ISSN 0387-6012

土壌の物理性第 122 号

平成 24 年 12 月 20 日発行（年 3 回発行） 昭和 45 年 7 月 31 日

学術刊行物承認ISSN 0387-6012

Journal of the Japanese Society of Soil Physics
土壌の物理性No. 122

December, 2012

Foreword……………………………………………………………………………………… M. ISHIGURO …

Original Paper
Soft X-ray digital radiography for soil structure:“area density of soil” of fine sand, silt and clay……………………………………………… T. HIROZUMI, T. KUROSAWA and H. NARIOKA …
Evaluation of energy-balance-based evapotranspiration in a grass field……… K. NOBORIO, K. ONO, J. MANO, T. MIURA, N. SATTA, K. KOGA and Y. MUKAIDA …

1

第一二二号

Contents

土壌の物理性Journal of the Japanese Society of Soil Physics

3
15

Notes
23

TopicsEstimation of carbon and nitrogen movement in ecosystems at regional scale – connecting researches atlaboratory scale and global scale
Introduction…………………………………………………………… S. D. KIMURA and N. KATAYANAGI …

Lectures
Laboratory experiment and field monitoring for regional scale analysis: a thought on the relation of laboratory andmonitoring by the example of nitrification…………………………………………………………………………………………… K. KOBA
Effect of seasonal soil-freezing on N2O production in soil followed by the emission from soil: Implications fromin-vitro soil incubation to in-situ monitoring…………………………………………………………………………………………… Y. YANAI
Modeling for simulating the regional rice yield of rain-fed lowland rice based on farm survey in Northeast Thailand………………………………………………………………………………………… S. SAWANO
Nitrogen budget and riverin1e export in watershed…………………………………………………………………………………… A. HAYAKAWA

33

…

35

…

41

…

45

…

51

Topics
Reviewing classical studies in soil physics「Studies on the movement of soil moisture」published from U. S. Department of Agriculture, Bureau ofSoils-Bulletin No.38, in 1907……………………………………………………………………………………… T. MIYAZAKI …

59

Readers’ column…………………………………………………………………………………………

K. SUZUKI …

71

Announcements……………………………………………………………………………………………………………

73

Editor’s Postscript……………………………………………………………………………………………………………

75

二〇一二年 十二 月

Variations of CO2 flux according to observation points and days in broadleaf forest in the north part of okinawa… K. SAKAI, T. NAKANDAKARI, A. YOSHINAGA, T. NAGANO, K. OSAWA and T. ISHIDA …

2012 年 12 月

第 122 号土
壌会

http://www.iai.ga.a.u-tokyo.ac.jp/jssp/

学

Research Faculty of Agriculture, Hokkaido University
Kita9 Nishi9, Kita-ku, Sapporo, Hokkaido 060-8589 Japan

理

Japanese Society of Soil Physics

物

Published by

土壌物理学会Japanese Society of Soil Physics

土壌の物理性
第 122 号

目

2012 年 12 月

次

巻頭言
土壌物理学とは何だろうか

.....

1

.....

3

.....

15

冬季の沖縄県北部亜熱帯広葉樹林地域における CO2 フラックスの地点および観測日による変動実態
酒井一人・仲村渠将・吉永安俊・長野敏英・大澤和俊・石田朋康 .....

23

石黒宗秀

論 文
土壌構造評価のための軟 X 線画像法

―微細粒試料の「土壌面密度」―
廣住豊一・黒澤俊人・成岡 市
Evaluation of energy-balance-based evapotranspiration in a grass ﬁeld
K. NOBORIO, K. ONO, J. MANO, T. MIURA
N. SATTA, K. KOGA and Y. MUKAIDA

研究ノート

広域評価特集緒 言
特集「広域における生態系炭素・窒素動態の予測―実験室スケールから全球スケールの研究をつなぐ」について
木村園子ドロテア・片柳薫子

.....

33

解 説
広域評価を目指した室内実験および圃場観測：硝化を例とした実験室とモニタリン
グのつながりについての小考察
木庭啓介 ..... 35
季節的な土壌凍結が一酸化二窒素生成・排出動態に及ぼす影響：室内実験から野外観測への示唆
柳井洋介 ..... 41
圃場での聞き取り調査に基づく地域スケールの収量予測―タイ東北部におけるモデル構築事例―
澤野真治 ..... 45
流域の窒素収支と河川流出
早川 敦 ..... 51

講 座
古典を読む
Edgar Buckingham 著「土壌水分移動の研究」

.....

59

鈴木克拓 .....
.....................................................................................................................................................................................
.....................................................................................................................................................................................

71
73
75

宮﨑

毅

土粒子
適地適作

会務報告
編集後記
表紙写真の説明

普久川ダムから望むヤンバルの亜熱帯常緑広葉樹林地
林冠の優先種はスダジイ，イジュ，イス ノキなど．ヤンバルクイナに代表される豊かな自然を育んでいる．今号掲載の研究ノート「冬季の沖縄県北部亜熱帯広葉樹林地域における CO2 フラックス の地点および観測日による変動実態」をご覧下さい．

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「土壌の物理性」原稿執筆要領改正に伴う新旧対応表
改正部分はアンダーラインで記載（改正日：2012 年 12 月 20 日）
現

行

改

正

後

全般的事項
1．原稿は，日本語または英語で執筆する．

1．同左 1

2．日本語の原稿は，A4 判，25 字，23 行とし，上下左右 2．日本語の原稿は，A4 判，25 字，26 行とし，上下左右に 30 mm 以上の余白をとる（4 枚で 1 ページになる）．
に 30 mm 以上の余白をとる（4 枚で 1 ページになる）．
3．日本語の投稿原稿（ただし，書評は除く）は，はじめに日本語で表題，著者名を書き，そのあとに英語で表
題と著者名（フルネーム），所属機関，所在地を書いてから本文を書き始める．また，第 1 ページ下の脚
注に，日本語で所属機関と所在地，5 個以内のキーワー
ドを書く．

3．日本語の投稿原稿（ただし，書評は除く）は，はじめに日本語で表題，著者名を書き，そのあとに英語で表
題と著者名（フルネーム）を書いてから本文を書き始める．英語の表題は，冒頭の単語の頭文字のみを大文
字とし，それ以降は固有名詞等，特に大文字が必要な場合を除き，すべて小文字とする．英語の著者名は名の 1 文字目および姓の全てを大文字で記す．また，第1 ページ下の脚注に，著者の所属機関と所在地を英語
で，Corresponding Author とする著者の氏名と所属を日本語で記す．

4．日本語の論文および研究ノートは，英語による所属機関・所在地表記と本文の間に英語で 175 words 程度の Abstract と 5 個以内の Key words を入れる．

4．日本語の論文および研究ノートは，英語による表題・著 者 名 と 本 文 と の 間 に， 英 語 で 300 words 以 内 のAbstract と 5 個以内の Key words を入れる．

5．日本語の投稿原稿（ただし，資料と土粒子，書評を除く） 5．日本語の投稿原稿（ただし，資料と土粒子，書評を除く）
は，本文の後に日本語で 350 字程度の要旨をつける．
は，引用文献の後に日本語で 350 字程度の要旨，および 5 個以内のキーワードを書く．
6．英語の原稿は，A4 判，ダブルスペースで作成する（約 6．同左 6
600 words で 1 ページになる）．
7．英語の投稿原稿（ただし，書評は除く）は，はじめにManuscript title，Full names of authors，Addressof institutions of authors を書いてから本文を書き始める．

7． 英 語 の 投 稿 原 稿（ た だ し， 書 評 を 除 く ） は，
Manuscript title，Full names of authors を書いてから本文を書き始める．著者名は First name の 1 文字
目および Family name の全てを大文字で記す．また，第 1 ペ ー ジ 下 の 脚 注 に，Address of institutions ofauthors および Corresponding author を記す．

8．英語の投稿原稿（ただし，資料と土粒子，書評を除く） 8．英語の論文および研究ノートは，Full name of auは，Address of institutions of authors と本文の間にthors と本文の間に 300 words 以内の英文 Abstract
175 words 程度の英文 Abstract と 5 個以内の英語のと 5 個以内の英語の Keywords を入れる．
Keywords を入れる．
9．英語の投稿原稿（ただし，書評は除く）は，本文の後 9．英語の投稿原稿（ただし，資料と土粒子，書評は除く）に日本語で表題と著者名，所属機関，所在地，350 字は，引用文献の後に，日本語で表題と著者名，所属機程度の要旨，5 個以内のキーワードをつける．なお，関，所在地，350 字程度の要旨，5 個以内のキーワー
著者が外国人のみのために日本語部分の作成が困難なドをつける．なお，著者が外国人のみのために日本語場合，英語部分からの和訳により，編集委員会の責任部分の作成が困難な場合，英語部分からの和訳により，でこれらを作成する．
編集委員会の責任でこれらを作成する．
10．英語の適正化はすべて著者の責任において行うこと．
自然科学論文の執筆や校正に経験のある英語のネイティブスピーカーによってチェックされている事が望ましい．
11．閲読終了後に最終原稿を提出するときには，編集委員会が指示する形式の電子ファイルを送付する。

本文
10．原稿には，閲読作業の効率化を図るため，本文に行番 12．同左 10
号を 5 行毎に書き入れる．

11．英語の適正化はすべて著者の責任において行うこと．
自然科学論文の執筆や校正に経験のある英語のネイ
ティブスピーカーによってチェックされている事が望ましい．

12．閲読終了後に最終原稿を提出するときには，編集委員会が指示する形式・媒体の文書ファイルを同時に送付する．
13．本文は，章の見出しを 1. ，2. ，3. ，節の見出しを 1. 1，1. 2， 13．章の見出しは 1. ，2. ，3. ，節の見出しは 1. 1，1. 2，1. 3，
1. 3 ，項の見出しを 1. 1. 1 ，1. 1. 2，1. 1. 3 のようにする．
項の見出しは 1. 1. 1，1. 1. 2，1. 1. 3 のようにし，字体はゴシック体とする．
14．ゴシック，イタリック等の字体や上付き，下付き文字など，まぎらわしい文字は，誤植防止のため鉛筆で指定する．
15．略語，略号を使うときには，はじめにそれが出たと 14．同左 15
きに正式名称とともに示す（例 : 陽イオン交換容量（CEC））．
16．単位の使い方は，国際単位系（SI）による．

15．同左 16

図表
17．日本語の原稿では，図，表，写真の番号は図 1，表 2， 16．日本語および英語の原稿ともに，図または写真の番号
写真 3 のように書く．英語を並記する場合は，Fig. 1，
は Fig. 1，表は Table 2 のように書く．
Table 2，Photo. 3 のように書く．英語の原稿では，図・写真とも Fig. 1，表は Table 2 のように書く．
18．日本語の論文，研究ノートの場合，図，表，写真の題 17．同左 18
名には英語を併記する．
19．図，表，写真は必要最小限度とし，同一事項を表と図 18．同左 19に重複して表示する事は避ける．
20．図，表，写真は 1 枚毎に A4 判で作成するか，または 19．図，表，写真は 1 ページに 1 つずつ貼り付け，余白にA4 判の紙に貼り付ける．余白に著者名と図表等の番
図表等の番号を記す．
号を鉛筆で記す．

21．図と写真はそのまま製版されるので，鮮明なものを提 20．図と写真はそのまま組版されるので，鮮明なものを提
出する．
出する．
22．図は 1/2 倍などとおよその縮小率を指定し，2 倍くら 21．同左 22
いに大きく書く．図の線の太さや文字の大きさは，刷り上がりの大きさを考慮して決める．
23．地図や顕微鏡写真には定尺をつけ，縮尺や倍率はつけ 22．同左 23
ない．
24．図，表，写真の番号と題名は，別紙にまとめて一覧表 23．同左 24
とする．
引用文献
25．本文中で文献を引用する場合は，著者名（西暦），また 24．同左 25
は（著者名，西暦）とする（例 :Tanaka（1994），（Nakamura and Suzuki，1981））．著者が 3 名以上の場合
は第 1 著者名のあとに ‒ ら，または et al．をつける（例：山田ら（1978），（Tayler et al . , 1945））．
26．引用文献は，本文のあとに著者名の ABC 順に書く． 25．同左 26
未発表，私信は引用文献として記載しない．
27．引用文献の書き方は以下のようにする．

26．引用文献の書き方は以下のようにする．

Bouma, J. and Dekker, L. W.（1978）：A case study on in- < 雑誌 >ﬁltration into dry clay soil, I.Morphological observations.
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その他
28．本要項のほか，科学技術情報流通技術基準（SIST） 27．本要領のほかは，科学技術情報流通技術基準（SIST）に準拠する．
に準拠する．
（2004. 6. 29 改正）（2012. 12. 20 改正）

巻 頭 言土壌物理学とは何だろうか
石黒宗秀 1

このタイトルは，朝永振一郎の名著「物理学とは何だろうか」（岩波新書）からあつかましくも拝借したようなものですが，私の方は，土壌物理学とは何だろうかと，そのタイトル通りさまよっている状態です．
土壌物理学を，その文字通りとらえると，土壌を対象とする物理学ですので，まずは物理学とは何かを朝永の著書から抜き出してみます．朝永は，物理学という学問は，現在にいたるまで絶えず変化しており，将来も変化するにちがいないから定義することは不可能としています．しかし，その対象やゲームのおおよそのルールや守備範囲を規定
して，さしあたり，「われわれをとりかこむ自然界に生起するもろもろの現象−ただし主として無生物に関するもの−の奥に存在する法則を，観察や実験事実に拠りどころを求めつつ追求すること．自然の法則を数学的に表現すること，そして個々の法則をばらばらに発見するだけでなく，そのなかから最も基本的なものをいくつか選び出し，それから他の法則が導き出されるような体系をつくること」としています．自然界に生起するもろもろの現象を扱うので，土壌も当然その中に含まれます．例えば拡散現象は，土壌中にも，水中にも，大気中にも生じるので，物理学の知見は当然土壌を対象とする場合に必要不可欠となります．アインシュタインは，1905 年に，科学の世界に革新をもたらす相対性理論，光量子論，ブラウン運動の理論（拡散理論）を一度に発表したので，この年を奇跡の年とよぶことがありますが，そのうちのブラウン運動の理論は，われわれ土壌の研究者にとっても，大変重要な理論となっています．
土壌圏は，他と比べて特徴があるため対象として区別することはありますが，特殊な場だからといって，例えば熱力学の諸法則が成立しないということは有り得ません．土壌中の諸現象を対象にする場合，物理学の基本法則を理解しておくことは，言うまでもなく重要なことです．土壌中で起こっている基本的な物理現象を理論的に明らかにすれば，それは土壌以外の物質にも当てはまるでしょうし，それは土壌物理学の枠にとどまりません．例えば，岩田進午は，
湿潤土壌表面近傍数 nm の溶液相において高圧となることを明らかにしましたが，これはナノサイエンス・ナノテク
ノロジー分野でその後注目されるようになる現象です．ただし，発表論文が土壌科学の専門誌であったため，残念ながら他分野からは注目されず，これとは別に発展しています．このような土壌物理学の枠を超える研究もありますが，それによって当然ながら土壌物理学も発展します．
一方，土壌の研究者の多くは，土壌を他とは異なる特殊なものととらえることが多いように思います．これは，土壌が母材・気候・生物活動など多様な要因によって歴史的過程を経て現在あることの反映でしょう．土壌をその場から取り出すと，それは土壌ではなく，単なる材料となると指摘を受けることもあります．取り出してしまうと，なるほど，最早その歴史的変化から切り離すことになってしまいます．また，取り出して乱してしまった土を実験に用いると，土壌構造が変化するのですから，かなり異なるものとなるでしょう．しかし，ガリレオは実験を導入して，物理学に飛躍的な進歩をもたらしました．そのことを考えると，条件を単純にすることによって，ある現象の本質を明らかにする実験が如何に重要かわかります．ガリレオは，物体の落下運動は，走行距離が時間の 2 乗に比例する加速運動であることを，斜面に球体をころがすことによって発見しました．ここで，自然な落下と斜面のころがりは同じではないから意味がないなどと皮相的な相違にとらわれてしまっていたなら，科学の発展はなかったでしょう．科学の発展を歴史的に振り返って思索することも，今後の学問の発展にとって意義のあることだと思います．
要素還元的に，現象をとらえることが今後とも大変重要と考えます．一方で，複雑多様な土壌を，ありのままとら
えていくことも大切な方向のようです．朝永は，先の著書の中で，物理学と地球物理学を対比しています．物理学者
は，ノーベル賞のメダルの絵柄のように，実験という直接的な方法で自然の女神のベールをめくってじかに見ようとするのですが，地球物理学者はベールをめくるような失礼なことはしないで外からいろいろ見て，どんな顔であろう
かということを知ることができる．そうして，大陸の移動やプレートテクトニクス，地震のメカニズムがわかってきたと述べています．もちろん，それが明らかになってきた過程では，科学技術の発展に伴ってよい測定法ができたり，基礎学問の適用があったりします．土壌よりもきれいな系を扱うコロイド科学の研究においてさえ，コロイド現象は要素還元的方法のみで扱うには限度があると指摘されています．土壌物理学においても，要素還元的でない方法でとらえることも大切ですが，これ自体も険しく困難な道のようです．土壌の研究分野でも，丹念な測定によって，これまで知られていなかったような現象が明らかになりつつあるようです．今後の発展が期待されます．
土壌は，無機物だけでなく，いろんな有機物が含まれ，生物が活動しています．有機物に関する化学や，生物学は，
1

北海道大学大学院農学研究院

土壌物理学者には得意でないところですが，全体としては，これを無視して土壌は語れません．物質移動を研究すると，化学分析が必要になりますし，生物活動による分解合成反応もかかわってきます．これにまともに取り組もうとすると，化学や生物学の方法もしっかり取り入れることになり，また真に革新的な研究に至るには，最先端の科学の知識や，従来と異なるスケールの見方が必要になるに違いありません．ふとふりかえると，自分は土壌物理学者なのか何なのかとまどってしまうことになります．しかし，元来，科学は自然を知ることが目的であり，物理学の対象もわれわれをとりかこむ自然界に生起するもろもろの現象ですから，複雑多様な土壌を研究対象にするということは，科学および物理学の原点に回帰していると言えなくもありません．化学反応も，熱力学を通して見ると，熱力学的平衡定数でとらえられます．生命現象は，エネルギーや物質のやり取りと化学反応によって成立しています．これらも物理学の扱う範囲ととることも可能です．これまでの科学の発展がそうであったように，蓄積された科学知識を大切にしながら，従来の考えにとらわれない自由な発想によって学問の大きな発展が可能となるのでしょう．目先の業績評価で厳しい昨今ですが，自由な良い研究環境を作っていきたいものです．
読者の皆さんの多くは，農学，工学，環境科学に籍を置く方が多いでしょうから，「土壌物理学とはなんだろうか」とおおげさなタイトルを掲げておきながら，とりとめが無く，実学とのかかわりにも全く触れなかったことにご不満があるかもしれません．これ以上はなしを発散させるのもどうかと思いますので，ここでは，優れた技術の背景には，優れた科学の基礎がある歴史的事実を指摘する程度でご勘弁いただきましょう．

論文., December 2012, Vol. 122, 3 ‒ 14

Original Paper

土壌構造評価のための軟 X 線画像法
―微細粒試料の「土壌面密度」―
廣住豊一 1・黒澤俊人 2・成岡 市 1Soft X‒ray digital radiography for soil structure:area density of soil of ﬁne sand, silt and clay
Toyokazu HIROZUMI1, Toshihito KUROSAWA2 and Hajime NARIOKA1

Abstract : In this paper, authors proposed "Area Density of Soil"（ADoS）which was a new concept for soil
structure. ADoS was defined as weight of the solid
phase per unit area. In addition, authors investigated
how to measure ADoS by using Soft X‒ray Digital Radiography（SXDR）. Increase of specimen thickness
and dry bulk density increased gray level of pixels insoft X‒ray digital image. Increase of ADoS also increased average of gray level of pixels in the image.
The approximate expression to estimate ADoS fromaverage of gray level of pixels in the image was a linear function. The values calculated by the function
were fit in ones measured. This fact provided us ameasuring technique of ADoS by using SXDR.
Keywords : Soft X‒ray Digital Radiography（SXDR），
Soil Structure, Area Density of Soil（ADoS），Specimen
Thickness, Dry Bulk Density

1. はじめにpköttera et . al . , 2009 など）．しかし，X 線 CT は仕組みが複雑，装置が高価などの課題がある．
これに対して，波長の長い軟 X 線を用いる方法がある．この方法によって土壌構造に関する多くの知見が明らかにされた（たとえば，成岡ら，1988；Mori et . al . ，1999 など）．しかし，これらは土壌粗間隙構造が主対象であり，土壌基質構造に対する測定は土壌の堆積様式の観察（日本第四紀学会，1993）にみられる程度であった．
土壌粗間隙構造はそのひとつひとつを幾何学的に認識できるため，数・大きさ・形状・方向・位置などを用いて定量的に表現することができる．一方，土壌基質構造
は大きさや形状の異なる多数の一次粒子や団粒が幾重にも折り重なって形成されたものであるため，土壌粗間隙構造のように幾何学的な表現方法を用いることは難し
い．
そこで筆者らは，土壌の軟 X 線影像には，土粒子および団粒の配列様式またはそれらの重畳様式，すなわち粘土など微細粒径の土粒子を含む土壌は乾燥収縮や湿土壌基質構造が投影されていることに着目した．そして，潤膨張によってその形状や体積が変化する．また，この軟 X 線影像をデジタル化し，画像解析することで土壌変化によって土粒子や団粒の配列様式など土壌内部の構

基質構造を定量化できる「軟 X 線画像法」を開発した（廣造も変化する．そして，この土壌構造の変化は排水性・住ら，2011a）．

保水性・通気性・土壌硬度などに大きな影響を与える．

前報（廣住ら，2011b）では，ガラスビーズや砂のよ土壌構造の測定法は測定対象とする土壌構造や用いる

うな粗大粒径試料に対して本法を適用し，土壌粒子の幾手法に応じて様々な方法がある（たとえば，日本第四紀

何学的性質である粒径を測定できることを示した．

学会，1993；Childs and Collis‒George，1950；ASTM In-

これに加えて，土壌粒子の充填様式を評価できれば，ternational，2004 など）．なかでも，1970 年代に利用が本法は土壌基質構造測定法として利用価値がより高ま始まった X 線を用いる方法は土壌の内部構造を非破壊でる．

測 定 で き る た め 有 用 性 が 高 い（Rogaar and Thiadens,

そこで本論では，土壌粒子の充填様式を表現する概念

1975；Anderson, 1979）．この X 線を用いた土壌構造測として，「土壌面密度」を新たに定義した．そして，微定法のひとつに X 線 CT によるものがある（たとえば，細粒土を対象とした軟 X 線画像法による土壌面密度のPetrovic et . al . , 1981；Cassel et . al . , 1990；Sander et . al . ,測定法について検討した．

2008 など）．近年では X 線 CT の持つ課題のひとつであった解像力にも大きな進歩がみられる（たとえば，Tip-

2. 土壌面密度の定義と測定原理
2. 1 土壌面密度の定義

1

Graduate School of Bioresources, Mie University, 1577 Kurimamachiya ‒ cho, Tsu ‒ shi, Mie, 514 ‒ 8507 Japan. Corresponding author：廣住豊一，1 三重大学大学院生物資源学研究科
2Life Science Research Center, Mie University, 1577 Kurimamachiya ‒ cho, Tsu ‒ shi, Mie, 5148507 Japan
2011 年 12 月 8 日受稿，2012 年 7 月 3 日受理
土壌の物理性 122 号，3 ‒ 14（2012）

本論では，土壌基質構造のうち，土粒子の重畳および充填様式を表現する新たな概念として，「土壌面密度（ρ ,Area Density of Soil）」を提案する．
土壌面密度ρ は「土壌の単位面積あたりの固相の質量」として次式のように定義する．

土壌の物理性 第 122 号（2012）

4

（1）

ρ =

：物体を透過した X 線量，0：物体に照射した X 線量，
μ：線減弱係数（m‒1）， ：物体の厚さ（m）
また，線減弱係数μは次式で表される（日本アイソトー

ρ ： 土 壌 面 密 度（kg m‒2）， ： 固 相 の 質 量（kg），

プ協会，1992）．

：面積（m2）土壌面密度 ρ はある平面範囲に含まれる固相すなわ

μ = σρ

ち土粒子の量を示す値である．したがって，土壌粒子の（4）

密度が既知であれば，
ρ からこの範囲の固相体積を求めることができる．さらに，この範囲の体積が既知であれ

σ： 物 体 の 断 面 積（m2），ρ： 物 体 の 密 度（g m‒3），

ば，この範囲の間隙体積・固相率・間隙率・間隙比など：アボガドロ数（mol‒1）， ：モル質量（g mol‒1）

土壌の充填状態に関する種々の情報を得ることができ（2）〜（4）式より，土壌に照射した X 線の透過量はる．

土壌面密度ρ と負の相関にあると考えられる．

また，土壌面密度ρ は土壌の厚さ および乾燥密度ρを用いて次式のように表すこともできる．

以上を踏まえて，本論では微細粒土を対象として試料の厚さおよび乾燥密度と軟 X 線画像との関係を調べ，
軟 X 線画像法による土壌面密度測定について検討する．

ρ = ρ・（2）

ρ ：土壌面密度（kg m‒2），ρ：乾燥密度（kg m‒3），：厚さ（m）

3. 材料と方法
試料には，篩い分けによって 0. 074 mm 以上の粒子を除去したセメント用の川砂（以下「砂」とする），三栄シ

土壌の厚さ は土壌の対向する両端面間の距離であリカ社製珪石粉末 SP‒35（以下「シルト」とする），ナカ

る．また，乾燥密度 ρは単位体積あたりの固相質量とラ イ テ ス ク 社 製 ベ ン ト ナ イ ト（Code 03923‒85，

定義される（土壌物理学会，2002）．このことから，試料

Bentonite；以下「ベントナイト」とする），ナカライテスの厚さ方向のみに体積変化が生ずると仮定したとき，乾ク社製カオリナイト（Code 19829‒45，
Kaolinite；以下「カ燥収縮などによってオリナイト」とする）の 4 種類を使用した．それぞれのが減少するとρが増加し，あわせて間隙率が減少する．したがって，
ρ は単位面積あたりの土壌がもつ総間隙量の情報を含んでいると考えられる．
土壌面密度ρ はある平面範囲における固相量・間隙

試料の粒径・含水比・土粒子密度を Table 1 に示す．
試料容器には，矩形のポリスチレン製容器（縦横約27. 5 mm，深さは適宜調節）を用いた．

量・間隙比など土壌の充填状態を表す値であることから，試料は，均一になるように突き固めながら，試料容器

土壌基質構造の平面的な分布様式や二次元方向の変化のの摺り切りまで充填し，表面をナイフで丁寧に整形した．

表現に適している．このことから，
ρ は土壌基質構造のまた，試料は軟 X 線撮影ごとに充填しなおした．その平面的な不均一性の評価にも利用できる．

とき，突き固め回数を変えることで軟 X 線撮影ごとに

2. 2 土壌面密度の測定原理

試料の乾燥密度を変化させた．

（2）式で示したように土壌面密度ρ は土壌の厚さお試料の厚さおよび乾燥密度の算出に必要な試料容器のよび乾燥密度によってその値が変化する．同様に，物体深さおよび容積は，あらかじめ試料容器の内寸法を測定に照射した X 線の透過量は物体の厚さおよび密度などすることで求めた．

によって変化する．したがって，X 線は土壌面密度ρ
の測定に適していると考えられる．

以上の操作で充填した試料は，ソフテックス社製
DCTS‒7003 およびフジフイルム社製工業用 X 線フィル

ある物体に対して単一エネルギーの X 線を照射したとき，その透過量は次式で表される（三枝ら，2001）．

ム IX FR（以下「フィルム」とする）を用いて軟 X 線撮
影した．撮影方法は造影剤を使用しない単純撮影とし，撮影条件は X 線管電圧 40 kV，X 線管電流 1. 5 mA，照

=

−μt

（3）

0

射時間 60 s，FFD 500 mm に設定した．
撮影したフィルムの現像には，ニックス社製自動現像

Table 1 試料一覧．
Specimens.

Specimen
Sand

Particle Size（mm）Particle Density（Mg m‒3） Water Content（kg kg‒1）< 0. 074

2. 68

0. 004

Silica Powder

0. 019（median）

2. 67< 0. 001

Bentonite

0. 010（median）

2. 72

0. 080Kaolinite

0. 005（median）

2. 74

0. 003

論文：土壌構造評価のための軟 X 線画像法

Fig. 1 試料の厚さの違いによる走査線上の画素濃度階調値変化．図中の は試料の厚さ（mm），ρは乾燥密度（Mg
m‒3）．
（S）砂，
（Si）シルト，（B）ベントナイト，（K）カオリナイト．
Eﬀect of specimen thickness on gray level of pixels on scanning line on soft X‒ray digital image. is specimen
thickness（mm），ρ is dry bulk density（Mg m‒3）．
（S）sand,（Si）silica powder,（B）bentonite,（K）kaolinite.

Fig. 2 試料の乾燥密度の違いによる走査線上の画素濃度階調値変化．図中の は試料の厚さ（mm），ρは乾燥密度（Mg m‒3）．
（S）砂，（Si）シルト，（B）ベントナイト，（K）カオリナイト．
Effect of dry bulk density on gray level of pixels on scanning line on soft X‒ray digital image. is specimen（S）sand,（Si）silica powder,（B）bentonite,（K）kaolinite.
thickness（mm），ρ is dry bulk density（Mg m‒3）．

5

土壌の物理性 第 122 号（2012）

6

機 Hi‒RHEIN RH‒9001 を使用し，現像液温度 28 ℃，現周期性を解析した．上記（1）で抽出した画素列の濃像時間 180 s に設定した．

度階調値の増減を信号波形とみなし，これを入力信フィルム上に投影された軟 X 線影像は，既報（廣住ら，2011a）の方法でデジタル化した．スキャン条件は，16号として処理した．
（3）セミバリオグラム解析

ビットグレースケール，解像度 1200 dpi（画素の一辺長

セミバリオグラム解析により走査線上の画素濃度の0. 0212 mm）に設定した．スキャナのアスペクト比は 1：

空間的相関性を解析した．上記（2）の高速フーリエ1 であった．

変換と同様に，上記（1）で抽出した画素列の濃度階

デジタル化した試料画像は一辺 1248 pix（26. 4 mm）の正方形の「軟 X 線画像」として画像解析に供した．

調値を入力信号として処理した．
（4）濃度階調値の三次元表示

軟 X 線画像作成時には，試料の軟 X 線影像の陰影の中格子分割法（廣住ら，2011a）により濃度階調値の空

心が軟 X 線画像の中央に位置するようにした．

間分布を可視化した．格子寸法は上記（3）で求めた

軟 X 線画像の画素濃度は，黒を最小値 0，白を最大値の 1 とし，その間を 65536 段階に離散化した「濃度階調

画素濃度の空間的相関性をもとに決定した．
（5）濃度階調値の統計処理値」とした．フィルムは X 線によって黒く感光するため，

軟 X 線画像上に正方形の解析対象範囲（以下「解析濃度階調値が低いほど X 線透過量が多いことを示す．

枠」とする）を設定し，解析枠内の平均濃度階調値

画 像 解 析 で は，INRIA 製 数 値 計 算 シ ス テ ムを求めた．そして，解析枠の大きさを増減させ，解Scilab‒4. 1. 2 および Scilab 用画像処理ツールボックス

析枠内の平均濃度階調値の変化を調べた．解析枠のSIP‒0. 4. 0 を援用し，以下の処理を行った．

中心は軟 X 線画像の中心に合わせた．

（1）走査線上の画素濃度抽出4. 結果と考察

軟 X 線画像に走査線を設定し，中心画素を含む左右

4. 1 試料の厚さおよび乾燥密度と画素濃度

方向一直線の画素列を抽出した．

走査線上の濃度階調値に対する解析によって，試料の（2）高速フーリエ変換
高速フーリエ変換により走査線上の画素濃度変化の厚さおよび乾燥密度が軟 X 線画像の画素濃度に与える

Fig. 3 試料の厚さ と走査線上の平均画素濃度階調値
g ．▲砂，◇シルト，□ベントナイト，■カオリナイト．
specimen thickness and g ，average of gray levels
on scanning line. ▲ sand, ◇ silica powder, □ bentonite,■ kaolinite.

Fig. 4 試料の乾燥密度ρと走査線上の平均画素濃度階調値 g ．▲砂，◇シルト，□ベントナイト，■カオリナ
イト．
ρ，dry bulk density and g , average of gray levels on
scanning line. ▲ sand, ◇ silica powder, □ bentonite, ■kaolinite.

Table 2 試料厚 と走査線上の平均画素濃度階調値 g の関係式（Fig. 3）． 2 は決定係数．
Approximation between , specimen thickness and g , average of gray levels on scanning line（Fig. 3）． 2, coeﬃcient ofdetermination.

Table 3 乾燥密度ρと走査線上の平均画素濃度階調値 g の関係式（Fig. 4）． 2 は決定係数．
Approximation betweenρ，dry bulk density and g , averageof gray levels on scanning line（Fig.4）． 2, coefficient ofdetermination.

Specimen

Approximation

2

Specimen

Approximation

2

Sand

g

= 0. 0433 + 0. 0250

0. 999Sandg= 0. 1539ρ + 0. 0917―

Silica Powderg= 0. 0403 + 0. 0182

0. 997

Silica Powderg= 0. 1501ρ + 0. 0527―

Bentoniteg= 0. 0374 + 0. 0150

1. 000

Bentoniteg= 0. 1685ρ + 0. 0498―

Kaoliniteg= 0. 0264 + 0. 0299

0. 998Kaoliniteg= 0. 1528ρ + 0. 0254―

論文：土壌構造評価のための軟 X 線画像法

7

Fig. 2 を用いて求めたρと g の平均値 g との関係を

影響を調べた．
各試料の走査線上の画素濃度変化を Figs. 1, 2 に示す．

Fig. 4 に，
ρと g との関係を表す一次関数を Table 3 に

横軸は走査線左端からの距離 mm，縦軸は走査線左端

そ れ ぞ れ 示 す．ρ と g の 一 次 関 数 は， い ず れ の 試 料から mm 離れた位置の濃度階調値 g である．また，の種類でも正の傾きを持ち，傾きの大きさは試料の種類

同図は試料の種類ごとに整理してまとめた．

ごとに異なった．

Fig. 1 では，試料の厚さが画素濃度に与える影響をみ‒3以上のことから，（3），（4）式のとおり，試料を透過す

た．同図では，ρの差が 0. 05 Mg m 以下かつ の差がる X 線量は試料の厚さおよび乾燥密度と負の相関があ

2 mm 以上の走査線の組み合わせを試料の種類ごとに選ることが確認できた．

択した．

4. 2 画素濃度の増減

Fig. 2 では，試料の乾燥密度が画素濃度に与える影響

Figs. 1, 2 の g はいずれの試料の種類・厚さ・乾燥密をみた．同図では， の差が 0. 3 mm 以下かつρの差が度においても， の変化とともに増減を繰り返す傾向が

0. 1 Mg m‒3 以上の走査線の組み合わせを試料の種類ごとあった．Figs. 1, 2 の（Si）
（B）
， （K）
， の各グラフによると，に選択した．

シルト・ベントナイト・カオリナイトではその増減の変Figs. 1, 2 によると，g は，ρが同等の条件では が大動幅はほぼ同じであった．これらに対して，Figs. 1, 2

きいほど，また が同等の条件ではρが大きいほど，高の（S）のグラフによると，砂の変動幅はやや大きかった．
Fig. 1 を用いて求めた と g の標準偏差σg の関係

い値を示した．
Fig. 1 を用いて求めた と g の平均値 g との関係をを Fig. 5 に示す．いずれの試料でもσg は と正の相関

Fig. 3 に示す．いずれの試料の種類でも g は と正のがあり，この関係は Table 4 に示した一次関数で近似で相関があり，この関係は Table 2 に示した一次関数で近きた．

似できた．この近似式は試料の種類ごとに異なった．こFig. 2 を用いて求めたρと g の標準偏差σg との関れらの一次関数の傾きは砂＞シルト＞ベントナイト＞カ係 を Fig. 6 に，ρ と σg と の 関 係 を 表 す 一 次 関 数 を

オリナイトの順に大きかった．これは試料粒径の序列とTable 5 にそれぞれ示す．ρとσg の一次関数はいずれ合致した．

の試料の種類でも正の傾きを持っていた．

Fig. 5 試料厚 と走査線上の画素濃度階調値の標準偏差σg ．▲砂，◇シルト，□ベントナイト，■カオリナイト．
, specimen thickness and σg , standard deviation ofgray levels on scanning line. ▲ sand, ◇ silica powder,□ bentonite, ■ kaolinite.

