火山灰土壌の分布と特殊性
Distribution and characteristics of volcanic soils
渡邉 哲弘

＊

Tetsuhiro WATANABE＊

京都大学 農学研究科
Graduate School of Agriculture, Kyoto University

摘

要

土壌は生態系において，植物に水や養分を供給し，また系（土壌）から流出する水の量や質に影響を与える。火山灰土壌は，火山砕屑物を主な材料として生成した土壌であり，黒く軽しょうで透水性と保水性に優れ，有機物やリンを良く吸着するという性質を持っている。これらの性質は，火山灰土壌に含まれる極めてサイズの小さいア
ロフェン，イモゴライト，フェリハイドライト，有機 Al（Fe）複合体の反応性に起因している。これらは，高い反応性より活性 Al・Fe と呼ばれる。火山砕屑物の風化により生成するこれらの活性 Al・Fe は，時間とともに減少し，火山灰土壌はより風化・生成の進んだ非火山灰土壌へと変化する。しかし，火山帯の土壌は非火山性土壌へと生成が進んだ後も，近隣の土壌と比べて活性 Al・Fe を多く含んでおり，より大きな有機物蓄積やリンの吸着のポテンシャルを有している。自然および農業生態系の基盤である土壌に対して火山砕屑物が与える影響を考慮することは，より正確な自然の理解と適正な利用につながる。

キーワード：アロフェン，イモゴライト，活性 Al・Fe，有機物蓄積，リン吸着Key words：allophone, imogolite, active Al and Fe, organic matter accumulation,
phosphorus sorption

1．はじめに
土壌は生態系において，多様かつ重要な役割を果たしている。土壌は，植物をはじめとする生物に物理的基盤を与えるとともに水や養分を供給し，生物遺体を分解し，また，流出する水の量や成分に影響を与える。火山砕屑物（噴火によって放出された固体物質であり，火山灰，火山礫，火山岩塊を含む。）
はこのような土壌の機能に極めて大きい影響を与えている。
火山砕屑物は火山の噴火により放出され，その周囲に降り積もり土壌の材料となる。火山砕屑物は，噴火の規模によりその飛散する範囲が異なり，巨大な噴火では火山灰が 1,000 km 以上も飛散する。例えば，九州の姶良カルデラ，阿蘇カルデラから噴出した火山砕屑物は，それぞれ東北，北海道においても
1）
数 cm 以上の厚層を成す 。
火山砕屑物を主な材料とし，その影響を強く受けた土壌は，「火山灰土壌」と呼ばれる。火山灰土壌の特徴は他の土壌と比べた時に際立っており，世界の全地表の 1％に満たない面積を占めるに過ぎないにもかかわらず，アメリカの土壌分類（Soil Taxonomy）

では 13，FAO の分類（World Reference Base for Soil
Resources : WRB）では 32 ある最上位のカテゴリーの 1 つとされるなど，特殊な土壌として認識されている。なおここで「火山灰土壌」とは，日本の統一
2）的土壌分類体系の黒ぼく土 ，アメリカの Soil Tax3）
onomy のアンディソル（Andisols），FAO の WRB の
4）アンドソル（Andosols） を指す。また，火山灰土壌の「火山灰」は，火山砕屑物を主な材料とすることを表している。
本稿では，火山灰土壌の分布とともに，その特徴とそれをもたらす土壌の成分について説明し，また火山砕屑物が，土壌ひいては生態系に与える影響について論ずる。
2．火山灰土壌の分布
火山灰土壌は，火山砕屑物の影響を強く残している土壌である。土壌は，岩石や堆積物を材料として，その場の気候，地形，生物の影響を受けながら時間をかけて生成する。十分に時間をかけて土壌が生成した場合，土壌はその場の気候や植生の影響を強く反映して分布する。例えば，寒帯にツンドラ

受付；2015 年 11 月 23 日，受理：2016 年 2 月 26 日＊
〒 606 - 8502 京都市左京区北白川追分町，e-mail：nabe14@kais.kyoto-u.ac.jp
2016 AIRIES

