して， 非膨しているが，それは，土壌のもつ陰荷電に交換体の粒子が，そのままで集合した大きな塊は，＋＋４くいので吸着量が少なくなる．Ｋ もＮＨ

＋

２＋

２＋

＋

＋

脹型のイライトに変化している．モンモリロナ

性金属陽イオン（Ｃａ ，Ｍｇ ，Ｋ ，Ｎａ ）がむ

たとえば粘土細工の塊のようなもので，孔隙はイトでは，Ｋ＋ を吸着させた後乾燥すると，はすびついて飽和しているからである．そのなか大変少ない．そういう構造を単粒構造とよび，

２＋

じめて固定がおこる．イライトの場合は，はじ

でもＣａ が大部分である．雨の多い所やもともそのような塊を団塊（clod）という．（図９a・めからＫ＋ を封じこんで結晶単位の一部になっと石灰岩の少ない母材からできた土壌では，交b）．これに対して，粘土腐植複合体があつまっている．鉱物の種類によるこういう違いは，単換性陽イオンがとりさられると，鉱物からの金て小さな塊になり，それがさらに集合したもの

位結晶中における陰荷電の位置と量に左右され属性陽イオンの解放がないので，水から解離しは，粒子間のすき間が多い．こういう構造のも

＋

ている．

てきたＨ がむすびつき，土壌は酸性を呈するのを，団粒構造という（図９c・d）．図９にみモンモリロナイトでは同像交換はＡｌ層で行なのである．中性の土壌でも，ＮＨ４＋ やＫ＋ の化

るように，ｂの方はｃよりも孔隙の％は多いが，われ，またその程度も小さい．それゆえＳｉ層

学肥料を与えると，ＮＨ やＫ がＣａ を交換

大きな孔隙はｃよりも少ない．

で行なわれるＫ＋ の吸着力は弱く固定までには浸出するので，土壌中に石灰岩のようなＣａ２＋団粒構造の形成は，図10にみるような順序で行ならない（もちろん他の陽イオンもＳｉ層の面の給源がなかったり，あるいは石灰質肥料を施なわれると考えられている．まず粘土や粘土腐で吸着される）．バーミキュライトでは，Ａｌ層用しない場合には，土壌は容易に酸性になる．

植複合体が，その表面の陰荷電，陽イオンの陽

＋
４

＋

２＋

ばかりでなくＳｉ層で同像置換が行なわれてい

Ｃａ

＋
４

荷電，水酸化鉄，水酸化アルミニウムの粘着作るので，陰荷電のおよぶ力が強いのでＫ＋ の固は，植物に吸収されてなくなってしまう．その用によって強く結合されると，微小団粒ができ

表４−土壤コロイドの陽イオン交換容量<青峰>

図８−Ｓｉ層の構造

２＋＋の代りに陰荷電に吸着した Ｋ やＮＨ<青峰>

図９−単粒構造と団粒構造<原図･川口>URBAN KUBOTA NO.13｜46

るのである．

上昇させる．孔隙の大きさがある限度をこえれ結合しているが，粒子内部の水は，もっと結合

この微小団粒が，植物の根の腐敗物やある種のば，毛管引力はないから水はながれ去ってしま

力がつよく100℃の温度では粒子から離れない．

細菌の分泌する粘質物によって接着され，よりう（図11参照）．前者のように毛管引力の働く

これには粘土鉱物の結晶格子の中に入った水も大きな団粒になる．根の腐敗物や粘質物は，高孔隙を毛管孔隙とよび，後者は非毛管孔隙とよ入るが，もちろん植物の根が吸収できるような分子の有機化合物なので糊やセメントのようにばれる．毛管孔隙は，団粒内部の孔隙であり，水ではない．粒子外部の水でも，15気圧すなわ

強い接着剤の役目をしているのである．この役

水分の保持と上昇という重要な働きをする．非ちｐＦ4.2より強いエネルギーで結合している

割には，糸状菌の菌糸なども参加することがで

毛管孔隙は，大きな団粒の間に存在し，空気が水は，根の吸圧より強いので植物の役にはたたきる．しかし，このような糊でかためただけの占めている．もし雨が降っても，下に不透水層ない．このような水を無効水という．図におい団粒では，水にあうと溶けてくずれてしまうかがない限り，この非毛管孔隙によって余分の水てｐＦ1.6 ぐらいから 4.2 までの間の水を有効