Fig. 6 乾燥密度ρと走査線上の画素濃度階調値の標準偏差σg ．▲砂，◇シルト，□ベントナイト，■カオリナ
イト．
ρ，dry bulk density and σg , standard deviation ofgray levels on scanning line. ▲ sand, ◇ silica powder,□ bentonite, ■ kaolinite.

Table 4 試料厚 と走査線上の画素濃度階調値の標準偏差σgの関係式（Fig. 5）． 2 は決定係数．
Approximation between , specimen thickness and σg , standard deviation of gray levels on scanning line（Fig. 5）． 2, coeﬃcient of determination.

Table 5 乾燥密度ρと走査線上の画素濃度階調値の標準偏差σg の関係式（Fig. 6）． 2 は決定係数．
Approximation between ρ，dry bulk density and σg , standard deviation of gray levels on scanning line（Fig. 6）. 2, coeﬃcient of determination.

Specimen

Approximation

2

Specimen

Approximation

2

Sand

σg = 0. 0017

+ 0. 0026

0. 949Sand

σg = 0. 0288 ρ− 0. 0213―

Silica Powder

σg = 0. 0011

+ 0. 0042

0. 935

Silica Powder

σg = 0. 0108 ρ− 0. 0043―

Bentonite

σg = 0. 0009

+ 0. 0055

0. 980

Bentonite

σg = 0. 0079 ρ + 0. 0008―

Kaolinite

σg = 0. 0006

+ 0. 0040

0. 970Kaolinite

σg = 0. 0036 ρ + 0. 0041―

土壌の物理性 第 122 号（2012）8

これらのことから，試料の厚さおよび乾燥密度に連動
して g の増減の変動幅が大きくなることが確認できた．
また，近似式に用いた一次関数の傾きは砂＞シルト＞ベ

KH，KM，KL）．
‒ （ ）の近似式とその決定係数，（ ）の標準偏差

ントナイト＞カオリナイトの順に大きかった．これは試を Table 6 に示す．
‒ （ ）の近似式 （ ）=α・log

料粒径の序列と合致した．

α＞ 0 であった．このことから，

次に，Fig. 1 の g に対して高速フーリエ変換を適用
し，画素濃度変化の周期性を調べた．
その結果を試料の種類・厚さごと整理して Fig. 7 に示

+ β はいずれもが大きいほど （ ）も大きくなる傾向が確認できた．また，砂ではα＞ 0. 3であったが，シルト・ベントナイト・カオリナイトでは
α＜ 0. 2 であった．このことから， が大きいほど （ ）mm，縦軸はその周期におけるフーも大きくなる傾向は，砂において顕著であるが，シルト・

リエ振幅スペクトル （ ）である．ここでは g の細か

ベントナイト・カオリナイトでは弱いことがわかった．

す．横軸は周期＜ 2 とした．

（ ）の標準偏差σ（ ）は，砂ではσ（ ）＞ 0. 15 であっと正の相関があった（S ，S ，S ）．

たが，シルト・ベントナイト・カオリナイトではσ（ ）しかし，シルト・ベントナイトでは砂に比べてその傾向

㲓 0. 1 であった．このことから，砂はシルト・ベントナ

は弱かった（Si ，Si ，B ，B ）．また， が小さいものや

イト・カオリナイトより （ ）の変動が大きいことがわ

カオリナイトではこの傾向はみられなかった（SiL，BL，かった．

な増減をみるため
砂では （ ）はの範囲はFig. 7 高速フーリエ変換の適用結果．図中の は試料の厚さ（mm），ρは乾燥密度（Mg m‒3）．図中の直線は直線近似した
もの．
Result of FFT analysis for gray level of pixels on scanning line on soft X‒ray digital image. is specimen thickness（mm）,
ρ is dry bulk density（Mg m‒3）．Straight lines are collinear approximations.

論文：土壌構造評価のための軟 X 線画像法

9

これらの結果をまとめると，以下のとおりであった．

の不均一性を可視化した．格子分割法では軟 X 線画像（1）砂では，画素濃度変化はある程度の周期性を持ってを分割する格子の寸法によって特徴を抽出できる土壌構いる．

造単位が変化するため，セミバリオグラム解析によって（2）シルト・ベントナイト・カオリナイトでは，画素濃適切な格子寸法を求めた．

度変化は周期性に乏しい．

その結果を試料の種類・厚さごと整理して Fig. 8 に示

ガラスビーズや砂のような粗大粒径の試料では，粒径と画素濃度の変動幅に密接な関係があった（廣住ら，す．横軸は画素間の距離mm，縦軸はセミバリオグラ

ムγ（ ）である．

2011b）．しかし，本論で用いた砂以外の微細粒試料では，

セミバリオグラム解析で得られたレンジは，砂では画素濃度の増減幅に顕著な違いはなく，画素濃度変化も＜ 0. 25，シルト・ベントナイト・カオリナイトでは周期性に乏しかった．

＜ 0. 1 であった．

均一粒径に近い試料では，粒径が画素濃度階調値の変

軟 X 線画像の画素濃度の不均一性をより精緻に可視化に周期性を与える大きな要因であると考えられる．し化するには格子寸法はできる限り小さくすることが好まかし，本論で用いた試料のうち，シルト・ベントナイト・

しい．しかし，格子寸法が小さくなると，個々の粒子形

カオリナイトの中央粒径はいずれも解像度の下限値とな状や粒子同士の干渉，軟 X 線画像に含まれる雑音など

る画素寸法 0. 0212 mm より小さかった．したがって，が無視できなくなる．セミバリオグラム解析ではデータ

軟 X 線画像では，これらの試料の粒子の幾何学的変化

間の相関が失われる距離をレンジとしている．すなわち，を捉えられず，画素濃度変化に周期性が現れなかったと

画素間の距離がセミバリオグラム解析で求めたレンジ以考えられる．

上であれば，それらの画素間の濃度階調値には相関性が4. 3 画素濃度の不均一分布

なく，それぞれ独立したデータとして扱うことができる．

Figs. 1, 2 の g の変化にはいくつかの傾向があった．

したがって，格子寸法はレンジ以上のできるだけ小さい

たとえば，試料中央部の g が試料両端部の g より高値が最適と判断した．

いもの，逆に試料中央部の g が試料両端部の g より

この結果を踏まえ，格子寸法を 12 pix（0. 25 mm）に低いもの，試料左端または右端の g が反対側の g よ

設定した格子分割法を用いて各格子の平均濃度階調値をり高いものなどである．これは試料の充填時に生じた試求め，三次元座標上に表示した．その一例を Fig. 9 に示

料厚や乾燥密度の不均一性によると考えられる（廣住ら，す．

2011a）．

の位置（ , ）にある格子の平均濃度階調値 g

そこで，格子分割法を用いて画素濃度変化を三次元座標上に表示し，軟 X 線画像全面における画素濃度分布

平面座標は軟 X 線画像上の位置（ , ），縦軸はそ,である．

座標は軟 X 線画像左端から距離 mm， 座標は軟 X
線画像上端から距離mm である．また，Fig. 9 のグラ

Table 6
‒ （ ）の近似式と （ ）の標準偏差（Fig. 7）．
Approximation of ‒ （ ）and standard deviation of （ ）（Fig. 7）.

Specimen

,
ρ，
σ（ ），
2
,
Specimen Dry Bulk（ ）=α・log +β，Standard
Coeﬃcient ofThickness Density Approximation of ‒ （ ）Deviation of
Determination（mm） （Mg m‒3）
（ ）Source
Figs.

8. 30

1. 16

（ ）= 0. 4978・log + 0. 1585

0. 336

0. 202

Fig. 7‒
（S ）

5. 65

1. 13

（ ）= 0. 5478・log + 0. 1692

0. 3300. 225

Fig. 7‒
（S ）

2. 90

1. 16

（ ）= 0. 3497・log + 0. 1626

0. 2580. 162

Fig. 7‒（S ）Silica

8. 10

1. 33

（ ）= 0. 1556・log + 0. 1263

0. 147

0. 096

Fig. 7‒（Si ）Powder

5. 65

1. 30

（ ）= 0. 1642・log + 0. 1368

0. 167

0. 095

Fig. 7‒
（Si ）

2. 90

1. 32

（ ）= 0. 1449・log + 0. 1384

0. 1280. 095

Fig. 7‒
（Si ）

8. 25

1. 02

（ ）= 0. 1680・log + 0. 1324

0. 155

0. 101

Fig. 7‒
（B ）

5. 85

0. 99

（ ）= 0. 1583・log + 0. 1417

0. 1290. 104

Fig. 7‒
（B ）

2. 85

1. 00

（ ）= 0. 0986・log + 0. 1516

0. 056

0. 099Fig. 7‒
（B ）

8. 30

0. 94

（ ）= 0. 1686・log + 0. 1175

0. 2040. 088Fig. 7‒
（K ）

5. 55

0. 96

（ ）= 0. 1282・log + 0. 1265

0. 1350. 082

Fig. 7‒
（K ）

2. 90

0. 98

（ ）= 0. 0603・log + 0. 1464

0. 0270. 085

Fig. 7‒（K ）Sand

Bentonite

Kaolinite

土壌の物理性 第 122 号（2012）

10

フ 番 号 S ，Si ，B ，K は，Fig. 1 の 走 査 線 番 号 S ，も確認できた．しかし，Fig. 9 の Si ，K でみられた試

Si ，B ，K にそれぞれ対応する．

料辺縁部の方が試料中央部よりも g

その結果，gが高い傾向は

は，試料中央部では高く試料辺縁部にFig. 1 の Si では確認できたが，Fig. 1 の K では確認

向かって低くなるもの（S ，B ），試料中央部では低く試できなかった．これは，走査線上の画素濃度変化が試料料辺縁部に向かって高くなるもの（Si ，K ）などがあり，のその他の場所の画素濃度の変化に比べて小さかったた

軟 X 線画像全面において画素濃度分布が不均一である

めであると考えられる．

,

ことやその分布状態が試料ごとに異なることを確認でき

4. 4 解析枠寸法と平均濃度階調値

た．これは，試料充填時の突き固めによって生じた試料

これまでの論議から，軟 X 線画像の画素濃度は数画の厚さまたは乾燥密度の不均一性が画素濃度の不均一性

素のスケールおよび軟 X 線画像全面のスケールのいずとして現れたと考えられる．また，いずれの試料でも軟れでも不均一に分布していることがわかった．そこで，

X 線画像の最辺縁部の g

この画素濃度分布の不均一性が軟 X 線画像法の解析結,が低かった．これは，試料充填時に試料容器の辺縁部に対して十分に突き固め操作を行うことができず，乾燥密度が低くなったためであると考えられる．

各試料の軟 X 線画像における解析枠の寸法とその解
析枠内の平均濃度階調値との関係を Fig. 10 に示す．横Fig. 9 の S ，B でみられた試料中央部の方が試料辺縁部よりも g

果に与える影響について検討した．

が高い傾向は Fig. 1 の S ，B において軸は解析枠の一辺の長さmm，縦軸はその解析枠内の平均濃度階調値 g である．

Fig. 8 セミバリオグラム解析の適用結果．図中の は試料の厚さ（mm），ρは乾燥密度（Mg m‒3）．
Result of semivariogram analysis for gray level of pixels on scanning line on soft X‒ray digital image.
thickness（mm），ρ is dry bulk density（Mg m‒3）．

is specimen

論文：土壌構造評価のための軟 X 線画像法

11

Fig. 9 軟 X 線画像全面における濃度階調値の分布状況．図中の は試料の厚さ（mm），
ρは乾燥密度（Mg m‒3）．
（S ）砂，（Si ）シルト，（B ）ベントナイト，（K ）カオリナイト．
Spatial distribution of gray level of pixels in soft X-ray digital image. is specimen thickness（mm），ρ is dry bulk
density（Mg m‒3）．
（S ）sand,（Si ）silica powder,（B ）bentonite,（K ）kaolinite.

Fig. 10 のいずれも， が小さいほど g の急激な増減

要がある．

や小刻みな増減がみられ g の変動幅が大きかった．し

土壌面密度と軟 X 線画像全体の平均濃度階調値の関かし， の増加とともに g の変化はゆるやかに推移し係を Fig. 11 に示す．横軸は軟 X 線画像全体の平均濃度

た．また，g ととに正の相関があるもの（Si ，B ），gに負の相関があるもの（S ，S ，Si ，Si ，B ，B ，

階調値 g ，縦軸は土壌面密度ρ kg m‒2 である．
いずれの試料でもρ は g と正の相関があり，この関K ）などの傾向があった．この傾向は，Figs. 1, 2 にお係は Table 7 のように近似できた．

いて，試料中央部の g が試料両端部の g より高いもの，（3），（4）式から，ρ の増加は X 線透過量に指数関数

試料中央部の g が試料両端部の g より低いものに対的な影響を与える．しかし，ρ と g の関係は一次関数応していた．

で近似できた．このことは X 線フィルムの写真特性にこれらの結果から， が小さいときにみられた g のよると考えられる．すなわち，X 線フィルムの黒化度は細かな増減は粒子の形状や粒子同士の干渉などによる狭X 線照射量に対数比例する（荒川ら，2000）．したがって，

い範囲での試料の不均一性をとらえており，g の変化

ρ の増減にともなう X 線透過量の指数関数的な増減はがゆるやかに推移しはじめてからの変化は試料全体の充

この X 線フィルムの特性よって相殺されたと考えられ

填の不均一性をとらえたものと考えられる．

る．また，近似式の傾きは試料ごとに異なったが，これ4. 5 土壌面密度と平均濃度階調値

は試料を構成する土壌基質の化学組成などによると考え以上の論議から，軟 X 線画像の画素濃度は試料の厚られる．

さおよび乾燥密度と密接な関係があり，これらには正の以上のことから，軟 X 線画像全面の平均濃度階調値

相関があることがわかった．また，試料充填時に生じたg を測定することによって，土壌面密度ρ が推定でき

不均一性は軟 X 線画像に反映し，解析枠の寸法によっることが明らかになった．また，このとき得られるρ

て得られる平均濃度階調値に影響することがわかった．

は試料全体の充填状態をすべて包含したものであった．

土壌面密度は，（2）式のように試料の厚さに乾燥密度

4. 6 軟 X 線画像法による土壌面密度の測定例を乗じた値に等しい．したがって，軟 X 線画像の濃度

軟 X 画像法によって土壌面密度の分布がどのように可階調値から土壌面密度が推定できる．しかし，軟 X 線

視化されるかを示すため，格子寸法を 12 pix（0. 25 mm）

画像の画素濃度は画像全面に不均一に分布している．

に設定した格子分割法で得られた平均濃度階調値から，そこで，本論では土壌面密度の推定に平均濃度階調値

前節の Fig. 11 および Table 7 で求めた近似式を用いてを用いた．本論では，試料の厚さおよび乾燥密度を試料

各格子の土壌面密度ρ を求め，三次元座標上に表示し全体の値として測定したため，これらの値と軟 X 線画

た．その一例を Fig. 12 に示す．

像法による解析結果を対応させるには，軟 X 線画像全

画像上の位置（ , ），縦軸はその位置の土壌面密度ρ で体に含まれるすべての画素に対する解析結果を用いる必

あ る． ま た，Fig. 9 の グ ラ フ 番 号 S ，Si ，B ，K は，

平面座標は軟 X 線

12

土壌の物理性 第 122 号（2012）

Fig. 10 解析対象範囲の一辺の長さ と平均濃度階調値 g ．図中の は試料の厚さ（mm），ρ は乾燥密度（Mg m‒3）．
a, length of each side of analyzed area, and g , average of gray levels of pixels in this area. is specimen thickness (mm),ρ is dry bulk density（Mg m‒3）

Table 7 土壌面密度ρ と軟 X 線画像の平均濃度階調値 g の関係式（Fig. 11）． 2 は決定係数．
Approximation between ρ ,area density of soil, and g ,average of gray levels of pixels in soft X‒ray digital image（Fig. 11）
． 2, coeﬃcient of determination.

Approximation

2

Sand

ρ = 27. 93 g − 0. 9324

0. 9979

Silica Powderρ = 34. 94 gl − 0. 9989

0. 9981

Bentoniteρ = 27. 62 gl − 0. 6225

0. 9971

Kaoliniteρ = 35. 17 gl − 0. 8572

0. 9915

Specimen

Fig. 11 土壌面密度ρ と軟 X 線画像全体の平均濃度階
調値 g ．▲砂，◇シルト，□ベントナイト，■カオリナ
イト．
ρ , area density of soil, and g , average of gray levels
in soft X‒ray digital image. ▲ sand, ◇ silica powder, □bentonite, ■ kaolinite.

論文：土壌構造評価のための軟 X 線画像法

13

Fig. 12 軟 X 線画像法による土壌面密度ρ の測定例．図中の は試料の厚さ（mm），
ρは乾燥密度（Mg m‒3）．
（S ）
砂，
（Si ）
（K ）カオリナイト．
シルト，（B ）ベントナイト，
Measurement of ρ , area density of soil by using Soft X‒ray Digital Radiography. is specimen thickness（mm），ρ isdry bulk density（Mg m‒3）．
（S ）sand,（Si ）silica powder,（B ）bentonite,（K ）kaolinite.

Fig. 1 の走査線番号 S ，Si ，B ，
K にそれぞれ対応する．

化した．解析対象範囲が数画素のときは個々の粒子

Fig. 12 から，いずれの試料の種類でも，ρ は試料内で形状や粒子同士の干渉などの影響を受け，解析対象

不均一に分布しており，試料中央部に比べて試料辺縁部

範囲が大きくなると試料全体の充填の不均一性に影で低く，全体的に湾曲形状を示すことが確認できた．従響を受けた．

来の円筒管による乾燥密度測定法では，試料全体の値としての乾燥密度は得られるが，その分布状態は得られな（5）土壌面密度は平均濃度階調値の一次関数を用いて近似できた．

い．しかし，軟 X 線画像法による土壌面密度測定では， （6）この近似式を用いて微細粒試料の土壌面密度を測定
試料内の土壌面密度の分布状態を可視化し，試料充填の不均一性を読み取ることができた．

5. おわりにし，土壌面密度が試料上で不均一に分布している様
子を可視化できた．
以上のことから，軟 X 線画像法によって土壌面密度を測定できることを明らかにした．

本論は，土壌構造の把握には粒子の大きさや形状など

本論では風乾試料を用いたが，現位置土壌では間隙内粒子の幾何学的情報とその粒子の充填情報を正確に把握の土壌水分の存在を無視できない．特に粘質土の収縮・することが重要であると考え，土壌粒子の充填様式を示

膨張には水の移動が重要な役割を果たしていることは明す新しい概念として「土壌面密度」を新たに定義した．

らかである．今後は土壌水分が含まれた土壌面密度をど

また，試料に微細粒土を用いて試料の充填状態と軟 Xのように評価するかが重要な課題となる．

線画像との関係を調べ，本法による土壌面密度測定につ謝辞

いて検証した．
その結果，以下のことを明らかにした．
（1）軟 X 線画像の画素濃度は試料の厚さおよび乾燥密度と正の相関があり，この関係は一次関数で近似でき
た．
（2）シルト・ベントナイト・カオリナイトでは，その粒径が軟 X 線画像の解像度以下であったため，画素濃度の増減に周期性がみられなかった．
（3）軟 X 線画像の画素濃度は試料充填時に生じた試料の厚さおよび乾燥密度の不均一性を表していた．
（4）解析対象範囲の大きさによって平均濃度階調値が変実験の実施にあたっては，三重大学流域保全学教育研
究分野専攻生諸氏のご助力を賜った．ここに記して謝意
を表する．

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14

土壌の物理性 第 122 号（2012）

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旨

本論では，土壌の単位面積あたりの質量を「土壌面密度」と定義し，土壌構造を表現する新たな概念として提案した．また，軟 X 線画像法を用いた土壌面密度の測定法について検討した．その結果，土壌の厚さおよび乾燥密度の増加に連動して軟 X 線画像の画素濃度が増加することから，土壌面密度は軟X 線画像の平均濃度階調値と密接な関係があることを示した．この関係は一次関数で近似できることを示し，軟 X 線画像法による土壌面密度測定が可能であることを示した．
キーワード : 軟 X 線画像法，土壌構造，土壌面密度，試料厚，乾燥密度

論文., December 2012, Vol. 122, 15 ‒ 21

Original
Paper
15

Evaluation of energy-balance-based evapotranspiration in a
grass ﬁeld
Kosuke NOBORIO1, Kazuyoshi ONO2, Junpei MANO2, Takumi MIURA2, Naoya SATTA3,
Kiyoshi KOGA3 and Yoshiaki MUKAIDA2

Abstract : The proper estimates of evapotranspiration（ET）are critical for better animal manure and/or water management practices in farmlands. Micrometeorological methods,, the Bowen ratio method andthe eddy covariance method, to estimate ET havebeen popularly used. Those methods, however, require
specially‒designed instruments or the multiple numbers of instruments. Estimates of ET based on the energy balance at the canopy surface, on the other hand,need only routine weather data that were easily available. Evapotranspiration estimated by the energy balance method along with routinely‒obtained weather
data was evaluated by comparing with estimates of
ET by the Bowen ratio method. Weather data,
shortwave irradiance, （W m‒2），air temperature, a（K），relative humidity, and wind speed, required forthe energy balance method were measured in a reedcanarygrass ﬁeld located near Morioka in north‒eastern Japan. A Bowen ratio system was installed alongside in the same grass ﬁeld. An energy balance on a
grass canopy is expressed as a function of canopy surface temperature, （K）．Using the Newton‒Raphson
method, the energy balance equation was numericallysolved for, to obtain an evapotranspiration rate,（kg m‒2 s‒1）．Values of net irradiance, （W m‒2）andlatent heat flux,（W m‒2），were overly estimatedwith the energy balance method when
> 500W m‒2.
‒2
For
< 500W m , however, n,, and sensible heat
flux, （W m‒2），estimated with the energy balancemethod agreed well with those estimated with theBowen ratio method. Daily ETs between July 1 and28, 2003 were calculated by accumulating
betweensunrise and sunset. The daily ET values obtained by
the two methods agreed very well with the correlation
coefficient, = 0. 96（ < 0. 001）．The energy balancemethod to estimate daily ET could be promising.
Keywords : Evapotranspiration, Bowen ratio method,
Energy balance method, Atmospheric emissivity, Cropheight1. Introduction
Surface‒ and/or ground‒water pollution with animal
wastes is prohibited by the law in Japan. The proper
management of dairy cattle manure for applying to an
agricultural grass ﬁeld, which is popular in the areas
with large livestock industry, is very critical for the
livestock industry. Prior to the application of dairy cattle manure, soil water content in the field must be
known to minimize surface runoﬀ and/or deep percolation. The proper estimation of soil water content depends on how well evapotranspiration（ET）is predicted or measured. Measuring ET is usually made bymeans of lysimeter, soil water balance, energy balance,and eddy covariance methods. Some methods require
speciﬁcally‒designed equipments whereas others justuse routine weather data. From the practical view offarmers, the latter methods would be appreciated.
Penman（1948）would be the ﬁrst to develop a model
to estimate ET using meteorological data. Penman smodel is modiﬁed into various models, and so‒called thePenman‒Monteith model has been very popular and extensively evaluated by many researchers（Kustas et al . ,1996；Howell and Evett, 2004；Gong et al . , 2006）．In
Penman s procedure, evaporating surface temperature
is not required because he assumed a linear relationship between saturated vapor density and air temperature over a narrow range of 10K（Monteith and Unsworth, 2008）．With the improvement of digitalcomputing power, however, numerical iteration procedures, which are able to solve a full energy balance
equation on an evaporating surface, are readily available to estimate ET with few assumptions（Van Baveland Lascano, 1987）．Van Bavel and Lascano（1987）
model predicts ET and the profile of water content

1School of Agriculture, Meiji University, Kawasaki, Kanagawa
214 ‒ 8571, Japan. Corresponding author : K. NOBORIO, E-mail：noboriok@isc.meiji.ac.jp
2
Formerly Faculty of Agriculture, Iwate University, Morioka,
Iwate 212 ‒ 8750, Japan
3
Faculty of Agriculture, Iwate University, Morioka, Iwate 212 ‒
8750, Japan
2010 年 11 月 25 日受稿，2012 年 9 月 29 日受理
土壌の物理性 122 号，15 ‒ 21（2012）

and temperature in soil. Since their model deals withwater and heat transport in soil, data for root distribution are required.
We tested a sort of a submodel, estimating ET using
weather data, of Van Bavel and Lascano（1987）or ofan extended model of Van Bavel and Hillel（1976）．
The model that we tested used numerical iteration,

土壌の物理性 第 122 号（2012）16

with no soil and root parameters nor any assumptions

where

such as Penman（1948）made, to estimate canopy tem-

cient for solar radiation deﬁned as a ratio of potential

is the total atmospheric transmission coeﬃ. The potential

perature and then eventually ET. Testing this kind of

to measured shortwave irradiance,

submodel will provide with the feasibility of a simple‒

shortwave irradiance is a function of the solar constantyet‒fully‒theoretical ET model. Evaluation of the mod-（≈1367 W m‒2）and the locations of the sun and an ob-

el proposed was made by comparing ET estimatedserver. See Campbell（1985）for a detailed calculation

with that measured with the Bowen ratio method.

procedure for the potential shortwave irradiance.
The latent heat ﬂux,

2. Materials and Methods（ ），is expressed as a func-（Van Bavel and Hilell, 1976）as：tion of2. 1 An energy balance at a canopy surface（ ）＝

An energy balance equation, （ ），at a bare soil

ρ（ ）−ρ（ ）[5]surface is expressed as a function of surface temperature,（, Van Bavel and Hillel, 1976）as：（ ）＝ （ ）+

（

）+ （

）+ （

）＝ 0

[1]

where

is the latent heat（J kg‒1）of vaporization ofwater,

is the evapotranspiration rate（kg m‒2 s‒1），

ρ（ ）is the water vapor density（kg m‒3）at the canopy surface, and

where

（

‒2

）is the net irradiance（W m ）， （is the latent heat flux（W m‒2）， （heat ﬂux（W m‒2），and （is the aerodynamic resistance（s‒1）

m ）for water vapor transport. The latent heat, （J）is the sensiblekg‒1），of vaporization of water is derived from the data

）is the soil heat ﬂux（Wof Monteith and Unworth（2008）as：m‒2）that could be measured with a heat flux plate.
= 2. 201 × 106 − 2369. 2（

Fluxes away from the surface are expressed as nega-− 273. 15）[6]tive, and are those toward the surface as positive. We
assumed that Eq. [1] was also true at the canopy sur-whereface in a grass ﬁeld where the soil surface was fully

the evaporating surface,ρ（in Eq.

covered with reed canarygrass. In this case,[1] indicates the canopy surface temperature（K）．
Net irradiance,（），was assumed to be sat-uration at the canopy temperature,, because the hu-

midity of stomatal cavities is always near unity（Camp-），is expressed as the sum of

incoming and outgoing shortwave and longwave irra-

bell, 1985）．Saturation water vapor density,ρ（kg m‒3），
is estimated（Campbell, 1985）as：,（No-

diances as a function of surface temperature,borio et al , 1996a）as：（

exp 31. 3716− 6014. 79 −0. 00792495
εεσ 4 −εσ 4（ ）＝（1−α）[2]

where α is the albedo of the canopy surface, whichis thewas measured with pyronometers in our case,incoming shortwave irradiance（W m‒2），ε andεa are
the emissivities of the canopy surface and the atmosphere, respectively,

is temperature（K）．Water vapor density atais air temperatures（K），and

ρ＝）0. 001． [7]Water vapor density of air, ρa（a），is then calculated

as the product of ρ and the relative humidity,

, of

air.
The sensible heat flux, （ ）, is expressed as a
（Van Bavel and Hilell, 1976）as：function of‒8

σ is the Stephan‒Boltzmann constant（ = 5. 67 x 10 Wm‒2 K‒4）．The canopy surface emissivity, ε , was cho-

−

（ ）＝

sen as 0. 97 according to Campbell（1977）．The atmo-[8]

spheric emissivity, εa , is calculated（Campbell, 1985）
as：

where

is the volumetric heat capacity of air（≈1200

J m‒3 K‒1），
εa ＝（1−0. 84

1/7a（850. 0ρ ）+ 0. 84
）

[3]

a

is air temperatures（K），and

aerodynamic resistance（s m ）for heat transport. The
andaerodynamic resistances,‒3

where ρa is the water vapor density（kg m ）of air.
The fraction of cloud cover,, is estimated（Campbell,

is the‒1, are assumed to beequal at the canopy surface and are described（Campbell, 1977）as：

1985）as：＝ 2. 33 − 3. 33

[4]

＝ ＝

1n［
（＋ − ）/ ］1n［
（ ＋
2

− ）
/ ］

[9]

論文：Evaluation of energy-balance-based evapotranspiration in a grass ﬁeld
whereis the Karman s constant（≈0.4）， is the17（Campbell, 1977）as

height（m）above the ground where the temperature
and wind speed are measured,is the zero plane dis-placement（m）for the surface,is the mean windspeed（m s‒1）at the height （m），and

and

β＝

＝

（
a

− 2）

1

[16]

（ρ1−ρ2）arethe roughness lengths（m）for heat and momentum,

where the subscripts 1 and 2 indicate values of therespectively. For typical plant surfaces, the following

variables at heights

empirical relationships with the plant height, （m），

be

are used（Campbell, 1985）as：=and, and it was assumed toas mentioned in Eq. [9].

2. 3 Measurement
Experiments were conducted in July 2003 in north-＝ 0. 77[10]

ern Honshu, Japan（39 o48＝ 0. 13[11]

mental plot raising reed canarygrass（＝ 0. 2.

[12]

N, 141 o05

E）．An experi-）was managed by a farmer with routine workin a usual manner. The area of the experimental plot,

Since the energy balance equation, Eq. [1], is ex-

sloped with about 5. 5 degrees from the northwest topressed as a function of the canopy surface tempera-

the southeast, was approximately two hectare. Theture,, Eqs. [1], [2], [5], and [8] are numerically solved

taxonomical class of soil was Andisol with 80 % offorusing the Newton‒Raphson method（Press et al ,sand, 12 % of silt, and 8 % of clay.

2002）．Assuming that the initial value oftoawas equal, the Newton‒Raphson method solved Eq. [1] withrespect toas:Weather data,

incoming shortwave irradiance,（W m‒2），reﬂected shortwave irradiance,（W m‒2），

air temperature, （K），relative humidity,, andwind speed, （m s ‒1 ），were measured at height
+1

＝

−

（

）

（

）

[13]

= 2 m. Soil heat ﬂux, （W m‒2），was measured using
three heat flux plates （MF‒81, EKO Instruments
Co.,Ltd., Tokyo）at 0. 05m deep from the soil surface.

where the superscripts

and +1 indicate the number

Incoming and reflected shortwave irradiances, withof iterations, （ ）was the ﬁrst derivative of （ ）with

which albedo α was determined, were measured withrespect to, that might be numerically derived as：

pyronometers（MS‒601, EKO Instruments Co.,Ltd.,（ +Δ ）− （（CS500, Campbell Scientific Inc., Logan, UT），wereTokyo），an air temperature and humidity sensor
（ ）＝

−Δ ）

[14]

2Δ

used. Wind speed and wind direction were measured
with a three‒cup‒anemometer and a wind‒vane

where Δwas the small increment of, e.g.,= 1. 0 x 10‒6.

Δ（03001, Campbell Scientiﬁc Inc., Logan, UT）．Precipitation was measured with a tipping‒bucket rain gauge

satisfying Eq.

（K. Hattori & Co., Ltd., Tokyo）．Data were acquired[1] was found. The evapotranspiration rate, （kg m‒2

every second, and mean values were stored using a

After several iterations of Eq. [13],‒1s ），was estimated using Eq. [5] by applying the iteratively‒foundvalue. Dividing

by the density of3water,ρ = 1000 kg/m , and summing up

datalogger（CR23X, Campbell Scientific Inc., Logan,
UT）every 15 min.