11

渡邉：火山灰土壌の分布と特殊性

土，北方林地帯にポドゾル，半乾燥帯にチェルノー
ゼム，熱帯地域にラテライト土壌が分布する（いずれもアメリカの旧分類名）。このような土壌を成帯性土壌と言う。一方で，成帯内の地形や材料を反映した土壌を成帯内性土壌という。火山灰土壌は，火山砕屑物を材料とした生成年代の短い「若い」成帯
内性土壌であり，その性質には気候よりも材料（火山砕屑物）の影響が強く表れている。
5）
（図 1）
，その
火山灰土壌は世界の火山帯 に分布し
3），4）。
面積は地表の 0.7～0.8％と極めて限られている
6）
その分布 が最も多いのは環太平洋火山帯であり，
南北アメリカからアリューシャン列島，カムチャッ
カ半島，日本，フィリピン，インドネシア，ソロモ
ン諸島を通り，ニュージーランドまで分布している。その他にはアフリカ大地溝帯やイタリア西岸，
ハワイ諸島などに分布している。
日本においては，火山灰土壌は極めて広く分布し
7）
ており
（図 2）
，地表の 17％を占める 。これは，日本が環太平洋火山帯の一部を形成しており，数多くの火山を有しているためである。特に，北海道から関東にかけてと九州において，その面積が広い。一方で，近畿，中国，四国地方においては，最近の火山活動が少ないためにその分布域は限られている。
より狭い範囲においては，地形も重要であり，火山灰土壌の分布や厚さに影響する。急な斜面においては，火山灰は侵食を受け土層は薄くなりやすく，
場合によっては火山灰土壌とは分類されない。逆に安定した平坦な地形においては，侵食を受けにくい
ために土層は厚くなりやすい。

3．火山灰土壌の特徴
火山灰土壌は，黒く，軽しょうである（図 3）。この黒い色は，日本，アメリカ，FAO の火山灰土壌の分類名の語源となっている（Ando は日本語の暗土を4）語源とする 。）。この黒色は土壌に含まれる有機物によるものである。火山灰土壌に多く含まれる有機物は接着剤として土壌粒子を結合させ，空隙の多い
土壌構造を発達させる。火山灰土壌を乾燥させたと
－3
3），4）
で
きの単位体積当たりの重さは 0.9 g cm 以下あり，土壌の主要な構成鉱物であるケイ酸塩が概ね－3
2.5～2.8 g cm の密度を持っていることを考えると，空隙の多さがよく分かる。
なお，火山灰土壌の特徴となっている黒い色は，
野焼きや山火事などの燃焼による植物炭化物に起因8）するという考えもあり ，黒さそのものは火山灰土
2）
－ 4）
。
壌として分類する時の基準とはなっていない
火山灰土壌は発達した土壌構造を有するため，透水性と保水性に優れ，また，畑として利用する際に耕しやすい。構造の発達した土壌にはサイズの異なる多くの孔隙があり，サイズの大きい孔隙は，水が通り抜けるのが速いために，良好な透水性や通気性に寄与し，一方，サイズの小さい孔隙は，毛管力などによる負圧により，水を良く保持する。また孔隙が多く軽いために，易耕性に優れる。
火山灰土壌の重要な特徴として，リンを多く吸着することがある。この吸着は，火山灰土壌に含まれる鉱物表面とリン酸の共有結合（配位子結合）によっており，その他の多くの元素がイオン結合で吸着す

標高（m）
4,000
0
図1

12

5）
6）
世界の活火山（上 赤三角）と火山灰土壌（下 赤）の分布．

地球環境 Vol.21 No.1

凡例
Legend造

大群名

図示単位は日本の統一的土壌分類体系 第二次案(2002)の大群とし，分布面積（割合）は日本ペドロジー学会第４次分類・命名委員会(2001)による。

成

土

炭

土

色・記号

A

-- ha
(-- %)

Peat soils

ポドゾル性土B

378,161 ha(1.0 %)

Podozolic soils

C

1,730,280 ha(4.6 %)
6,537,108 ha(17.3 %)

黒ぼく土
Kuroboku soils

D

暗赤色土
Dark-Red soilsE

沖

97,689 ha(0.3 %)

Fluvic soils

土

F

停滞水成土

5,663,884 ha(15.0 %)

Stagnic soils

G

赤黄色土

237,116 ha(0.6 %)

Red-Yellow soils

H

569,250 ha(1.5 %)

積

Legend

大群名
大群名

Brown Forest soils

I

20,161,953 ha(53.4 %) ※褐色黒ぼく土群を含む

Regosols

J

2,061,548 ha(5.5 %)

市街地・未調整・湖沼

造 成
成 土
土

※褐色黒ぼく土群を除く

未

土

図示単位は日本の統一的土壌分類体系－
第二次案(2002)の大群とし，分布第二次案(2002)の大群とし，分布
凡Legend
例 図示単位は日本の統一的土壌分類体系
面積（割合）は日本ペドロジー学会第４次分類・命名委員会(2001)による。
面積（割合）は日本ペドロジー学会第４次分類・命名委員会(2001)による。

※図示されていない

褐色森林土
熟

N

面積（割合）

Man-made soils

泥11 - 20（2016）

Man-made soils
soils
Man-made

A
A

炭 土
土
泥 炭

面積（割合）
面積（割合）ha----ha※図示されていない(--%)%) ※図示されていない(--

ポドゾル性土
ポドゾル性土Peat soils
soils
Peat

B
B

378,161ha
ha378,161(1.0%)%)(1.0

PodozolicPodozolic soils
soils

C
C

黒ぼ
ぼく
く土
土

1,730,280ha
ha
1,730,280(4.6(4.6%)%)