ら，実際の役に立つためには，これが耐水性団は排水される．もっとも孔隙があまりに小さけ水というが実際には，植物に容易に吸収される粒にまで変らねばならない．このためには，生れば，水さえも身動きができない．理想的な畑

水はｐＦ1.6 から 2.7 の間の水分である．このきている根の作用が必要である．生きている根の物理的状態とは，孔隙が多く，しかも毛管孔

ような水分量にある土壌が，よい畑の土壌なのは，孔隙の中を伸びて団粒をつよくしめつける．

隙と非毛管孔隙がほぼ等しいことである．植物である．さきの孔隙の大きさも，実際には，直また，水分を吸収して団粒を乾燥する．このしにとっては，どんな種類の孔隙がどれだけある径をはかることができないのでｐＦの値で相当

めつけと乾燥のくりかえしは，団粒を固める．

かということが問題なのである．団粒構造は，する孔隙をあらわす．毛管孔隙とは，ｐＦ1.6

このようにして耐水性団粒ができるのである．

この孔隙のあり方を左右するので大切なのであぐらいからｐＦ4.5ぐらいまでの水分に相当す

多年生牧草畑や草原において耐水性団粒が多い

る．

る孔隙であるが，上述したように，ｐＦ1.6かのは，土壌のなかに糊の役目をする死んだ根が≪植物にとっての水≫ら2.7の間の水分を保持できるような毛管孔隙

多く，さらに耐水性にするための生きた根もよ

水は，土壌粒子への吸着の強さによっていくつがよい孔隙といえるのである．

く発達していて，脱水・圧縮の作用が著しくはかに区分される．図12は，その関係を模式的にたらくからである．

示したものである．土壌粒子の表面に近い水ほ≪孔隙の種類≫

ど結合力がつよく，よりうごき難い．この結合ビーカーの中に水を入れて細いガラス管をたてのエネルギーは，気圧，ミリバール，水柱の高ると，水が管の中をのぼる．これを毛管現象とさなどが尺度として用いられるが，わが国では，いう．土壌中の孔隙は，ガラス管のように径が水柱の高さ（Ｈｃｍ）の対数すなわちｐＦ（＝ｌｏｇＨ）

均一ではないが，ある程度以上細い孔隙は毛管が用いられている．粒子界面の水は，10,000気現象によって水を重力にさからって保持したり，圧，すなわちｐＦでは７というポテンシャルで

図10−耐水性団粒の形成

図12−水のフイルムの厚さと結合力<BRADYの図を一部改変>

図11−毛管孔隙と水の上昇

URBAN KUBOTA NO.13｜47

鋳鉄管の耐食性と防食

鋳鉄管は耐食性が優れているために，古くか実績値からいって，年間0.025mm程度の腐食速

通常の鋳鉄管は，外面にはタール・樹脂塗装

ら水道管，ガス管として使用されてきた．欧度であるといえる．

がなされているが，腐食性の激しい土壌に対米諸国では数百年以上の長期間にわたり使用

しかし，このような一般的な鋳鉄管の耐食性

しては，特別な防食対策として，管路の布設されている管路があり，わが国でも，明治時も，土壌条件が腐食性の激しい場合には，必現場で，管にポリエチレンスリーブを被覆し代に布設された管路を堀り上げて調査すると，ずしも適用されず，極端な腐食が発生する場て防食する方法が採用されてきている．

外面の腐食は僅かなものが多く土壌中での耐合も起り得る．如何なる土壌が腐食性が激し

写真3・4に海岸の埋立地の腐食性の激しい地食性が優れている事が示される．写真−１はいかを判定することは，恒久施設たる管路を域に敷設された鋳鉄管路のポリエチレンスリ

1664年ルイ14世が建設したベルサイユ宮殿の維持管理してゆく上で最も重要な事である．

ーブを被覆した状況を示すが，同一管路に敷噴水への鋳鉄導水管を最近堀り上げ調査したクボタでは，ユーザーである水道局と協同で設されていたもののうち，ポリエチレンスリ

ものを示し，写真−２は宮内庁の御所水道の埋設腐食試験を実施したり，欧米の関連業界

ーブ被覆のされていない管では，継手部の抜明治時代の水道管を昭和49年に堀り上げて調と協力してこの基準化を進めているが，一般出し防止用押しボルトの頭部が腐食されてい査したものを示している．