/ρ between

A Bowen ratio system（Campbell Scientiﬁc Inc., Lo-sunrise and sunset estimated the daily evapotranspira-gan, UT）was installed alongside. Air temperature andtion,（mm d‒1）.

water vapor density of air were measured at heights= 2 m and2. 2 Bowen ratio method= 1 m. Air temperature was measured

The Bowen ratio method has been used to measurewith ﬁne ﬁre type‒E thermocouple junctions, and wa-

evapotranspiration in the ﬁeld as a standard method.

ter vapor density was measured with a cooled mirror

Taking the ratio,β= /hygrometer（Dew‒10, General Eastern Corp., Water-, called the Bowen ratio, andrearranging Eq. [1] with respect toprovidestown, MA）
．Fetch was at least 40 m radius, which satisﬁed the minimal fetch requirement, fetch > 20 （Hei-（Campbell, 1977）：

lman et al , 1989），surrounding the Bowen ratio
＝−

＋
1 ＋β

・

[15]

system. A net radiometer（Q 7. 1, Campbell ScientificInc., Logan, UT），1. 5 m high above the ground, andtwo heat flux plates（HFT 3, Campbell Scientific Inc.,

From Eqs. [5] and [8], the Bowen ratio, β, is expressed

Logan, UT），0. 08 m deep from the soil surface, were

土壌の物理性 第 122 号（2012）18

also installed. Soil temperatures at 0. 02 m and 0. 06 m

a heat ﬂux plate. We, however, did not correct

below the soil surface were measured with type‒Tused raw

to calculate

thermocouple junctions. Soil water content was alsoasmeasured with a CS 615 moisture sensor（Campbell

transpiration was obvious.

accounted for, butbecause just < 3 % as little
during daytime when evapo-

Scientific Inc., Logan, UT）at 0. 025 m below the soil

Energy ﬂux densities estimated with the energy bal-surface. Data for the Bowen ratio system were mea-

ance method were compared with those measured

sured every second, and mean values were stored ev-

with the Bowen ratio method（Fig. 3）．In Eqs. [9] andery 20 min. using a datalogger（CR 23 X, Campbell Sci-[10], crop height,

entiﬁc Inc., Logan, UT）．

time. The effects of crop height on ET will be discussed in the following section. Equation [2] of the en-

3. Results and Discussion

ergy balance method overly estimated 20 % as much

3. 1 Energy components
The maximal, was assumed to be 0. 1 m all themeasured with the net radiometer during mid-asvalue estimated with Eq. [1] wasfound at around 11：00 whereas the maximal

day whenvalue> 500W m‒2（Fig. 3A）．Overestimates of

may be attributed to the overestimate of the atmo-

was found at around 14：00（Fig. 1）．The values ofspheric emissivity, εa , calculated with Eq. [3]. Unlike

reached the maximal at around noon because the mag-Fig. 2A, Noborio et al.（1996b）reported that

nitude of shortwave irradiance was largely aﬀected bymated in a similar manner using Eq. [3] performed well

the sun s location（Fig. 3A）．Noborio et al.（1996 b）re-for the bare soil surface in Texas, U.S.A. When‒2

ported that the surface temperature estimated by them , however, estimates ofenergy balance method agreed well with that mea-

withsured at the bare soil surface.

overestimates of

Figure 2 shows that temporal changes in energy

esti< 500W

with Eq. [2] agreed wellmeasured. Overestimates ofresulted inby Eq. [5] of the energy balancemethod（Fig. 3B）．Likewise did< 500W m‒2,es-

ﬂux densities obtained using the Bowen ratio system

timated with Eq. [5] agreed well with that measured

for a clear day on July 27, 2003. The signs of all the en-with the Bowen ratio method with Eq. [15] whenergy ﬂux densities in Fig. 2 are expressed as positive
for convenience. The values of

andwere mea-< 300 ‒ 400W m ‒2. The resultant,, agreed wellwith both methods（Fig. 3C）although their phasesured using the instruments whereas the values ofstarted to shift by following the phase shift in

and3D）．In Fig. 3D, the amplitude ofwere estimated using Eqs. [15] and [16], respec-（Fig.

s agreed well；how-tively. Approximate 73 % of incoming total energy,

ever, their phases shifted. The phase shift might be re-, was consumed for evapotranspiration（ET），

sulted from diﬀerences in the installation depths of two, whereas approximate 18 % offor

was consumed.

and the Bowen ratio method in 0. 08 m deep. The heat

Mayocci and Bristow（1995）proposed that soil heat
ﬂux,

methods, the energy balance method in 0. 05 m deep

, be corrected for the heat storage of soil above

ﬂux plates at a shallower depth started to change earlier than those at a deeper depth. Because the contribution of

to the energy balance was small enoughcomparing with other components in Eq. [1], weFig. 1 Temporal changes in air temperature, a , measured
at the weather station in the ﬁeld and canopy temperature,, estimated using Eq. [1] by the energy balance method.
The crop height was assumed to be a constant as = 0. 1 m,
and data used for calculation were obtained on July 27, 2003.

Fig. 2 Energy ﬂux densities measured on July 27, 2003 with
the Bowen ratio system. Symbols of solid diamonds, open triangles, crosses, and open squares indicate , − , − , and− , respectively.

論文：Evaluation of energy-balance-based evapotranspiration in a grass ﬁeld
thought that the phase shift was negligible.
3. 2 Evapotranspiration

tween 0. 2 mm d ‒1 and 5 mm d ‒1 using a constantvalue（= 0. 1 m）agreed very well with those by the

Daily ETs between July 1 and 28, 2003 were calculated by accumulating

19

between sunrise and sunset.

Figure 4 showed that daily ET values with a range be-

Bowen ratio method with correlation coeﬃcient = 0. 96（probability< 0. 001），and they were close to the 1：1

line. In reality, however, crop height, , increased with

Fig. 3 Comparing energy ﬂux densities,（A） ,（B）− ,（C）− , and（D）− , between the energy balance method
and the Bowen ratio method. The densities were measured and estimated on July 27, 2003.

Fig. 4 Comparing daily evapotranspiration（ET）between
the energy balance method and the Bowen ratio method between July 1 and July 28, 2003.

Fig. 5 The dependence of evapotranspiration（ET）on thecrop height（h）varied with wind speed. Wind speed is described as u. Data used for calculation were obtained at 11:45
local standard time on July 27, 2003.

土壌の物理性 第 122 号（2012）20

time according to accumulating mean daily tempera-

technical assistance.

ture.
When varying

used for Eqs. [9], [10], and [11], daily ETs were a little
bit more overly estimated than those using（Fig. 5）．Increases in
eventually larger
ed withresulted in smaller= 0. 1 m
and. The ET relative to that calculat-= 0. 1m at approximately noontime in theclear day increased by 30 % as increases in the valuesofwhen wind speed, u（m）
，was larger（Fig. 5）．An

extreme case like this made an oﬀ placed datum indicated with Jul. 27 in Fig. 4. Unlike the case of Jul. 27,
the ETs of other days were properly estimated using
Eq. [1] as shown in Fig. 4. For the other days, overesdue to overestimates of εa with Eq. [3]timates ofcompensated underestimates of ET due to underestimates ofReferencesfrom 0. 05 m to 0. 9 m with time was, and eventually daily ETs estimated with

Eq. [1] agreed well with those measured by the Bowen
ratio method.

4. Conclusion
The energy balance method was applied to estimate
evapotranspiration（ET）using routine weather data.
Although it overly estimatedandonly when‒2> 500W m , estimates of daily ET ranging between
0. 2 mm d ‒1 and 5 mm d ‒1 agreed well with ET measured with the Bowen ration method. To properly estimate a full range of ET rates, atmospheric emissivity,
εa , expressed with Eq. [3] should be calibrated for Japanese environmental conditions or the use of a net radiometer to directly measureis recommended.

Evapotranspiration in the ﬁeld could be easily estimated by the energy balance method using routine weather data, i.e. shortwave irradiance, air temperature, relative humidity of air, wind speed, and/or soil heat ﬂux,
from a ﬁeld server such as reported by Manzano et al.
（2011）．

Acknowledgements
This research was supported in part by the Grant‒in‒Aid for Scientific Research（B）（No. 11460109, andNo. 15380160）of Japan Society for the Promotion of
Science（JSPS），and research grants from Livestock
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Van Bavel, C.H.M., and Lascano, R.J., 1987：

and Kurita Water and Environment Foundation. We
are grateful to Mr. Muneaki Yokota for maintaining
the grass ﬁeld and his support for our research, and to
Ms. Sachiko Yamamoto of Meiji University for her. Soil and Crop Sciences Department, Texas Agricultural Experiment Station, Texas A&M
University, College Station, TX and Lubbock, TX, pp. 75.

論文：Evaluation of energy-balance-based evapotranspiration in a grass ﬁeld

要旨

蒸発散量（ET）の適切な推定は，農地におけるよりよい家畜ふん尿及び水管理を行う上で重要である．
ボーエン比法や渦相関法などの微気象学的方法が ET 測定には一般的であるが，特殊な測定器や複数の測定器が必要である．一方，熱収支法による ET 推定は，簡易に入手可能な気象観測データを使って行うことができる．熱収支法を使った ET 推定値をボーエン比法による測定値と比較して評価した．岩手県盛岡市近郊にあるリード・カナリーグラス牧草畑において，短波放射量，気温，相対湿度，風速などの気象データを測定した．また，ボーエン比法測定装置も同一ほ場内に設置した．牧草キャノピー表面における熱収支式は，キャノピー温度
ン・ラプソン法を使って‒2

放射量 （W m ）と潜熱フラックス
熱収支法で推定したとの関数として表される．蒸発散量を求めるためにニュートについてこの熱収支式を解いた．熱収支法では，> 500W m‒2 の時に純

‒2

（W m ）をわずかに過大評価した．しかしそれ以外の時は，および顕熱フラックス （W m‒2）は，ボーエン比法で測定したこれらの値と良く一致した．日の出から日没の間の蒸発散量の積算値を日蒸発散量として，2003 年 7 月 1 日から 7 月 28 日まで計算した．両法による日蒸発散量は， = 0. 96（ < 0. 001）で非常に良く一致した．熱収支法による日蒸発散量の推定は有効であると考えられる．
キーワード：蒸発散量，ボーエン比法，熱収支法，大気射出率，作物高さ

21

研究ノート., December 2012, Vol. 122, 23 ‒ 31

23Notes

冬季の沖縄県北部亜熱帯広葉樹林地域における CO2 フラックスの地点および観測日による変動実態
酒井一人 1, 3・仲村渠将 1・吉永安俊 1・長野敏英 2, 3・大澤和俊 2, 3・石田朋康 2, 3
Variations of CO2 ﬂux according to observation points and days in broadleaf forest in the north part ofokinawa
1, 3

1Kazuhito SAKAI , Tamotsu NAKANDAKARI , Anshun YOSHINAGA1, Toshihide NAGANO2, 3, Kazutoshi OSAWA2, 3
and Tomoyasu ISHIDA2, 3在すると見積もっている．また，Raich and Schlesiger
Abstract : In this research we observed CO2 ﬂux, soil
（1992）は，熱帯地域において最も土壌呼吸速度が速い
temperature, and soil moisture in the broadleaf forest
ことを指摘している．このことから，熱帯多雨林におけin the northern area of Okinawa in order to identify
the variance of CO2 ﬂux by observation point and day.
る土壌呼吸の把握および制御は温室効果ガス排出抑制に
We then compared the results with the values reportとって重要であるといえる．木村・波多野（2005 a）は，
ed in previous studies. We also analyzed the particle
好気的環境では 25 ℃以上になると有機物の集積はほと
distribution, organic matter content, and root content
んど起こらないことを述べている．沖縄県では，月平均
of gathered soils, and analyzed the relationship be気温は 5 月〜 10 月が，月平均最高気温は 1 年中が約
tween these data and CO2 ﬂux. Moreover, we conduct25 ℃以上であり，炭素固定（植物成長）は小さく，有ed indoor experiments of CO2 ﬂux and compared theresults with those of the ﬁeld observations. As a result,
機物分解は大きいという状況に陥る可能性があるといえthe following were recognized.（1）The observed CO2
る．これまで，日本の森林における CO2 フラックスに
flux differed by observation point. It was suggested
ついての調査研究は温暖化が問題視される以前の 1970
that because diﬀerences in soil temperature among ob年代から行われている（例えば，河原 1976，金沢ら
servation points were small, its aﬀect on CO2 ﬂux ﬁg1976）．しかし，沖縄県における調査は森林総合研究所
ures were minimal.（2）The observed CO2 flux was
smaller than these data reported in old studies due to （2004 a）や Ishizuka et al（2006）が全国規模で実施しthe removal of A0 layers.（3）The increase in soil
た研究がある程度である．
moisture is considered to have reduced CO2 ﬂux.（4）
様々な地域・時間（季節など）での調査結果の蓄積は，Relationships between CO2 ﬂux and particle distribu森林地域における CO2 フラックスの定量的評価にとっtion, organic matter content, and root content were notて重要であるといえる．しかし，CO2 フラックスは，土clear.（5）Soil temperature dependence of CO2 flux
壌の温度，水分，有機物含有量，植生など多くの要因の
was conﬁrmed and Q10 values were within the range
影響を受け（Luo and Zhou, 2006），時間・空間的な変of values reported in previous studies.
Key Words : CO2 ﬂux, subtropical, Q10 value, forest soil,
動が大きい．
soil moisture
そこで本研究では，観測の 1 例として，冬季に沖縄県

1. はじめに北部の琉球大学与那演習林の亜熱帯広葉樹林地の沢沿いの複数の地点において，フィールド調査（CO2 フラック

IPCC 第 4 次報告（経済産業省，2007）では，森林関ス，地温測定および土壌水分測定）を行い，CO2 フラッ

連の温暖化緩和活動は低コストで実行可能であり，温暖

クスの地点間および観測日による変動実態の把握およ化対策として森林管理が重要であることが報告されていび，既往の研究での報告との比較検討を行った．CO2 フ

る．Eswaran et al（1993）は，土壌中には約 1500 GtC

ラックスの温度依存性はよく知られており，指標としての炭素が貯留しており，その土壌炭素のうち約 30 % がQ10 値（温度 10 ℃上昇に伴う CO2 フラックスの変化率）

熱帯地域に存在し，さらにその約 40 % が森林地域に存がよく用いられる（木村・波多野，2005 b）．本調査では，

1

毎回沢地を移動しながら観測するために全地点の観測にFaculty of Agriculture, University of the Ryukyus, 1 Senbaru
Nishihara ‒ Cho Nakagami ‒ Gun Okinawa, 901 ‒ 2213, Japan.
Corresponding auther：酒井一人，1 琉球大学農学部
2
Faculty of Agriculture, Utsunomiya University，350 Minemachi
Utsunomiya Tochigi, 812 ‒ 0053, Japan
3
JST, CREST, 5 ‒ 3 Yonban-cho, Chiyoda-ku, Tokyo 102 ‒ 8666,
Japan
2011 年 5 月 13 日受稿，2012 年 8 月 28 日受理
土壌の物理性 122 号，23 ‒ 31（2012）

十数時間かかる．対象地域では冬季は梅雨時期と同様に曇天日が多く気温の日較差が小さくなる傾向にある．本
研究の冬季観測は，観測時刻の影響が少なく，同一観測日の地点間の差を見るには都合が良いという利点がある．また，CO2 フラックスの観測は，落葉などの A0 層を除去して行った．山盛（1994）は，対象地域の与那演

土壌の物理性 第 122 号（2012）24

習林内の 13 地点において土壌調査を行い A0 層が薄い

Enoki（2008）の報告では，2 m 以上の立木密度が 11.5

（13 地点の平均 3. 6 cm）ことを報告している．さらに，

本 ha‒1，単位面積当たりの胸高断面積が 56. 0 m2ha‒1 で佐藤ら（1996）は，与那演習林内において裸斑（林床のあった．また久保田ら（2010）によると，対象地域での落葉に覆われていない部分）が多くみられることを報告

A0 層の乾燥質量は，年変動があるが約 300 gm‒2 程度でしている．このような状況から対象地域では，A0 層のあると報告されている．調査地は Fig. 1 に示す地形図の存在にばらつきが生じることがあり，チャンバー内の落

帯 30 ｍ× 150 ｍ内で，尾根から沢を経由して向かい側葉の有無が偶然である可能性があると考えられる．そのの尾根までの範囲である．斜面方向はおおむね南北方向ため，観測日によるチャンバー内の落葉の有無がフラッである．調査地点は Fig. 2 に示すように，南の尾根から

クス測定値に与える影響を極力排除するように A0 層を沢まで P. 1 から P. 8，沢から北の尾根まで P. 9 から P. 12

除去して CO2 フラックスを測定した．次に，対象地点までとした．

の土壌を採取し実験室で分析（粒度分布，有機物含有量，2. 2 フィールド測定根量）を行い，CO2 フラックスと各分析項目の関係につ2. 2. 1 フィールドでの CO2 フラックス測定

いて解析した．本実験で分析対象としたこれらのパラ

直径 10 cm，高さ 10 cm のソイルカラーを各地点に一メータに関して，Mendham et al（2002）は，土壌にお個ずつ計 12 個，深さ 8 cm ほど埋め込み設置した．ソ

ける粘土＋シルトの割合が大きいほど土壌有機物が多い

イルカラーを設置する際に土が撹乱されるため，測定はことを報告している．また，檀浦ら（2006）は，根呼吸設置後約 1 ヵ月経過してから実施した．調査項目として，と土壌表面近くの細根量の関係が強いことを報告していCO2 フラックス，地温を測定した．CO2 フラックス測定る．このような報告から，本研究では，上記パラメータ時は，毎回土壌表面にあった落葉など A0 層を除去した．

と CO ２フラックスの関係を見ることによりそれらパラ

ソイルカラーにチャンバー（容積 1201 cm3）をかぶせ密閉状態にし，CO2 アナライザー（Li ‒ 840）を用いてチャメータの違いが地点間の差に影響しているかについて検ンバー内の CO2 濃度の変化を測定した．チャンバー内討した．
さらに，詳細は後述するが，フィールド調査においての大気を循環させ CO2 濃度を３分間測定，その後開放し，

CO2 フラックスの温度依存性が明確ではなかったので，

CO2 濃度が約 350 ppm になった時点で，再度チャンバー

温度制御した円筒管土壌呼吸実験により対象土壌の CO2をかぶせて同じ測定を繰り返した．1 地点について，こフラックスの温度依存性について確認した．

の測定を 3 回〜 4 回行った．そして，CO2 濃度の時間変化から CO2 フラックスを算出した．地温は，温度計を2. 調査地点および方法

土壌に約 8 cm 差し込み測定した．土壌水分は，TDR 土壌水分計（藤原製作所 TDR ‒ 431F 20 cm）をソイルカ

2. 1 調査地点
観測は，沖縄県北部にある琉球大学与那フィールド（沖縄県国頭郡国頭村所在民有林 76 林班内，管理棟位置

ラーの周辺 3 〜 4 地点にさしこみ測定し，その平均値をと っ た． 現 場 で の 調 査 は 2007 年 10 月 1 ‒ 2 日，10 月

た．年平均気温は 22.3 ℃，年降水量は 2550 ㎜（1991 〜

22 ‒ 23 日，11 月 11 ‒ 12 日，12 月 18 日，1 月 12 日 の 計
5 回 行 っ た． 今 後， そ れ ぞ れ の 観 測 日 を Day ‒ 1 〜

2000 年の平均）である．林冠の優先種はスダジイ（

Day ‒ 5 と呼ぶ．

26°44

N，128°14E）の亜熱帯常緑広葉樹林地で行っ

）
，イジュ（
ノキ（

）
，イス

2. 2. 2 土壌および根量分析）である．基岩は砂岩と粘根量試験および有機物含有量試験では，ソイルカラー

板岩からなり，土壌は黄色土が発達している（Enoki

撤収時にソイルカラー内に残った土壌を使用した（直径2003）． 同 じ 対 象 地 区 で 調 査 を 行 っ た Kusumoto and10 cm，深さ約 8 〜 9 cm）．粒度試験では，ソイルカラー

Fig. 1 調査対象地の地形図 .
Topographical map of the observation area.

Fig. 2 調査地断面図と測定地点 .
Cross section of the observation area and observation
points.

研究ノート：冬季の沖縄県北部亜熱帯広葉樹林地域における CO2 フラックスの地点および観測日による変動実態

および有機物量（kgm‒2）を算出した．なお P. 8 についTable 1 土層実験に用いた土壌の乾燥密度と土壌水分 .
Bulk density and soil moisture of the soil used for soilcolumn experiments.

地点

P. 6

P. 8

P. 10

含水比（%）

51. 18

54. 71

55. 92乾燥密度（g cm‒3）

1. 15

1. 12

1. 11

25

ては，ソイルカラー内の全量の土壌を採取できなかった
ので，P. 8 に関する後述の考察においては乾燥土壌質量に対する有機物量の質量割合（kg kg‒1）のみを用いている．
2. 3 土壌呼吸室内実験
室内実験による CO2 フラックスを測定するための試料は，地形の違いによる尾根や中腹での差を見るために，測定地点 P. 6，P. 8，P. 10 で採取した．

から半径 50 cm 以内の落葉など A0 層を除去した表層

CO2 フラックスの測定では，粒度分析と同じ試料（表5 cm 以内の土壌を採取し使用した．

層 5 cm までの土壌）の 2 mm ふるい通過試料を，長さ粒度試験では JIS A 1204 より，粒径 5 〜 0.075 mm

約 33 cm，直径約 10 cm の塩ビ管に底板を取り付けた円について篩分析を行い，0. 075 mm 以下はレーザー回折

筒管に現場土壌の乾燥密度に近くなるように土層厚分析（SHIMAZU SALAD）にかけた．ふるい分析では，

22 cm に詰めたものを 3 本用意した．それぞれの土壌試

2 mm ふるい通過試料に過酸化水素で前処理を行い，分料の土壌水分および乾燥密度を Table 1 に示す．その円

散剤にて分散後ふるい分析を行った．有機物含有量試験
では JSF T 9 ‒ 1968 より，重クロム酸法を用い，乾燥土

筒管を約一週間常温で放置した後に，恒温水槽を用いて壌質量に対する有機物の質量割合を求めた．根量測定で化させた．CO2 フラックスの測定はフィールド調査と同は，村上（2003）による根系調査法ｖ 1. 3 を参考にし，様に３分間の測定を 3 回行い，その都度土壌表面温度を

試料を煮沸後に 0. 25 mm ふるいにて土と根を選別し，測定し地温とした．

地温を 15 ℃から開始し約 5 ℃ずつ上昇させ 40 ℃まで変ボウルの水の中で回転をかけて落葉の破片などの有機物

3. 結果および考察と根を分けた後に乾燥炉にて乾燥させ，乾燥土壌質量に対する根の質量割合を求めた．そして，採土したチャン

3. 1 フィールドでの CO2 フラックス測定

バーの断面積から面積当たりの根の乾燥重量（kgm‒2）

各観測日における CO2 フラックスおよび地温をそれFig. 3 各観測日における各観測地点での CO2 フラックスの測定結果 .
Result of CO2 flux at observation points on observation
days.

Fig. 4 各観測日における各地点での地温の測定結果 .
Observed value of soil temperature at observation points
on observation days.

Table 2 各観測日における CO2 フラックスの基本統計値 .
Stochastic values of CO2 ﬂux on each observed day.
測定日

平均値
変動係数
①最大値
②最小値
標準偏差
（地点）
（地点） ①/②‒‒‒（mgC m2 h 1）（%） （mgC m2 h 1）
（mgC m2 h 1）

Day ‒ 1Day ‒ 2

76. 92

42. 75

55. 58168. 08（P. 1）

19. 18（P. 12） 8. 76

93. 32

34. 32

36. 78154. 83（P. 2）

43. 84（P. 7） 3. 53

Day ‒ 3Day ‒ 480. 87

56. 58

69. 97230. 26（P. 1）

28. 02（P. 9） 8. 22

66. 13

26. 84

40. 59110. 41（P. 1）

15. 79（P. 10） 6. 99

Day ‒ 5

67. 56

29. 11

43. 08134. 12（P. 2）

18. 03（P. 11） 7. 44

Total

76. 96

39. 36

51. 14

土壌の物理性 第 122 号（2012）26

Table 3 亜熱帯森林地域における CO2 フラックス測定値．
Observed CO2 ﬂux in subtropical forests.

観測地

CO2 フラックス‒（mgC m2 h 1）

植生

温度

出典

沖縄県北部
26°31' N, 127°59' E

32（最小）〜113（最大）シイ林

地温：21. 5 ℃（年平均値）

Ishizuka et al.（2006）

沖縄県北部

132（年平均）常緑広葉樹

̶

森林総合研究所（2004 a）

中国 広東省 肇慶市
478（年平均）
23°9' N, 112°31' E
450（10 月）〜350（1 月）

シイ林

気温：21. 5 ℃（年平均値）
21 ℃（10 月）〜13 ℃（1 月）

Yi Z. et al.（2007）

自然林：580（年平均）
中国 福建省 三明市 500（10 月）〜400（1 月）
26°11' N, 117°26' E
人工林：390（年平均）
200（10 月）〜100（1 月）

シイ林

気温：19. 1 ℃（年平均値）
Yang Y. et al（2007）
20 ℃（10 月）〜10 ℃（1 月）

中国での観測値は文献中のグラフから 10 月〜 1 月の対象期間の値を読み取った。

ぞれ Fig. 3 と Fig. 4 に示す．横軸は測定地点番号である．
Fig. 3 より，CO2 フラックスは南尾根の P .1，P. 2 で最大 で あ り，谷 に 向 か っ て 小 さ く な る 傾 向 に あ っ た．
Fig. 4 より，地温は Day ‒ 1 から，Day ‒ 2 で 5 ℃近い低下はあったが，Day ‒ 2 以降の変化は小さかった．また，同じ観測日での地温の測定地点間の差は小さかった．このことより，各地点の観測時の温度差が CO2 フラックスの差に与えた影響は小さいと判断した．
Table 2 に各観測日での基本統計量を示す．どの観測日も地点による差は大きく最大値と最小値の比は，3. 5倍（Day ‒ 2）から約 7 〜 8 倍という値であった．
本観測結果の比較のために，亜熱帯森林地帯での土壌呼吸に関する研究事例を Table 3 に示す．沖縄県を対象とした観測例として，Ishizuka et al（2006）が北部の森林地帯における約 3 年間の観測により，CO2 フラックスの範囲は 32 〜 113 mgCm‒2h‒1 であり，地温から推定しFig. 5 観測値と Ishizuka の式による推定値の比較 .
Comparison between the ovserved data and the value
estimated by Ishizuka s equation.

Fig. 6 フィールド観測における地温と CO2 フラックスの関係
Relationship between soil temperature and CO2 ﬂux of ﬁeld
observations.

研究ノート：冬季の沖縄県北部亜熱帯広葉樹林地域における CO2 フラックスの地点および観測日による変動実態

27

た 年 間 積 算 値 は 1. 06 kgCm‒2y‒1（ = 120 mgCm‒2h‒1） であった．これらの既往の研究との比較において，本研究あ っ た と 報 告 し て い る． ま た，Ishizuka et al（2006）の観測値が小さい理由の 1 つは，A0 層を除去した影響

は地温から CO ２フラックスを推定する式を提案していがあると考えられる．しかし，それら中国での測定結果

る．Fig.5 は本研究での観測日の値とその推定式と観測と Ishizuka et al（2006）や森林総合研究所（2004 a）のした地温を用いた推定値の関係を示している．本研究での値は，対象期間中で地温が高かった Day ‒ 1 には Ishi-

示した値を比較した場合，沖縄での観測値が小さくなっzuka et al（2006）の式による推定値が大きくなる傾向

いて，沖縄での CO2 フラックスが小さい理由についてにあったが，その他の観測日ではほとんどの地点においは今後検討する必要がある．

ている．樹種が似ており気温がほぼ同じ地域の比較におて 観 測 値 が 大 き い 結 果 と な っ た． 森 林 総 合 研 究 所

Fig. 6 に，各観測地点での地温と CO2 フラックスの関（2004 a）が報告している値との比較では，本研究の観係を示す．見やすいように 1 つの図に 4 地点の結果を示

測値は小さく 58 % 程度の結果となった．これは，A0

している．一般に土壌温度が大きくなるほど CO2 フラッ層を除去した影響があると考えられる．また，同じ亜熱クスは大きくなるが，本調査ではその傾向は明確ではな

帯における観測例として，Yang et al （2007）が中国福

かった．この理由について降雨および土壌水分に関する

建省のシイ林において，自然林と人工林における通年のデータを用いて以下のように考察した．Fig. 7 に 2007

観測結果を報告している．また，Yi et al（2007）は中

年 9 月 1 日から 2008 年 1 月までの与那演習林で測定さ国の広東省における通年の観測結果を報告している．2

れた日降水量のデータを，Fig. 8 に各観測日の各観測地

つの中国の観測例での，本研究の観測期間と同じ 10 月

点での土壌水分測定値を示す．なお，土壌水分値についから 1 月までの値を比べた場合，本研究の観測結果がどては，計器のキャリブレーションおよび測定地点の飽和の場合との比較においても小さく，約 25 〜 70 ％程度で含水率を測定していないため，同一地点における観測日

Fig. 7 観測期間の日降水量 .
Daily precipitation during observation period.

Fig. 8 各観測日，観測地点における土壌水分の測定結果．
Observed value of soil moisture at observation points on
observation days.

Fig. 9 単位面積当たりの土壌有機物量と CO2 フラックスの関係 .
Relationship between soil organic matter par unit area andCO2 ﬂux.

土壌の物理性 第 122 号（2012）28

間での定性的な違いを比較することとする．

では，土壌水分が大きいほど土壌温度による CO2 フラッ

Liu et al（2002）は草地およびその土壌を用いた実験を行い土壌水分と CO2 フラックスの関係について考察

クスの変化は小さくなる．本研究においても定性的にこのような関係があり，Day ‒ 1 と Day ‒ 3 に大きな差がなしている．乾燥状態からある程度土壌水分が多くなる段かったと考えた．塚原ら（2002）のポット試験では，前階では微生物活性が上がることにより CO2 フラックス

述の CO2 フラックスのプラトー現象が 10 〜 20 ℃の制が大きくなり，その後ある程度の土壌水分状態では CO2

御では現れず，20 〜 25 ℃に制御した場合にのみ現れる

フラックスは影響を受けず，さらに土壌水分が多くなる

結果となっている．この 1 例からでは明確なことは言えとガス拡散が小さくなり CO2 フラックスが小さくなる

ないが，この現象はある程度の温度が高い場合に起こり，ことを述べている（後ほど，これを ｢CO2 フラックスのChang S. et al.（2008）や本研究での観測のような亜熱プラトー現象｣ と呼ぶこととする）．森林地域における帯地域では見られやすい特徴ではないかと考えられた．

研究を見ると，Chang et al.（2008）は亜熱帯地域である台湾における CO2 フラックス（μmolCm‒2s‒1）と土壌

3. 2 粒度組成 , 有機物量および根量と CO2 フラック
スの関係

水分，地温との関係を式（1）で回帰しており，
CO2 フラッ南 尾 根 部（P. 1，P. 2），南 斜 面（P. 3，P. 4，P. 5，P. 6），

クスは温度上昇により増加し，土壌水分上昇により減少

谷部（P. 7，P. 8，P. 9），北斜面（P. 10，P. 11，P. 12）に分する関係を示している．

けて，Fig. 9 に，土壌有機物量と CO2 フラックスの関係
を，Fig. 10 に根量と CO2 フラックスの関係を示す．また，

=

+

+

‒

θ

式（1）

Fig. 11 に粒度分析結果を示す．
各地点の有機物含有量は，2. 76 〜 18. 53 kgm‒2 とばら

3‒3

ここで， ：温度（℃），θ：体積含水率（m m ）．

つきがあった．北斜面で小さい傾向があったが，北斜面

以下では，亜熱帯を対象とした研究から提案された式（1）のほうが尾根から傾斜が急になっており，落葉などが留で表される関係から本研究の観測について考察する．ままりにくい地形になっているためであると考えられた．

ず，Fig. 7 より各観測日における先行降雨の様子を見ると，Day ‒ 1 および Day ‒ 3 で大きかったことがわかる．

全体的にみれば各地点の有機物含有量と CO2 フラックスの両者には明確な関係性を見出すことはできなかっ

Fig. 8 の各観測地点の土壌水分を見ても Day ‒ 1 およびDay ‒ 3 が大きくなっている．これらより，Day ‒ 1 が，た．特に P. 5 では，有機物量が最も多いにもかかわらず

他の観測日に比べて約 5 ℃地温が高いにもかかわらず

Fig. 11 から P. 5 周辺では礫が多く，ソイルカラー内のCO2 フラックスが他の観測日とあまり変わらなかった理

有機物の存在状況を観察すると，礫の間に枯葉が挟まっ由 を， 土 壌 水 分 が 多 か っ た た め だ と 考 え た． ま た，Day ‒ 2 と Day ‒ 3 を比較した場合，ほぼ同じ地温であるているような状況であった．農地における有機物分解速が Day ‒ 3 の方が P. 1，P. 5 の２点を除いて CO2 フラック
スは小さい．この理由も，Day ‒ 3 において土壌水分が大きく，これは有機物分解に関与する微生物への曝露の多いためであると考えた．Day ‒ 1 と Day ‒ 3 を比較した
場合，両日とも土壌水分は高いので地温が高い Day ‒ 1

Bot and Benites 2005）．これらのことから，P. 5 付近のにおいて CO2 フラックスは大きいはずであるが，尾根い状況であり，CO2 フラックスが小さかったと判断した．

部以外あまり変わらない結果であった．式（1）の関係

Fig. 11 より P. 7，P. 9 においても同様に礫が多いが，P. 3，

CO2 フラックスが小さく，その理由を次のように考えた．

度は，有機物を表面散布するより土壌へ鋤きこんだ方が違いであることが言われている（例えば，千葉ら 1980，
落葉の状態の有機物は，土壌微生物により分解されにくP .4 のような同等の有機物量の地点に対して CO2 フラッ
クスが小さくなっており，P .5 と同様の状況であったこ

Fig. 10 単位面積当たりの根量と CO2 フラックスの関係 .
Relationship between amount of root par unit area and CO2
ﬂux.

Fig. 11 各観測地点の土壌の粒度分布 .
Soil particle distribution of observation points.

研究ノート：冬季の沖縄県北部亜熱帯広葉樹林地域における CO2 フラックスの地点および観測日による変動実態とが考えられた．

29

係を Fig. 12 に示す．図中には，フィールド調査での値

CO2 フラックスの重要な要素として根呼吸がある．檀もプロットしている．また，図中の式は実験結果を指数

浦ら（2006）は，根呼吸を培養により測定し，地表面近関数で近似したもので，この式から Q10 値（温度 10 ℃

くの細根の根呼吸量が多いこと，対象とした京都南部の上昇に伴う CO2 フラックスの変化率）を求めた．フィー

広葉樹林において根呼吸の割合が 40 % 弱であったこと

ルド調査では，CO2 フラックスの温度依存性は明確にはを報告している．本調査地域でも，その根呼吸の寄与を表れなかったが，室内実験ではすべての地点試料を用い定性的に把握できるのではないかと，ソイルカラー内のた実験において温度上昇により CO2 フラックスが上昇

表層近くの土壌内の微細根の量を調べたが，Fig. 10 かし，その上昇は指数関数で表されることが確認できた．

らでは単位面積当たりの根量と CO2 フラックスとの関Hashimoto（2005）は，日本の森林土壌における Q10 値

連の把握はできなかった．

について整理し，その範囲は 1. 30 〜 3. 45 で，平均が 2. 18以上より，本研究で分析した粒度組成，有機物量，根であったことを報告している．本実験の結果においても，量などは，それぞれは CO2 フラックスに寄与する要因

この研究で示された森林土壌における Q10 値の範囲にであるが，本研究での観測では，それら要因と CO2 フラッ入っていた．各地点の乾燥土壌質量に対する有機物の割

クスの関連性は明確ではなかった．

合は，P. 6，P. 8，P. 10 でそれぞれ 0. 140 kg kg‒1，0. 115 kg

3. 3 円筒管土壌呼吸室内実験

kg‒1，0. 067 kg kg‒1 となっており，有機物量が少ないほ

P. 6，P. 8，P. 10 から採取した試料を充填した円筒管

ど Q10 値が小さくなっている．Zheng et al（2009）は，

土壌呼吸実験で得られた温度と CO2 フラックスとの関

土壌有機物量と Q10 値には正の相関があることを報告しており，本実験でもその傾向が認められた．
さらに，フィールド調査の値と比較した場合すべての点において室内実験の値が大きい結果となった．一般的に実フィールドでは，根呼吸の影響があるために充填試料による実験に比べて CO2 フラックスは大きくなることが多い．森林総研（2004 b）は，本調査と同様の実験に，さらに根呼吸を直接測る「積み上げ法」により根呼吸の寄与を測定している．それによると，沖縄県の常緑広葉樹林では，約 40 % が根呼吸であると推定している．しかし，本研究では室内実験の値の方が大きい結果を得た．
一般的に表層近くの土壌の方が，有機物含有量が多くなる傾向にある．本実験では表層の土壌を円筒管全体に充填したため，実フィールドより円筒管内の有機物量が多
く CO2 フラックスが大きくなった可能性があると考えられた．

４. おわりに本研究では，冬季に沖縄県北部の琉球大学与那演習林の亜熱帯広葉樹林地の沢沿いの複数の地点で数回のフィールド調査（CO2 フラックス，地温測定および土壌
水分測定）を実施し，CO2 フラックスの地点間および観測日による変動実態を把握し，既往の研究での報告との比較検討を行った．さらに，対象地点の土壌を採取し実験室で分析（粒度分布，有機物含有量，根量）を行い，CO2 フラックスと各分析項目の関係について解析した．
また，温度制御した円筒管土壌呼吸実験により対象土壌の CO2 フラックスの温度依存性について確認した．その結果，以下のようなことが認められた．
①今回の観測での CO2 フラックスはばらつきがあり，
南尾根で最大，谷に向かって小さくなる傾向にあった．同じ観測日での地温の測定地点間差は小さく，各地点の観測時の温度差が CO2 フラックスの差にFig. 12 室内実験における地温と CO2 フラックスの関係 .
Relationship between soil temperature and CO2 ﬂux of indoor
experiments.