Kuroboku
Kuroboku soils
soils

D
D

6,537,108
6,537,108ha
ha※褐色黒ぼく土群を除く(17.3(17.3%)%) ※褐色黒ぼく土群を除く

Dark-Red
Dark-Red soils
soils

EE

FluvicFluvic soils
soils

FF

Stagnic
Stagnic soils
soils

G
G

暗赤
赤色
色土
土

336,723 ha(0.9 %)

色・記号
色・記号

沖 積
積 土
土
停滞水成土
停滞水成土
赤
赤黄
黄色
色土
土

97,68997,689ha
ha(0.3(0.3%)%)
5,663,884
5,663,884ha
ha(15.0(15.0%)%)
237,116ha
237,116 ha(0.6(0.6%)%)

H
H

569,250569,250ha
ha(1.5(1.5%)%)
20,161,953
ha
20,161,953
ha ※褐色黒ぼく土群を含む
II(53.4
Brown Forest soils(53.4%)%) ※褐色黒ぼく土群を含む
未熟
土2,061,548
ha
未
熟 土
2,061,548 ha
JJ
Regosols(5.5
Regosols(5.5%)%)
336,723 ha
市街地・未調整・湖沼ha
市街地・未調整・湖沼 336,723(0.9%)(0.9 %)
Red-Yellow
Red-Yellow soils
soils

褐色森林土
褐色森林土
Brown Forest soils

0

図2

200 km5）
7）
日本における活火山（上 赤三角）と火山灰土壌（下 黒ぼく土 D）
の分布．

火山灰土壌

火山灰土壌

褐色森林土

褐色森林土

長野

北海道

滋賀・花崗岩母材

京都・頁岩母材

図3

火山灰土壌と褐色森林土の土壌断面．

13NN渡邉：火山灰土壌の分布と特殊性ることと比べると，リン酸は極めて強く土壌に吸着される。吸着されたリン酸は，その植物可給度が低くなる。
以上をまとめると，作物生産においては，火山灰
土壌は物理性（透水性，保水性，通気性，易耕性）に優れ，一方で，化学性（リンの強い吸着）に難があると言える。
日本の農業においては，火山灰土壌は問題土壌としてみなされてきたが，近年は，畑作が行われる主要な土壌となっている。かつては，リンを強く吸着することと，日本では降水量が多く土壌が酸性化していることから，作物生産に劣っていた。近年は，リン酸と石灰の施用を中心とする化学性の改善により，火山灰土壌は畑地，樹園地の主体となってい9），10）。
る （図 4）
一方で，熱帯においては，火山灰土壌は肥沃な土壌として認識されている。これは，日本の火山灰土
壌の比較対象が，生産性の高い水田土壌であることに対して，熱帯では，比較対象が強風化の土壌となりやすいことも一因かもしれない。世界的な傾向から判断すると，火山灰土壌は生産性が高い土壌だと

言える 。
11）
火山灰土壌は人口の分布 にも影響を与えている
12）
ようである 。人口密度は，作物生産性の高い地域で大きい（図 5）。すなわち，アジアの水田地帯，アメリカのプレーリーやユーラシアのチェルノーゼム
地帯，そして火山帯である。特に，火山活動の活発なジャワ島やフィリピン諸島と活火山のほとんど無いカリマンタン島や，火山帯であるアフリカの大地溝帯やアンデス山脈とその周囲の非火山地帯の人口密度は対照的である。これは，火山灰土壌が水田土
壌，プレーリー土やチェルノーゼムと並んで，高い
人口扶養力を持つことを示していると考えられる。
火山灰土壌は若い土壌であると先述したが，若いということは，その中に風化していない一次鉱物を多く含んでいることを意味する。実際に火山島である
ジャワ島，スマトラ島と活火山のほとんど無いカリ
マンタン島において土壌中に含まれる全塩基量（Ca，－1
Mg，K，Na）
は，前者で 191±120 cmolc kg （平均±－1
標準偏差，n = 42），後者で 33±23 cmolc kg （n = 60）であり，火山帯の土壌には多くの一次鉱物が残存していることを示している。この残存している一次鉱物は，時間とともに溶解し土壌中に養分元素を放出する。溶解により放出された養分元素は，その場の植物や微生物に利用されるとともに，例えば，水田のような流出先でも生物に利用されるであろう。このように，若く一次鉱物を多く含む火山灰土壌は，その地域の生物生産性を高くしていると考えられる。火山活動等によるこれら一次鉱物の付加を，地12）
質学的施肥 と呼ぶこともある。
3）4．火山灰土壌の性質を決める成分－活性 Al・Fe