的にいって，石炭殼埋立地，腐植土，泥炭，るのに対して，被覆された部分では腐食は殆このような鋳鉄管の外面腐食の定量的な測粘土などは腐食性が強く，また，酸性工場廃

んど無く，長期間にわたって効果的な防食作

定は，あまり多くの資料はないが，日本ガス

水，悪質河川水の浸透した個所，海浜地帯で用を発揮しているのが認められた．

協会発行 ”
埋設鋳鉄管の堀上げ調査”及び某地下水中に多量の塩分を含む地域なども腐食

このようにポリエチレンスリーブ法は，効果

ガス会社の調査がある．それによると，既設性である．これらの腐食性を定量的に調査判が確実で，しかも安価で，施工も簡単である

鋳鉄管路を数千本も堀り上げ，その外面の最定するものとして表−１に示す基準があり，ため，鋳鉄管路の信頼性を一層向上さす手段

大孔食深さと埋設期間との関係を測定，統計

現実に管路を敷設する以前に土壌調査を行なとして，より広く使用されてゆくものと考え的処理を行なった結果，図−１の如き関係式

い，その防食対策を樹立すると言った手続きられる．

を得ている．このように，鋳鉄管の耐食性はが実施されている例も多くなってきている．

URBAN KUBOTA NO.13｜48

表１−土壌の腐食性判定基準<ANSI,A21−5,1972>

図１−鋳鉄管の平均最大孔食深さと埋設期間の関係

URBAN KUBOTA NO.13｜49

クボタ-ナテコドライヤー

石油ショック以来，資源の有効利用の一つとすることであった．そして現在この用途以外(ロ)搬送球体（Ｍ.Ｃ.Ｂ.＝Ｍａｔｅｒｉａｌ Ｃａｒｒｙｉｎｇ Ｂｏｄｉｓ）

して，水分を含む有機性汚泥を有効に活用しに，製造ラインの乾燥装置として，或は都市(ハ)乾燥用熱風

ようという検討が各方面でなされている．活下水汚泥の乾燥装置として，北欧諸国を中心の３者の相互作用により乾燥が効果的に行わ用の方法として，技術的には従来から化学工にヨーロッパ各国において，種々の物質を対れる．乾燥の原理は図に示される．即ち、投業の製造プロセスの基礎的単位操作の一つと象として数多くの実績をもっている．特に一入されたスラリー状または泥状の被乾燥物（スしてあった乾燥がとりあげられているが，対昨年に至り，都市下水終末処理場活性汚泥のラッジ）は，乾燥装置の上部で搬送球体にま象物の性状・運転性能・付属機器を含めた投乾燥処理用として，1時間当り水分蒸発量6000

ぶされた後，上昇する乾燥用熱風と向流接触

資額・設置面積・公害規制等を考えた場合，の装置２基が設置され稼動しているが，これして，徐々に水分を除かれながら搬送球体表

従来からある乾燥設備では，製造設備としてだけで人口約90万人の都市下水終末処理汚泥面に付着したまま乾燥機本体内を下降していも水分含有汚泥の乾燥設備としても，操作性・を処理できる画期的なものである．国内では，

き，下部に達すると完全に乾燥された状態にコスト・主成物の性状等の点からみて必ずし

昨年の夏300型（標準乾燥能力1000 −Ｈ２Ｏ/Ｈｒ）

なり，搬送球体より剥離され，一部の乾燥用も満足のゆく装置はみあたらない．このようを酵母工場廃水汚泥の乾燥処理用として設置

熱風によりサイクロンに送られ熱風より分離な観点から当社では，昨年スエーデンＮＡＴＥ

し，現在7,000時間以上順調に稼動している．

され収容される．一方，下部で乾燥物を分離

ＫＯ社より高効率低温乾燥ドライヤーの技術導

さらに本年内には工業団地廃水処理汚泥乾燥した搬送球体は，上昇機構により上部に引き入を行ったが，これはユニークな乾燥機とし用に300型，し尿処理汚泥乾燥用に200型が設上げられ，再び新たな被乾燥物をまぶされる．