与えた影響は小さいと判断された．
②既往の研究との比較では，本調査での値は小さく，
A0 層を除去した影響が大きかったと判断できた．

土壌の物理性 第 122 号（2012）30③今回の調査結果では，観測日の温度の違いによる
CO2 フラックスの違いは明確ではなかった．それに対して，土壌水分の増加により CO2 フラックスが減少するという土壌呼吸特性が見られたと考えられた．
④本研究で分析した粒度分布，有機物量，根量などは，それぞれは CO2 フラックスに寄与する要因であるが，本研究での観測では，それら要因と CO2 フラックスの関連性は明確ではなかった．
⑤フィールド調査において CO2 フラックスの温度依存性が認められなかったために，土層実験において温度依存性を調べた結果，既往の研究で示された
Q10 値の範囲内の結果を得た．

引用文献
Bot A., Benites J.（2005）: The importance of soil organic
matter‒Key to drought‒resistant soil and sustained foodproduction, FAO SOILS BULLETIN, 80, p.18, FAO,
Roma
Chang S., Tseng K., Hsia Y., Wangb C., Wuc J.（2008）：Soilrespiration in a subtropical montane cloud forest in Taiwan, Agricultural and forest meteorology, 148：788 ‒ 798
千葉満男，島津了司，武藤和夫，内田修吉（1980）：水田における稲わら施用と稲作の安定化，岩手県立農業試験場研究報告，22：81 ‒ 117
檀浦正子 , 小南裕志 , 玉井幸治 , 後藤義明 , 植村真由子 , 金沢洋一（2006）：京都府南部広葉樹林において短期間に測定された根呼吸量の土壌呼吸量に対する寄与の評価 , 農業気象
62：15 ‒ 21
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研究ノート：冬季の沖縄県北部亜熱帯広葉樹林地域における CO2 フラックスの地点および観測日による変動実態

要

旨

本研究では，冬季に沖縄県北部亜熱帯広葉樹林地の沢沿い複数地点での CO2 フラックス，地温測定および土壌水分測定により，CO2 フラックスの地点間および観測日による変動実態を把握し，既往研究と比較した．さらに，対象地点の土壌の粒度分布，有機物含有量，根量と CO2 フラックスの関係について解析した．また，温度制御した円筒管土壌呼吸実験により対象土壌の CO2 フラックスの温度依存性について確認した．その結果，次の①〜⑤が認められた．① CO2 フラックスはばらつきがあり，南尾根で最大，谷に向かって小さくなる傾向にあった．同じ観測日での地温の測定地点間差は小さく，各地
点の観測時の温度差が CO2 フラックスの差に与えた影響は小さいと判断された．②既往の研究との比較では，本調査での値は A0 層除去の影響により小さかったと判断できた．③観測日の温度の違いによる CO2 フラックスの違いは明確ではなかった．それに対して，土壌水分の増加により CO2 フラックスが減少するという土壌呼吸特性が見られた．④本研究での観測では，粒度組成，有機物量，根量などとCO2 フラックスの関連性は明確ではなかった．⑤土層実験により温度依存性を調べた結果，既往研究で示された Q10 値の範囲内の結果を得た．
キーワード：CO2 フラックス , 亜熱帯 , Q10 値 , 森林土壌，土壌水分31

特集「広域における生態系炭素・窒素動態の予測−実験室スケール
から全球スケールの研究をつなぐ」について
木村園子ドロテア 1・片柳薫子 2（特集企画者）
Feature series: Estimation of carbon and nitrogen movement in ecosystems at regional scale ‒ connecting
researches at laboratory scale and global scale
Sonoko D. KIMURA1 and Nobuko KATAYANAGI2

近年，深刻化する環境問題へ対応するため，実験室や圃場における生態系の炭素および窒素動態の観測成果を市町室や圃場での観測結果を広域評価へ展開していくためのヒントを提供するものとなれば幸いである．

村，地域，流域，国または全球といった広域に外挿して定量評価することの必要性が学術的にも社会的にも高まってい特集「広域における生態系炭素・窒素動態の予測−実験

る．広域における物質動態を把握し定量化すること，すな

室スケールから全球スケールの研究をつなぐ」

わち広域評価をおこなうことは，現状の生態系における問Ⅰ．広域評価を目指した炭素および窒素動態の室内実験お題点を明らかにすると共に環境負荷問題の解決策を提示し，よび圃場観測生態系における持続的な生産を可能にすると考えられる．

1 ．硝化を例とした実験室とモニタリングのつながり

しかし，広域評価の結果のもつ不確実性および解決すべについての小考察（農工学 , 木庭氏）

き科学的な課題について，十分に議論がなされぬまま，結果

2 ．季節的な土壌凍結が一酸化二窒素生成・排出動態に対する社会的な要求ばかり高くなっているのが実情ではに及ぼす影響：室内実験から野外観測への示唆（野ないだろうか．生態系を巡る物質の生化学的な形態変化は，

茶研 , 柳井氏）

微生物や植物個体，土壌中のミクロ環境でおこなわれる数

Ⅱ．窒素循環・水循環の広域評価

多くのプロセスによって決定されている．そのミクロスケー

1 ．圃場での聞き取り調査に基づく地域スケールの収ルで起こるプロセスに対して施肥や土地利用変化などの人

量予測 - タイ東北部におけるモデル構築事例 （- 森

為的影響が加わることによって，生態系全体に大きな影響

林総研，澤野氏）

が出ている．実測でこのような影響を評価するには，
時間的，
労力的，
資金的な制約がある．また，
実験室および圃場スケー

2 ．流域の窒素収支と河川流出（秋田県立大，早川氏）
Ⅲ．炭素蓄積の広域評価

ルで観測された限られた数の実測値を広域に外挿すれば広1 ．農地への有機物由来炭素投入量の推定と農地土壌域評価の結果が不確実性を含むことは明らかである．一方，炭素蓄積量のモデリング（農水技会，古賀氏）

プロセスベースモデルは実測を行わずとも広範囲の物質動2 ．森林における土壌炭素動態のモデルを用いた全国態を解析し予測できることから，広域評価に有効なツールである．しかし，その内実がわかりにくいためモデル自体とその推定結果に疑念を持つ人も少なくない．
実測（モニタリング）と推定（モデリング）という固定概念の枠を取り払い，それぞれの手法がもつ限界を補い合いながら，広域における生態系炭素・窒素動態を予測することが，持続的な農林生態系管理方法を確立するためには不評価（森林総研，橋本氏）
Ⅳ．温室効果ガスの広域評価
1 ．実測値に基づく農林地生態系ガス交換量の広域評
価（農環研，片柳）
2 ．陸域プロセスモデルによる広域の土壌ガス交換推定：現状と課題（国環研，伊藤氏）
Ⅴ．データベース構築と利活用

可欠である．そこで，本特集「広域における生態系炭素・1 ．農耕地土壌情報システムと利活用 - 農耕地の作土

窒素動態の予測−実験室スケールから全球スケールの研究

層中の炭素・窒素賦存量の試算 -（農環研，高田をつなぐ」では，本号および次号（123 号）において，以下に示す 5 つのトピックに関する広域評価の事例を提示し氏ら）
2 ．広域評価の不確実性と可能性（農工大，木村）

ながら，具体的な広域評価の手順，問題点および展望について紹介する．
本特集が現在用いられているさまざまな広域評価の利点
および限界に対する理解を深める材料となると共に，実験

1
Tokyo University of Agriculture and Technology, Tokyo 183 ‒
8509, Japan. 東京農工大学
2National Instiute for Agro-Environmental Sciences, Kannonndai
3 ‒1 ‒3, Tsukuba, Ibaraki 305-8604, Japan. 農業環境技術研究所

広域評価特集
解 説35
Lectures., December 2012, Vol. 122, 35 ‒ 39

広域評価を目指した室内実験および圃場観測：硝化を例とした
実験室とモニタリングのつながりについての小考察
木庭啓介 1
Laboratory experiment and ﬁeld monitoring for regional scale analysis: a thought on the relation oflaboratory and monitoring by the example of nitriﬁcation
Keisuke KOBA1

1. 実験室と野外の間にある壁

1. 1 モニタリングから得られる情報「A」は現場状態のモニタリングの一部である．土壌

土壌中での生物地球化学プロセスを考える際には，しを定期的に採取し抽出して硝酸イオンの現存量を測定す

ばしば野外における連続観測により得られるモニタリン

るのは労力がかかり，現場の攪乱もしばしば大きいこと

グデータと，その結果を解釈するために行う室内実験でがある．そのため，テンションライシメーターを設置し，得られるデータとの間にある隔たりはどのようなものな

これにより土壌溶液を経時的に採取し，土壌溶液中の硝のか，また，どのようにつなげることが可能なのか，と酸イオン濃度をモニタリングすることがしばしば行われいうことが問題となる．本稿では，実験室と野外をつなる（たとえば Hobara et al., 2001）．しかし，土壌採取にげる試みとして，ある陸上生態系での硝化活性（土壌中しても土壌溶液採取にしても，連続的な経時変化ではなで微生物によりアンモニウムイオンが硝酸イオンへと酸くスナップショットの情報であり，硝酸イオン濃度が夏化される反応）の推定を通じて，この点について考察しに高く冬に低い傾向があるといった漠とした情報は得らてみる．

れるものの，濃度形成メカニズムについて結論を導くことは難しい．少しでもメカニズムに迫るために，スナッ

ある陸上生態系を対象として，硝酸イオンの挙動を理プショットデータセットの中で，pH やアンモニウムイ

解したいというような状況の場合，下記のような４種類

オン濃度，溶存有機態炭素濃度などの要素と硝酸イオンのデータを扱うことが多い；

濃度との相関を調べることはできるが，相関は相関でし
かなく，必ずしも因果関係を示すものではないため，硝A

土壌や土壌溶液を採取し，土壌中の硝酸イオン濃酸イオン濃度を決定するプロセスの解析が容易でないこ度を測定して得られるデータとが多々ある．また，ある生態系全体の硝酸イオンの挙B

土壌を採取した後，実験室で培養し，土壌中の硝酸動を理解する，という大きな目標に対しては，採取したイオン濃度の時間的変化から正味の（または見かけ

個々のサンプルの代表性，言い換えればどれだけの数の上の）土壌の硝酸イオン生成速度，つまり純硝化速サンプルを，どれだけの頻度で，どのように採取し，測度を測定して得られるデータ定すべきか，という大きな問題にも直面することになる．

C

土壌を採取し，重窒素（15N）でラベルされたアン
15

D

1. 2 実験室での操作実験から得られる情報

モニウムイオンや硝酸イオンを用い， N の濃度変「B」，「C」，「D」の手法は「A」の手詰まり状態を打化 を 追 跡 す る（ 同 位 体 希 釈 法 ; Davidson et al.,

破するため，メカニズムに迫るために行う積極的なアプ

1991）ことで土壌の総硝酸イオン生成速度（総硝化

ローチであり，これらを「実験室でのデータ」と見なす

速度）を測定して得られるデータことができよう．これらのアプローチにおいては土壌をB や C について，温度や水分といった環境要因を現場から採取して実験室で実験している時点で，解析で変化させて，土壌の純硝化速度，総硝化速度を測定

きるものは植物や大気沈着による影響を除去した環境下して得られるデータ

でのメカニズムに限定される，ということに留意する必要がある．そして，特に森林のように窒素制限下にある

これらについて考えて行くこととする．

生態系においては，大気沈着由来の硝酸イオンは，土壌1の硝酸イオンの現存量に影響しないのか，そして，大気Institute of Agriculture, Tokyo University of Agriculture andTechnology
Saiwai‒cho 3‒5‒8, Fuchu, Tokyo 183‒8509, Japan.
Corresponding author : 木庭啓介，1 東京農工大学農学研究院
2012 年 9 月 18 日受稿，2012 年 11 月 12 日受理
土壌の物理性 122 号，35 ‒ 39（2012）

沈着由来の硝酸イオンの影響を排除した場合，純硝化速度の測定にバイアスがかかるのではないのか，という疑問が生じる．しかし，例えば森林表層鉱質土壌（0 ‒ 10 cm
深）を考えてみると土壌へ 15N ラベルされた硝酸イオン

土壌の物理性 第 122 号（2012）36

を 添 加 す る と， そ の 滞 留 時 間 は 数 日 程 度 で あ る しを変化させ，できるだけ野外で土壌が経験している環境（Davidson et al., 1992），土壌中における硝酸イオンのを再現しながら培養することが可能である（例えば生産（硝化）及び消費（微生物による吸収）に比べれば，

Xiang et al., 2008）．しかし，このような対処法はかな

外部からもたらされる大気沈着由来の硝酸イオンのインりの労力を必要とするので，残念ながら一般的ではない．

プットは相対的に小さく無視できると考えられてきた．

つまり，野外での環境を実験室で再現して実験を行うとしかし，この前提に疑問を投げかける結果が報告されていうのは容易ではない．

きている．近年になって，大気沈着硝酸イオンと土壌でメタンや硝酸イオンのような回転速度の大きい物質の生成された硝酸イオンを区別する新しい指標として硝酸挙動を追跡するには，その純生成（消費）速度でなく，イオン酸素同位体比異常（Δ17O）というものが提案さ

総生成（消費）速度を求めなければならないことはよくれている．これは O， O そして O の自然存在比が，知られている．そのため「C」のような場合，15NH4+ や

大気沈着硝酸イオンとそれ以外で異なることを利用した15指標である．大気沈着硝酸イオンが 25 〜 35 ‰と大きな求めることが一般に行われる．しかし，どうしても土壌Δ17O 値をとるのに対し，土壌中で生成される硝酸イオに窒素を添加した上で培養することになる．通常 1 日やンは 0 ‰という値をとる（Michalski et al., 2003）．このΔ17O を用いた Costa et al.（2011）は，0 ‒ 30 cm 深の森

2 日という短期間の培養ではあるが，様々な微生物が利林土壌において，土壌中に存在する硝酸イオンのうち約は，特に森林土壌のような窒素制限下にある対象におい9 % が大気沈着由来の硝酸イオンであることが明らかにては大きいものであると危惧される．この変化の大きさした．これは，一般に窒素が足りないと考えられているを見積もるために Concentration test と呼ばれるよう森林生態系においても，大気沈着で供給された硝酸イオ

な，窒素添加量を変化させたときの反応速度の違いを見

ンの約 1 割が，微生物や植物に使われないまま土壌中にる試験がある（Groﬀman et al., 2006）．しかし，15N の存在し続けていることを示している．また，より窒素が追跡による総硝化速度の測定は試料の処理が大変煩雑で豊富にある窒素飽和林でも，このように使い切れていなあり，純硝化速度測定と比較して膨大な労力がかかるた

い大気沈着由来の硝酸イオンが土壌中に存在していたこ

め，Concentration test の実施を困難にしている．

16

17

18

NO3‒ を添加し，15N の行方を追跡することで総速度を用する窒素を土壌に添加することによる窒素循環の変化とが報告されている（Michalski et al., 2004）．これらの「D」の手法は，たとえば地温と硝化速度の関係を異新たな知見は，土壌のみを硝酸イオンの生成源として土なる温度環境での培養実験を通じて求め，その関係とモ壌硝酸イオンの解析を行うという前提が実際には成り立

ニタリングされた膨大な地温データから年間の硝化速度

たないことを強く示唆している．さらには，森林の植物を求める，というような流れでよく用いられる（窒素固や微生物は本当に硝酸イオンを必要としているのか，そ定の例ではあるがたとえば Hobara et al., 2006）．これはして窒素制限下に本当にあるのか，という窒素循環を考最良の手続きだと考えられるが，実際のところ，B の手える上で大変重要な問いを投げかけるものである．

法のところでも述べたように制御できる環境要因は数少では，「B」として挙げられた実験室に持ち帰った土

なく，それらだけで本当に現象を説明できるのかという壌を培養するという作業は，実際，どれほど野外の状況問題がある．さらには，硝化の場合は基本的に純硝化速からかけ離れているのだろうか．陸水学や海洋学では，度の推定であり，硝酸イオン生成と硝酸イオン消費とい実験室における培養実験と現場との乖離を表す用語としう全く異なるプロセスの差分を少ない環境要因で説明して bottle eﬀect という言葉がある（Zobel and Andersonているわけで，現象を完全に説明しきれてはいない．

1936, Hammes et al., 2010）．元々，微生物バイオマスが小さく，更に微生物が定着する有機物の少ない水環境に

2. 壁を超える，そして壁を壊すためのツールは？

おいては，水試料をボトルに採取し培養すると，接着し「A」の硝酸イオン濃度データは，それだけの硝酸イ

うる広大な物理面（ボトルの壁面）が与えられることにオンが現場に確かに存在していたという点で大変重要ななり，微生物の増殖が促進される可能性がある．そこで，のであるが，その解釈においては，濃度情報が持つ意味

異なるボトルの大きさによって微生物群集の大きさ，構というものが大変曖昧なことが問題となる．現場で観測造，その機能，さらには物質循環プロセスに大きな違い

された土壌の硝酸イオン濃度は，植物の吸収，微生物にが出てくるという懸念を示したものが bottle eﬀect といよる吸収，微生物による硝酸イオン生成，そして脱窒（貧う語句であると筆者は理解している．土壌を対象とした酸素環境で微生物が酸素呼吸の代わりに硝酸呼吸を行う

場合，この点に関しては，土壌という媒体が微生物にとっこと），そして大気沈着による供給ならびに下方への移ての広大な接着面積をすでに有しているため，考慮する動，の差し引きの結果である．また一方で，その濃度の必要はあまりないと言える．ところが野外と実験室，特高低が微生物や植物の硝酸イオン利用を制御するため，に培養環境との間には，前述した植物による硝酸イオン

あるプロセスの原因ともなりうる．この，結果であり原吸収，大気沈着硝酸イオンの供給がないというだけでな因でもあるという濃度データの二面性により，どうしてく，他にも水の動きがない，一定の温度，一定の水分環

もその解釈は混乱してしまう．結局解析といっても，例

境である，などといった多数の違いがある．この中で温えば土壌の C/N 比といった硝化速度を制御していると度や水分といった要因については，丁寧にこれらの要因考えられる環境要因と硝酸イオン濃度の相関を取るとい広域評価特集

解説：広域評価を目指した室内実験および圃場観測37

うことしかできず，議論は曖昧なものとなってしまうこいうものがどうしても現場環境とは異なるのだということがある（濃度データをどう考えるかについては，陸水とを改めて念頭に置き，現場とは異なる生態系を扱って生態系を対象としているが Dodds 2003 が参考になる）．

いるという自覚を持った上で，少しでも一般性を持ったある硝酸イオン濃度がどのように形成されたのかにつ

解析へとつなげられるような実験設定が必要であろう．

いての何かしらの情報を与える手段，つまりある物質の得られた結果は，「ある場所の土壌を用いた解析結果」

濃度情報にその物質の生成及び消費情報を与える手段はとして終わるのではなく，その土壌のパラメーターを詳

いくつかある．たとえば生態学的化学量論の考えにそっ細に列記し，「ある条件下の土壌の解析結果」として，て，上記に挙げた土壌の C/N 比や，海洋であれば一次得られた結果を他の土壌環境下の現象へ外挿しやすくす生産者である植物プランクトンがとるとされる Redﬁeld

る，というようなことが必要である．また，培養の際は，比（C：N：P = 106：16：1），さらにはこの Redﬁeld 比からどれだけ窒素が過剰かをあらわす N*（N* = N ‒16 × P；

様々な物質が生成され同時に消費されてしまうため，
15

N を用いた総速度の測定がどうしても必要になってく

Gruber and Sarmiento 1997）を用い，土壌中の微生物

る．総速度の測定においては，物質の添加が不可欠であ

活動や，ある環境の一次生産が窒素供給によって制限さるため，上記に述べた Concentration test を，与える物

れているか，それともリン供給が制限しているかを議論

質濃度に関して実施し，窒素の添加が物質循環系に与えすることができる．これらをベースにすると，たとえばている影響を自分たちで判断できるような材料を得てお硝酸イオン濃度が高いのは窒素が過剰であるために硝酸くことが肝要と考える．これを実現するためには，よりイオンを使い切れていない状態である，というような議容易に 15N 濃度を測定できるような方法論が必要であろ論へと展開することができる．また，たとえば硝化につう（Isobe et al., 2011）．

いては，土壌中の（アンモニア酸化酵素をコードする遺伝子）の存在量を測定することで，実際に硝化を

2. 2 代謝ガス測定の土壌生物地球化学プロセス解析への可能性担っている微生物が存在していることを確認することが土壌培養中でも，総速度と純速度の区別をあまり考えできるであろう（Isobe et al., 2012）．また，後述するよずに解析できるデータがいくつかある．ガス濃度は，土

うに，物質循環プロセスが駆動することに付随して循環壌培養中に継続的に，比較的物質循環系の変化を少なく系から漏れ出てくるガス（たとえば CO2）というものは，

押さえたまま測定できるものの一つである．たとえば前そのものが再利用されることがない条件下では，駆動し述した CO2 は土壌培養中，無機化によって生成されるているプロセスのよい指標となり得ると考えられる．

のみとほぼ考えられるので，土壌からの CO2 放出は，

2. 1 安定同位体の利用

直接的に無機化速度を測定できる良いパラメーターであ

筆者は濃度情報に生成プロセス及び消費プロセスの情る．また，多くのガスは土壌中で吸着などをあまり考え報を与えるツールの 1 つである安定同位体自然存在比になくても良いと思われるため，そのガスが生成された土着目して研究を行ってきた．たとえば微生物が硝酸イオ

壌微環境の情報を保持したまま放出される．すなわち，

1416ンを脱窒で利用するときには選択的に N と O を消費

土壌中でのあるガスの濃度勾配は土壌培養中の土壌酸化するために，硝酸イオンの窒素と酸素の安定同位体自然還元環境について，重要な情報を連続的に示している可15

18

存在比（δ N とδ O）は 1：1 の割合をもって上昇する能性がある．近年，Barometric Process Separation（In-と考えられている（Granger et al., 2008）．また大気沈gwersen et al., 1999）という手法が開発され，培養容器

18

着硝酸イオンは大変高いδ O 値をとることも知られて中の大気圧と大気組成の変化を詳細に測定してゆくこといる（Durka et al., 1994）．このような特性を用いるとで，総硝化速度を見積もる試みがなされている．硝化反1518硝酸イオンのδ N とδ O は，土壌中の硝酸イオンが大応で O2 は消費されるので O2 濃度の減少と共に気圧は気沈着により供給されたのか，それとも土壌中で硝化に減少し，脱窒反応では，CO2 が発生するので CO2 濃度

よって生成されたのか，また，脱窒によって消費されたの上昇と共に気圧が上昇し，微生物の呼吸では O2 が消のか，吸収によって消費されたのか，という生成消費プ

費され CO2 が放出されるため，O2 濃度の減少と CO2 濃

ロセスの種類と規模について，半定量的ではあるが情報度の上昇がみられるが気圧の変化はみられない．この特を与えてくれる（Ohte 2012）．たとえば，Osaka et al.

徴を利用し，土壌を閉鎖培養容器内で培養しながらガス（2010）では，地下水中の硝酸イオンが脱窒を受けるだ

濃度と気圧の変化を観測することで，15N を用いると大けでなく同時に硝化による生成を受けているという複雑変煩雑である総硝化速度の測定を多数行い，より時間分

15

18な状態にあることをδ N とδ O の解析から示している．

解能の高いデータを用いてシミュレーションモデルを構

しかし，δ15N とδ18O を用いた解析も，上記に半定量的築できた例がある（Stange and Neue 2009）．このようと記載しているように，上記の同位体比の変動パターンに，基質添加のように物質循環系に大きな変化を与えずが，微生物群集，基質濃度，pH などの環境要因によっかつ連続的に観測が可能なガス濃度・ガス組成というもて変化してしまう可能性があることが，どれだけの硝化のは，今後，土壌培養のデータをより詳細に解析し，野と脱窒が生じているか，という定量的な議論を可能にし外での現象につなげてゆくための，重要な観測要素になないという重大な欠点を有している．

り得るかもしれない．現在，そのような測定を行おうと「B」，「C」，「D」の培養実験においては，土壌培養とする場合，多くの場合ガスサンプルを時系列で採取して，土壌の物理性 第 122 号（2012）38

ガスクロマトグラフィー（GC）にシリンジで打ち込むて，ある期間の平均的な大気沈着硝酸イオンインプットということが主流であるが，測定技術の進歩により今後

速度とその平均的なΔ17O 値，さらにある生態系内の平均は，より短い分解能（たとえば秒単位，それ以下）で，的な硝酸イオンのΔ17O から，生態系内での総硝化速度

ガス濃度・ガス組成を連続的にモニタリングしてゆけるを求めることができるというものである．この手法は，

よ う に な る と 思 わ れ る． た と え ば，Membrane Inlet

個別のサンプルから得られたデータの積み上げでなく，Mass Spectrometry （MIMS：Sheppard and Lloyd

トップダウン的に集水域の硝酸イオンインプットおよび2002），オプトード（Blossfeld et al., 2011）やマイクロ

アウトプットから，全く循環系を変化させることなしに，センサー（Jørgensen and Elberling 2012）を用いた連

時間・空間平均した硝化速度を見積もることができるも続的 O2，N2O ガスの観測などはすでに始まっている．

のである．もちろん，上記にあるように，ある生態系で近年のレーザー分光を用いたガス濃度とその安定同位体の平均的な硝酸イオンインプット量とそのΔ17O を見積

自然存在比の連続測定技術は，これまでのガス測定の煩もるということは容易ではなく，さらに定常状態を仮定

雑さを一気に解消し，更に総速度の情報を有する安定同するということは，農地のようなダイナミックに窒素循

位体自然存在比の測定も可能になるということで，大変環が変化する生態系では問題の残るところであり，まだ注目されている（たとえば Mohn et al., 2012）．これら

まだ改善の余地がある．さらに，硝酸イオンのΔ17O 測の技術を用いることで，より詳細に土壌環境，土壌プロ

定は大変複雑な測定装置を必要とするため，まだ世界的セスの情報が得られるだけでなく，測定の煩雑さが軽減にもほとんど行われていない．しかしながら，これまでされることでより多くの土壌を対象にすることが可能と行われてきた土壌培養からの，ボトムアップなアプロー

なる．さらにその結果，Concentration test の実施や，チに加えて，このようなトップダウン的な全く別の手法

これまで手が回らなかった環境要因の測定が可能となっを用いることにより，少しずつではあるが生態系全体のたりすれば，より野外での現象へと外挿可能なデータ

プロセス解析・プロセス推定へと近づくことが可能であ

セットの構築が可能となると期待できる．

ると期待される．

2. 3 新たな安定同位体ツールの可能性：硝酸イオンの
Δ17O

謝辞

最後に，土壌培養を基礎としたデータの解析を行って本稿の執筆機会を与えていただいた東京農工大学農学

も，集水域全体の現象へとつなげるには，空間的・時間

部木村先生，農業環境技術研究所片柳博士，ならびにこ的異質性という大きな壁がまだ残っている．これについれまで長きにわたり様々な形でご指導いただいている東ては，土壌培養実験を丁寧に外挿してゆくしかないと個

京大学農学部大手先生，京都大学農学部徳地先生のお名

人的には考えているものの，果たして，正しく外挿でき前を特に挙げさせていただき感謝の意を示したいと思いるのかという疑問は常に残る．硝化速度を例としてみれます．また，本稿に対してご意見をいただいた東京大学

ば，総硝化速度測定は 1 日間培養した結果で求めること

農学部磯部先生，黒岩様にも深くお礼申し上げます．ま15が多く，しかも N でラベルされた窒素化合物を土壌にた，編集委員の中央農業試験場中辻敏朗先生，並びに査

添加しなければならない．一方，よく用いられている純読者の方には原稿の改訂において大変多くのご尽力を頂

硝化速度の測定では土壌を 1 月間ほど培養する．この間，きました．ここに御礼申し上げます．

土壌中では大量の硝酸イオンが生成し同時に消費されており，得られる純硝化速度は土壌微生物の要求速度を超えた分の硝酸イオン生成速度となる．つまりは 1 ヶ月間
土壌培養により得られる純硝化速度は，微生物が使い切れなかった硝酸イオンについての指標であり，言い換えれば，植物にとっての硝酸イオンの可給性についての良いパラメーターであると考えられるが，実験室内の一定
温度，一定水分環境で測定された可給性に意味があるのかという疑問が残る．
近年，角皆ら（2010）は，上述したΔ17O を用いて，利尻島の集水域の総硝化速度を求めている．これは，Δ17

O が脱窒や硝酸吸収では変化せず，大気沈着硝酸イオンのΔ17O が 25 ‰程度と高いのに対し，湖水中で生成される硝酸イオンはΔ17O = 0 ‰と一定であるということを
利 用 し た も の で あ る（Michaski and Thiemens 2006，
Tsunogai et al., 2010）．詳 細 は 角 皆 ら（2010），そ し て
Tsuinogai et al.（2010）を参照願いたいが，この手法は定常状態を仮定し，生態系内での硝酸イオンの消費はΔ
17

O を変化させることがないというΔ17O の特長を生かし

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旨

土壌中での生物地球化学的プロセスの解析，特に生元素の挙動の解析においては，様々な物理的，化学的そして生物的な影響を生元素が同時に受けるため，極めて困難である．そのため，しばしば実験室内で，制御環境下における生元素の挙動を追跡し，得られた結果を野外モニタリングデータの解析へと外挿するが，その際にはいくつか大きなギャップがある．本稿では，このような実験室で得られる結果と野外モニタリングのつながりについて，特に硝化活性というものを中心に，どのような問題があり，どのような解決策があり得るかについて解説する．特に近年，ガス濃度測定や安定同位体比の利用について，新たな測定解析手法が提案されてきており，本稿ではそれらについて特に解説して行く．
キーワード：室内実験，圃場観測，硝化39

広域評価特集解 説41
Lectures., December 2012, Vol. 122, 41 ‒ 44

季節的な土壌凍結が一酸化二窒素生成・排出動態に及ぼす影響：室内実験から野外観測への示唆
柳井洋介 1
Eﬀect of seasonal soil-freezing on N2O production in soil followed by the emission from soil: Implications
from in-vitro soil incubation to in-situ monitoring.
Yosuke YANAI1

1. はじめに

将来予測に向けた観測方針にも言及している : ①農耕地からの N2O 排出量を正確に推定するためには長期に渡筆者は，2007 年の日本土壌肥料学会全国大会で「窒り観測を続けることが必要である②その際，通年での観素循環における冬季の位置づけ」なるセミナーに参画し，測を基本とし密な時系列データを取得するべきである③

広域にわたる通年での物質循環をどう捉えるかを討論す

耕地土壌での N2O 生成強度は土壌の理化学性だけでなる機会を得た（柳井ら，2008）．当時の筆者は室内実験

く営農管理形態にも依存することは明白であるから，地の結果しか有していなかったものの，培養実験で感じ域の土壌や管理形態をよく代表する場所を網羅して観測取ったメカニズムが現場でどう作用しているかを知りた

計画を立案すべきである④そうすることで土壌・気象・

くて仕方がなかった．幸いなことにこのセミナーの前後

営農管理などの要因がどのように土壌からの N2O 排出で居住地を東京から北海道へ移し，同時に主たる研究の速度を制御しているかを知ることとなり⑤知見の積み重手法を実験室内での土壌や微生物菌体の培養から試験圃

ねにより，実測し得ない広大な地域に渡る N2O 排出挙場での観測へ変えることとなった．本稿では，室内実験

動を予測したり将来の N2O 排出量を予測したりする際から圃場でのモニタリングに移って感じたことおよび得に利用できるツールの開発に貢献するだろう．筆者はこられた結果の背景を記す．

れを参考に「通年での定点観測の実施」が実態解明と広2. 研究対象

域評価と将来予測の第一歩であると考えるに至った．そこで，冬季の地温や水移動特性が異なる試験区（除雪に筆者が関心を寄せたのは，季節的に凍結した土壌が融より土壌凍結をより発達させる区と融雪材の散布により解する際に短期集中的に一酸化二窒素（以下 N2O）を

消雪日を早める区）を 1 筆の試験圃場の中に作りモニタ

排出するという現象である．Flessa et al.（1995）は , 年

リングを行う計画を立案し実施した．この実験計画は，

最大 N2O 排出速度を施肥後ではなく冬季に凍結した土

屋外での観測ではあるものの管理された農地のあるがま壌が融ける時に観察した . 通年にわたる観測で得られた‒‒
N2O 排出量 9. 4 ‒ 16. 8 kg N2O ‒ N ha 1 yr 1 は Bouwman

まを観測するのとは異なる，小規模野外操作実験（仲岡，（1990）が推計した排水良好な耕地における年間排出量より高く，このことの原因として，N2O 排出速度の計

2008）の範疇にあるものである．

3. アプローチ

測が必ずしも通年で行われていないこと = 土壌凍結が3. 1. 発散した室内実験

起こる温帯から寒帯の地域での推計値が過小評価となっこの計画の立案に至るに先立ち，「現場での N2O 排出ている可能性を指摘した．実際，Röver et al.（1998）の速度の計測は時空間変動が大きくて難しい，したがって観測では 1 年間 365 日のうち 3 月から 11 月の 275 日間

N2O の生成に関与する微生物の生態メカニズムからの N2O 排出量は年間値の 22 %（無施肥区）および 33 %N2O 排出量を逆算して広域評価につなげよう」とする（施肥区）であり，土壌の凍結融解がおこる 12 月から 2モデリングの発想で研究を行っていた時期があった．研

月の 90 日間のデータを含めない（観測せずゼロとみな究史上では，季節凍土が排出する N2O は脱窒の産物です）ことによる年間排出量の過小評価を如実に例示してあるとされていたことから（柳井ら，2007），土壌の凍いる．Flessa et al.（1995）は , 結論において広域評価や結融解による N2O 還元活性の損失もしくは N2O 還元酵
素を持たない微生物の優占化が生成された N2O を大気

1

NARO Institute of Vegetable and Tea Science Tsukuba, Ibaraki
305 ‒ 8666, Japan.
Corresponding author : 柳井洋介，1 農研機構野菜茶業研究所
2012 年 9 月 18 日受稿，2012 年 10 月 15 日受理
土壌の物理性 122 号，41 ‒ 44（2012）

へ漏らしている，と仮説を立て実験を行なっていた．結果として，実験室内で行う土壌の凍結融解処理が現場と異なっていたからなのか，土壌凍結によって N2O 還元酵素の活性が下がるというデータはほとんど得られな

42

土壌の物理性 第 122 号（2012）

かった . その代わりに , 土壌凍結によって脱窒能（硝酸る研究会での出会いがきっかけとなって解決した．これ

塩を N2O に還元する活性）は高まるというデータを多らの結果として，現場（北海道河西郡）での予備試験を数得た（Yanai et al., 2007 b）．後者の結果は , 凍結融解

2007 年 11 月から行い，本試験を 2008 年 11 月から 2010

で微生物菌体由来の有機物が可溶化すること（Yanai et

年 10 月まで実施し，土壌凍結が発達した条件で融雪開al., 2004）と密接に関連している可能性が高いが，当時

始から消雪にかけて，土壌ガス中で N2O 分圧が上昇すはそのように考えられなかった．また，N2O 還元酵素

るときに酸素分圧が低下することを観察することに成功を有さず温度が下がっても活性がそれほど下がらない糸した（Yanai et al., 2011）.