図 4 集約的な農業がおこなわれる長野県の火山灰土壌．

図5

14

火山灰土壌の特徴は，それに含まれる鉱物によりもたらされている。火山灰土壌に含まれる鉱物には，アロフェンやイモゴライトなどのケイ酸塩鉱物

世界の人口密度 11）（Image by Robert Simmon, NASA's Earth Observatory）．

地球環境 Vol.21 No.1

やフェリハイドライトのような鉄酸化物がある。ア13）
ロフェンは直径 3.5～5.5 nm の球状 ，イモゴライト
13）
は直径 2.3 nm，長さ数千 nm の繊維状 ，フェリハ
14）
15）
。
イドライトは直径 2～6 nm の球状 である （図 6）これらの鉱物は直径数 nm という非常に小さいサイズであるために，極めて大きな比表面積を有してい
2 －1 13），イる。アロフェンの比表面積は 700～900 m g
2 －1 13），フェリハイドラ
モゴライトは 900～1,000 m g
2 －1 14）である。非火山灰土壌に広イトは 100～700 m g
く分布する粘土鉱物であるカオリナイトの比表面積
2 －1 16）であることを考えれば，桁違いにが 5～39 m g
大きいことが分かる。また，これらの鉱物の膨大な表面には，Al あるいは Fe と結合した水酸基がある。したがって，火山灰土壌は，反応活性の高い水酸基を有する大きな面積を持つ。この表面に，有機物が結合し土壌構造の発達を促すことで，火山灰土
壌は，高い透水性，保水性，通気性，易耕性を有す
る。また，リン酸は鉱物表面の水酸基と置き換わる
配位子結合することで，植物可給性が低くなる。
アロフェンやイモゴライト，フェリハイドライト
は，火山ガラスなどの火山砕屑物に含まれる一次鉱物が溶解した成分から，析出することで生成する。
火山ガラスは，火山灰の主成分であり，熱力学的に不安定であり土壌中で速く溶解する。火山ガラスの溶解に伴い，Ca，Mg，K などの養分元素とともにAl や Si，あるいは Fe が土壌溶液中に放出される。
この Al や Si が再び結合し析出することでアロフェ
ンやイモゴライトが生成し，また，Fe が析出することでフェリハイドライトが生成する。アロフェンやイモゴライトが析出するためには，土壌溶液中でのAl と Si の濃度がこれらの鉱物の溶解度よりも高くなる必要があり，溶解速度の速い火山砕屑物を材料としない場合には生成が限られる。アロフェンやイモ
ゴライトはポドゾルなどにも含まれており，火山砕
13）
，17）
が，多量の
屑物を材料としなくても生成し得る
アロフェンやイモゴライトは，火山灰土壌に特徴的であると言える。
土壌中に有機物の量が多い場合には，火山ガラスの溶解に伴い放出された Al は，アロフェンやイモ

層状ケイ酸塩（カオリナイト、2：1 型鉱物）

11 - 20（2016）

ゴライトではなく，有機物と結合した有機 Al 複合
17）体となる 。Al は有機物との反応性が高く，有機物と結合して安定度の高い複合体を形成する。このような有機 Al 複合体は，有機物供給の多い表層土壌や，火山の影響が比較的弱く火山砕屑物からの Al 供
18）
給が有機物供給に比べて少ない地域で多い 。また，Fe も有機物と結合し有機 Fe 複合体を形成するが，Fe 同士で結合する性質が強く，多くはフェリハ
19）
（Fe）
複合
イドライトとして存在する 。この有機 Al
体の Al（Fe）も，反応性が高くリンを強く吸着する。
これらの火山灰土壌の反応性を司る成分，すなわ
ち，アロフェン，イモゴライト，フェリハイドライ
ト，有機 Al（Fe）複合体は，活性 Al・Fe として，酸性シュウ酸塩溶液により溶解抽出され，定量され20）る 。この活性 Al・Fe の含量は，火山灰土壌を判別する重要な基準の 1 つとなっている。
5．火山灰土壌の分類
火山灰土壌は，活性 Al・Fe とそれに伴う性質によって特徴づけられ分類される。日本の統一的土壌分類体系，アメリカの Soil Taxonomy，FAO の WRB－1では，活性 Al＋1/2 活性 Fe が 20 g kg 以上であること（Fe の質量を 1/2 としているが，Al と Fe を元素の数で考えるために，Al のほぼ 2 倍の原子量を持
つ Fe の質量を 2 で割る。），リン酸を添加した際にその土壌への吸着量が基準値よりも大きいこと，単－3位体積当たりの乾燥土壌の重さが 0.9 g cm 以下であること（日本の統一的土壌分類体系では基準としていない）などを，火山灰土壌の特徴としている。
以上の基準は，火山砕屑物の風化初期で活性 Al・Feの生成量が少ない場合には，火山ガラスなどの含量が高いことを条件として緩められる（活性 Al＋1/2 活－1以上など）。これらの特徴を持つ土性 Fe が 4 g kg
層が一定の厚さ（25 cm など）以上ある場合，その土壌は火山灰土壌（黒ぼく土，アンディソル（Andisols），
アンドソル（Andosols））と分類される。日本の統一的分類体系や FAO の WRB では，さらに，活性 Alの主体がアロフェンやイモゴライトであるか，有機

