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

学 4 · 廣田知良 4

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

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

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

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

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

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

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

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

12

土壌の物理性第 117 号

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

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

年間の長期観測を行い，融雪期直前の土壌凍結深が 0.11

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

隔で熱電対を埋設し，これらの土層より下の層には 0.10

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

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

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

ムを提示することにある．

深を計算した（融雪期後期の対照区では，表層の地温が2. 材料と方法

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

2.1 試験圃場と観測項目

計 · 地温計を埋設した地点から 2 m 程度離れた試験区内

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

ター芽室研究拠点の試験圃場（42◦ 53’ N，143◦ 05’ E）に

m にテンシオメータを埋設した．埋設したテンシオメー

観測サイトを設置した．観測圃場から約 5 km 西に位置

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

年に観測された 1 月と 7 月の平均気温は，それぞれ − 9

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

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

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

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

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

照区では積雪に対する処理を行わなかった．試験期間中

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

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

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

より融雪期の下方浸透量を推定した．ダルシーの法則を

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

凍土の液状水量は，凍結前の水分量の影響を受ける場合

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

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

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

m の水フラックス（q0.95 ; m s−1 ) を計算した．
(1)

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

論文：土壌凍結深や地温が融雪水の下方浸透に与える影響

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

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

判定を誤らないようにした．融雪期には雪の再分配は確

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

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

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

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

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

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

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

ける深さ 0 ∼ 0.50 m の水分貯留量を用いた：①土壌凍結

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

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

各試験区における融雪期直前の水分貯留量（Sx ）．土壌凍

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

ヒステリシスの影響が大きいと考えられる高水分領域

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

さい場合は，凍結層が存在しなくても両者の差分だけ融の透水試験により求めた．

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

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

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

ΔSSW = Sb − Sx

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

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

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

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

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

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

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

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

0.50 m における総下方浸透量（mm）である．

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土壌の物理性第 117 号

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

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

(mm)

ΔSSW
(mm)

IR

TS min(◦ C)

3/10 ∼ 3/21（12 日間）

111

0

0.14

− 0.2

0.11

3/10 ∼ 3/21（12 日間）

90

7

1

0

除雪区

0.52

3/16 ∼ 3/24（ 9 日間）

49

0

0

− 1.8

対照区

0.27

3/17 ∼ 4/ 6（21 日間）

143

0.4

0.37

−0.4

除雪区

0.51

2/29 ∼ 3/ 5（ 6 日間）

9

5.6

−

− 3.6

対照区

0.22

3/ 2 ∼ 3/10（ 9 日間）

50

11.1

0.26

− 0.5

土壌凍結深

年

試験区

2005 ∼ 06

除雪区

0.43

対照区

2006 ∼ 07
2007 ∼ 08

(m)

融雪水量

融雪期間

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

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

に土壌凍結深が増加した（Fig. 1c）．対照区では，12 月

Sx = Sa +UF(7)

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

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

せて積雪深を対照区と同じにする処理をおこなった．一

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

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

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

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

論文：土壌凍結深や地温が融雪水の下方浸透に与える影響

15

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

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

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土壌の物理性第 117 号

(2011)

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

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

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

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

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

最低地温

融雪期直前の地温

0.05
0.1
0.15
0.2
0.3

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

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

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

ける下方浸透量も多くなると考えられる．そこで，凍土

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

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

融雪期の下方浸透を抑制し，表層が飽和状態になったこ

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

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

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

く，5 % 水準で有意な相関が認められた（Table 2）．ま

論文：土壌凍結深や地温が融雪水の下方浸透に与える影響

17

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

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

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

た，0.10 m 以深の P 値には深さ方向に明確な違いは認め

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

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

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

4. 考察

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

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

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

相関関係が認められた（Table 2; Fig. 3）．

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

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

土壌の物理性第 117 号

(2011)

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

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

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

値と最小値の差は，Sx の平均値の 6 % と小さかった．試明を試みた．

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

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

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

Ninf = N(1 − p)100z(8)

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

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

雪期にほとんど全ての融雪水が下層に浸透した（Table

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

上記のように，融雪期直前の土壌凍結深が 0.50 m よ

場では浸透能が融雪水量を大きく上回るため，透水間隙

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

融雪水の再凍結が生じる．しかし，ほとんどの年の凍結

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

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

論文：土壌凍結深や地温が融雪水の下方浸透に与える影響

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

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

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

われ，融雪水の下層への浸透量が減少する．そのため，

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

土壌凍結時の融雪水の下方浸透量を評価するためには，

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

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

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

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

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

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transport of water and chloride tracer by depression-focused

全ての融雪水が下層に浸透することが示唆される．
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性が氷により切断される確率が，土壌凍結深の増加ととGray, D.M., Toth, B., Zhao, L., Pomeroy, J.W. and Granger,

もに上昇することで，土壌凍結深の増加とともに IR がR.J. (2001): Estimating areal snowmelt inﬁltration into frozen

減少すると考えられる．

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

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論文：土壌凍結深や地温が融雪水の下方浸透に与える影響

要旨

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

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