て好評を頂いているので以下紹介する．

置される予定である．

標準的な乾燥条件としては，約150℃の乾燥用

１クボタ-ナテコドライヤーの歴史

２クボタ-ナテコドライヤーの構造

熱風を用いて乾燥し乾燥終了後は50℃の排風

クボタ-ナテコドライヤーは，スエーデンの電①乾燥の原理となって放出される．この場合の乾燥機本体

気技術者によって1950年代末に発明されたが，

ク ボ タ -ナ テ コ ド ラ イ ヤ ー は ， 乾 燥 媒 体 と しの中の乾燥用熱風と被乾燥物の温度分布及びその動機は，動物の血液をて直径約20 m/m の搬送球体（ボール）の表面積を

水分分布状況を図２に示す．

解により破壊することなく，かつ経済的に乾利用する方法であり②装置の構成燥処理し，食品や化学薬品の原料として利用(イ)被乾燥物

図３にドライヤー本体の概略構造を示す．ク

含有成分を熱分

図２−クボタ-ナテコドライヤー温度及び水分分布図

図１−乾燥原理図

図３−クボタ-ナテコドライヤー本体構造説明図

URBAN KUBOTA NO.13｜50

ボ タ -ナ テ コ ド ラ イ ヤ ー は ， 上 述 の ”
乾燥原

Ｍ.Ｃ.Ｂより分離された乾燥物をサイクロンで採用する（図４）理”に従って乾燥を行う本体と，乾燥用熱風

熱風から分離する．熱風は熱風混合室に返送②ＤＡ−ＣＣシステム（ＤＲＹＩＮＧ ＡＩＲ ＣＩＲ-を発生・供給する機構，被乾燥物を供給する

される．

ＣＵＬＡＴＩＯＮ ＣＬＯＳＥＤ ＳＹＳＴＥＭ）

機構，乾燥機本体より乾燥物を搬送し気固分(ホ)自動制御装置

被乾燥物が悪臭を持っている場合にこのシス離する機構及び自動制御装置とから構成され乾燥機本体の中における乾燥状況を検出し，テムを用いる．系外に放出する乾燥排ガスはている．