結晶性

アロフェン、

Al・Fe 酸化物

イモゴライト

1 μm

図6

代表的な粘土鉱物の模式図 15）．

15

渡邉：火山灰土壌の分布と特殊性

Al 複合体であるかによって火山灰土壌を分類し，日本の統一的分類体系では，前者をアロフェン質黒ぼ
く土，後者を非アロフェン質黒ぼく土と呼ぶ。
6．土壌に残る火山砕屑物の影響
火山砕屑物は長期間にわたり，土壌に影響を与え続ける。ハワイ諸島は，島により噴火の年代が異なる火山砕屑物を材料とする土壌が分布しているため，火山砕屑物の影響の残存を示す良い例となっている。図 7 に示されるように，降灰より数十万年後21）まで活性 Al・Fe の含量が増加する 。すなわち，
火山砕屑物に含まれる一次鉱物の溶解とともに，ア

非結晶鉱物の量（kg m-3）

400
300
200
100
0

0

1

10

100

1,000 10,000

土壌生成年代（×1,000年）

図7

 ワイ諸島における時間経過が土壌中の非結晶
ハ
鉱物（活性 Al・Fe を主とする鉱物）の量に及ぼす影響 13）．

図816ロフェンやイモゴライト，有機 Al 複合体が生成する。その後，活性 Al・Fe は，より安定で反応性の低い結晶性の鉱物へと変化するために減少する。噴火から 410 万年後には，強風化土壌であるオキシソ
21）
ルとなっている 。
この火山砕屑物から，活性 Al・Fe，結晶性鉱物への変化の速度は，材料や環境により大きく異なる。
例えば，火山性降下物のサイズが小さければ，溶解速度は大きくなるし，火山砕屑物の成分は Si の多い
ケイ長質なものほど溶解が遅く，Si が少ない苦鉄質
22）のものほど速くなる 。火山砕屑物の溶解速度が大きいと，活性 Al・Fe ができる速度も大きくなると考えられる。周囲の環境も影響し，温度が高いほど
17）
結晶性の鉱物の出現が早い 。
インドネシアのジャワ島，スマトラ島の火山帯においては，火山灰土壌の特徴が，標高の低下とともに数十 km という短い距離で急激に無くなっていく。図 8 にはスマトラ島の高標高帯の土壌と低標高帯の土壌を示している。高標高帯の土壌は，黒い，軽いといった火山灰土壌の特徴を強く持っており，
また近くでは集約的な畑作が行われている。一方，低標高帯の土壌は，土色の彩度が高く鉄鉱物が結晶化していることを示している。また，活性 Al・Fe の含量も概ね 1,000 m 以上の高標高帯で値が大きく，
アロフェンやイモゴライトを多く含んでいること，
低標高帯では値が小さく活性 Al・Fe として抽出されない結晶性の高い鉱物を多く含んでいることを示している（図 9 左）。温度が高い低標高帯においてはAl や Fe を含む結晶性鉱物の生成が進みやすいため，

インドネシア・火山帯の高標高（1,500 m，左図）と低標高（200 m，右図）の土壌とその近くの景観．

地球環境 Vol.21 No.1

低標高帯の土壌はより生成が進んでいると考えられる。また，標高の高い火口近くでは，小規模の噴火がより新しい火山砕屑物を供給していることも原因として考えられる。当地域の土壌は，アメリカの土壌分類で，標高が高いところでは火山灰土壌であるアンディソル（Andisols），標高が低い場所では風化生成の進んだ非火山灰土壌のインセプティソル（Inceptisol），バーティソル（Vertisols），アルティソ
ル（Ultisols）
等となっている。
火山帯では，風化生成の進んだ非火山灰土壌においても火山砕屑物の影響は残存している。インドネ
シアにおいては，火山帯であるジャワ島およびスマトラ島の非火山灰土壌と，活火山が無く火山砕屑物の影響がほとんどないと考えられるカリマンタン島の土壌を比較すると，火山帯に分布する非火山灰
土壌の活性 Al・Fe は，非火山帯のものよりも多い（図 9 右）。これは，火山砕屑物の風化により生成した活性 Al・Fe が，土壌生成が進んだ後でも比較的多く残ることを示している。
アフリカの火山帯においても，インドネシアと同様に，標高の減少に伴い火山灰土壌の特徴が急激に無くなるが，火山砕屑物の影響は残存している。カ
メルーンには，ギニア湾より内陸に向かって火山が列状に分布しており，概ねギニア湾より火山の年代

