ヒノキ林小流域の水文過程における土壌撥水性の役割
宮田秀介 1 · 小杉賢一朗 2 · 五味高志 1

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

和機能が低下することが危惧されている（恩田，2008）．

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

人工林の代表的な樹種の一つであるヒノキ (Chamae-

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

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

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

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

1 Division of International Environmental and Agricultural Science, Grad-

及ぼす影響を明らかにすることを目的として研究を行っ

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

土壌の物理性

10

第 111 号

(2009)

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

ペットを用いて様々な濃度のエタノール溶液 (0.3 ml) を

2. 方法

サンプルに滴下し，浸透に要する時間を測定した．エタ

2.1 試験地概要

た濃度のエタノール溶液が 5 秒以内にサンプルに浸透

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

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

する，という手順を繰り返した．浸透に要する時間が 5

において行った (Fig. 1)．試験地から約 9 km 離れたアメ

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

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

どの維持管理施業が行われておらず，立木密度は約 3500

ノール溶液を用いた．

本 ha−1 であった．

2.3 浸透強度の測定方法

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

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

育せず林床が裸地化していた（斜面 A）．もう一方では

2.2 土壌撥水性の測定方法

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

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

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

回繰り返して行い，浸透強度がほぼ同じであることを確

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

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

論文：ヒノキ林小流域の水文過程における土壌撥水性の役割

た，測定の直前に TDR 式土壌水分計（CS620, Campbell

Scientiﬁc 社製）を用いて各区画の体積土壌含水率を測定

11の下の土壌は親水性であった．

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

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

れた平均体積土壌含水率と平均浸透強度の関係を Fig.

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

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

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

かった．次に，Fig. 3b に上 · 中 · 下部の各 3 区画で測定

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

幅 1 m × 斜面長 2 m でいずれも勾配は約 40◦ であった．

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

きには撥水性は示されず，それを下回ると土壌が乾燥す

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

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

いて表面流出量を測定した．樹木による雨水の集中（樹幹流 · 樹冠通過雨）が表面流発生に重要と考えたため，

3.3 現地観測結果

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

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

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

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

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

深度 5 cm では両斜面ともに

撥水性であった．

極度に強い

撥水性を示

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

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

12

土壌の物理性第 111 号

(2009)

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

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

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

降雨量 2 mm 以上の降雨を 1 降雨イベントとした．本試

い傾向が見られた．大プロットにおいても表面流が発生

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

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

表面流出量は，イベント降雨量の増加に伴って増加する出量とした．

傾向が見られた．

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

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

出量が増加しなかった (Fig. 4d)．一方，降雨量 50 mm

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

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

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

出率が 1.0 を超えたと考えられた．一方，シダで地表面

降雨イベント中の小プロット A の表面流出量，土壌水

シンポジウム特集

論文：ヒノキ林小流域の水文過程における土壌撥水性の役割

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

分，マトリックポテンシャルの変動を Fig. 5 に示す．本

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

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

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

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

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

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

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

いた (Fig. 4b)．小プロット B の表層土壌（深度 0 ∼ 5

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

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

林斜面における表面流発生の一因であると考えられた．

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

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

14

土壌の物理性第 111 号

(2009)

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

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

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

と表面流発生，雨水浸透は相互に関連することが示唆さ

林床被覆の乏しい小プロット A においても小プロット

小プロット A と大プロットにおける表面流出量の比

れた．

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

位面積当たりの表面流出量が小さかった (Fig. 4)．降雨

がら，小プロット A では小プロット B よりも大きな表

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

一に表面流が発生し，その全てがプロット下端に到達す

植生がなく地表面粗度が小さいこと (Gomi et al., 2008a)

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

同じになるはずである．しかし実際には，小プロットに

4.2 土壌撥水性が表面流発生と雨水浸透に及ぼす影響

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

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

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

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

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

色実験などにより，撥水性土壌では鉛直浸透が大孔隙に

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

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

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

とが，表面流の不連続性の要因の一つと推測された．

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

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

2003）．しかし，本研究での観測結果から，小プロット

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

論文：ヒノキ林小流域の水文過程における土壌撥水性の役割

15

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

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

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

速いことが原因と考えられる．このように，流域の地形

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

激に増加する非線形な応答を示した．さらに，土壌水分5. 結論

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

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

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

であり，さらに撥水性の強度によって表面流出量が変動

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

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

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

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

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

斜面末端すなわち渓流まで到達する表面流は非常に少な

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

加は，斜面下端の土壌–岩盤境界面のマトリックポテン

本研究で示された表面流発生と水分特性曲線のヒステ

シャルが正となる，すなわち飽和帯が形成されたタイミ

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

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

スケールでは表面流が観測されたが，その流域からの降

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

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

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

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

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

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

流観測結果を斜面全体の表面流出としては扱うことがで

引用文献

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

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

土壌が撥水性を示す流域で行われた既往研究において

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

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

域スケールの流出量が顕著に増加することはないという

ogy, 231–232: 233–243.

本研究と同様の結果が報告されている（例えば，Prosser

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

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

bic effects on inﬁltration and catchment runoff. Hydrological

乾燥した撥水性が強く発現する条件では流域の流出応答

Processes, 3: 211–222.

土壌の物理性

16

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

第 111 号

(2009)

応用．土壌の物理性，100：15–26．

tion of overland on massive oxic soil in a eucalypt woodland

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

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

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

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

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

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

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

elling: experimental evidence at point to catchment scales

fects of forest ﬂoor coverage on overland ﬂow and soil erosion

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

on hillslopes in Japanese cypress plantation forests. Water Re-

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

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

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

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

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

酒井正治，井上輝一郎，岩川雄幸 (1987)：粗大有機物の土壌へ

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

runoff transfer. Water Resources Research, 44, W08411,

第 98 回日本林学会論文集：193–196．

Gomi,

T.,

Sidle,

R.C.,

Miyata,S.,

Kosugi,S.,

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

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

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

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

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

間分布．日本森林学会誌，88 (5)：354–362

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

runoff from forested watersheds in central Japan during ty-

ter storage during rainfall events. Hydrological Processes, 21:

phoon storms: implications for understanding runoff mecha-

2356–2364.

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

小杉賢一朗 (2005)：森林における水循環研究への土壌物理学の

要

1178.

旨

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