常に正常な状態に自動的に制御される．

必要熱風量の1/10程度であり，脱臭コストが(イ)乾燥機本体

３特長

少なくてすむ．（図５）

直径20 m/m 程度のＭ.Ｃ.Ｂが乾燥能力に応じて充①熱効率が大変よく燃料費が少ない．低温で③ＤＥ−ＣＣシス テム（ＤＲＹＩＮＧ ＥＮＥＲＧＹ

填され被乾燥物の搬送媒体と乾燥媒体の役割あるから各種の廃熱を利用できる．

ＥＣＯＮＯＭＩＺＥＤ ＣＬＯＳＥＤ ＳＹＳＴＥＭ）

をする．Ｍ.Ｃ.Ｂの材料は普通プラスチックが使②運転は簡単である．自動運転であるから常乾燥粉を熱源として利用するシステムである．

われる．又被乾燥物がスラリー状か泥状かに時運転員がつく必要はない．

乾燥粉の発熱量と被乾燥物の含有水分の比率

より混合機構は異っている．

③被乾燥物はスラリー状でも泥状でも乾燥でによっては，乾燥粉の燃焼熱のみで乾燥も可(ロ)乾燥用熱風発生・供給機構

きる．

能である．（図６）

通常灯油または重油を熱源とする熱風炉と外④コンパクトであるから設置面積は非常に少

表 １ に ク ボ タ -ナ テ コ ド ラ イ ヤ ー の 標 準 機 種

気を混合して必要な熱風温度にする混合室となくてすむ．

と能力を示す．表２及び表３に実施例を示す．

からなり，標準の熱風温度は150℃である。こ⑤粉塵，悪臭などの二次公害の発生がない．

の温度は被乾燥物に適した温度に設定するこ４クボタ-ナテコドライヤーのシステムとができる．

ク ボ タ -ナ テ コ ド ラ イ ヤ ー を 中 心 と し た 基 本(ハ)被乾燥物供給機構

的なシステムは次の３通りである．

スラリー状か泥状かにより適当な被乾燥物投①スタンダードシステム

入ポンプを用いる．

最も基礎となるシステムで，被乾燥物の臭気(ニ)搬送機構が悪臭問題とならない場合はこのシステムを

図４−スタンダードシステム

表１−機種について

図５−ＤＡ-ＣＣシステム

表２−乾燥例

図６−ＤＥ-ＣＣシステム

表３−排ガスURBAN KUBOTA NO.13｜51

世界植生図日本植生図<26頁〜27頁>

鈴木時夫＝鈴木植生研究所・理学博士<32頁〜33頁>

鈴木時夫＝鈴木植生研究所・理学博士

ドイツのハインリヒ・ワルターの植生図（19

科のローレルとブナ科 Quercus ilexが共存

水平植生帯と垂直植生帯は似ているが同一で④暖温帯丘陵低地植生帯

70）を解説する。

しないで離れているのがヨーロッパの植生のない。日本のように、西南部から東北方にむWarm tmperate-colline lowland forest①熱帯多雨林 Tropical rain forest

特徴で、この二つの科の樹木が共存し、さらかって文化が進んでいって、少なくとも自然

zone

年平均気温20℃以上、年較差６°以下、年降にツバキ科、ハイノキ科などの従属植物をし破壊の程度でかなりの歴史的落差が存在して

暖帯林、
照葉樹林、
常緑広葉樹林などとよばれ

水量2,000mm以上、２カ月以上の乾燥期がな

たがえている所に、東アジア、東南アジアのいる国では、一率に原始状態を復元しても意ているが、暖帯はもともと亜熱帯の同意語、
照い赤道地方に発達する。インド・マライ、熱照葉樹林の特徴がある。葉が水分を多く含み、義が少ないということを、日本植生図をつく

葉樹林はカナリー諸島のローレルの林のこと、

帯アフリカ、アマゾンの三地方にわかれる。

細胞間隙とクチクラ層がよく発達して、しなるたびに考えた。今回は範例に工夫をして、常緑広葉樹林は亜熱帯、熱帯の林が含まれてきわめて多くの樹種から成り階層がはっきりやかに曲るなめし皮質の葉がローレル葉（照自然環境と人類文化を同時に表現することにいて、いずれもぴったりこない。水田耕作をしない。日本にラワン材を供給する森林。伐葉）であるが、光沢はあってもピカピカ光る

つとめた。ＩＢＰの知見を生かして植生帯の基盤とする日本の農耕文化はこの植生帯で開採あとはゴム、パインアップル、カカオ、コー

わけではない。水田稲作文化の発達した地帯

面表示を統一した。日本の植生研究が進んだ

けたから、早くから開発されて、その自然林

ヒーなどの栽培がおこなわれる。

である。

という喜ばしい面と自然破壊が全国にほぼ一は神社林として保護された断片のほか、ほと②雨緑樹林（亜熱帯落葉樹林、季節風林）⑦夏緑樹林（温帯落葉樹林）様に拡がったという悲しい面とが共存していんど破壊しつくされてしまった。東アジアとWintergreen forest