活性Al + 1/2活性Fe（g kg-1）
活性Al + 1/2活性Fe（g kg-1）

120
120

ジャワ・スマトラ
ジャワ・スマトラ
カリマンタンカリマンタン

1515

8080
6060

1010

4040

55

2020

図9

が古くなる。最近の噴火の影響が強いと考えられる
地域（図 10 左カメルーンの 100～400 m）
においては，
低標高であっても活性 Al・Fe の含量は高いが，噴火
年代が古いその他の地域においては，高標高帯で活性 Al・Fe 含量が高く，低標高帯で低い（図 10 左）。
タンザニアの北部には，キリマンジャロ山等が火山として存在している。こちらも高標高帯で活性 Al・
Fe 含量が高く，低標高帯で低い。いずれの地域の低標高帯においても，非火山帯の土壌と比較すると活性 Al・Fe 含量が高いことは，インドネシアの火山帯と同じである（図 10 右）。
カメルーンやタンザニアの火山帯では，インドネ
シアと比較すると，火山灰土壌が分布する標高帯が高く，概ね 2,000 m 以上となっている。その原因として，カメルーンやタンザニアでは噴火年代が古く，活性 Al・Fe から結晶性鉱物への変化がより進んでいることが考えられる。
活性 Al・Fe はその量が少なくても，土壌の特性に強く影響をしている。
活性 Al・Fe は，有機炭素蓄積に大きく寄与している。図 11 は，次表層土壌における活性 Al・Fe 含
量と有機炭素含量の関係を示している。表層土壌については鉱物と直接結合していない有機物もあるため関係が弱いが，10 cm 以下の次表層土壌について

2020

100
100

00
00

11 - 20（2016）

00
1,000
1,000 2,000
2,000 3,000
3,000 0 0
標高（m）
標高（m）

1,000
1,000 2,000
2,000 3,000
3,000
標高（m）
標高（m）

インドネシアの火山帯（ジャワ島・スマトラ島）と非火山帯（カリマンタン）の次表層土壌における標高と活性 Al・Fe 含量の関係（赤線は火山灰土壌の基準（活性 Al ＋ 1/2 活性 Fe = 20 g kg－1），右は拡大図）．

2020

活性Al + 1/2活性Fe（g kg-1）
活性Al + 1/2活性Fe（g kg-1）

120
120
100
100

カメルーン
カメルーン
火山
火山
カメルーン
カメルーン
非火山
非火山
タンザニア
火山
タンザニア
火山
タンザニア
タンザニア
非火山
非火山

1515

8080

1010

6060
4040

5 5

2020
0 0
0 0

0 0
1,000
1,000 2,000
2,000 3,000
3,000 0 0
標高（m）
標高（m）

図 10

1,000
1,000 2,000
2,000 3,000
3,000
標高（m）
標高（m）

カメルーンおよびタンザニアの火山帯と非火山帯の次表層土壌における標高と活性 Al・Fe 含量の関係（赤線は火山灰土壌の基準（活性 Al ＋ 1/2 活性 Fe = 20 g kg－1），右は拡大図）．

17

渡邉：火山灰土壌の分布と特殊性

120
120

6060

日本
日本

全炭素量（g kg-1）
全炭素量（g kg-1）

100
100

ジャワ・スマトラ
ジャワ・スマトラ

8080

4040

カリマンタンカリマンタン

6060

カメルーン
火山
カメルーン
火山

4040

カメルーン
カメルーン
非火山
非火山

2020

タンザニア
タンザニア
非火山
非火山

2020
00
0 0
0 0 2020404060608080100
100
120
120 0 0-1）-1）
活性Al
活性Al+ 1/2活性Fe（g+ 1/2活性Fe（g
kgkg

タイ
タイ
非火山
非火山

1010
2020
-1）-1）
活性Al+
活性Al+
1/2活性Fe（g1/2活性Fe（gkgkg

図 11 次 表層土壌における活性 Al・Fe 含量と全炭素含量の関係（赤線は火山灰土壌の基準（活性 Al ＋ 1/2 活性 Fe = 20 g kg－1），右は拡大図）．