状菌が凍結融解条件下の土壌での N2O 生成に関与しているのではないかと考え，脱窒能を有する糸状菌の分離・

4. 観測による仮説検証を終えて検定方法を確立したが（Yanai et al., 2007 a），実際には

4. 1 現象理解とモデリング・広域評価へのギャップ

時間的な制約で検証に至らなかった．一方で，土壌の凍予備試験と本試験 1 年目は室内実験の結果から予想さ結条件に着目した実験では，凍結前の水分条件次第で融れる範囲の観測結果，すなわち「土壌凍結が発達するほ解時に N2O が排出されないことがあること，また，炭ど土壌中で酸素分圧が低下して N2O 分圧が上昇する」

素源の添加で融解時の N2O 排出量が増えることを見出を得ることができた．一方で，本試験 2 年目には「土壌した（未発表）．結局，モデリングの発想で研究に着手し凍結が発達しても酸素分圧の低下はわずかで N2O 賦存

たはずが定性的な事実の列挙に終始し，定量的な議論に量の増加も小さい」としか言いようのない結果を得るこ

達することなく「土壌凍結は脱窒反応 straightforwardととなった．本試験 1 年目の結果では，土壌が雪氷で覆

denitriﬁcation（Mørkved et al., 2006） の誘発因子であ

われる 11 月から 4 月の半年間にわたる N2O 排出量は土る」と研究史の再現および言い換えに留まってしまった .

壌の積算寒度もしくは年最大土壌凍結深だけで近似でき

3. 2 仮説を練り直して野外観測へていた（Yanai et al., 2011）．しかし，本試験 2 年目の以上で室内実験は締切に追われるように完結すること

結果も包括する説明をしようとすると，融解期の積雪深となったが，当時の議論を思い出したある日，「凍結融が無視しえない役割を果たしているかもしれないとする

解条件で脱窒，生化学的な硝酸還元反応が起きていると解釈を得たが（柳井ら，2012），その検証に着手するこ言っているようだが，それは土壌中で N2O 分圧が上がとはできず，現象のモデル化には至らなかった．本稿でると同時に酸素分圧が下がっているということではないはその詳細には触れないが，その代わりに，野外観測でか」「酸素分圧の低下が起きていると連呼しているよう

得た結果をモデル化したり広域評価に利用しようとしたに聞こえるが，一度でも測ったのか」と批判的な考えがとき，もしまた培養実験で物質循環研究にアプローチで頭をよぎった．「凍結融解条件で微小嫌気部位が存在すきる境遇にあったらどのようなことをしうるかを想像しることを考察する論文はあるけれども，そう考察するこて本稿の結びとする．

とで実測不可能とみなしているだけではないか」「微生4. 2 モデルと観測をつなぐ培養実験と学理の構築

物の細胞膜近傍の酸素分圧はわからなくても，酸素分圧

ひとつは，物質循環を表現する既存のモデルの勉強との低下はマクロポアでもある程度検知できるのではない

それの改良に必要な速度論パラメータの取得である．最か」，とみるみる思い立ち，検証したくなった．実施す

善は自らシミュレーションモデルを構築することであるるにあたっての問題は，土壌が凍結融解する条件で土壌が， 例 え ば DNDC（Li et al., 1992） や ecosys（Grant

ガスを採取して分析する方法と，観測に適したサイトを

and Pattey, 1999）といった物質循環に関する既存のシ見つけることであった．しかし，大きな困難に遭遇する

ミュレーションモデルで硝酸化成や脱窒といった N2O

ことなく解決した．酸素は空気中の多量成分なので熱伝生成プロセスがどのように記述されているかを知り，自導度検出器で検出できる．しかし，カラムでの酸素とアらの実感や観測しているサイトの状況を説明するためにルゴンの分離が難しく，専用のシステムを組む必要があ

どういったパラメータを調整するか，そのパラメータをる（Yoh et al., 1998）のだが，分析システムを開発者か取得するためにどういった実験系を組む必要があるかをら借りることができた．また，土壌中からガスを採取す考案することが，次善の策ではないかと考えている．こるにあたって，融解期の表層土壌は永久凍土地帯の活動

れまでに筆者が行ってきた実験，例えば菌密度の測定（柳層下端と同じで体積含水率が非常に高く，土壌孔隙から

井 ら，2003） や 生 育 曲 線 の 取 得・ 解 析（Yanai et al.,

ガスを吸引採取しようとすると水の混入が不可避である

2007b, Yanai et al., 2008）は，経験と勘を養うには十分ことが予想され，安定的な試料採取の妨げとなると考えであったがモデル化という出口に対しては必ずしも適切られた．このことは，水を通さずガスのみを通す孔のなではなかった．土壌の硝酸化成能や脱窒能のモデル化，い高分子膜を土壌中にあらかじめ埋設しておくこと（柳すなわち見かけのミカエリス定数の取得や温度依存性の井・常田，2009）により回避したことに加え，空間代表

評価ができていなかったのは，設計段階での勉強不足を性の高い試料を得る手段ならびに酸素センサーと連結す認めざるを得ない．

ることで連続自動計測の手段にまで拡張することができもうひとつは，土壌中での生成・消失反応と移動現象

た．サイトについては，2006 年に永久凍土帯（ヤクーを区別する論理の構築である．筆者が実施した観測ツク）での土壌ガス組成調査に行った直後に参加したあ（Yanai et al., 2011）では土壌ガス分圧を 4 深度で測定し広域評価特集

解説：季節的な土壌凍結が一酸化二窒素生成・排出動態に及ぼす影響：室内実験から野外観測への示唆 43

たが，質量保存則に基づいて定量的な解析を試みようとすると，時折よくわからない解析解（土壌中ガス賦存量
変化量が地表面フラックスと比べて異様に小さい，消費反応を無視しうる二酸化炭素でも生成項がマイナスになるときがある，など）に直面する．このことは，試験設計が解析に相応しくなかったためなのか，もしくはそういう現象・事実として受け入れなければならないのか，思案し続けている．ガスの土壌中賦存量を計算すると，水への溶解度が高い N2O は液相に溶存している量の方が気相中に存在している量より多い場合が少なくない．
賦存量変化の時系列をみていると，N2O の地表面排出と同時に地下への溶脱も起きていることが示唆されるものの，環境影響評価として，また単に解析解として，どのように表現すべきかいいアイデアが浮かばない．こういった懸念は，土壌物理学の基礎に立ち返ると，水移動の解析手法を理解することなく，溶質の挙動を考慮しな
いで，ガスの生成・移動を興味のままに論じようとしていたことに起因するのかもしれないと思えてくる．このことは，N2O や硝酸塩の安定同位体比の解析に着手してから（山崎ら，2011，柳井ら，2011）強く思うようになった．データは恐らく真実を物語っている，しかしそれをうまく汲み取れなければ意味がない，なぜ一意的な解釈ができないのか，複雑系であるが故のやむを得ない
ことなのか，もっと基礎的・基本的・単純な系であれば適切に解釈できるのか，と悩みは尽きない．

5. おわりに
悩むのは研究の上では大事なことである．一方で，農業活動の環境負荷を明らかにする目的を果たすことも忘れてはなるまい．たとえ限られた事例調査が基であったとしても，その挙動がある程度の広さをもった地域で生じているとしたら…と実空間における現象として解釈を拡張して思考することを「不正確さ」を理由に避けていては，議論の進展は望めない．問題の解決を阻む内外に潜む要因を明らかにしていくためにも，筆者自身も未着手の解析をどういう形であれ進めていかなければなるま
いと，本稿の執筆を通じて痛感した次第である．

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44

土壌の物理性 第 122 号（2012）

要旨

土壌の季節的な凍結融解がもたらす短期集中的な一酸化二窒素（N2O）の排出について，実験室内での微生物生態生理学的な研究から得た示唆をもとに計画した観測の，方法と得られた結果を概観した．土壌中で N2O 分圧が上昇するときに酸素分圧の低下が伴うことを季節凍土で示すことはできたものの，季節凍土での土壌ガス中酸素分圧を決定するメカニズムの解明には至らず，現象の理解ならびに広域評
価方法の提案に課題が残された．一方で，農地での環境負荷をモデリングするために必要な実験室内での培養実験もあるはずで，土壌微生物反応の定量化とともに物質の生成及び消費反応と移動現象を区別する学理の構築がより一層望まれる．
キーワード：培養実験，野外観測，脱窒，一酸化二窒素，モデリング広域評価特集
解 説45
Lectures., December 2012, Vol. 122, 45 ‒ 50

圃場での聞き取り調査に基づく地域スケールの収量予測―タイ東北部におけるモデル構築事例―
澤野真治 1Modeling for simulating the regional rice yield of rain-fed lowland rice based on farm survey in Northeast
ThailandShinji SAWANO1

1. はじめにする作物モデルについて以下に簡単に説明する．作物の成長の予測は水利用効率を用いて推定する．これは当初広域を対象として，気候変化も含む作物の環境応答特降水量に依存する作付体系である天水田を対象として水性を評価することは，世界規模の食糧問題の解決の糸口

ストレスが作物の成長に及ぼす影響を評価する事も考慮を探る上で重要な課題である．作物の環境応答特性を総に入れていたためである．この作物モデルでは，気温や合的に評価するにあたり，養分吸収や水利用といった作

日射の条件以外，つまり水ストレスや病虫害といった作

物生育プロセスを取り込み，設定した条件下での成長を物生育に負の影響を及ぼす要因の制約が無い場合の最大予測する事ができる作物モデルは有効なツールである．

到達可能な収量を予測している．収量の推定は以下の手

一般に，作物モデルは圃場での計測結果に基づいた主順で計算される．

要なプロセスの関数化やパラメタリゼーションによって構築される．一方，農業の生産性は，環境要因だけで無く品種改良，施肥や機械の導入といった栽培技術要因の

＝

×

0

×

（1）

影響も受ける．また，こうした栽培技術は，気候や経済事情を受けて地域による違いがある．従って，評価対象

W＝ ∫

（2）

Y ＝ HI × W（3）とする空間スケールを拡大していった場合，取り扱う農業の生産性に関するデータは，圃場スケールで生じている水 ･ 物質循環と作物の応答以外の要因の影響も含んでいる可能性がある．その結果，圃場での計測結果に基づ

ここで，WUE は水利用効率（g Kg‒1），ET0 は FAO

いて構築された作物モデルをそのまま広域に適用する事

基準蒸発量（mm day‒1），FCC は植被率，HI は収穫指数，

は，モデルによる予測結果に不確実性が含まれているこ

W は水稲のバイオマス量（g m‒2），また Y は収量（g m‒2）とが予想され，地域によって変わる栽培技術要因の影響を表す．水利用効率と収穫指数は，それぞれ 4g kg‒1 と 0. 3

を新たに作物モデルに組み込む事が必要となる．

の一定値とし，FAO 基準蒸発量は FAO‒56（Allen et

そこで，本稿では，圃場での計測結果に基づいて構築

al., 1998）の手法に基づく．長期の予測を実施する際には，された作物モデルを広域に適用する第一歩として，タイ

栽 培 技 術 の 進 歩 も 収 量 の 趨 勢 に 大 き く 影 響 す る．

の国土面積の 3 分の 1 を占め，タイにおける主要な水稲

Hasegawa et al.（2008）では，栽培技術の進歩が水稲の生産地域であるタイ東北部の天水田を対象に行った地方生育に及ぼす影響を，窒素肥料投入量の増加に伴う水稲行政区分スケールへのアップスケーリング事例

群落の最大植被に現れると仮定し，最大植被率を肥料投（Hasegawa et al., 2008; Sawano et al., 2008）を通じて，入量の関数とした．なお，栽培期間中の植被率の増加速

広域へのアップスケーリングのために加えるべき視点に度は，気温と最大植被率によって表現する．また，水稲ついて考えてみたい．

の生育の進行は有効積算温度と日長の影響を表す関数に

2. 作物モデルの概要
Hasegawa et al.（2008）で用いた作物の成長を予測

よって表現する．その際，移植から出穂までは積算気温
で 1600 ℃ day（基底温度＝ 8 ℃）
，出穂から収穫までの積算温度を 1000 ℃ day（基底温度＝ 0 ℃）とした．なお，
日長は移植から出穂までの期間のみ影響するとした．

1

Forestry and Forest Products Research Institute (FFPRI)
1 Matsunosato, Tsukuba, Ibaraki, 305 ‒ 8687, Japan.
Corresponding author : 澤野真治，1 森林総合研究所
2012 年 9 月 18 日受稿，2012 年 10 月 26 日受理
土壌の物理性 122 号，45 ‒ 50（2012）

3. 広域化へのアプローチ
統計データの集計単位としてしばしば見られる地方自治体くらいの空間的な広がりで集計された収量は，その土壌の物理性 第 122 号（2012）46

領域内の様々な環境条件下にある圃場での結果を集計してもなお，圃場の環境条件のばらつきをうまく表現できている．対象とする領域が広くなるほど，こうした圃場

ない場合もある．これは，用いる GIS データセットのごとの環境条件にはより多様性が出てくると考えられ

空間解像度が，圃場一つの空間スケールよりもかなり粗る．また，これらの圃場の環境条件は気候変動などの環い場合である．これは，大陸や全球といったより広い領境変動に対しての応答が異なる可能性が考えられる．

域を対象とした場合や，より細かい土地利用形態の特徴

従って，作物モデルを用いて広域の水 ･ 物質循環が作物を有する地域を対象とした場合にしばしば見られる．

の生産性に及ぼす影響の評価や，気候変化に代表される

従って，領域内の圃場における環境条件の違いを踏まえ環境変動が作物の生産性に及ぼす影響の評価には，対象たモデル作りは，その領域の利用可能なデータセットや領域内の各圃場のばらつきを生んでいる要因を把握して圃場の空間スケールや地域的な特徴に応じてなされる事

モデルに組み込む必要がある．

が要求される．

環境条件の違いを表現する手段として，気象や土壌なモデル入力に用いる気象データは，東アングリア大学

どの GIS データセットを用いる事が考えられる．これは，

気 候 研 究 所 が 公 開 し て い る デ ー タ セ ッ ト（CRU,

データセットそのものが，降水量や気温といった気象条

Mitchell et al., 2004, http://www.cru.uea.ac.uk/cru/

件や土壌中の窒素などの肥沃度の地理的な分布を有してdata）を内挿したのち県単位の平均値として用いている．

いるからである．一方で，こうした GIS データを用いこのデータは全球の気象データを統一的手法で構築してFig. 1. タイ東北部における聞き取り調査に基づく 2004 年及び 2005 年の 2 カ年の移植日，出穂日及び収穫日における頻度分布 移植が実施された水田での結果のみを示す（2004 年
は n=106，200 年は n=83）. 図中の X はサンプルの平均値，SD は標準偏差をそれぞれ表す .
Frequency distribution of sowing, transplanting, heading and harvesting dates of thefarms surveyed in Northeast Thailand in 2004 and 2005. Only transplanted paddy ﬁelds
are shown（n=106 in 2004 and 83 in 2005），X is the mean，and SD is the standard
deviation of the dates each year.

広域評価特集

解説：圃場での聞き取り調査に基づく地域スケールの収量予測

47いるという特徴があるが，データセットの空間解像度 0. 5る水稲生産性の影響が見えなくなるのはなぜだろうか？

度であり圃場の大きさと比べとても粗い．一方，土壌の筆者らのグループは，ここに見られるギャップの原因を

肥沃度は作物の窒素含有量に影響を及ぼし，土壌の肥沃モデル化する事で，タイ東北部の県単位の水稲生産性の度の空間的な不均一性は圃場ごとの収量のばらつきに大特徴を理解する事ができると考え，そのための聞き取りきく影響する（Miyagawa and Kuroda, 1988；Homma

調査を実施した．聞き取り調査は，2004 年と 2005 年のet al., 2001; 2003）．しかし，広域を対象に限られた情報

2 カ年で実施し，タイ東北部の 19 の県のうち 11 県でのみで土壌の肥沃度が圃場毎の収量のばらつきに及ぼす

149 の農家を対象とした．聞き取り項目は主に栽培管理影響を評価する事は難しい．従って，入力データとしてに関するもので，植え付け方法，水管理手法，栽培品種

利用可能な気象データだけではタイ東北部の圃場におけ及び，播種，移植，出穂と収穫の日付である．

る環境条件の違いを表現するには不十分であり，タイ東

特徴的な結果として，栽培暦が挙げられる．播種や移北部における水稲生産の地域的な特徴を新たに抽出する植といった栽培を始める時期は地域的に大きくばらつき必要がある．

があるが，出穂や収穫といった栽培期間後半のイベント

Hasegawa et al.（2008） や Sawano et al.（2008） でが起こる時期の地域的なばらつきは少ない（Fig. 1）．こ地域スケールのモデル構築の対象としたタイ東北部は，

れは，場所によって生育期間が大きく異なる事を意味し

短い水平距離に対して標高の変化があるという微地形的ており，生育期間の違いに起因して収量も違ってくる可な特徴を有している．また，水田地帯の土地利用形態は，能性が予想される．聞き取り調査の結果では 15 の水稲

Nong と呼ばれる水平距離数百 m ほどの小流域を一つの品種が栽培されている事が確認されたが，Khao Dawk

単位として圃場群が分布し，個人は Nong の斜面方向にMali 105（KDML105），RD6 や RD15 といった比較的古対 し て 短 冊 状 に 圃 場 を 所 有 し て い る（Suzuki et al.,い 感 光 性 品 種 が サ ン プ ル の 90 ％ 以 上 を 占 め て お り，

2003）．また，水稲栽培の地域的な特徴として，灌漑設

Miyagawa（1995）や FAO（2002）といった他の報告と備の導入がなされているものの，依然として天水田の割合わせても，これらの品種は長い期間栽培され続けてい合が大きい事が挙げられる．この地域の年降水量は南西

る．Sawano et al.（2008）では水稲の感光性を考慮した部で 1100 mm，東北部で 1800 mm 程度であり，南西か

栽培暦モデルを構築しており，この栽培暦モデルと前節

ら北東に向かって年間の降水量が増加する特徴がある．

の作物モデルとを組み合わせて移植時期に対応した収量

こうした土地利用形態と降水量の分布は，微地形や降水を計算した例が Fig. 2 になる．ここでは，3 カ年の気象量に対する立地に応じて水環境の違いを生んでおり，圃

データと窒素肥料投入量を用いて計算した例を示してお場スケールでの観測研究においても，この水環境の違い

り，移植時期の違いによって収量が大きく異なり，早いが圃場毎の生産性のばらつきを生んでいることが明らか時期に移植した場合ほど栽培期間が長いことを通じて収になっている（Homma et al., 2001; Suzuki et al., 2003）．

量が大きくなる事が示されている．そのため， いつど

しかしながら，タイ東北部各県の統計収量では，降水量のくらいの面積の水田で移植を行ったのかの年変動と比較すると収量の時系列の変動は大きくなを知ることが，タイ東北部の水稲収量予測において重要

ということ

い．
タイ東北部の圃場での生産性を積み上げたデータである統計データで，圃場毎の水環境の違いによって変動す

Fig. 2. モデル計算により示される移植日の違いが水稲収量に及ぼす影響 移植日は 6 月 1 日から 8 月 31 日までとし，Khon Kean 県を対象に 1980 年，1990 年及び 2000 年の気象データ及び窒素肥料量入量を用いて計算を行った．
Simulated response of rice grain yield to transplanting
dates from June 1 to August 31 for Khon Kaen Province
in 1980, 1990, and 2000

Fig. 3. 6 月 1 日からの積算降水量で表される移植面積割合の増加 2005 年は雨季の開始の遅れにより直播圃場が2004 年より増えたため，移植面積割合の算出には 2004 年の移植された圃場の数（n=106）を元にしている．
Progress of percentage of the paddy ﬁelds transplanted
in 2004 and 2005 in 11 provinces in Northeast Thailand,
as a function of cumulative precipitation from Juneaveraged for 11 WMO stations each year. The
percentage is based on the number of farms transplanted
in 2004（n=106）．

48

土壌の物理性 第 122 号（2012）になってくる．なお，年次による収量の計算値の違いはないかということが推察される．また，移植面積割合の窒素肥料投入量の違いに起因している．

推移には傾きが異なる 3 つの領域がある．このことは，

天水田が湛水を開始する時期は当然降水パターンに依移植の進捗状況が降水だけでなく，苗や労働力の調達と存する．従って，播種や移植時期のばらつきは降水条件

いった要因の制約を受けている事を反映している可能性の違いに起因していると考えられる．タイ東北部では，がある．

北東部ほど降水量が多いという降水量の地理的な分布のこれらの結果を受けて，栽培を開始する時期である移特徴がある．聞き取り調査を行った 2004 年と 2005 年で植のイベントの降水依存性が生育期間の長さを通じて，も降水量の地理的な分布は同様であり，また栽培期間でタイ東北部の地域的な水稲生産が特徴付けられているとある 4 月から 10 月までの総降水量に大きな違いは無かっいう仮説を立て，移植面積の増加を雨季の季節進行を表たが，2004 年は 2005 年に比べて雨季の開始及び終了がす指標で表現する事とした．年々の雨季の進行は，6 月

早く，その結果 4 月から 8 月上旬までの雨季前半から中から積算降水量と 6 月からの 3 ヶ月降水量の気候値との盤にかけての降水量が多かったという降水量の季節的な比を用いて表す事とする．

パターンに違い見られた．聞き取り調査で得られたタイ
東北部の移植時期には，タイ東北部内の降水量の地理的

4. モデル適用結果及び考察

な分布の違いによらず広範なばらつきが見られた．一方

このようにして，雨季の進行に伴って移植された水田で，移植された水田の面積割合の推移は雨季前半の降水面積割合が増加する様子をモデル化することで，実際の量が多かった 2004 年の方が 2005 年に比べて早く，2 カ

県単位の収量の再現性はどのように向上するのだろう

年の降水量の季節的なパターンに起因する移植面積割合か？ここでは，2 つの条件を設けて比較することでそのの推移の違いは，移植が本格的に開始される 6 月 1 日か

効果を示す．一つ目の条件は，県の降水量が一定量に達らの積算降水量を用いる事で統一的に表現することが可し た 時 に 移 植 が 実 施 さ れ る と い う も の で あ り，

能であった（Fig. 3）．これは，タイ東北部の農家の土地

Hasegawa et al.（2008）において case1 として各県の 4所有形態と併せて考えると，それぞれの農家は微地形的

月 1 日からの降水量が 600 mm に達したときにその県でに湛水しやすい圃場から移植を始めるという水環境の立移植が一斉に実施されるとしたものである（Fig. 4 中の地条件に応じた移植スケジュールを選択しているのでは

case1）．この場合，県内部の移植日のばらつきは無視さ

Fig. 4. 1976 年から 2000 年までの降水量が異なる 4 県での統計収量及びモデルシミュレーション結果の時系
列変化 モデルシミュレーションは本文中で示した 2 つの条件での結果を示している．
Time courses for observed and simulated grain yield for 4 provinces in Northeast Thailand form 1976
to2000. The simulation was conducted for each of two cases described in the text

広域評価特集 解説：圃場での聞き取り調査に基づく地域スケールの収量予測

49

れるが，降水量の地域的な違いに起因して県毎の移植日

みで環境の影響が考慮されている．一方で，移植が実施にはばらつきが生じる．二つ目の条件は，ここで導入しされた後の期間で気象害が生じ栽培が放棄されるようなた雨季の進行に伴う移植された水田面積割合の増加のサ

場合はどのような事を考慮すべきであろうか．例えば，

ブモデルによって，県内部及び県毎に移植日にばらつき

この地域には洪水による影響も気象害の一つとして報告

が 見 ら れ る（Fig. 4 中 の case2）．この二つの条件でされている．雨季中盤から終盤にかけて洪水が起こった

1971 年から 2003 年までの期間で計算した結果が Fig. 4

場合，移植が既に終わった水田が被害を受けることにな

である．一つ目の条件で行った計算は，降水量の年変動

る．この場合，圃場において生産活動が持続可能かどうの影響を受けて推定された収量の年変動が統計収量の年かについての予測をする必要がある．例えば，水文モデ

変動と比較して大きかった．また，推定された収量の絶ルを用いて湛水している領域の推定と作付面積との間に対値は，降水量の多寡の影響を受けており，降水量がタ

一定の関係が得られた場合（例えば，Ishigooka et al.,イ東北部の中で多い北東部の Nong Khai では統計収量

2010），湛水面積を通じて作付時期，最終的な作付面積

よ り も 値 が 大 き く， 降 水 量 が 少 な い Khon Kaen やや水不足により放棄された面積といった圃場の情報を作

Nakhon Ratchasima では統計収量よりも値が小さくな

物生産の予測に役立てる事ができるようになるかもしれる傾向が見られた．一方で，移植面積変化のサブモデル

ない．このように水循環モデルと作物モデルとを，広域を導入する事で，降水量の年変動や地理的分布の影響がの作物生産に影響を及ぼす要因で統合することで，対象薄まり，降水量の年変動に比べ収量の変動が小さいといとする領域の水稲生産の特徴を踏まえることができ，気う県単位の統計収量の趨勢を良好に再現することができ候変化など未知の環境変動に対する作物生産も含んだ

た．なお，統計収量に見られる長期的な上昇トレンドは

水・物質循環のモデルシミュレーションが可能になると主に窒素肥料投入量の増加が反映している．ここで用い考えられる．

た作物モデルでは窒素肥料投入量が植被率を通じて収量

5. おわりにに及ぼす影響を取り扱っており，モデルで計算した収量も統計収量と同様な長期的なトレンドを再現することが本稿では，圃場での計測結果に基づいて構築された作

できた．このことは環境変動が作物の生産性に及ぼす影物モデルを広域に適用する第一歩として，タイ東北部の響に加え，窒素肥料投入量という栽培技術オプションに天水田を対象に行った県単位収量予測のためのアップス

よる環境変動への適応手法の効果を広域で考察する事がケーリング事例を通じて，広域へのアップスケーリング可能となる．

のために加えるべき視点について考えてみた．

タイ東北部天水田地域における圃場スケールでの観測

圃場スケールにおけるモニタリングでの結果と統計収研究では，水環境の違いが圃場毎の生産性のばらつきを量との間に見られるギャップを明らかにするために，現生んでいることが明らかになっている（Homma et al.,

地の農家への聞き取り調査を実施し，地域スケールで見2001; Suzuki et al., 2003）．圃場でのモニタリングに基たタイ東北部の天水田における水稲生産の特徴の把握をづいて作物モデルを構築する場合，例えば水環境が圃場行った．その結果，既往のモデリングアプローチよりも毎の生産性に大きく影響を及ぼす時には，水ストレスが統計収量の時系列や地理的な特徴を良好に再現すること

作物の成長に影響を及ぼす効果をサブモデルとして作物ができた．

モデルに導入するという形で，モニタリングにより得られた知見がモデル構築に反映される．

広域を対象とする場合，検証データとして統計値を用いることが一般的である．しかし，統計値の集計と圃場

一方で，タイ東北部各県の統計収量では，降水量の年でのモニタリングが同様の条件で行われているかどうか

変動や地理的な分布と比較すると収量の時系列や地域的不明である場合がある．この場合，対象領域の特徴を把なばらつきは圃場での研究結果と比べ大きくない．一般

握するための調査を別途行う必要がある．なぜならば，に，作物の統計には作付面積と収穫面積の両者が記載さ

気候変化や環境の変化といった未知の状況下における予れていることが多い．また，洪水，渇水や病虫害などが測を行う際，地域の環境に適応した栽培方法などの特徴

発生した年には，作付面積と収穫面積が大きく違う事がを踏まえること無く予測した結果は，将来起こりうる影ある．これは，収穫量の著しい低下が予想される場合に響から大きく外れている可能性を有することになるからは収穫を放棄することがあるからである．

である．

ところが，多くの作物モデル（例えば，Bouman etal., 2001）は，単位面積あたりの値を出力値として扱っており，栽培期間中の気象等の影響によって栽培面積が変化しうることを想定していない．この点について，単純に圃場スケールの作物モデルを広域に適用した場合，
仮に計算結果が統計収量を良好に再現していたとしても，得られた結果は現実と乖離している可能性を含んでいる．
ここでのアプローチは，移植の有無にかかわる要因の

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土壌の物理性 第 122 号（2012）

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旨

気候変動といった広域で起こる環境変動に対する作物の応答を総合的に評価する際に有効なツールである作物モデルを広域に適用する際に加えるべき視点について，圃場での聞き取り調査の結果から広域の収量予測モデルを構築したタイ東北部の事例を用いて論じた．
聞き取り調査により把握したタイ東北部天水田の地域的な特徴である，地域的な移植時期のばらつきが水稲の生育期間の長さを通じて収量に影響するという事を表現したサブモデルを導入することで，タイ東北部の県単位の統計収量の時系列や地理的な特徴を良好に再現する事ができた．これらのことから，対象領域を広げる際には，作物生産において対象領域内のばらつきを生んでいる要因を把握し，圃場のモニタリングを通じて得られた知見に組み合わせることが必要であると考えられる．
キーワード：作物モデル，アップスケーリング，水稲，県収量，タイ東北部

広域評価特集
解 説51
Lectures., December 2012, Vol. 122, 51 ‒ 58

流域の窒素収支と河川流出
早川 敦 1
Nitrogen budget and riverine export in watershed
Atsushi HAYAKAWA1

1. はじめにが，人間活動によって地球規模で循環量が増大し，陸域や水域の生態系の機能や構造に影響をおよぼしている

流域は分水嶺による境界が明瞭であり，一般には流域（例えば，Vitousek et al, 1997）．湖沼や河川の汚濁や温単位で水収支が閉じているため，物質の流れを把握する

室効果ガス発生といった窒素が関与する広域的問題の顕のに適している．そのため，流域は，モニタリングやモ在化に伴い流域管理の社会的要請も高まっており，流域

デリングに適したシステムの基本単位として捉えやす

スケールでの窒素循環の最適化のために，人為の影響にい．流域の物質収支を定量する基本的な方法に，物質収対する窒素動態のパターンとプロセスの変化を理解し，支法がある．物質収支法は，ある空間領域における物質

将来予測を求められることが多くなってきた（木村ら，の出入り全体を表す手法であり，現象の定量化の基礎で

2006）．こうした要求に応じるために，流域全体を窒素ある．収支を取るためには空間領域の単位時間単位面積

収支の視点で捉えることや，人間活動を含めた流域を構当たりの流れ，すなわち，流束（フラックスあるいはフ成する要素の空間的な不均質性とその結果生じる河川水ロー）が必要となる．流域の窒素収支の場合，流域とい質との関係を明らかにする必要があると考えられる．

う空間領域を対象に窒素の出入り（窒素の投入フローと持出フロー）全体を記述することになる．

本稿では，草地酪農を主体とする北海道標津川流域における著者らの研究成果を具体例に，流域の窒素循環の河川は流域の窒素を流域外部へ輸送する．河川水は，広域評価について，その手順と結果を紹介したい．まず流域を構成する要素（気候，地形，地質，土壌，植生，

はじめに窒素収支法による流域の窒素循環と河川流出の土地利用など）と要素間の相互作用を反映した広域代表

関係（Hayakawa et al., 2009）を示す．この結果を受けて，性に優れた試料であり，比較的容易に時空間的に採取可窒素の除去機構である脱窒に着目した研究例

能である．そのため，流域の窒素循環の健全性を評価す（Hayakawa et a., 2006；2012）を，最後に降雨時や融雪るために，流域構成要素（例えば，土地利用）と河川水期といった出水時の水文過程が河川水の窒素濃度におよ質との関係や，流域の窒素収支と河川流出量の関係を求めるアプローチが取られる．Howarth et al .（1996）は，

ぼす影響（Jiang et al., 2010；2012）について紹介する．

流域を対象とした窒素収支の概念を提唱し，北大西洋に流入する 16 河川流域において，流域の窒素収支である

2. 流域の窒素循環と河川窒素流出
2. 1 標津川流域の窒素収支の見積もり

正 味 の 人 為 窒 素 投 入（Net Anthropogenic Nitrogen

標津川流域のある北海道東部は日本最大の酪農地帯であInput；NANI）が，河川流出窒素量と正の関係にあり，る．流域の年降水量は約 1150 mm，年平均気温約 5 ℃

その回帰式の傾きから NANI の 25 % が河川を通して流であり，土壌は黒ボク土を主体とし，下流の低地帯には出したと報告した．それ以降，流域窒素収支と河川流出

灰色低地土や一部に泥炭が分布している．流域（679に 関 す る 多 く の 報 告 が あ る（ 例 え ば，David andkm2）の土地利用は，森林 45. 6 %，農地 51. 4 %，市街地

Gentry, 2000；McIsaac et al., 2002；Boyer et al., 2002,

1. 4 %，荒地 1. 6 % であり，農地の 95 % 以上を牧草地が2006；Hayakawa et al., 2009；Kimura et al., 2012）．流

占め，草地あたりの家畜密度は 1. 7 頭 ha 1 である（Woli

域の窒素収支は，人間活動が流域の窒素循環をどのよう

et al., 2004）．標津川中下流部には中標津町市街地があに変貌させてきたかを定量的に表し，流域の窒素負荷緩り，人口（24000 人）の大部分が集中する（Fig. 1）．

‒

和策を提案する際の貴重な情報源となりうると考えられ流域の窒素循環は，Howarth et al.（1996）の窒素収ている（David and Gentry, 2000；Boyer et al., 2002）．