Summergreen forest

る図としてみていただきたい。一言にしてい東南アジアに特産のシイ、カシ、シリブカガ

明確な乾燥期のある季節風地帯に発達する。

約半年、生育に適しない低温の期間があってうならば、この図は、人類文化も環境に含め

シなどのブナ科、タブ、ヤブニッケイなどの代表的なものはチーク林であって雨期には葉

森林は葉をおとして休眠する。亜熱帯の乾燥た20世紀後半の日本植生の姿である。また世

クスノキ科、ツバキ、ヒサカキなどのツバキが茂るが、乾燥期に落葉する。インド、タイ、期に落葉する森林に対して夏緑林という。ブ

界的視野で水平と垂直の植生帯の統一を試み

科の常緑広葉樹が共存し、林床にはシダが多ビルマなどにみられる。

ナ科とカエデ科が共存し、南半球では Notho

た。その結果、帯状自然植生を５分することい。他の大陸の照葉樹林とは異質的で、日本③乾生樹林、自然サバンナ

fagusがブナにかわる。

となった。植生帯をなさず特殊環境に成立すの神道との関係が深い。クロマツがこの植生

Xerophilous forest, natural savannah⑧温帯ステップ

る植生として⑥⑦⑧の範例を設けた。

帯に多いので田中壤はクロマツ帯とよんだが、

年降水量200−1,000mmで、４〜６カ月の乾燥

大陸の内部では雨量が少なくて森林ができず①北方亜高山植生帯

本多静六はカシ帯と改称した。常緑果樹のミ期をもつ熱帯、亜熱帯に発達し、散生する樹草原となる。ソ連のステップ、北アメリカの

Boreal-subalpine vegetation zone

カン、茶の栽培がおこなわれる地帯である。

木と草原から成る。中国では散樹草原という。

プレーリー、モンゴルの大草原など、イネ科

これまで高山帯としてわけていたハイマツ低⑤亜熱帯植生帯

自然破壊によってできることもあるが、自然植物が多い。人類文化以前には有蹄類が遊牧

木林を、ダケカンバ・オルドルの針葉樹林、

Subtropical vegetation zoneにできることもある。アフリカでは樹木とししていた。人類があらわれてから遊牧文化がダケカンバ林と一緒にした。高山草原や風衡

屋久島、種子ケ島の低地帯以南、本多静六のてバオバブノキ、ヤシのなかまなどがはえる。

発生した。球根園芸植物の原産地で、土地はハイデは、日本では帯状植生というより亜高熱帯林に相当する。アコウ・ガジュマルと木

野獣保護地となっている国立公園などにみら

肥沃で農耕地と化したところが多い。

山帯の局部的変異とみた。ここではマツ科と生シダの林がその原始植生であるが、ヘゴはれる。

⑧ａ寒冷さばく

ツツジ科が共存し、こけ植物と地衣類の比重

むしろ林外のひなた植物で、ヒロハノコギリ④炎熱さばく Hot desert

アジア大陸内部、北アメリカの一部にみられが大きい。第四紀氷河による北方植物群が生シダ、タカワラビが森林内にみられる。自然

蒸発量が降水量を上まわり、常に水分が不足る。ヨモギのなかまなどが生育する。

活共同体としてまとまったもので、地域的に林はほとんど開発されて、リュウキュウマツ

し、降雨は極めて不規則である。年雨量は20⑨北方樹林

田中壤のシラベ・ハイマツ帯とほぼ一致する。

・ソテツ林がかわりにできたが、これも戦火0mm以下がふつうである。35°Ｎ以南では炎北極をめぐるユーラシア、北アメリカの極地②冷温帯山地植生帯

で亡びてしまった。

熱さばくとなる。温度の日較差も大きい。荒森林限界まで発達する針葉樹林とカンバ、ヤCool temperate-montane forest zone

⑥海岸塩生植生

原とよぶ人もあるが高原と音が同じでよくな

マナラシなどの広葉樹林帯、マツ科とツツジ

北半球各大陸の夏緑広葉樹の日本での代表で、Coastal halophilous vegetationい。植生はきわめてまばらで、水の不足と、科との共存が特徴である。こけ植物や地衣類

ブナ、ミズナラのような落葉広葉樹、または砂丘と塩生湿地の植生で、冷温帯以北にハマ土に蓄積する塩分に適応し、多肉化したり、が林床に生育する。針葉樹はふつう常緑であ

ヒノキアスナロ、ウラジロモミなどの針葉樹

ニンニク砂丘、アッケシソウ塩沼地、暖温帯

葉が棘になったりしている。サボテン科、トるが、永久凍土層のできるところには落葉性を優占種とする森林の本拠である。ブナ科とにコウボウムギ砂丘、ハママツナ塩沼地、亜ウダイグサ科、ウェルウィッチア科などが特のカラマツが優勢である。ソ連では針葉樹林