55

リン酸吸着容量（g kg-1）
リン酸吸着容量（g kg-1）

1515

日本
日本
ジャワ・スマトラ
ジャワ・スマトラ
カリマンタンカリマンタン
タイ
タイ
非火山
非火山

44

1010

33
22

55

11
00
00
1010
2020
0 0 2020 4040 6060 8080 100
100 0 0
-1
-1
-1
-1
活性Al
活性Al
+ 1/2活性Fe（g+ 1/2活性Fe（gkgkg） ）
活性Al
活性Al
+ 1/2活性Fe（g+ 1/2活性Fe（gkgkg） ）図 12

活性 Al・Fe 含量とリン酸吸着容量の関係（赤線は火山灰土壌の基準（活性 Al ＋ 1/2 活性 Fe = 20 g kg－1），右は拡大図）．

は活性 Al・Fe 含量と有機炭素含量は極めて良い関係を有しており，活性 Al・Fe が有機炭素蓄積に大きく寄与していることを示している。活性 Al＋1/2 活性－1
Fe が 20 g kg 以上である火山灰土壌は，概ね有機炭
素含量も多い
（図 11 左）。火山帯の非火山灰土壌（活－1については活性 Al・
性 Al＋1/2 活性 Fe ＜ 20 g kg ）Fe 含量の割に有機炭素含量が小さい（図 11 右）。これは，活性 Al・Fe がアロフェンやイモゴライトなどの鉱物として存在しているためであり，今後，これらの鉱物に有機物が吸着しうるポテンシャルを有19）していると考えられる 。また，日本の森林土壌における有機炭素の蓄積量は，世界の他地域と比べても大きいが，これは，火山灰の影響によると考えら23）れている 。
活性 Al・Fe はリン酸の吸着にも強く影響する。
図 12 には，活性 Al・Fe とリン酸の吸着容量の関係を示しており，活性 Al・Fe がリン酸吸着に大きく寄与することを示している。なお，これはリン酸吸着の容量を示しているのであり，実際にリン酸が吸着しているという意味では無い。
同様に，活性 Al・Fe は，硝酸イオンや硫酸イオ
ンの吸着量とも良い関係を有しており，これらイオンの環境中での動態に影響することを示している。
水酸基に対する主要な陰イオンの吸着選択性は，リ18ン酸イオン＞硫酸イオン＞塩化物イオン＞硝酸イオ24）ン である。強く土壌に吸着するリン酸に対しては溶存態としての流出を極めて少なくするのに対して，最も吸着が弱い硝酸に対しては流出を送らせる
効果をもたらすと考えられる。
－1
活性 Al＋1/2 活性 Fe が 20 g kg 以下の，火山灰土壌としては分類されない土壌について着目しても，有機物蓄積量とリン酸吸着容量は，活性 Al・Feと極めて良い関係を示している（図 11 右，図 12 右）。
火山帯の土壌は，非火山灰土壌であっても，活性Al・Fe の含量が近隣の土壌よりも高い（図 9 右，
図 10 右）が，これは，これらの土壌が有機物蓄積やリン酸の吸着に対して非火山帯の土壌よりも大きい
容量を持っていることを意味する。
7．地球環境における火山砕屑物の意味
地球環境を考える上で，火山砕屑物が土壌に与える影響を考慮することは重要である。現在，人為が地球環境に与えている影響については，特に，生物多様性の減少，窒素汚染，リン汚染，気候変動が問25）
題となっている 。火山砕屑物の影響を受けた火山帯の土壌は，有機炭素蓄積，リン吸着，硝酸吸着を良くする土壌である。すなわち，リンの放出，硝酸地球環境 Vol.21 No.1の放出，有機態としての炭素の蓄積に強く影響することを意味する。この火山帯の土壌，さらには各地域に分布する土壌の特徴とその中で起きているプロ
セスをよく知ることが，自然の理解とその適正な利用につながる。

11 - 20（2016）

学，朝倉書店，157 - 178.
13）Harsh, J., J. Chorover and E. Nizeyimana, Allophane
and imogolite. In: J. B. Dixon and D. G. Schulze, eds.,
Soil Mineralogy with Environmental Applications,
SSSA, Madison, WI., 291 - 322.
14）Bigham, J. M., R. W. Fitzpatrick and D. G. Schulze

謝辞（2002）Iron oxides, In: J. B. Dixon and D. G. Schulze,
eds., Soil Mineralogy with Environmental Applications,

京都大学 北山兼弘教授には，本稿執筆の機会を与えていただきました。本稿に用いたデータは，京都大学 舟川晋也教授，修了生 吉田啓史氏，長谷恵美
子氏，太田頼子氏，長谷中洋輔氏，浦山慧美氏，上田史織氏，京都府立大学 中尾淳助教，首都大学東京
杉原創助教，ボゴール農科大学 Arief Hartono 博士，
ジャング大学 Antoine David Mvond Ze 教授，ソコイ
ネ農科大学 Kilasara Method 准教授との共同研究で得られたものです。また，データの一部は，JSPS 科
研費 20780115，23780065，24228007，26660048 の助成を受けて得ました。記して感謝の意を表します。
引用文献