支 法 を 一 部 改 良 し て 見 積 も っ た（Hayakawa et al.,

窒素は生態系に最も不足しがちな元素の一つである

2009）．流域には人間活動に伴って投入される窒素フロー

Faculty of Bioresource Sciences, Akita Prefectural University
Kaidobata-Nishi 241 ‒ 438, Shimoshinjo ‒ Nakano, Akita, Akita,
010 ‒ 0195, Japan.
Corresponding author : 早川 敦，1 秋田県立大学生物資源科学部
2012 年 9 月 18 日受稿，2012 年 10 月 17 日受理
土壌の物理性 122 号，51 ‒ 58（2012）と持ち出される窒素フローがある．投入フローは，化学肥料，マメ科作物による窒素固定，大気降下物，輸入食料と飼料である．一方，持出フローは，輸出食料と飼料である（Howarth et al., 1996）．投入と持出の窒素フローの差分が収支であり，流域における窒素の過不足を表す．

土壌の物理性 第 122 号（2012）

52

Fig. 1

標津川流域における土地利用と河川水の採水地点．

本 稿 で は こ れ を 純 窒 素 投 入 量（Net Nitrogen Input；

や家畜ふん尿から発生するアンモニアは，乾性および湿NNI）として表現する（式１）．

性の降下物として発生源近傍に再沈着する割合が高いため（寶示戸ら , 2006a，寶示戸ら , 2006b），揮散したア

NNI = 窒素固定 + 化学肥料 + 窒素降下物 + 輸入食料・

ンモニアの全てあるいは大部分が流域内に再沈着する

飼料 − 輸出食料・飼料 − 人間の収支− 家畜の収支…

循環フロー

式１

Howarth et al., 1996; Boyer et al., 2002）．本研究では，と 仮 定 さ れ る 場 合 が 多 い（ 例 え ば，

農地で発生したアンモニアは全て農地に再沈着すると仮ここで，人間の収支と家畜の収支は，それぞれ人間と家定し，農地から離れた流域内 5 地点で測定した溶存無機

畜の窒素の出入りから計算され，体への蓄積，すなわち態窒素降下量の平均値を窒素降下物量とし，全て流域外

増 体 量 を 表 す と 考 え， 持 ち 出 し と し て 計 上 さ れ る部からのインプットと仮定した．開放系である流域にお（Hayakawa et al., 2009）．

いて，大気を経由してきた窒素の由来（内部負荷なのか

流域は，農地系，家畜系，市街地系，そして森林系の外部負荷なのか）を区別するのは困難である．

4 つのサブシステムからなると考えることができ，NNI

このように，流域スケールの窒素収支研究では，多くはそれら個々の系の窒素収支の合計としても表すこともの仮定をせざるを得なかったり，フローを見積もるためできる（式２，詳細は，Hayakawa et al., 2009）．

に必要な統計資料や原単位（例えば，家畜 1 頭あたりのふん尿窒素発生量など）などのデータセットに信頼性のNNI = 森林余剰窒素 + 農地余剰窒素 + 市街地余剰窒素限界があり，見積もりの不確実性が常に伴う．見積もり+ 家畜の廃棄ふん尿 …式２の不確実性を削減するためには可能な限り現場に近いデータを入手することが必要である．例えば，標津川流

この流域の収支モデルでは，人為起源の窒素，とりわけ，域では，化学肥料施与用量，牧草の窒素含有率，草地の食糧の生産と消費に伴う窒素のみを考慮し，森林の窒素

マメ科植物の面積率などについては，農業試験場が当該

固定，雷などの自然起源の窒素はバックグラウンドとし，地域で実施した広域観測の実測値を引用したり，窒素浄

収支計算に含まない．また，年間の時間スケールでみた化量を試算するために，下水処理場の水量と水質の実測

土壌窒素の正味の変化（土壌中の有機態窒素の増減）は値を関係自治体の水道局から提供いただいたりして，現ないと仮定している（Howarth et al., 1996）．化学肥料

場の実測値の入手に努めた．現場の実態やデータの所在広域評価特集 解説：流域の窒素収支と河川流出

53に詳しい地元の研究者や技術者，農業従事者との情報交スが小さくかつ正確に窒素流出を予測できるモデルの一換が重要である．

つ で あ る と 報 告 さ れ た（Alexander et al., 2002；

2. 2 河川窒素流出量の見積もり

McIsaac et al., 2002）．このように，実測データの蓄積

標津川流域では，流域の農地の割合が異なるように A，2

2

によって単純な流域窒素収支モデルの妥当性が確認され

B，C，D，E の 5 流域（流域面積 2. 9 km から 679 km ）てきたとともに，こうした経験式から生態系の窒素負荷（Fig. 1）の定点観測地点を設定し，平水時，降雨時およに対する閾値も提唱されるようになった．

び融雪期の採水および水位観測を行った．河川水の採水

2. 4 流域の窒素管理

は，平水時には手採水で，水質変動の著しい降雨時と融農業における窒素の管理は，農家の生産性と経済性を

雪期には自動採水器を使用して行った．一方，河川流量

決 定 し， 環 境 に も 影 響 を お よ ぼ す（Oenema andの連続値は，予め実測して得られた河川水位と河川流量の関係式（H ‒ Q 式）に，連続測定した水位の値を代入

Pietrzak, 2002）．したがって，流域全体というマクロなして求めた．A 流域では，国土交通省の水文水質デー
タベースと釧路開発建設部が作成した H ‒ Q 式を利用し管理について言及する必要があるだろう．NNI と窒素流量の連続値を得た．窒素流出量は，流量と負荷量の関係式（L ‒ Q 式）に流量の連続値を代入して見積もった．

として収支をみただけでも重要なことが指摘できるが，窒素の流れを把握する広域評価の結果からも流域の窒素流出の関係で見たように，流域内部をブラックボックス
フローを整理することで流域の窒素循環の特徴を抽出で2. 3 標津川流域の窒素収支と窒素流出の関係

き，流出に寄与しうる主要なフローや今後精査すべきフ

見積もりの結果，標津川流域の 5 流域の全窒素（TN）

ローの優先順位を指摘することができる（David and

流出量は NNI と正の関係にあり，回帰式の傾きは 0. 27

Gentry, 2000）．

であった（Fig. 2）．この結果は，人間活動が明らかに河例えば，標津川流域では，輸入飼料が最大の窒素源で

川窒素流出量を増大させ，その量は NNI のおよそ 27 %あり，その結果，農地の窒素吸収量を上回る家畜ふん尿に相当したことを示している．残りの NNI はミッシン

由来の窒素が発生し，NNI を増大させる要因となってグ窒素と呼ばれ，土壌や植物（樹木）への蓄積，根圏以いた．化学肥料は第二の主要な窒素源であり，投入フロー

深への浸透，脱窒などと考えられている（Howarth etの 37 % に相当した．一方，流域内部で生じる人間のしal., 1996；Van Breemen et al., 2002）．最近では，北東

尿発生量は NNI の 2 % 相当にすぎない上，下水処理場

2

2

アメリカとヨーロッパの 16 km から 279000 km の 154

においてその 54 % が除去された．したがって，標津川流域において，NNI（NANI）と河川窒素流出の関係性

流域では，家畜の飼料とふん尿，化学肥料の管理の適正‒2が 検 証 さ れ，NANI が 1070 kg N km （10. 7 kgNha ‒ 1）を上回ると回帰式の傾きが大きくなり，ここで化に焦点を当てるべきであり，それらの効率的な利用はも NANI の 25 % 相当が河川流出したと見積もられてい摘できるだろう．

流域全体の NNI と窒素負荷の低減につながりうると指る（Howarth et al., 2012）．NANI による簡易な窒素収一方で，流域窒素収支のような簡易なモデルで指摘可支モデルは，複雑なプロセスモデルと比較して，バイア

能なのはこの程度であり，具体的な管理の提言はできな
い．具体的な提言には，現地での詳細な実証試験との組
み合わせが不可欠である．例えば，当該地域のチモシー・
シロクローバ集約放牧草地では，草地の化学肥料の窒素
‒

‒

‒

‒

施用量を 80 kg N ha 1yr 1 から 40 kg N ha 1yr 1 に低減
しても，牧草の生産性，草種構成，土壌の化学性を良好に維持できた（酒井ら，2004）．この値を引用し，本収支モデルで使用した草地の化学肥料施用量 63 kg N ha
1

‒1

‒1

‒

‒1

yr を 40 kg N ha yr に低減しても牧草の生産性が維持されたとすると，流域の NNI は 23 % も低下することになる．オランダの研究農場「De Marke」では，適切な窒素の管理を施すことで，作物収量と牛乳生産量を維持したまま化学肥料と輸入飼料を低減できた（Aarts
et al., 2000）．一般に，農家レベルの窒素の利用効率（生産物窒素／農家投入窒素）は個々の農家で大きくばらつ
くために（Ondersteijn et al., 2002），窒素を有効に利用する生産体系を構築する余地が残っていると思われる．
モデルによって現実的な削減効果を提示するために，窒素の管理が詳細に把握可能な農場や圃場スケールにおいFig. 2 NNI（net nitrogen input）と河川窒素流出量の関係（2003 年および 2004 年のデータ）．破線は 95 % 信頼区間を表す． A , B , C , D , E は流域名を表す．TN, 全窒素．
（Hayakawa et al.（2009）を一部改変）て，現地で受け入れ可能な実用技術や削減策につながる
長期的なモニタリング研究を地道に進めることも一方で

土壌の物理性 第 122 号（2012）

54

重要である．

3. 流域の脱窒能
3. 1 河畔林，湿地の窒素除去能〜流域間の比較〜
河川流出以外の NNI の行方の一つと考えられている
脱窒は，その潜在的な量の大きさや生態系からの窒素の除去という観点から，この数十年の間，精力的に研究が進められてきた．脱窒は，嫌気環境において，分子状酸
素の代わりに窒素酸化物が使われて有機物が二酸化炭素に酸化される微生物の呼吸形態の一種であり，このとき，‒

NO3 は最終的に N2 ガスまで還元される．そのため，脱‒窒を制御する主要な因子は，有機物と NO3 の供給，嫌気環境ということができる．河川と陸域の境界である河畔域は，その水文学的および生物学的プロセスの相互作用から，洪水緩和，堆積物の堆積作用，多様な生物の生息域，河川生物へのエネルギーや物質供給，窒素の面源
汚染の緩和といった役割を持ち（Naiman and Decamps,
1997），窒素循環の側面では，特に脱窒に焦点が当てられてきた（例えば，Hill, 1996）．脱窒能については，河川だけでなく，湿地や池の堆積物も高いポテンシャルを持つとされている．流域内のこのような脱窒の場が，NNI に対する低い河川流出割合やその流域間差をもたらしている可能性がある．そこで，河川流域間の土壌のFig. 3 別寒辺牛川流域と標津川流域における農地率と濃度の関係．エラーバーは標準偏差を表す（n = 4）．（Hayakawa etal., 2006）

Fig. 4 3 つの土地利用における土壌の脱窒能．B̲ は別寒辺牛川流域を，S̲ は標津川流域を表す．
横軸の数値は土壌の採取深度を表す．エラーバーは標準偏差（n = 3）を表す．
（Hayakawa et al.,2006）

広域評価特集 解説：流域の窒素収支と河川流出

55

脱窒能力を比較するために，標津川流域の対照として別蛇行した自然河川と周辺に拡がる湿地の有無である．別

寒辺牛川流域を選定し河川水質と脱窒能の比較を行った

寒辺牛川流域には，蛇行した別寒辺牛川の中流から下流（Hayakawa et al., 2006）．

域にかけて別寒辺牛湿原が広がっているのに対し，標津

別寒辺牛川流域の気象条件，牧草地主体の農地利用形

川流域は，戦後，治水と農地開発を目的とした河道の直態，家畜飼養密度，黒ボク土主体の土壌型は，いずれも線化と湿地の草地化が進行し，下流域に広がっていた蛇標津川流域と類似している．流域間で大きく異なるのは

行河川と湿地帯はほぼ消失した（中村，2003）．両流域における蛇行河川と湿地の存在の違いは，土壌の脱窒能や河川水質にも影響していると予想された．
そこで，まず，河川水の採水地点を土地利用面積割合が異なるように流域内に 20 数地点選定した（Fig. 1）．
別寒辺牛川流域でも同様に設定した．この手法は，土地利用の河川水質への影響評価や汚濁の点源の検出の際に
用 い ら れ る 広 域 評 価 手 法 で あ る（ 例 え ば， 田 淵 ら，
1995；Woli et al., 2004）．次に，流域を代表する土地利用である草地とそれに隣接する河畔域，湿地の土壌を深
度 別 で 採 取 し， 土 壌 の 脱 窒 能 を ア セ チ レ ン 阻 害 法（Tiedje, 1994）により測定した．集水域の農地の割合は，‒河川水 NO3 濃度の第一義的な支配要因であった（Fig.
3）．しかし，回帰式の傾きは別寒辺牛川流域で有意に小‒さく（ < 0. 05），同一農地率に対する NO3 濃度は，別寒辺牛川流域で 24 % 低いことを示した．別寒辺牛川流域と標津川流域の農地余剰窒素の違いは 6 % 程度であFig. 5 土壌の脱窒能（DP）と含水率，水溶性有機炭素含量（WESOC）の関係．エラーバーは標準偏差（n = 3）を表す．
（Hayakawa et al., 2012）

り，回帰式の傾きの違いを説明できるほどの差はなかった．また，希釈効果の尺度になる比流量も両流域とも同

Fig. 6 標津川流域における（a）河川水 NO3− 濃度（mg N L − 1）/ 農地率（%）と（b）3 つの土地利用の脱窒能（DP； kg N ha − 1 m − 1 d − 1）の空間分布．（Hayakawa et al., 2012）

土壌の物理性 第 122 号（2012）56程度であったため，別寒辺牛川流域で希釈効果が卓越し大きいことから（Hatano et al., 2005），水文プロセスがていたわけでもなかった．したがって，流域間の回帰式

窒素濃度の時間変動におよぼす影響を把握することが必‒の傾きの違いは，NO3 の除去作用によるものと考えら要である．ここでは，まず標津川流域の最下流地点 Aれた．土壌の脱窒能は，湿地，河畔林で高く，特に別寒における降雨イベントの水文・水質解析例（Jiang et al.,

辺牛川流域で 1 から 2 オーダーも高かった（Fig. 4）．こ2010）を紹介する．

れらのことから，流域の水環境を反映した河畔域や湿地

降雨イベント時の懸濁態と溶存態の窒素は，異なる濃の脱窒は，河川水質を制御しうる重要なプロセスである

度変動パターンを示した．すなわち，懸濁態窒素の濃度ことが示唆された．こうした流域内における脱窒の ホッ

は，いずれの降雨イベントにおいても時間と水位の関係

トスポットの位置を予測し定量化することは，広域のを示したハイドログラフのピークと同調して上昇し，流窒素循環モデル作成の挑戦的な課題である（Burt et al.,量に対して時計回りのヒステリシスを示したのに対し，

2010）．

溶存態の窒素，特に NO3 濃度は，降雨履歴に依存し，‒

3. 2 河畔林の空間配置の重要性〜流域内の比較〜

降雨イベント間で異なるヒステリシスを示した．懸濁態

景観の空間配置は，堆積物の質や構造，土壌組成や水

窒素は，降雨イベント前半の短期間のフラッシュ流出で分含量を決定しうるため，窒素の動態も制御している可あったことから，主に地表面流去に伴う土壌侵食由来と能性がある．ここでは，景観の空間配置を表すパラメー考えられた．一方，NO3 については，地下水位とケイ

タとして標高に着目し，標津川流域の主要な土地利用形

酸濃度の変動パターン，土壌中の NO3 含量の鉛直分布

態である草地，防風林，そして河畔林の脱窒能が標高に結果と組み合わせることで，土壌表層に存在する比較的

よってどのように異なるか検証した（Hayakawa et al.,

高濃度の NO3 が，降雨による地下水位の上昇に伴い，

2012）．

主に浅層地下水流として流出したと推察された．このこ

‒

‒

‒

脱窒能は，土壌の含水率と水溶性有機炭素含量が高まとから，窒素流出の抑制を考える場合，窒素の形態で異ると上昇し，特に河畔林土壌においてその傾向が顕著でなる流出経路をとることに配慮する必要があることが示あった（Fig. 5）．表層土壌の粘土含量，含水率，水溶性

唆された．

有機炭素含量は標高の上昇とともに低下しており，その集水域の農地面積割合は河川水の窒素濃度を決定づけ

結果，標高の低い下流の河畔林の脱窒能を上昇させたとる一方（Fig. 3），地形は水文プロセスを制御しうる．し考えられた．しかし，標高の低い草地や防風林の土壌で，たがって，水文プロセスと窒素の流出メカニズムは，集脱窒能が特に高かったわけではなかった．すなわち，河水域の土地利用と地形を反映して集水域により異なると畔 林 の 土 壌 は， 河 畔 域 自 体 の 地 形（Vidon and Hill,

考えられる．続いて，流域の土地利用と地形の組み合わ2004）だけでなく，上流から下流に至る標高に起因した

せが出水時の窒素流出にどのように影響するかについ

河川の水文プロセスの影響を強く受けるため，その窒素て，標津川流域内の 3 つの小流域で観測した事例（Jiang

動態も，流域内の空間配置に鋭敏であったと推測された．

et al., 2012）を紹介する．3 つの小流域は，急な勾配下

前項で確認されたように，集水域の農地率が河川水にある上流の森林主体の流域（FW），草地主体の平坦‒，農地
NO3 濃度の主要な制御因子であったが（Fig. 3）‒な地形の農業流域（AW），そして農地と森林が混合し‒た流域（AFW）である．降雨イベントによる NO3 濃率に対する NO3 濃度の比は下流ほど低くなる傾向にあった（Fig. 6 ‒ （a））．一方，河畔林土壌の脱窒能は標度の変動のパターンは，土地利用と地形の組み合わせに高が低いほど高くなったことから（Fig. 6 ‒ （b）），標高

よって異なった．すなわち，FW では，ピーク流量前に‒‒の低い下流に位置する河畔林の脱窒が河川水 NO3 濃度

NO3 濃度のピークが現れるの低下にも寄与した可能性があった．こうした河畔域のに検出され，急な勾配を反映した速い浅層地下水流の流空間的な配置が陸域からの窒素の輸送や形態変化，そし出によると推察された．一方，AW では，ピーク流量て脱窒にどう影響をおよぼすかについては，研究事例は以降に NO3 濃度のピークが現れ，緩やかに低下していほとんどなく，今後さらなるデータの蓄積が必要である

くと考えられる．また，流域窒素動態のモデル化の際には，な地形を反映して，浅層地下水流の NO3 流出への影響

陸域と水域の間の河畔域という小さな領域について，そも緩慢であったと考えられた．AFW でも降雨イベントの流域内の空間配置に配慮する必要が示唆された．

時にはピーク流量以降に NO3 濃度のピークが現れたが，

4. 出水時の水文プロセスと窒素の流出
前項までは河川水の窒素濃度や脱窒能の空間的な不均質性に焦点を当ててきたが，時間的な変動にも着目する

フラッシュ現象が顕著‒

緩慢型フラッシュ現象が観測され，草地の緩やか‒‒

融雪期にはピーク流量前に顕著な濃度上昇が観測され，土壌の凍結融解に関与する現象と考えられた．

5. おわりに必要がある．窒素の形態変化に関わる水分条件を左右し，流域の窒素収支研究は，陸域で生じた NNI の 25 % 程

窒素の輸送体として作用する水文プロセスは，河川水の度が河川を通して流出することを定量的に明らかにして窒素濃度の重要な制御因子である（例えば，大手と徳地，きた．流域の窒素収支に含まれるあらゆるフローが不確

2010）．降雨時や融雪期などの出水時は，平水時と比較実性を含むものの，流域の窒素収支研究は，定量的な評して窒素濃度の変動が大きいとともに量的な流出寄与も価に有用な知見を提供してきたと言える．北東アメリカ

広域評価特集 解説：流域の窒素収支と河川流出やヨーロッパに見られるように，日本各地でも既往のデータを整理し，我が国の流域の NNI と窒素流出の関係性を浮き彫りにすることが必要ではないだろうか．そこには，急峻な地形や土壌，モンスーンアジア特有の気候や水田の土地利用を反映した日本の窒素循環の特徴が現れるかもしれない．
NNI の河川窒素流出以外の行方（脱窒なのか貯留なのか）については，現在も定量的にはほとんどわかっていない．今回紹介した脱窒能はポテンシャル値であり，対象深度も高々 1 m 程度であるため，流域スケールの現実の脱窒量と単純に関連づけることはできない．とはいえ，土地利用による脱窒能の相対的な大きさの違いや，河畔域の空間配置と水文プロセスとの関わりの重要性を示すことができ，こうした知見の蓄積が広域モデルの改良に寄与すると期待される．近年では，炭素以外の電子供与体（例えば，還元型の硫黄）の脱窒への寄与も指摘され，脱窒を介した元素間の循環のリンケージも注目されている（Burgin et al., 2011）．広域スケールにおける
脱 窒 の 予 測 精 度 の 向 上 は，NNI， 水 文 地 質（hydrogeology）あるいは水文土壌（hydropedology），
および脱窒の電子供与体（C，S など）の三次元分布をいかに高解像度で簡易に把握するかに依存すると考えられる．今回触れていないが脱窒以外の行方（貯留や遅延）についても実態把握が求められる（江口，2012）．
窒素の輸送と貯留，形態変化に関わる水文プロセスについては，流域の出口はもちろんのこと，河畔域を含めた流域内の複数地点で河川水位および地下水位を観測しておくことが必要だろう．降雨時の速い浅層地下水流と‒して流出してしまう NO3 の脱窒による除去は難しいと考えられるが，一方で，降雨によって上昇した地下水は，‒

NO3 や有機物が比較的豊富にある土壌表層付近に嫌気環境を形成し，脱窒を促進させる可能性がある．農地において降雨後に脱窒由来と考えられる突発的な亜酸化窒素の放出が見られることはよく知られているが，河畔域での観測事例は少ないと思われる．
こうしてみてみると，窒素循環の広域評価のために，一方では広域代表性に優れる試料を如何に採取するのかを求められ，他方ではホットスポット・ホットモメントのような微小な空間での動態やスパイク的に生じる瞬時の動態の把握といった相反する要求にモニタリング屋は応えなければならないことがわかる．様々な手法を駆使した戦略的なモニタリングを実施してデータを蓄積し，広域のモデルへ反映することが望まれる．

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旨流域の窒素収支研究は，陸域で生じた純窒素投入量（NNI）の主要な輸送経路が河川であり，その割合
は NNI の 25 % 程度であることを定量的に明らかにしてきた．NNI の河川窒素流出以外の行方（脱窒
なのか貯留なのか）については，現在も定量的にはほとんどわかっていないが，窒素収支法，河川水質および脱窒能の空間的な把握，そして水文解析を組み合わせることで，河畔林や湿地の脱窒が河川の窒素流出におよぼす影響が少しずつ理解されてきた．人間活動による流域の窒素の動態とパターンの変化を捉えるために，様々な手法を駆使した戦略的なモニタリングを実施してデータを蓄積し，広域のモデルへ反映されることが望まれる．
キーワード：窒素循環，脱窒，硝酸性窒素，河畔域，水文プロセス

講座.，December 2012，Vol. 122，59 ‒ 69

Lectures59

古典を読む

Edgar Buckingham 著「土壌水分移動の研究」
宮﨑 毅 1「Studies on the Movement of Soil Moisture」
published from U. S. Department of Agriculture，Bureau of Soils‒Bulletin No.38，in 1907.
Tsuyoshi MIYAZAKI1

1. はじめにその要約を記しておきたい．Buckingham は，1867 年 7月 8 日ペンシルバニア州フィラデルフィアで生まれた．

土壌物理学者の間では，Buckingham の名前は広く知1887 年（20 歳）にハーバード大学物理学科を卒業し，れ渡っている . それにも関わらず，彼が何を成し遂げた

フランスのストラースブール大学やドイツのライプチッのかを正確に伝えている論文や著書は意外と少ない . ま

ヒ大学の大学院に在籍し，1893 年（26 歳）にライプチッ

してや，大学の教室で正確に語られているか，著者自ら

ヒ大学で Ph.D を取得した．ライプチッヒ大学での指導の経験を踏まえると，誠に心許ない．一方で，あの難解

教員は，希釈率の発見で有名となり 1909 年にノーベル

な「Buckingham のパイ定理」を世に送り出したのも同化学賞を受賞した Wilhelm Ostwald であった．余談でじ人物であることを，土壌物理学者としては誇らしくあるが，ライプチッヒ大学は，森鴎外が留学（1884 年頃）

思 っ て い る こ と も 事 実 で あ る． そ こ で， い っ た い

した大学として日本人にも知られている．さて，Ph.D

Buckingham とは何者なのか，どういう研究を成し遂げ

取得後アメリカに戻った Buckingham は，大学で物理た人なのか知りたいという衝動に駆られた．筆者がその化学や物理学を教えたり，熱力学の教科書を出版したりような思いを起こしたのとほぼ同時期に，Soil Sci. Soc.

した．その後，大学を離れて会社に就職して鉱山関係の

Am. J.（2005）に「Edgar Buckingham の土壌物理学へ

仕事に従事，Elizabeth Holstein との結婚を経てウィスの貢献」という論文が掲載された．著者は，バージニア

コンシン大学で 1 年間研究した．ここまでに，土壌物理

州レストンに本部を置き，9000 人以上の職員を擁する学に貢献した様子は見られない．

アメリカ地質調査所（USGS）の研究員 John R. Nimmo

Buckingham が土壌物理学に参入したのは，1902 年かと Edward R. Landa である．彼らの Buckingham 研究

ら 1906 年までの 4 年間，アメリカ土壌局（Bureau ofは徹底しており，とてもかなうものではないので，本稿

Soils，BOS）に所属した期間であった．年齢は 35 歳かでは彼らの論文を通じて知り得た事実を適宜使わせていら 39 歳までという研究者としてピークの時代だったか

ただく．さらに，本稿執筆過程で，カリフォルニア大学もしれない．BOS で与えられた研究課題は土壌中のガス

バ ー ク レ ー 校 の T. N. Narasimhan 教 授 に よ る，と水の動きに関する問題であり，この間に USDA 土壌

Buckingham に 関 す る 2 本 の 論 文（Vadose Zone J.，

局紀要として 2 本の論文を書いた．その 2 本目が，有名

2005，2007） の 存 在 を 知 り， 意 を 強 く し た． た だ し，

な「土壌水分移動の研究」（1907 年出版）である．ちな

Buckingham の原著論文に関するコメントや感想など

みに，1 本目の論文タイトルは「土壌通気に関する知識は，できるだけオリジナルな記述を行ったつもりである．

への貢献」（1904）である．この 1 本目の論文では，土2. Buckingham 個人史

壌呼吸，土壌ガスの移流と拡散，気圧変化によるガス移
動・ガス交換などについて議論を展開し，実に生き生き

Nimmo and Landa（2005）は，
Buckingham の生涯を，とした誇らしげな記述であったという．この中で，土壌写真や年表を利用して詳しく紹介している．ここでは，のガス拡散係数は土壌構造，土壌圧縮，含水比などに依存せず，土壌の気相率のみによって決まることを，実験

1Professor Emeritus at the University of Tokyo，President of theJapanese Institute of Irrigation & Drainage，1 ‒ 21 ‒ 17 Toranomon
NN building，Toranomon，Minato-ku，Tokyo，105 ‒ 0001，Japan.
Corresponding author：宮﨑 毅，東京大学名誉教授，一般財団法人日本水土総合研究所理事長
2012 年 9 月 28 日受稿，2012 年 10 月 31 日受理
土壌の物理性 122 号，59 ‒ 69（2012）

データによって示していたというから，今日的に見ても優れた論文であったに相違ない．また，「土壌中のガス
移動は，気圧変化と拡散によって生ずるが，拡散移動が支配的である」という，今日の土壌物理学テキストによく記載されている知識は，すでにこの Buckingham の論

土壌の物理性 第 122 号（2012）

60

文に記述されているものとほとんど同じであるという．

批判（特に査読において）にさらされる．

1906 年 に BOS を 去 っ た Buckingham は， そ の 後

Cameron という上司は，「土壌水分移動の研究」とい1937 年に定年退職するまでの 31 年間，アメリカ国立標う論文について，基礎的な理解ができず，稚拙な質問状

準局（National Bureau of Standards，NBS）の研究員

を Buckingham に送り付けた．たとえば，密閉した容として在職し，その間に次元解析の相似則を求めるため器内に自由水を張り，2 本の高さの異なる土柱をその中の手法である「パイ定理」を発表した（Buckingham，に立てた場合，平衡状態では高さの異なる土柱表面の水1914）．なお，NBS はその後改組して，現在はアメリカのポテンシャルが異なることについてどうしても納得で

国立標準技術研究所（National Institute of Standards

きないというのである．密閉容器中の平衡蒸気圧は一定

and Technology，NIST）となっている．ちなみに，かなはずだから，水蒸気がポテンシャルの低い（つまり背つての日本の工業技術院（MEL）とこれを改組した現の高い）土柱表面に凝縮して水分増加を起こし，これが在の産総研（独立行政法人産業技術総合研究所，AIST）

循環することになるので，永久機関ではないか，と騒いが，これらと類似した組織である．1937 年に NBS を定だのである．しかし，平衡状態では，系内の水の全ポテ

年退職した Buckingham（70 歳）は，その後も研究活

ンシャルが等しいのであって，位置のポテンシャルが異動を続けたが，1940 年ワシントン DC にて逝去した．

なる分だけ土柱水のマトリックポテンシャルに差が表れ

享年 73 歳であった．

ることは当然だし，自由水面に接する水蒸気の全ポテン

3. BOS の不愉快な 4 年間

シャルも各高さの土柱表面の水と平衡しなければならな
い．Buckingham は質問形式での Cameron の手紙を相Nimmo と Landa（2005）によると，1902 年から 1906

手にしなかったが，こうしたやり取りが，論文の公表を年まで 4 年間の BOS 時代，Buckingham は上司にあた

著しく遅らせることになり，Buckingham は辟易としてる研究者の無理解や的外れの批判にかなり苦しめられ，いたようである．

あまり楽しい研究生活を送ることができなかったようで

Whitney という局長は，高圧的で多くの人と摩擦をある．彼を苦しめた 1 番目は，King という年長研究者

起こし，しかも常に勝ち抜いて土壌部門長の座を温め続の公然とした批判活動，2 番目は Cameron という上司けた人物と評されている．この人は，土壌物理学に味方の 理 解 力 不 足 に 対 す る 煩 雑 な 対 処， そ し て 3 番 目 はする人であり，Buckingham の研究に対しては好感を

BOS 局長である Whitney という人物の高圧的な横暴で持っていたが，一方で当時在籍していた土壌物理学者ある．

Lyman Briggs を激しく非難し，ついに BOS から追いKing は，
上記土壌局紀要 1 本目の論文（1904）に対し，出してしまった．Buckingham に対しては，論文「土壌わざわざ Science 誌に Comment 論文（1905）を投稿し水分移動の研究」の原稿を提出したとたん，この結論部て Buckingham 批判を展開した．曰く「少数の実験デー

分 は 書 か な い ほ う が 良 い， と 削 除 を 求 め た．

タのみに基く数式いじりである」「フィールドでは一度

Buckingham は面倒臭くなって，これに従い，この論文

たりとも検証されていない」などであった．King は，が出版される前年の 2006 年，さっさと BOS から出て穀物収量は土壌肥料に支配されると考える立場の研究者

いってしまった．なお，後日，この削除された手書き論であったので，土壌の物理性を重視する研究に対して非文が発見され，Nimmo and Landa は，それを活字にし常に批判的だった．この King は Whitney 局長と対立して全文紹介した．本文でも，最後にこの結論部分の訳文て追い出された人物である．ところで，Buckingham に（意訳）を記載する．

向けたこの King の批判，筆者自身も似たような批判をこうして，遅れ遅れになった論文「土壌水分移動の研浴びたことがある．土壌物理論文は，しばしばこの種の究」は，1907 年，ようやく出版されたが，このとき，Table 1 用語の対照表（Nimmo and Landa（2005）の Table1. を和訳したもの）

Buckingham の使用用語対応する現代用語

capillary potential ψ

マトリックポテンシャル

ψcapillary conductivity λ

不飽和透水係数transpiration

全圧勾配によるガスの粘性移流

transpiration constant

移流係数

current

フラックス

rinsing

通気（エアレーション）

carbonic acid二酸化炭素

porosity

気相率K

講座：「土壌水分移動の研究」

61

すでに Buckingham は BOS を去っており，二度と土壌物理学に戻ってはくれなかった．査読が重要な論文の出版を遅らせる原因となる経緯は，今に始まったことではないのである．

4. 論文「土壌水分移動の研究」
USDA 土壌局紀要第 38 巻（1907 年）にやっと掲載されたこの論文の表紙には Whitney 局長の名前があり，巻頭言は Cameron が土壌中の不飽和水分移動研究の重要性を記述している．当時の BOS の人間関係をみると，
Buckingham の論文にさんざん難癖をつけた上司が，ひとたび印刷出版が決まるや論文の冒頭に自分の名前を記載させる，といった構図だったのだろうか．この論文の発行前に BOS を去ってしまった Buckingham の気持ちもわからぬではない．
それはさておき，論文の構成を見てみよう．A，B，C 3 部構成となっており，A は「土壌表面下からの直接蒸発による水分消費」，B は「乾燥条件および湿潤条件
における土壌乾燥」，そして C は「土壌の毛管現象」でFig. 1

Buckingham の蒸発実験推定図

ある．原稿では D「結論」が付いていたが，WhitneyFig. 2 441 日間の容器底部の水道水減少量（A, B），カラム全体の減少量 (C, D)，両者の差し引き増加量（E, F）．E, F は土壌中の水分増加量を表している (Buckingham 1907,
Figure 2)．
Loss of water from below 12-inch layers of soil.