カエデ科の共存、北極第三紀植物群が第四紀熱帯にマングローブ植生がある。

徴的である。潅漑して、水を補給し、有害なをタイガとよぶ。海洋性気候ではカンバ林がの気候変動にきたえあげられ、同時に南から⑦富養性水沢植生

塩類を流し去ると農業生産を上げることもでできる。低緯度の高山に突出部、飛地をもつ。

きた第三紀東南アジア植物群から分化した固Eutrophic marsh vegetation

きる。

⑩ツンドラ

有植物をも含む。落葉果樹リンゴの産地で、ヨシ、オギ、カサスゲなど川の下流、池、湖⑤多雨堅葉樹林（硬葉樹林、地中海植生）

極地森林限界をこえて植物の生育期間が短く、日本海岸の多雪気候と太平洋岸の乾燥多照気の水辺の栄養塩類に富む水辺湿地の植生。

Winterrain scleropylloua forest

地下に永久凍土層があって、夏の間地面近く

候によって、腹背性が最も顕著にあらわれた⑧貧栄養性高層湿原植生

大陸の西岸では暖温帯に夏乾燥し、春と秋にだけ融解する。常緑の小低木や地表植物がか地帯である。

Oligohrophic bog vegetation

雨が多い。地中海地方では日本のウバメガシ

えって短い夏に同化生産能率を上げる。地中③中間温帯低山地植生帯

北方と山地の主として雨水に浸されたミズゴに似たQuercus ilex,Q.cocciferaの林があっで休眠する植物は短い生育期間の利用に不利

Intermediate temperate submontane zone

ケ、ヌマガヤ、モウセンゴケなどの栄養塩類て、マキまたはガリグとよばれている。アメである。ミズゴケ、ハナゴケのように環境の世界の他地方では夏緑広葉樹林帯に含まれ、に乏しい過湿環境で泥炭を堆積する。

リカ太平洋岸のチャパラルもこれに似た植生

水分状態で容易に休眠と活動の転移のきく植または人類文化植生と考えられているが、日⑨先史文化植生で、カシといっても日本のような夏雨型多雨

物もツンドラの生活にむいている。高山と共本では第三紀東南アジア植物と北極第三紀植Prehistoric anthropogenous vegetation

気候のところに生育しているアラカシやシラ通する植物が多い。ツツジ科植物、スゲ、ワ物が日本列島で遭遇して気候と地形の変動の

第四紀の火山活動、採集文化時代の食糧給源

カシとちがって、クスノキ科、ツバキ科の常タスゲなどが多い。トナカイの放牧がおこな

もとに緊張と緩和とをくりかえし、これに先であったクリ・コナラ林、狩猟地であったス

緑樹と共存することはない。林床にシダは全われる。

史文化と火山活動が影響してできた植生帯で、

スキ草原、有史時代に入って生活、製塩用薪くない。硬葉樹という名称は、広葉樹と音が⑪高山植生

Alpine vegetation

モミ、ツガのようにアメリカ西部とつながる

炭の給源全く同じでまぎらわしいから避けた方がよい。

高山の森林限界をこえる低温の気候に耐えて植物、イヌブナ、クリ、ヒメシャラなど南方⑩人工林植生（造林地） Plantation⑥湿潤暖温帯林（照葉樹林）

生活する小低木、ロゼット植物などから成る。

に常緑の近縁種をもつ落葉樹が、カシ、サカ⑪非潅水農耕植生（畑作） Dry cultibation

Hygrophilous warmtemperate forest

温度的にツンドラに似ているが、日長関係は

キ、シキミ、アセビなどの常緑樹と共存して⑫潅水農耕植生（水田）Irrigated cultivation

大陸東岸の夏雨型多雨気候の暖温帯に発達す全く異る。

いる。落葉果樹のクリやカキが常緑のユズ、⑬都市さばくる森林で、ユーラシア大陸では東部ヒマラヤ

ダイダイと農家の庭に共存できる地帯で、田近代の都市化、重工業の発達に伴って都市気でアラカシの湿潤暖温帯林とQuercus baloot

中の間帯に相当する。松のうちアカマツは、候、大気汚染、土壤のアルカリ性化などがおとが相接している。照葉樹林というもとはカ

どちらかというとこの地帯に多い。日本の仏

こり、自然植物の生育が困難となった地域。

ナリー諸島のローレルの林である。クスノキ

教の中心は多くこの地帯に開かれた。

帰化植物が土産植物を駆逐しつつある。

Temperate steppe

Cool desert

Boreal forest

TdndorUrban desert

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