土壌の物理性 第 122 号（2012）62

により削除を命じられたことは，前述した．ここで，本正の値となったことが考察されている．また，A，B 間，

文に入る前に，Buckingham が用いた用語と現在我々がC，D 間，E，F 間の差は，土壌の緩詰めと密詰めの差に用 い て い る 用 語 の 対 照 表（Table 1） を，Nimmo andよって生じたものであり，緩詰めだと蒸発速度が遅いこ

Landa（2005）に習って表示しておく．原著論文を読みとを示そうとしたようである．

解く際，現代用語との違いに注意する必要がある．

Buckingham は，この他に類似した実験を 3 種類行い，以下に，各章の内容を紹介する．

合計 4 種類の蒸発実験からこの章の最終結論を得た．そA. 土壌表面下からの直接蒸発による水分消費

れは，蒸発速度というものは土壌の種類，土壌の乾燥密

Buckingham は，この記述に 10 ページを与えている．

度，初期含水比，カラム内の土柱長さ，などによって支

ここで面白いのは，「土壌表面からの蒸発」と記述せず，「土

配されること，そして，土壌表面の乾燥層がマルチ効果

壌表面下から（from points below the surface）の蒸発」

を持っていること，などであった．

と書いているところである．つまり，土壌からの蒸発は，必ずしも土壌表面で生ずるのではなく，わずかに土壌表

B. 乾燥条件および湿潤条件における土壌乾燥面から若干下がった位置で発生し，土壌の乾燥層を水蒸

約 6 ページにわたるこの実験の記述は，次章以降への気体で通過して大気に散逸する，という過程を前提にし理論的飛躍のための伏線となっている．まず，長さ約て議論しているのであり，現在の我々の知識の基礎が，

122 cm，直径 6. 35 cm のカラムを準備し，下層 107 cm

すでに 100 年前に記載されていることがわかる．

は密詰め，上層 15 cm は緩詰めの土壌充填を行った．

もう一つ気づくのは，Buckingham の実験設定である．

初期含水比 18. 6 % のタコマローム土壌と初期含水比

彼は，不飽和水分移動の中でも水蒸気移動にかなり気を12 % のポダンク砂質ローム土を用い，蒸発条件を変え，使っていたらしい．用意した長さ 30 cm カラムの下端

さ ら に 土 壌 水 を 水 道 水 と し た 場 合 と 塩 水（10 規 定には水道水をため，自由水面を与える（恐らく，Fig. 1

NaCl）を用いた場合に分け，30 日間の積算蒸発量を図のような実験設定だったと推定される）．そこからいく

示した．ここで，蒸発条件とは，土壌カラムに熱風を吹らかの距離を置いた上部に金網を張りその上に土壌を充き付け，さらに加熱用コイルで熱を与えた場合を「乾燥てん（土壌は落下しないように支える），その土壌の上条件」，室温のままで自然の蒸発を起こさせる場合を「湿側表面からは大気への蒸発を起こさせる．下端に貯めた潤条件」と呼んだ．また，缶を用意して水を張り，土壌

水の質量と，カラム全体の質量（水貯めと土壌の全体質

カラムのそばで，比較対照のために自由水面からの積算量）を連続測定して記録する．この実験では，（水）質

蒸発量も測定した．この缶にはチーズ用のクロス（布）量の減少が（水 + 土）質量の減少を上回った．したがっを 3 重にかぶせ，水面に対流が当たらないような工夫をて，両者の差から土壌部で増加した水分量が算出される．

施している．

Fig. 2 は，こうして得られたグラフである．A，B は水測定結果の一例を Fig. 3 に示す．その特徴は，まず，「湿貯めの減少量，C，D はカラム全体の減少量，E，F は両潤条件」下の積算蒸発量 A の方が「乾燥条件」下の積者の差分である．この実験では，初期条件を風乾土（平算蒸発量 B より大きいことである．これは，「乾燥条件」

均含水比 1. 9 ％）としたので，飽和水蒸気に接していた

下では土壌表面に乾燥層が形成されて蒸発進行を妨げる

土壌下端から徐々に含水比が増え，したがって E，F はためであると考察している．もう一点は，缶内の水の積

Fig. 3 A は湿潤空気中への積算蒸発量，B は乾燥空気中への積算蒸発量で，どちらも長さ 122cm
カラムを用いた蒸発実験による．C（乾燥空気中）と D（湿潤空気中）は，土壌カラム近傍に置いた缶の中の水からの積算蒸発量である．なお，通常の室温空気で行われた蒸発実験を「湿潤空気中，土壌表面に高温空気を吹き付け，さらに熱線コイルで熱した場合を「乾燥空気中」と言い表している (Buckingham 1907, Figure 3)．
Evaporation of water from Takoma loam soil fed with tap water: A, soil under humid conditions;B, soil under arid conditions; C, water under arid conditions; D, water under humid conditions.

講座：「土壌水分移動の研究」

63

算蒸発量より土壌カラムからの積算蒸発量の方が大きいという 2 種類の実験の現象論を終え，ここから一気に物事実であるが，これは，缶を 3 重のチーズクロスで覆っ理的な考察に向かい，C．土壌の毛管現象，という普遍たことによる対流防御効果によるものであろう．

的な原理へと展開したと思われる．そこで，C．土壌のBuckingham は，これと類似した合計 4 つの図を示し，毛管現象における 4 節において特に重要と思われる点を最後に，乾燥条件下の土壌は表面の乾燥層を形成しこれ強調しよう．

がマルチ効果を有して土壌からの水分蒸発を自動的にⅠ.

序論 ; 問題の性質（automatically）防ぐのだ，という結論に至った．かな

ここで最も重要なことは，土壌水の移動法則と熱移動り地道というか初歩的な実験であるが，土壌物理学が成法則（フーリエの法則）・電気伝導法則（オームの法則）

立していない 100 年前に，自ら実験計画を立て，測定しとの共通点と本質的な違いを明確に記述していることでたことが伺える．日曜日と休日のデータは欠測しているある．Buckingham は，土壌水移動も，熱移動も，電気ことを正直に記述しているところが，人間らしくて良い．

伝導も，駆動力となる勾配と比例係数の積がフラックス
を決めることは共通であることを示した．フラックスは，C. 土壌の毛管現象

単位時間に単位断面積を通過する物理量として定義されBuckingham の名を土壌物理学の歴史に刻みこんだ，る．フラックスの式は，フーリエの法則の場合

38 ページに及ぶ有名な記述はここに登場する．この章は 4 節 25 項目から構成されている．多少長くなるが，
まず，その構成を列挙してみよう．
Ⅰ.

=−

=

∂

序論 ; 問題の性質

§1.

毛管水

ただし，

§2.

水の毛管流

勾配，

§3.

チューブ内の水の流れ

オームの法則の場合§4.

熱移動 ; フーリエの法則§5.

定常電流 ; オームの法則§6.

土壌中の毛管流§7.

問題の定式化Ⅱ.

∂

は熱フラックス，は熱伝導度，

は S 座標方向熱フラックス，=−=

ただし， は電流， は電気伝導度，キャピラリーポテンシャル§8.

キャピラリーポテンシャルの定義

§9.

ψの決定法

§10. （ψ，θ）曲線形状§11.

異なる土壌タイプにおける曲線形状に関する§12.

実験方法の改良は S 座標方向電流，は温度は温度である．
∂∂は電位勾配，

は電位である．そして，土壌水

フラックスは，Buckingham により

Q=λ

∂ψ
∂

留意点
Ⅲ.

と表示された．ただし，は土壌水フラックス，λは毛管伝導度， はキャピラリーポテンシャルψの勾配，そ

毛管伝導度，λ§13.

一般的考察 ; 毛管水と薄膜水して，ψは，土壌がそこにある水を引き付ける作用の指§14.

含水比による伝導度変化

標（a quantity which measures the attraction of the§15.

λ =f（θ）に関する特別な仮説

soil at any given point for water）であることを明確に§16.

プリズム状くさびに保持された毛管水述べている．Table 1 に示した通り，このキャピラリー

§17.

膜状水移動に関する更なる考察

ポテンシャルが，今日のマトリックポテンシャルそのも§18.

土壌の毛管伝導度と電気伝導度のである．すなわち，マトリックポテンシャル概念は，

Ⅳ.

1907 年，Buckingham に よ っ て 確 立 さ れ た の で あ る．

水の毛管流動

§19.

問題の特質

ただし，ψの定義は仮説段階だったので，座標 x の進

§20.

実験方法

行方向に向かってポテンシャルψが増加する場を想定§21.

実験結果の要約し，その勾配に正の記号を用いた．一般にポテンシャル§22.

異なる土壌間の比較

勾配に比例するフラックスは，ポテンシャル勾配を打ち§23.

実験継続時間の違いの影響

消す方向に向かうのであるから，ポテンシャル勾配は

§24.

θによる

§25.

§24 の結果の可能な説明

Δ の変化
∂ψ
=−
∂

以上の構成をみると，その項目名だけでも Buckingham の問題意識の高さ，あるいは普遍性を求めた視点が伺われる．A．土壌表面下からの直接蒸発による水分消費，B．乾燥条件および湿潤条件における土壌乾燥，と書くのが正しいだろう．その場合，上式は
=λ

−λ

∂ψ
∂

土壌の物理性 第 122 号（2012）64と な り， 今 日 の 不 飽 和 水 分 移 動 式 そ の も の で あ る．

した文字数は多いが，この 2 節は要点のみを記述すればBuckingham の原著論文では，表記上はこのように整理十分であろう．

されてはいなかったが，論旨から読み取った式はこのよ

まず，Buckingham は，現在我々が水分特性曲線としう に 表 記 し て 間 違 い な い も の で あ り， こ こ にて理解している曲線を得ることに専念した．そのために，

Buckingham‒Darcy 式が完成したと断言して良い．

6 種類の土壌を用意して上面と底面を閉鎖した長さ

この式が，フーリエの法則，オームの法則と決定的に

121 cm のカラムに充填し，底面横のチューブから水を異なるのは，以下の物理的根拠による．すなわち，第 1 に，導入して自由地下水面を与え，53 日から 68 日間吸水を

熱伝導度

も熱流や電流と独立な定数

行わせ，水を吸わなくなったと判断された時点でカラムであるのに対し，毛管電導度（不飽和透水係数）λは土を解体し，含水比分布を測定した．その結果が Fig. 4 に壌含水比の関数示される．この含水比分布図について，Buckingham は，も電気伝導度本当の平衡状態には達していないこと，計算に際して土λ = （θ）

粒子比重を全て 2.65 に仮定したこと，などの限界を有していて，近似的なデータであると断っている．この図であり，すなわち位置と時間の関数であること，第 2 に，の特徴は，縦軸の表記法にある．すなわち，自由地下水

温度

面上の高さ x は，キャピラリーポテンシャルψではなく，や電位と異なり，マトリックポテンシャルψ

も土壌の種類や土壌水分の違いに依存する変数

ψ /A で表すことにした．ここに A は

ψ =ψ
（θ）

A=

∂ψ
∂x

であって，その決定方法は未知な部分が含まれている，とするものであった．ここで，毛管伝導（不飽和水分移

すなわち，キャピラリーポテンシャル勾配である．A動）の問題は今ここに始まったばかりである，と宣言しの値は使用する単位系によって決まる定数と定義されている．この記述は，100 年前の状況を想像すると，非た．（ψを水頭値 cmH2O で表せば，A = 1 であると理解

常に的確な表現に思える．

して良い．なぜなら，水頭値で表せばψ= x で定義されるからである．）

Ⅱ．キャピラリーポテンシャル（Table 1 によりマトリッ
クポテンシャルと同義語）

Fig. 4 は，我々が今日，吸水過程の水分特性曲線と呼んでいるものと非常に近いものである．ただし，カラム

この節と，続くⅢ．毛管伝導度，の 2 節は，上記のψ

最上部の含水比が急激に減少しているのは，恐らく，カ（θ），λ（θ）をどう定義し，どのように測定すべきか，

ラム最上部の蒸発防止が不十分だったか，あるいは平衡についての Buckingham 自身の苦闘が記述されている．

時間が不十分なために吸水過程が完了していなかったこ

既存の研究や実験データでは満足できず，全て自分のとを表しているのであろう．

データを見ながらの考察だったと思われる．論文に費や次に，土壌の含水比θの関数としてのψ（θ）であるが，Fig. 4 121cm カラム中の 53 日〜 68 日後の土壌水分分布．縦軸のψ /A は，今日のマトリックポ
テンシャルと等価である (Buckingham 1907, Figure 7)．
Distribution of water in 48-inch columns of soil after 53 to 68 days.

講座：「土壌水分移動の研究」

65

理論的には「土壌と水の間の吸引力は保存力である」こ

薄膜水・土粒子間の相互作用で発生する圧力が平衡すると，また，厳密には「熱力学的ポテンシャル」または「自ように水分移動が起こることを明確に記述した．そして，

由エネルギー」で扱うことが正しいが，これを「力学的水分量が多い状態から少ない状態へと変化する過程でポテンシャル」に単純化し，「土壌水から，ある量δθは，隣り合う毛管水同士が連携しあう段階から，お互いの水を取り去るのに必要な力学的仕事量はψδθ」としが徐々に離散して薄膜水を介してのみ連携しあう段階へてψを定義することを提唱した．Buckingham は，完全と移行するので，毛管水連携が途切れる瞬間から急激に乾燥した土壌が水を吸うときには浸積熱の発生（sensible

λの値が減少すると予測した．Buckingham は，このよ

development of heat during the wetting）も考慮しな

うに，飽和状態から絶乾状態までの土壌水形態を丹念にければならないので，ψ
（θ）の定義は，ある値以上の含考察し，Fig. 5 のような概念図を提示した．

水比を有する土壌を想定すると断っている．もともと熱Fig. 5 で，縦軸横軸ともに通常の線形軸であり，含水力学を教えていた物理学者なので，概念の定義は非常に比が下がるに連れて ABCDF という経路をたどるであ厳密に行おうとしている姿が論文に浮き出ており，ψ（θ）

ろうと予測した．AB 間，DF 間は上に凸型，BCD 間はを仕事の概念で定義できる水分量は限定的であることを上に凹型である．AB 間は毛管水同士の直接連携が維持も指摘していたことは，驚きである．そして，この問題されており，B 点でこの連携が限界に達し，薄膜水を媒の最後に，真の平衡状態を実現すれば，必ずキャピラリー

介とするようになる．CD 間は薄膜水が支配的に存在す

ポテンシャルψの値を求めることができるはずだ，と結る区間であり，この間λはあまり変化しないが，さらにんでいる．

含水比が低下して薄膜が断絶するようになると，λは急もし，ここであえてこの論文の限界を指摘するとすれ

激にゼロに向かう．そして，含水比がゼロ（絶乾）にな

ば，1 つは水分特性曲線のヒステリシスを考慮しなかっる前にλ値はゼロになる（すなわち F 点）になるとした．

たことと，含水量を体積含水率で統一しなかったことでこれらの中で，実際に重要なのは BCD 間の凹型形状であろう．本文中ではθの定義を「1g 乾土中の水分量」

あると断言し，その必然性を表現するモデル化を行った．

としているので，これは含水比（water content）に間

Fig. 6 は，土壌中の毛管水と薄膜水を単純化し，三角違いない．体積含水率や乾燥密度といった概念の整理は，

形状くさびに保持された毛管水と薄膜水に代表させたモ

当時，まだできていなかったと思われる．これらを考慮

デル図である．このモデルから体積を求める場合は，くした記述であれば，ポテンシャル理論はほとんど完成しさびの奥行厚さを 1 として与えればよいことにしてある．

ていたといえる．

このモデル図は，印象深くて記憶に残りやすいものではあるが，何を表しているかをうまく後世に伝えていな

Ⅲ．毛管伝導度，λいように思われる．つまり，このモデルは個々の間隙内

Buckingham は，λ（θ）の関数がどのような形状であの毛管水の状態を表現しているようにも見え，そうだとるかを，2 つの側面からのアプローチで予測した．どちするとメニスカス半径，表面張力，三角形くさびサイズ

らの予測も極めて的確であり，今日知られている不飽和の分布などの情報なしには数量化ができないような印象

透水係数モデルの原点が明確に示されている．

を与えるからである．ところが，本文をよく読むと，さ第 1 のアプローチは，土壌中の不飽和水分移動のミク

まざまな間隙サイズ分布を持つ土壌の不飽和水分状態のロ形態を丹念に考察する手法である．すなわち，土壌水全てをこの単純化した図に置き換えた Buckingham のは土粒子表面の薄膜水と土粒子接点の毛管水が連続系で存在するものと考え，毛管水の凹曲面に発生する負圧とFig. 5 Buckingham のλ（θ）予測図（Buckingham
1907, Figure 14）．
Variation of conductivity（λ）
with water content（θ）

Fig. 6 三角形くさびに保持された毛管水モデル．
土粒子接点水と土粒子表面の薄膜水とをうまく表現した，
非常に独創性のあるモデル（Buckingham 1907, Figure 15）．
Capillary water held in a prismatic wedge.

土壌の物理性 第 122 号（2012）66

抽象力に驚かざるを得ない．まずは，Buckingham の思考を追いかけよう．

λ=αβθ1 − θ

まず，Fig. 6 において大きく 2 つの仮定を設ける．
1．毛管伝導度λは，Fig. 6 の薄膜水長さ X0 −Xとなる．ここで，この問題を無次元化することを考える．

に反比例する（つまり，薄膜水が長いほど毛

その場合，係数α，βは任意の定数なので，αβ= 1 と管伝導度は低下すると考える）．

与えてよい．また，三角くさび体積は飽和状態を 1 とす

2．全体の含水量は毛管水体積のみによって決まることによってθ1 = 1 となる．その結果，定式はり，薄膜水体積は無視でき，したがって水の全体積は Fig. 6 の X2 に比例する．
この仮定は，大胆にして素晴らしいと思う．不飽和土壌

λ=

1
1− θ

水の存在状態を見事に抽象化している．もちろん，土壌の間隙サイズ分布という概念は使っていないので，ただとなる．これらの単純化は，いろいろな変数を無次元化

一つの三角形くさびで表現して良いのか，との疑義が呈することによって全体の見通しを明確化する，という普されてもおかしくはないが，サイズを相対化（無次元化）

遍的な手法につながっているようであり，後に次元解析することで話を進めることができる．

の理論を完成させた Buckingham はここで発想の起点

さて，仮定 1 から，直ちにを得たのだろうか，と想像する．確かに，飽和含水比
θ1= 1 とすれば，含水比θは相対値（飽和度のような）

λ=αとして扱うことができるし，個々の土壌におけるαβの−値は，それぞれの実験値から決めることができるだろう．

0

こうして得た曲線が Fig. 7 の曲線（原著論文（12）式）と書ける．ただし，αは三角くさび形状で決まる比例定数である．また，仮定 2 から，このくさび型毛管水が飽θ=和しているときの体積を（ −λ ）

である．概念 Fig. 5 の BCD 部分を Fig. 6 のモデルに関2

θ1 = β20する物理的な考察により Fig. 7 の関数形で表した論理展
開（第 1 のアプローチ）は，矛盾のない爽快な物理的思考

水が Fig. 6 のように不飽和なときの体積をを見た思いがする．
第 2 のアプローチは，不飽和水分移動と電流のアナロ

2

θ=β

2

ジーである．土壌の電気伝導度も土壌含水比の関数であり，やはり毛管水と薄膜水の存在形態を直接反映するは2と書く．β は三角くさびの形状から決まる定数であり，ずである，という考察のもとに，Buckingham は，既往

特に数値を与えておく必要はない．これら 2 式より− =0

θ1 − θ
βを得るので，これをもとのλの式に代入すると，Fig. 7 三角くさび毛管水の毛管伝導度（Buckingham 1907,
Figure 16）．
Relation of conductance（λ）and water content（θ）．

Fig. 8 石英砂の電気伝導度と含水率の関係．縦軸にλと記載しているが，ここは電気伝導度を表している（Buckingham 1907, Figure 19）．
Electrical conductivity of moist quarts sand.

講座：「土壌水分移動の研究」

67の土壌電気伝導度データを集めた．Fig. 8 はその一例でていなかったので，名称がついていないが，Bucking-ある．そして，Fig. 5 の BCD 部や Fig. 7 と類似した曲

ham の線を得ることは当然であると考察している．こうして，概念であったことは，明らかである．Buckingham 自身

Buckingham は，λ（θ）の関数形をほぼ言い当てていたものである．言い換えれば，不飽和透水係数はなぜ土壌含

気づき，そのことを表現するために/⊿は，今日の水分拡散係数に非常に近い/⊿は何か重要な概念を代表していることを十分に水比の関数なのか，という物理的考察は，Buckinghamの論文で深く議論されていた，と言ってよい．
Ⅳ．水の毛管流動

△

=λ

ψ
θ

× constant

この節も，Buckingham らしさが色濃く出ていて，興味 深 い． λ（θ）を い か に し て 定 量 化 す べ き か 考 え たとした（原著論文（24）式．ただし，微分記号∂をBuckingham は，まず，原理的には不飽和土壌水分移動

訂正して記述した）．つまり，当時存在していなかったの定常状態を実現すればこれを定義通り測定できるはず

土壌水分拡散係数にを用いればだが，実際には時間と手間が著しくかかる上に反復実験が容易ではないことに留意し，むしろ，厳密性には欠けるが簡便な手法を用いて本質に迫ろうと決めた．ここで△=× constant

用意したのが，内径 4. 6 cm 高さ 6 cm のランプ用円筒である．下 3 cm に比較的湿った土，上 3 cm に比較的乾いた土をできるだけ充てんし，湿った土から乾いた土への水移動量

を 2 日目から 15 日目まで測り続けた．一方，であると言い切ったとみなすことができる．
さて，Buckingham は 11 種類もの土壌を用いてひたすら/⊿の値が示す特性を記述した．もちろん，これ

初期含水比の差を⊿で表し， /⊿の値を追究したのでは水分拡散係数 （θ）の特性を追究していたことと等価ある．ここでも，関連する物理量を無次元化することにであった．これらの検討の結果，Buckingham は，理論

よって現象の本質を探り出そうとする基本姿勢がある．

的帰結として Fig. 9 を提起した．図の横軸は土壌含水比，

ところで，/⊿とは何であろうか ? それは，と⊿縦軸はそれぞれの曲線に応じて定義される量である．曲の定義から直接決まる量であり，含水比の差 1 % の同線Aは/⊿，すなわち （θ）×定数である．実際，曲

一土壌を接触させたときの水分移動量である．さて，こ線 A は水分拡散係数の特性をよく表している．曲線 B

こで Buckingham の水分移動式を再掲すると

は毛管伝導度，すなわち不飽和透水係数に他ならない．
そして，曲線 C は∂ψ/∂θであり，これは現在水分容量（water capacity）と呼ばれる量の逆数である．Fig. 9 に

∂ψ

=λ

∂

であった（原著論文を忠実に再現するため，敢えてマイナス記号を記載しないが，前述したとおり，今日的には
右辺に負号をつけなければならない）．これを変形すると

=λ

ψ ∂θ
θ∂

となる．ここで，Q/（∂θ/∂x）という量は単位水分量勾配に関する水分フラックスであり，

=λ

∂θ/∂

ψ
θ

=

であるから，これは今日我々が水分拡散係数
でいる量そのものである．そこで，

/⊿と

と呼ん
の定義を

並べてみると，△: 含水比の差 1% の同一土壌を接触させたときの水分フラックス:

体積含水率勾配が 1 cm‒1 の土壌
中での水分フラックス

である．この時代には水分拡散係数という概念は成立しFig. 9 土壌含水比と各種関数との理論的関係．
A は /⊿すなわち今日の水分拡散係数 （θ）に近い関数，Bは毛管伝導度λすなわち今日の不飽和透水係数 （θ），C は∂ψ/∂θ す な わ ち 今 日 の 比 水 分 容 量 の 逆 数．（Buckingham
1907, Figure 23）．
Diagram showing theoretical relationship between watercontent, conductivity for moisture, and the potential function.

土壌の物理性 第 122 号（2012）

68

は，今日我々が不飽和水分移動を解析するときに用いるらかというと孤独感の強そうな人物であったと思われ概念の全てが理論的に導かれ，図示されているのである．

る．その孤独は，思索が深すぎて，周囲の研究者がついさて，この論文は，ここで突如終了である．何の結論てこられないことにも原因があり，レベルの高い研究者も記述されていない．そのため，この論文は，書きかけであるが故の宿命であったかもしれない．BOS からの未完成品ではないか，と疑っても不思議ではない．こNBS に移った後，そこでの同僚研究者は「彼は，論文の 疑 問 に 答 え て く れ た の が，2005 年 の Nimmo and

書きがうまかっただけでなく，批判力も優れていた．人Landa による論文である．すなわち，当時の BOS 局長

によっては，彼は厳しすぎる，とも評していた．彼は，Whitney と Buckingham との，日付入りの書簡のやり意見の異なる科学者や役人に対して取りを子細に点検した結果，Whitney が難癖をつけていってはばからなかった」と評したという．

ペテン師だ

と

Buckingham の結論文章を削除させたという事実を突き

Buckingham が Darcy 則のことを全く触れなかった

止 め た． そ れ だ け で な く，Nimmo and Landa は事 実 に つ い て，Nimmo and Landa（2005） は，Darcy

Buckingham 自身の手書きの結論部分を発見し，克明に則の発表が 1863 年であって余りにも古いので，触れな活字に直して論文に書き残している．そこで，この結論

かったか，または，Darcy 則と Buckingham 則には共部分を箇条書きに訳出（一部意訳にて）してみたい．

通性がないと考えていたからだろうと推測している．また，Narasimhan（2005） は，Buckingham は Darcy 則を知っていたが，不飽和水分移動の法則はこれと区別す

結論① この論文は毛管伝導の法則を，実験結果の記述とと②べきものと考え，敢えて導入や引用を行わなかったと推もに検討したものである．

定 し て い る． 一 方，Sposito（1986） は，Buckingham

従来の経験的な知識では厳密な理論を確立できなは単に Darcy 則を知らなかっただけだろうと示唆してい．

いる．諸説あるが，この原著論文を詳細に読めば，やは③ 実験は大変難しく，恐ろしく時間がかかるので，こり土壌水の不飽和移動の法則は Buckingham によってれまでせっかく苦労して得た実験結果ではあるが，

樹 立 さ れ た も の で あ り， こ の 法 則 を Buckingham‒

得られた結果は貧弱と言わざるを得ない．

Darcy 則と呼ぶことは，適切である，と結論できる．

④ 理論と実験の難しさはこれまで指摘されている通り

改めて見直してみると，Buckingham は，今日の不飽なので，この論文が今後の研究の出発点となる．

和土壌水移動の基礎概念として欠かせない諸概念，すな⑤ 新たな理論は，現象の寄せ集めではなく，独立した

わち，マトリックポテンシャル，水分特性曲線，比水分個別の実験事実を包括し，土壌水分移動を説明する

容量，不飽和透水係数，水分拡散係数，薄膜流，浸漬熱

ものでなければならない．

などの概念のほぼ全てを把握していたことは明らかであ⑥ 物理学者にとって，熱伝導問題を扱うのにフーリエ

り，Nimmo and Landa や Narasimhan が高く評価したの法則を知らず，熱流計も持たずに立ち向かうのがように，私も Buckingham の 1907 年論文は，古典と呼困難なのと同様に，有効な土壌水分計を持たずに土ぶに相応しいと考える．

壌水移動を扱うのは困難である．
⑦ 問題は困難だが，望みはある．主な問題は，広範な注意深い実験を必要としていることだけだからである．
以上である．この結論は，もちろん立派な見識を述べており，削除すべきではなかった．その後の歴史はこの通りに展開したのであるから，Whitney 局長は余計なことをしたのである．

5. おわりに
Buckingham という人は，どんな人だったのだろうか ?
私の主観によれば，まず，あまり笑わない，気難しい人
物，という印象を持つ．しかし，これは集中している研究者であれば，みな似たようなものだろう．ただ，どち

引用文献
Buckingham, E. 1904. Contributions to our knowledge of theaeration of soils. Bulletin 25. USDA Bureau of Soils,
Washington, DC.
Buckingham, E. 1907. Studies on the movement of soil
moisture. Bulletin 38. USDA Bureau of Soils, Washington,
DC.
Buckingham, E. 1914. On physically similar systems; illustrations of the use of dimensional equations. Phys. Rev.,
Vol.4, Ser.2, 345 ‒ 376.
Narasimham, 2005. Buckingham, 1907： An Appreciation，
VZJ, 434 ‒ 441.
Narasimham, 2007. Central Ideas of Buckingham（1907）：A
Century Later, VZJ, 687 ‒ 693.
Nimmo, J. R., and Landa, E. R., 2005. The Soil Physics
Contributions of Edgar Buckingham. Soil. Sci. Soc. Am. J.
69：328 ‒ 342.
Sposito, G., 1986. The Physics of soil water physics. Water
Resour. Res. 22：83S ‒ 88S.

講座：「土壌水分移動の研究」

要旨

100 年以上前に Buckingham が発表した論文「Studies on the movement of soil moisture」を古典として読み解いた．この論文は，不飽和土壌水分のポテンシャルについて世界で初めて定義し，またその移動法則を提示した画期的なものであったが，所属していた研究機関の上司らの理解を得ることに多くの労力を費やすことになった．そこで，この論文発表をめぐる Buckingham の個人的かつ歴史的事情についても，資料に基づいて解説した．なお，論文本体において，当時の用語と現代の使用用語との間に違いがあるので，極力現代用語を用いて記述した．原著論文は非常に科学的で示唆に富み，特に理論的考察は味わい深いものであり，この分野に携わる研究者や若手研究者，大学院生にも，ぜひ読んでもらいたい．土壌物理学会事務局経由でも，原著論文のコピー（pdf）が入手可能と聞いている．
キーワード : 不飽和水分移動，Buckingham-Darcy 則，毛管ポテンシャル，マトリックポテンシャル，
毛管伝導度

69

土 粒 子
適地適作
鈴木克拓 1

私事であるが，新潟県上越市にある中央農業総合研究

開拓史を思い出した．そこは軍の演習場だったところ

センター北陸研究センターに転勤して 3 年半が経つ．出で，土壌は礫混じりで，固結した酸性の赤黄色土であり，身は工学研究科結晶材料工学専攻で，前の職場を含めて，はじめは豆粒ほどの大きさのサツマイモを栽培するのが作物栽培の経験はなかったが，当地に来て，冬作大麦のやっとであったという．そこに長い年月をかけて様々な圃場栽培試験を行うことになった．ここでは，多雪重粘技術を投入することにより，農業にとって劣悪な土壌条

土地帯において，農地の有効利用のための 2 年 3 作体系

件を克服し，今では日本有数の農業地帯になっているのの導入を目指している．想定される体系の一つは，夏作である．気候は比較的温暖であり，野菜等の集約的栽培

稲−冬作大麦−夏作大豆である．このうち，畑状態で栽に対する気候的な適性があるため，現在の様子だけを見培される冬作大麦と夏作大豆がこの体系を確立する上でれば，昔から「適地適作」の農業が行われてきたと感じのボトルネックになる．特に，冬作大麦の栽培についてるかも知れない．しかし，実際は，長い時間をかけて赤は，夏作大豆に比べて乗り越えるべき問題が多い．大麦

黄色土特有の物理性・化学性に関わる諸問題を乗り越は中央アジア原産で，耐湿性が弱く，小麦に比べても弱え，ようやく「適地適作」になったのである．土壌物理いとされている．しかし，当地は日本海側にあるため，関係の古い実験書や文献の中にしばしば馴染みの地名を

冬作麦栽培期間は降水量が多い．特に，12 〜 2 月には見ることから，この開拓事業にも少なからず土壌物理分1000 mm 以上の降水（降雪）があり，積雪期間の麦は，野の研究で得られた成果が生かされていたことが想像で

多水分・暗黒・積雪による高荷重などの厳しい条件にさきる．「適地適作」は，必ずしも，あてがわれた自然条らされる．さらに，この地域に広く分布する粘土質の土件をただ受け入れるだけでなく，特に土壌条件について

壌は透水性・排水性が低いため，湿害だけでなく，いっは，人類の英知を投入することにより切り開いていくこ

たん雨が降ると膨軟になり，しばらくの間，圃場に農業とができることを改めて認識している．

機械を入れることが出来ないことも問題になる．特に，麦などの畑作物の栽培には適していない粘土質土壌で収穫時期の雨は大麦栽培にとって致命的になることがあも，畑転換のための様々な対策が考えられてきた．例える．麦が成熟したところに雨が降ると，穂に付いた状態

ば，排水対策としての本暗渠と弾丸暗渠を組み合わせるのまま発芽することがあり，品質が著しく低下するから組み合わせ暗渠は，土壌物理の先人たちの研究によってである．この地方の冬作大麦の収穫時期は 6 月上中旬で，開発されたものである．また，北陸研究センターで開発

運悪く，梅雨入りの時期と重なるのである．しかし，次され，条件不良地での普及が拡大している「耕うん同時の夏作大豆の栽培を考えると，冬作物としては，熟期が畝立て播種技術」は，作業可能日数が限られた土壌・気比較的早い大麦を選択せざるを得ない．これまでに手が候条件下における効率的な播種作業の実現，畝立てによけた大麦栽培における最低の収量は，大麦のことを何もる湿害回避および播種床となる作土上部に細かい土塊を知らない初年目に排水などの対策をしないで栽培したと配置することによる出芽・苗立率の向上を狙ったもので‒2

きの 6 g m （10 a あたり 6 kg）であった．圃場は草むあり，これにも土壌物理研究の成果が活かされている．

らの中に小さな麦が所々顔を出している状態で，場内か繰り返しになるが，北陸地方の自然条件が大麦にとってらは「雑草畑」などと言われる始末であった．

「適地適作」ではないのは明らかである．しかし，現在，「適地適作」と言う言葉がある．「その土地の自然的・北陸地方は麦飯などに使われる六条大麦の国内生産の半社会的条件に最も適した農作物を栽培すること」という分以上を占める主産地となっており，ほとんどが水田転意味である．農業・農学をほぼ全く知らなかった就職活

換畑で栽培されている．これには，土壌物理研究者によ動の当時，農業というものは「適地適作」が一番と思い，る排水対策・耕起・砕土などの成果が大きく貢献している．

農水省入省の面接でもそのようなことを面接官に熱弁し2011 年から 12 年にかけての冬は，最高積雪深が 2 m

た記憶がある．
「適地適作」の点で，当地は気候も土壌を超える 26 年ぶりの大雪であったが，600 g m 2 以上のも大麦の「適地」には見えない．

収量を得た．北陸地方の大麦としては豊作である．その「不適地」での栽培試験に取り組んでいる昨今，小学

圃場も粘土質の水田転換畑であり，粘土含量も他の収量校で習った，出身地の愛知県南東部における戦後の農地の低い圃場に比べて特に低いわけではない．しかし，土‒壌は見た目にも他の圃場に比べて良く，実際に，土壌の1

農業・食品産業技術総合研究機構 中央農業総合研究センター
2012 年 10 月 29 日受稿 2012 年 10 月 29 日受理
土壌の物理性 122 号，71 ‒ 72（2012）

物理的諸特性を測定すると，地下水位やかさ密度が低く，砕土率が高く，有効水分も多かった．こうなると，他の圃場もこの圃場と同じように改良すれば良いということ

72になるが，これは難しい．物理性の改良は一朝一夕で行る．それを解決するには食糧の増産が欠かせない．そのえるものではなく，それをどのように効率的に行うかもため，低湿地や乾燥地など，必ずしも「適地」でないと難しいが，土壌の物理性の変化をどのように指標として

ころでの作物栽培が求められる場面も増えるだろう．環表し，生産性と結びつけた評価をするのかも難しいこと

境に配慮しつつ，農地を拡大・有効利用し，「適地適作」

を実感している．

にするための土壌改良に果たす土壌物理の役割は今後ま

今後，世界の食糧問題はますます深刻になると思われすます大きくなると考えられる．

会 務 報 告Ⅰ . 2012（H24）年度

第 2 回事務局会議（6） 総会議長について（庶務幹事）

日時：2012 年 10 月 22 日（月）上記（1）〜（6）まで審議の上，予算を一部修場

所：北海道大学

正することで了承された．

出

席：波多野会長，中辻編集委員長，柏木庶務幹事，

農学部（7） 2013 〜 2014 年度役員（案）について

倉持会計幹事，岩田編集幹事
議（選挙管理委員長・庶務幹事）

題：

会則第 6 条の（2）イに則り，15 名の評議員が1．2012 年度土壌物理学会大会講演会

選挙により選出されたことが確認・了承された．

（1）プログラムと準備状況

次期会長，副会長，編集委員長，幹事，学会賞（2）評議員会と総会

選考委員の人事案が事務局より提示され，了承

2．その他

された．

（1）編集委員会報告

今回案を提示できなかった評議員（会長委嘱），（2）その他

会計監査，選挙管理委員長について，後日事務局より評議員へ提示し，持ち回り（電子）評議Ⅱ . 2012（H24）年度

第 2 回編集委員会

員会で決定することが確認された．

開催形式：電子会議
日（8） 投稿規定および原稿執筆要領の改定

時：質疑応答・討論（編集委員長）2012 年 10 月 19 日〜 10 月 28 日

投稿規定の 2．9）および 4．において，改定案採決が承認された．併せて，依頼原稿の超過ページ

2012 年 10 月 29 日〜 11 月 1 日

に関する内規（案）が承認された．なお，原稿出席委員：中辻敏朗

飯山一平

木村園子ドロテア

執筆要領の改正案については，一部を修正する

古賀伸久

竹内晴信

永田

修

丹羽勝久

ことで承認された．

花山

早川

敦

笛木伸彦

宮本輝仁

（9）シニア会員への移行

山本忠男

渡辺晋生

森

奨
昭憲

（庶務幹事）

正会員から届出のあったシニア会員への変更届（委員 14 名中 14 名参加：成立）

け（5 件）が了承された．

○議事内容（10）その他

1．議題

・地球科学惑星連合（JPGU）の年次大会にお（1） 編集委員長より提案のあった「土壌の物理性 122

けるセッションの協賛について （庶務幹事）号｣ の発行計画が全会一致で承認された．

2 セッションの協賛が了承された．

2．報告

・その他

（1） 編集幹事より，現在の閲読の進行状況について

手当，旅費に関する事務局内規を改定すべき報告がなされた．

であるとの提案を受け，事務局が改定案を作成し，次回評議員会に諮ることが確認された．

Ⅲ . 2012（H24）年度

第 1 回評議員会

2．報告事項（1） 会員動向

日時：2012 年 11 月 1 日（木）場

所：帯広市：とかちプラザ

出席：波多野会長，中辻編集委員長，井上学会賞選（会計幹事）（2） 編集委員会報告

研修室 306（編集委員長）（3） その他

考委員長
評議員／柏木，岩田，安中，登尾，吉田，議Ⅳ . 2012（H24）年度総会

石黒，中辻，猪迫

日時：2012 年 11 月 2 日（金）幹事／柏木，倉持，岩田場

所：帯広市：とかちプラザ

議

題：

題：

1．議長選任

1．審議事項（1） 2012 年度事業計画（案）（庶務幹事）

2．2012 年度事業計画（案）3．2011 年度会計決算（案）・監査報告（会計幹事）

4．2012 年度会計予算（案）（会計幹事）（会計幹事）

5．2012 年度 土壌物理学会大会（プログラム）（庶務幹事）（4） 2012 年度 土壌物理学会大会（プログラム）（庶務幹事）（5） 2012 年度学会賞（論文賞）（庶務幹事）（会計幹事）（2） 2011 年度会計決算（案）・監査報告（3） 2012 年度会計予算（案）

大集会室（選考委員長）6．2012 年度学会賞（論文賞）
深田耕太郎

氏

（選考委員長）

京都大学農学研究科

74

中村

公人

氏

京都大学農学研究科「砂質土壌の気相率と通気係数の音響測定法の開発と同手法を通して見た気相の構造」
7．2013 〜 2014 年度役員（案）（庶務幹事）

8．投稿規定および原稿執筆要領の改定
9．議長解任Ⅴ . 会員消息（2012 年 10 月 22 日まで，敬称略）
入会

正会員

加藤

幸

退会

正会員

中村

祐二

正会員

大坪

政美

正会員

平沢

正

正会員

福田

光治

正会員

堀

正会員

山澤

新吾

学生会員

三村

佳織

賛助

アツベ科学（株）（倒産）

兼明

現在会員数（2012 年 10 月 22 日現在）
正会員（国内）：288

正会員（海外）

：

6

シニア

：

7

学生会員（国内） ：28

学生会員（海外） ：

2

賛助

：

8

：

339

小

計

講読会員
合

計

： 44 機関 51 口
：

390

75

̶編 集 後 記̶
若い若いと思ってはいますが，気づけば子どもももうる機会が多く，ガードナーやバッキンガムの「古典を読すぐ中学生．科研も若手枠からはみ出し，髭も随分白くむ」はとても楽しいものでした．若手の勉強の手助けとなってきました．本ページ下段の末席に並べていただくなる講座や特集の継続は魅力的だと思います．比較的小ようになって数年，年頃なのか様々な学会誌の編集に携回りが効く利点を活かし，インパクトファクターの高いわる機会が増えています．いずれの学会も財政や会員数，

海外誌に出す論文とはまた別報を，海外誌に掲載された若手獲得の状況は良好とは言えず，会員増につながる魅素晴らしい論文の紹介を，あるいは若手に必要なあと一力ある学会誌の編集を目指しています．誌面の充実，経本を掲載できる雑誌というのも魅力的ではないでしょ

費のスリム化，電子化，美しい誌面作り，講座や特集のうか．そのためには査読体制の迅速化や，Web の充実，企画，周辺分野との融合，データセットや教材の作成・質の保持，雰囲気作りなど課題も多いかもしれません．

公開．学会の規模や各誌の特徴によって作戦は様々ですとはいえ，学会誌を支えているのはまずは会員の皆様かが，中には功を奏しているものもあるようです．さて，「土らの投稿です．皆で土壌の物理性本誌を盛り上げていき

壌の物理性」はどうでしょうか．私的には，このところませんか？

各種のポテンシャル計やポテンシャルセンサーを検討す渡辺晋生（編集委員）

土壌物理学会会則「土壌の物理性」投稿規定

第 1 条 本 学 会 は 土 壌 物 理 学 会 (Japanese Society of Soil
Physics) と称する．
第 2 条 本学会は土壌物理に関する研究の進歩と普及を図り，農業技術及び環境科学の発展に貢献することを目的とする．
第 3 条 本学会はその目的を達成するために次の事業を行う．
（1）研究発表会，討論会及び見学会などの開催（2）学 会 誌「 土 壌 の 物 理 性（Journal of the JapaneseSociety of Soil Physics ）」並びにその他の印刷物の発行（3）内外の研究，技術の交流及び他の学会，諸団体との協力（4）優れた論文に対する表彰（5）その他，本学会の目的を達成するために必要な事業
第 4 条 本学会の会員は，正会員，シニア会員（これまで正会員であって 60 歳以上の常勤職に就いていない者），
学生会員及び賛助会員，購読会員の５種とする．学会への入会または退会の際は，本学会に届け出なけ
ればならない．
第 5 条 会員は次の会費を所定の期日までに納めるものとする．
正会員
年額
5,500 円
シニア会員
年額
3,000 円
学生会員
年額
3,000 円（大学院生を含む）
賛助会員
一口年額 22,500 円
購読会員
会誌年額
7,500 円
広告料
賛助会員 15,000 円
賛助会員以外22,500 円
第 6 条 本学会に次の役員をおく．任期は 2 年とする．ただし，3 期連続の重任は認めない．選出方法は次による．
（1）会長 1 名 , 副会長 1 名，編集委員長 1 名
正会員の中から評議員会によって選出される．
（2）評議員イ 15 名
正会員の中から選挙によって選出される．
ロ 3 名以内を会長が正会員の中から委嘱する．
（3）会計監査 2 名
正会員の中から評議員会によって選出される．
（4）幹事若干名
若干名の庶務 , 会計，編集の幹事を会長が委嘱する．
第 7 条 会長は毎年 1 回以上総会並びに評議員会を招集する．
（1）総会は本学会の最高議決機関であって，事業計画，
予算・決算，会則の変更等を決定する．総会は正会員，
シニア会員及び学生会員で構成される．
（2）評議員会は，会員の選挙によらない役員の選出，総会議案，その他の重要事項を検討する．評議員会の議長は会長がこれにあたる．
（3）総会及び評議員会の議決は委任状を含む多数決とする．ただし，会則の変更は，総会出席者の 3 分の 2以上の賛成を要する．
第 8 条 本学会の会務は，評議員会及び総会の議を経て，会長，
副会長，編集委員長及び 幹事がこれを執行する．会
務執行に必要な規程は別に定める．
第 9 条 本学会に次の委員会をおく．
（1）選挙管理委員会
正会員の中から評議員会によって選出され，本学会の評議員選挙を管理する．
（2）編集委員会
正会員の中から評議員会によって選出される委員によって構成され，学会誌その他の印刷物の編集に当たる（3）学会賞選考委員会
正会員の中から評議員会によって選出される委員によって構成され，学会賞を選考する．
第10 条 本学会の経費は会費その他の収入を持ってあてる．
本学会の会計年度は毎年 4 月 1 日に始まり翌年 3 月
31 日に終わる．
附則（1） 本 学 会 の 連 絡 先 は， こ れ を 当 分 の 間 次 に 置 く．
〒 060-8589 北海道札幌市北区北 9 条西 9 丁目 北海
道大学大学院農学研究院（2）本会則は，2011 年 4 月 1 日より施行する．
（2011．10．28 改正）
細則（1）シニア会員
1）シニア会員は，これまで正会員であって 60 歳以上の常勤職に就いていない者
2）シニア会員への変更は，資格を有する会員からの申告を受け，評議員会の承認を受ける．原則として申告された年度から適応するが，当該年度中に有資格となった場合は，次年度から適応する．
3）シニア会員の権利は正会員に準ずる．ただし，会則第 6 条で定める役員および第 9 条で定める委員
会委員に就くことはできない．
（2011．10．28 制定）

1．筆頭著者は本学会会員であること．
2．投稿原稿の区分と規定ページは下記による．
1）「論文」（Original papers）：独創性があり，土壌の物理性に関する研究および技術の進歩に寄与すると見なされるもの．一編ごとに論文としての構成を整えていて，他誌に未発表のものに限る．規定ページを刷り上がり 6 ページ以内とする．
2）「研究ノート」（Notes）：土壌の物理性に関する新しい事実や研究方法の改良などの短い報告で，独創性があり他誌に未発表のもの．規定ページを刷り上がり 4 ページ以内とする．
3）「総説」（Reviews）：土壌の物理性に関する主題について，それまでの研究を総括し，今後の発展方向を展望するもの．規定ページを刷り上がり 6 ページ以内とする．
4）「解説」（Lectures）：土壌の物理性に関する諸事項の理解を計るための平易な解説，ならびに研究技術の普及交換を進めるための紹介など．規定ページを刷り上がり 6 ページ以内とする．
5）「研究紹介」（My research）：現在行っている研究，
他の学会誌等に掲載された論文，研究上の工夫などについての平易な紹介．規定ページを刷り上がり 6
ページ以内とする．
6）「資料」（Miscellaneous）：広く会員の参考となる報告や情報．規定ページを刷り上がり 6 ページ以内とする．
7）「土粒子」（Readers' column）：「土壌の物理性」周辺のことについての随想や意見など．規定ページを刷り上がり 2 ページ以内とする．
8）「講座」（Lecture series）：「解説」と本質的な違いはないが，特に編集委員会が企画して複数回にわたって行うものを指す．規定ページを刷り上がり 6 ペー
ジ以内とする．
9）「特集」（Topics）
「解説」
：
「総説」
，
「論文」
，
「研究ノート」，が混在したもので，特に編集委員会が企画して複数回にわたって行うものを指す．規定ページを刷り上がり 6 ページ以内（「研究ノート」では 4 ページ以内）とする．
10）「書評」（Book reviews）：規定ページを刷り上がり
2 ページ以内とする．
11）
「巻頭言」
（Foreword）：規定ページを刷り上がり 2 ペー
ジ以内とする．
なお，上記区分において，編集委員会が会員または会員以外に投稿依頼することがある．
3．原稿の採否は編集委員会が決定する．編集委員会は，「論文」および「研究ノート」については 2 名，その他の投稿原稿には 1 名の閲読者を選んで閲読を依頼する．ただ
し，
「土粒子」
，
「書評」
，
「巻頭言」については，この限りでない．
4．投稿原稿が 2．
に記す規定ページを越える場合には，1 ペー
ジあたり 15, 000 円を著者負担とする．ただし，編集委員会が会員または会員以外に投稿依頼した原稿の場合はこの限りでない．また，カラー印刷の場合は実費を著者負担とする．
5．投稿する場合は、投稿原稿（本文，図表含む）および原
稿送り状（別紙書式）の PDF ファイルを編集委員長宛に提出する．ただし、編集委員会が別途指示した場合はこの限りではない．
6．投稿原稿を受け付けた場合，編集委員会は速やかに受付
番号と受付日付を明示した電子メールまたは書状を投稿者に送る．また，投稿原稿の掲載を決定した場合，最終原稿を受領したのちに受理日付を明示した書状を著者に送付する．
7．著者に対して修正を求めた原稿が，特別な事情なく 6 ヶ月以内に再提出されないときは取り下げと見なす．
8．著者校正は初校のみとする．また，特に申し出がない限
り印刷ずみの原稿は返さない．
9．掲載された原稿の PDF ファイルを著者に贈呈する．また，著者は別刷りを印刷業者から購入することができる．
10．本誌に掲載された原稿の著作権は土壌物理学会に帰属す
る．
（2012．12．20 改正）「土壌の物理性」原稿執筆要領
全般的事項
1．原稿は，日本語または英語で執筆する．
2．日本語の原稿は，A4 判，25 字，26 行とし，上下左右に 30 mm 以上の余白をとる（4 枚で 1 ページになる）．
3．日本語の投稿原稿（ただし，書評は除く）は，はじめに
日本語で表題，著者名を書き，そのあとに英語で表題と著者名（フルネーム）を書いてから本文を書き始める．
英語の表題は，冒頭の単語の頭文字のみを大文字とし，

それ以降は固有名詞等，特に大文字が必要な場合を除き，
pp.129-138. 博友社，東京．
すべて小文字とする．英語の著者名は名の 1 文字目およ松森堅治（2005）：地理情報システムを用いた窒素負荷予測
び姓の全てを大文字で記す．また，第 1 ページ下の脚注
モデル．波多野隆介・犬伏和之編 続・環境負荷を予測すに，著者の所属機関と所在地を英語で，Corresponding
る，pp. 60‒79. 博友社，東京．
Author とする著者の氏名と所属を日本語で記す．
Jury, W. A.（1996）：Stochastic solute transport modeling
4．日本語の論文および研究ノートは，英語による表題・著
trends and their potential compatibility with GIS. In Cor者名と本文との間に，英語で 300 words 以内の Abstract
win, D. L. and Loague, K.（ed.）Applications of GIS to theと 5 個以内の Key words を入れる．
modeling of non-point source pollutants in the vadose
5．日本語の投稿原稿（ただし，資料と土粒子，書評を除く）
zone, pp. 57‒67. SSSA Special Publication No. 48, Madiは，引用文献の後に日本語で 350 字程度の要旨，および
son.
5 個以内のキーワードを書く．
<Web ページ >6．英語の原稿は，A 4 判，ダブルスペースで作成する（約FAO-AGL（2000）：Global extent and location of sodic soils.
600 words で 1 ページになる）．
Available at http：//www.fao.org/ag/AGL/agll/prosoil/
7．英語の投稿原稿（ただし，書評を除く）は，Manuscript
sodic.html.（確認年月日）
title, Full name of authors を書いてから本文を書き始
野菜茶業研究所（2006）：野菜の硝酸イオン低減化マニュアル．
める．著者名は First name の 1 文字目および Family
http：//vegetea.naro.affrc.go.jp/joho/manual/shousan/name の全てを大文字で記す．また，第 1 ページ下の脚
index.html.（確認年月日）
注に，Address of institutions of authors および Corre- （雑誌のページには p. や pp. をつけない．本の単数ページをsponding author を記す．
示す場合には p., 複数ページを示す場合には pp. をつける）
8．英語の論文および研究ノートは，Full name of authors
その他と本文の間に 300 words 以内の英文 Abstract と 5 個以
27. 本要領のほかは , 科学技術情報流通技術基準（SIST）に
内の英語の Key words を入れる．
準拠する .
9．英語の投稿原稿（ただし，資料と土粒子，書評は除く）は，（2012．12．20 改正）
引用文献の後に，日本語で表題と著者名，所属機関，所
在地，350 字程度の要旨，5 個以内のキーワードをつける．
[ 土壌物理分野の SI 使用例 ]なお，著者が外国人のみのために日本語部分の作成が困難な場合，英語部分からの和訳により，編集委員会の責
国際単位系（SI）については多くの出版物で解説されてい任でこれらを作成する．
るので，ここには，土壌物理に特に関連の深い単位の使用例
10．英語の適正化はすべて著者の責任において行うこと . 自を示す．
然科学論文の執筆や校正に経験のある英語のネイティブ
推奨される単位認められる単位スピーカーによってチェックされている事が望ましい．
kg kg‒1*
含水比
11．閲読終了後に最終原稿を提出するときには，編集委員会
m3 m‒3
体積含水率が指示する形式の電子ファイルを送付する．
L, cm3, mL
m3
体積
本文
‒3
‒3
kg m , Mg m
12．原稿には，閲読作業の効率化を図るため，本文に行番号
密度を 5 行毎に書き入れる．
g L‒1, mg L‒1
kg m‒3, Mg m‒3
濃度‒313．章の見出しは 1.，2. ，3. ，節の見出しは 1. 1，1. 2，1.3，項mol L‒1mol m
モル濃度の見出しは 1. 1. 1，1. 1. 2，1. 1. 3 のようにし，字体はゴシッ
N力ク体とする．
kPa, m, cm, **水分ポテンシャル J kg‒114．略語，略号を使うときには，はじめにそれが出たときに
m s‒1
cm s‒1
透水係数
正式名称とともに示す（例：陽イオン交換容量（CEC））．
molc kg‒1, cmolc kg‒1
イオン交換容量
15．単位の使い方は，国際単位系（SI）による．
図表
min‒1
s‒1
回転数
16．日本語および英語の原稿ともに，図または写真の番号は
kg m‒2kg ha‒1, Mg ha‒1, t ha‒1
収量Fig. 1，表は Table 2 のように書く．
* % 表示は，原則として分母と分子の内容が同じものの場合に17．日本語の論文，研究ノートの場合，図，表，写真の題名だけ用いる．
には英語を併記する．
** cmH2O は使わない．
18．図，表，写真は必要最小限度とし，同一事項を表と図に
その他，疑問のあるものについては意見を聞いて編集委員会で重複して表示する事は避ける．
検討する．
19．図，表，写真は 1 ページに 1 つずつ貼り付け，余白に図表等の番号を記す．
2000．3．10 改定
20．図と写真はそのまま組版されるので，鮮明なものを提出する．
「土壌の物理性」投稿案内
21．図は 1/2 倍などとおよその縮小率を指定し，2 倍くらいに大きく書く．図の線の太さや文字の大きさは，刷り上
1．投稿原稿に対する基本方針
がりの大きさを考慮して決める．
編集委員会は常に会員からの自主投稿を歓迎すると共22．地図や顕微鏡写真には定尺をつけ，縮尺や倍率はつけなに，投稿された原稿をなるべく早く，できるだけ掲載すい．
る方向で処理したいと考えています．ただし，「土壌の23．図，表，写真の番号と題名は，別紙にまとめて一覧表と物理性」に掲載する原稿は読者にとって有益かつ完成しする．
たものであることが必要です．編集委員会は，投稿原稿
引用文献
が「土壌の物理性」に掲載するのにふさわしい内容を持24．本文中で文献を引用する場合は，著者名（西暦），またつ原稿であるかどうかを基準として，掲載の可否を判断は（著者名，西暦）とする（例：Tanaka（1994）（Nakamura，
します．なお，他誌との二重投稿は認められません．
and Suzuki，1981））．著 者 が 3 名 以 上 の 場 合 は 第 1 著
2．投稿原稿に求められるもの
者名のあとに ら，または et al. をつける（例：山田ら
投稿に当たっては，「投稿案内」と共に「投稿規定」「原（1978），（Tayler et al., 1945））．
稿執筆要領」をよく読んでそれに従うと共に，閲読者が25．引用文献は，本文のあとに著者名の ABC 順に書く．未多忙な中で時間を割くことをよく理解して最大限に努力発表，私信は引用文献として記載しない．
して完成した原稿としてから投稿して下さい．投稿原稿
26．引用文献の書き方は以下のようにする．
に求められるものは下の通りです．
< 雑誌 >（1）内容について
森本聡，永田修，川本健，長谷川周一（2009）：泥炭林土壌の
1）オリジナリティーがあること（論文，研究ノート
温室効果ガスの生成と消失．土壌の物理性，113：3 ‒ 12．
の場合）．
Fujimaki, H., Ando, Y., Cui, Y. and Inoue, M.（2008）：Param2）本誌の読者にとって有益であること．
eter estimation of root water uptake model under salinity3）導入，研究手法から結論に至る過程に論理性があ
stress. Vadose Zone Journal, 7：31 ‒ 38.
ること．
Millington, R. J. and Quirk, J. P.（1959）：Permeability of po（2）表現について
rous media. Nature, 183：387 ‒ 388, doi：10.1038/183387a0.
1）原稿全体の構成が整っていること．
Bittelli, M., Flury, M. and Campbell, G. S.（2003）：A thermo2）表題が適切であること．
dielectric analyzer to measure the freezing and moisture3）文章表現が適切であること．
characteristic of porous media. Water Resour. Res., 39（2）：4）英文アブストラクトや和文要旨が適切であること．
W1041, doi：10.1029/2001WR000930.
5）SI 単位や記号の使い方が適切であること．
< 単行本 >
6）キーワードが適切であること．
Tinker, P. B. and Nye, P. H.（2000）: Solute movement in the7）英語の表現が適切であること．
rhizosphere, p.308. Oxford University Press, New York.
3．投稿原稿の受付
土 壌 環 境 分 析 法 編 集 委 員 会 編（1997）：土 壌 環 境 分 析 法，
編集委員会は投稿原稿が体裁上最小限必要とする条件

を満たしていることを確認した後，原稿を受け付けます．
条件を満たしていない場合には，著者への問い合わせ，もしくは原稿を受け付けずそのまま返稿する場合があります．
4．閲読の目的と姿勢
編集委員会は受け付けた投稿原稿が「土壌の物理性」
へ掲載するのにふさわしいかどうかを判定する資料を得るために閲読を行います．編集委員会は適任の閲読者を選定し，閲読を依頼します．
編集委員会は閲読者に対して特に次の点について注意をお願いしています．
1）原稿の内容に対する責任は著者にあること．また，原稿の価値は読者が判断するものであること．
2）閲読は内容の批判や討議を行うものではないこと．
従って，見解の相違は掲載不適の理由にならない
こと．
3）閲読者は投稿者に対して研究指導する立場にないこと．従って，新たな実験や計算の追加要求などは極力避けること．
4）閲読依頼期限を厳守すること．
閲読者から出された問題点について，編集委員
会は原稿が投稿原稿に求められるものを満たすために必要に応じて著者に修正を求めます．ただし，これは著者に対する指導や助言ではありません．
原稿の内容に対する責任はあくまで著者にあります．
5．閲読の手順と投稿原稿の採否（1）編集委員会は論文，研究ノートについては 2 人，その他の区分の投稿原稿については 1 人の適任者へ閲読を依頼します．
（2）閲読者は「2」の投稿原稿に求められる各項目について投稿原稿を評価し，閲読結果を全体意見および個別指摘事項と共に編集委員会へ報告します．
（3）編集委員会は閲読結果を審議し，投稿原稿の採否を決定します．この際，論文・研究ノートについては原則として下のように取り扱います．
1）閲読者 2 名とも総合判定が A（このまま掲載可）の場合には，閲読結果を受け取った日付で原稿を受理（掲載決定）します．
2）1 名の総合判定は A ，もう 1 名は B（指摘の点が修正されれば掲載可）の場合，または 2 名とも Bの場合には，指摘事項について著者に比較的小さな修正を求めます．修正原稿が提出され，編集委員会が修正内容を確認した時点で受理します．
3）1 名の総合判定は B ，もう 1 名は C（指摘の点が修正された後，再閲読する必要あり）の場合，または 2 名とも C の場合には，指摘事項について著者にやや大きな修正を求めます．提出された修正原稿は再び閲読を行います．
4）1 名の総合判定が D（掲載不適）の場合には，第 3の閲読者に判定を依頼することを含め，編集委員会が対応を判断します．
5）2 名の総合判定とも D の場合には，その理由を付けて著者へ返稿します．
6）閲読は 2 回までとし，再閲読においても C または
D の判定がある場合には，編集委員会が対応を判断します．
（4）閲読結果の総合判定を D とする理由は次のようなものです．
1）既発表とみなされるもの．
2）重要な部分に根本的な誤りがあるもの．
3）事実に基づいた内容ではなく，単なる主観が述べられているに過ぎないもの（論文，研究ノートの場合）．
4）通説が述べられているだけで，新しい知見が全くないもの（論文，研究ノートの場合）．
5）修正を要する根本的な指摘事項を多く含んでいる
もの．
6）連載形式で構成されており，1 編ごとに独立したものと認めがたいもの．
7）全体構成や文章が粗雑で，内容の判定ができない
もの．
8）内容が本誌の趣旨に合わないもの．
9）その他，本誌に掲載する原稿としてふさわしくな
いもの．
6．その他
1）共著者は全員が原稿に責任を負って下さい．共著者がいるにもかかわらず，その共著者が原稿を読んでないと判断されるような基本的なミスがある
場合には，閲読を中止して返稿することがありま
す．
2）修正原稿を返送する場合には，修正結果がすぐに分かるような回答書（指摘事項に対応した修正箇所・内容一覧）を作成し，添付して下さい．
3）原稿は一度印刷公表されると末永く評価と批判の対象になります．閲読意見に対しては極力冷静か
つ慎重に対処して下さい．誤解があった場合には，その誤解を解くだけでなく，誤解を受けないような書き方に改める努力が求められます．
4）「掲載不適」で返稿された原稿を再投稿する場合は新規投稿扱いとなります．「掲載不適」とした理由を十分に確認・検討の上，再投稿して下さい．
（2004．6．29 改正）「土壌の物理性」閲読の手引き
1．閲読依頼期限の厳守をお願い致します．万一，期限内に閲読が困難な場合には，速やかに編集委員会事務局へ連絡して下さい．
2．「投稿案内」において，下のものを投稿原稿に求めています．閲読においても，これらをその基準とします．
（1）内容について
1）オリジナリティーがあること（論文，研究ノートの場合）．
2）本誌の読者にとって有益であること．
3）導入，研究手法から結論に至る過程に論理性があること．
（2）表現について
1）原稿全体の構成が整っていること．
2）文章表現が適切であること．
3）表題が適切であること．
4）英文アブストラクトや和文要旨が適切であること．
5）SI 単位や記号の使い方が適切であること．
6）キーワードが適切であること．
7）英語の表現が適切であること．
3．「掲載不適」とする理由としては，下のようなものが挙げられます．
1）既発表とみなされるもの．
2）重要な部分に根本的な誤りがあるもの．
3）事実に基づいた内容ではなく，単なる主観が述べられているに過ぎないもの（論文，研究ノートの場合）．
4）通説が述べられているだけで，新しい知見が全くないもの（論文，研究ノートの場合）．
5）修正を要する根本的な指摘事項を多く含んでいる
もの．
6）連載形式で構成されており，1 編ごとに独立したものと認めがたいもの．
7）全体構成や文章が粗雑で，内容の判定ができない
もの．
8）内容が本誌の趣旨に合わないもの．
9）その他，本誌に掲載する原稿としてふさわしくな
いもの．
4．原稿の内容に対する責任はあくまで著者にあります．また，原稿の価値は読者が判断するものです．
5．閲読は内容の批判や討議を行うものではありません．
従って，見解の相違は掲載不適の理由にはなりません．
6．閲読者は投稿者に対して研究指導する立場にありません．よって，新たな実験や計算の追加要求などは極力避けて下さい．
7．閲読者は著者と直接折衝をしないで下さい．著者との交渉はすべて編集委員会の責任で行います．
8．閲読者として知り得た印刷前の原稿の内容はいかなる形でも利用・引用等出来ません．厳にご注意下さい．
9．著者に修正を求めた後に再閲読で総合判定を D（掲載不適）とすることは，閲読者にとっても著者にとっても非生産的です．完成度の低い原稿などにおいては，修正を求め再閲読を行うよりも「掲載不適」として練り直してから新たに投稿するよう促した方がよい場合があります．その場合には，「掲載不適」の理由（「3」参照）を明示して下さい．個別指摘事項への意見は不要です．
10．閲読者から編集委員会へ意見等がある場合は，必ず「編集委員会への意見」として別紙への記入をお願いします．
（2003．5．28 改訂）

土壌物理学会学会賞規定
1．種類
学会賞に論文賞と優秀ポスター賞をおく．
2．論文賞の選考
論文賞は，年 1 回，以下の手順により論文賞選考委員会「以下，選考委員会」で審査し，評議員会で決定する．
（1）賞の対象とする論文は，「土壌の物理性」に，原則として前年度（前年 4 月 1 日から翌年の 3 月 31 日まで）に掲載された原著「論文」とする．
（2）審査対象とする論文は，以下のいずれかとする :1）選考委員会が（1）に該当する論文の中から第 1 次
審査として選考したもの，2）（1）に該当する論文の中から正会員 1 名以上により推薦（自薦もしくは他薦）されたもの．

（3）（2）- 2）に記す論文の推薦は，学会誌「土壌の物理性」に公示された募集を受け，所定の書類を必要部数揃え，
期日までに学会事務局に提出しなければならない．
（4）選考委員会では，（2）に該当する論文の中から，第 2次審査として受賞候補論文（以下，候補論文）を審査・選考し，評議員会へ付議する．
（5）評議員会では，候補論文が受賞に適格かどうかを判定する．
3．優秀ポスター賞の選考
優秀ポスター賞（以下，ポスター賞）は，年 1 回，以下の手順により決定する．
（1）選考の対象は，当該年度の土壌物理学会大会において発表されたポスターであって，筆頭者は会員とする．
ただし，ポスターの筆頭者が学生の場合に限り，会員外であっても選考の対象に含める．
（2）ポスター賞は，（1）に該当するポスターの中から，選考委員会および会員の投票により選考する．
（ 5 件以下）
4．表彰（1）論文賞は，通常総会において表彰を行う．また，会誌上に公表する．
（2）ポスター賞は，土壌物理学会大会において表彰を行う．
また，会誌上に公表する．
（2002．11．23 制定 2009．10．24 改正）

土壌物理学会学会賞選考委員会規定
1．目的
学会賞選考委員会（以下委員会という）は，論文賞および優秀ポスター賞の選考を行うことを目的とする．
2．業務
委員会はつぎの業務を行う．
（1）学会賞運営規定に基づく論文賞および優秀ポスター賞の選考．
（2）土壌物理学会学会賞選考に関するその他の事項．
3．構成
委員会は委員長 1 名および委員 5 名程度を持って構成する．
（1）委員会は正会員より構成される．
（2）委員は評議員会の推薦に基づき総会で決定する．
（3）任期は 2 年とする．ただし，再任はさまたげない．
（4）委員長は委員の互選により選出する．
（5）若干名の専門委員をおくことを認める．
4．開催
委員会は年 3 回程度開催する．
（2002．11．23 制定 2003．11．22 改正）

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2012 年 12
月20
20日発行
日発行
土壌の物理性 第 118（会員配布） 20117月
122 号（会員配布）
発行 土 壌 物 理 学 会‒8589
060-8589〒 060

札幌市北区北 9 条西 9 丁目
北海道大学大学院農学研究院内
011-706-3641
電話
011‒706‒3641
E-mailspsyomu@ml.affrc.go.jp‒mailspsyomu@ml.aﬀrc.go.jp
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北洋銀行北七条支店（店番）
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北洋銀行北七条支店（店番 312
312）
普通 3963234 土壌物理学会 会計 倉持寛太
倉持寛太
‒2‒40943
郵便振替
口座番号：01350-2-40943
口座番号：01350
加入者名：土壌物理学会
加入者名：土壌物理学会
spkaikei@ml.affrc.go.jp
spkaikei@ml.aﬀrc.go.jp
会費など会計に関する問い合わせ先 E-mailE‒mail編集委員会事務局（投稿原稿送付先）‒mailkibyosi@ml.aﬀ
rc.go.jp
EE-mailkibyosi@ml.affrc.go.jp‒tokyo.ac.jp/jssp/）
で最新のものをご確認下さい．
所在地はホームページ（http://www.iai.ga.a.u
所在地はホームページ（
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印

刷

創文印刷工業株式会社‒ 0011 東京都荒川区西尾久 77-12-16‒ 12‒ 16〒 116
116-0011

ISSN 0387-6012

土壌の物理性第 122 号

平成 24 年 12 月 20 日発行（年 3 回発行） 昭和 45 年 7 月 31 日

学術刊行物承認ISSN 0387-6012

Journal of the Japanese Society of Soil Physics
土壌の物理性No. 122

December, 2012

Foreword……………………………………………………………………………………… M. ISHIGURO …

Original Paper
Soft X-ray digital radiography for soil structure:“area density of soil” of fine sand, silt and clay……………………………………………… T. HIROZUMI, T. KUROSAWA and H. NARIOKA …
Evaluation of energy-balance-based evapotranspiration in a grass field……… K. NOBORIO, K. ONO, J. MANO, T. MIURA, N. SATTA, K. KOGA and Y. MUKAIDA …

1

第一二二号

Contents

土壌の物理性Journal of the Japanese Society of Soil Physics

3
15

Notes
23

TopicsEstimation of carbon and nitrogen movement in ecosystems at regional scale – connecting researches atlaboratory scale and global scale
Introduction…………………………………………………………… S. D. KIMURA and N. KATAYANAGI …

Lectures
Laboratory experiment and field monitoring for regional scale analysis: a thought on the relation of laboratory andmonitoring by the example of nitrification…………………………………………………………………………………………… K. KOBA
Effect of seasonal soil-freezing on N2O production in soil followed by the emission from soil: Implications fromin-vitro soil incubation to in-situ monitoring…………………………………………………………………………………………… Y. YANAI
Modeling for simulating the regional rice yield of rain-fed lowland rice based on farm survey in Northeast Thailand………………………………………………………………………………………… S. SAWANO
Nitrogen budget and riverin1e export in watershed…………………………………………………………………………………… A. HAYAKAWA

33

…

35

…

41

…

45

…

51

Topics
Reviewing classical studies in soil physics「Studies on the movement of soil moisture」published from U. S. Department of Agriculture, Bureau ofSoils-Bulletin No.38, in 1907……………………………………………………………………………………… T. MIYAZAKI …

59

Readers’ column…………………………………………………………………………………………

K. SUZUKI …

71

Announcements……………………………………………………………………………………………………………

73

Editor’s Postscript……………………………………………………………………………………………………………

75

二〇一二年 十二 月

Variations of CO2 flux according to observation points and days in broadleaf forest in the north part of okinawa… K. SAKAI, T. NAKANDAKARI, A. YOSHINAGA, T. NAGANO, K. OSAWA and T. ISHIDA …

2012 年 12 月

第 122 号土
壌会

http://www.iai.ga.a.u-tokyo.ac.jp/jssp/

学

Research Faculty of Agriculture, Hokkaido University
Kita9 Nishi9, Kita-ku, Sapporo, Hokkaido 060-8589 Japan

理

Japanese Society of Soil Physics

物

Published by

土壌物理学会Japanese Society of Soil Physics