SSSA, Madison, WI., 323 - 366.
15）和田信一郎（2003）土の中にある多様なコロイド．
足立泰久・岩田進午（編），土のコロイド現象，学会出版センター，15 - 23.
16）White, G. N. and J. B. Dixon（2002）Kaolin-serpentine
minerals. In: J. B. Dixon and D. G. Schulze, eds., Soil
Mineralogy with Environmental Applications, SSSA:
Madison, WI., 389 - 414.
17）Wada, K.（1989）Allophane and imogolite. In: J. B.
Dixon and S. B. Weed, eds., Minerals in Soil
Environments, SSSA, Madison, WI. 1051 - 1087.
18）Saigusa, M. and N. Matsuyama（1998）Distributionof allophanic Andosols and non-allophanic Andosols
in Japan. Tohoku Journal of Agricultural Research, 48,

1）町田 洋・新井房夫（2007）
新編 火山灰アトラス－日
本列島とその周辺．東京大学出版．
2）日本ペドロジー学会第四次土壌分類・命名委員会（2003）日 本 の 統 一 的 土 壌 分 類 体 系 － 第 二 次 案（2002）．博友社．
3）Soil Survey Staff （1999） Soil Taxonomy 2nd ed.
USDA-NRCS.
4）IUSS Working Group WRB（2014）World Reference
Base for Soil Resources. FAO.
5）国立研究開発法人 産業技術総合研究所 地質調査総合センター．火山衛星画像データベース．
〈https://gbank.gsj.jp〉（最終アクセス日 2016 年 5 月
23 日）

75 - 83.
19）Driessen, P., J. Deckers and O. Spaargaren（2001）
Lecture Notes of the Major Soils of the World. World
Soil Resources Reports, FAO.
20）伊藤豊彰（1997）
選択溶解法による可溶性鉄・アルミ
ニウム・ケイ素．土壌環境分析法編集委員会（編），
土壌環境分析法，博友社，288 - 297.
21）Torn, M. S., S. E. Trumbore, O. A. Chadwick, P. M.
Vitousek and D. M. Hendricks（1997）Mineral controlof soil organic carbon storage and turnover. Nature,389, 170 - 173.
22）Wolff-Boenisch, D., S. R. Gislason, E. H. Oelkers and
C. V. Putnis（2004）The dissolution rates of natural6）FAO（2007）Digital Soil Map of the World. FAO.

glasses as a function of their composition at pH 47）管野均志・平井英明・高橋 正・南條正巳（2008）

and 10.6, and temperatures from 25 to 74 degrees C.

1/100 万日本土壌図（1990）の読替えによる日本のGeochimica Et Cosmochimica Acta, 68, 4843 - 4858.

統一的土壌分類体系－第二次案（2002）－の土壌大群23）Morisada, K., K. Ono and H. Kanomata（2004）Organic

名を図示単位とした日本土壌図．ペドロジスト，

carbon stock in forest soils in Japan. Geoderma, 119,52, 129 - 133.

21 - 32.

8）藤嶽暢英（2011）
黒ボク土における腐植の集積とメカ
ニズム．ペドロジスト，55, 93-98.
9）久馬一剛・佐久間敏雄・庄子貞雄・鈴木 皓・服部勉・三土正則・和田光史（編）（1993）土壌の事典．
朝倉書店．
10）久馬一剛（2005）
土とは何だろうか？京都大学学術出版会．
11）NASA. NASA Earth Observations.

24）Parfitt, R. L.（1978）Anion adsorption by soils and soilmaterials. In: N. C. Brady, ed., Advances in Agronomy,
Academic Press, Inc., 30, 1 - 50.
25）Steffen, W., K. Richardson, J. Rockstrom, S. E. Cornell,
I. Fetzer, E. M. Bennett, R. Biggs, S. R. Carpenter,
W. de Vries, C. A. de Wit, C. Folke, D. Gerten,
J. Heinke, G. M. Mace, L. M. Persson, V. Ramanathan,B. Belinda and S. Sorlin（2015）Planetary boundaries:〈http://neo.sci.gsfc.nasa.gov〉（最終アクセス日 2016 年

Guiding human development on a changing planet.

5 月 23 日）

Science, 347, 736.

12）若月利之（1997）
水田土壌．久馬一剛
（編）
，最新土壌

19

渡邉：火山灰土壌の分布と特殊性

渡邉哲弘／Tetsuhiro WATANABE

京都大学大学院農学研究科および地球環境学堂助教（両任）。博士（農学）。専門は土壌学。日本，インドネシア，タイ，カメルーン，タンザニアなどの土壌を対象に，二次鉱物の生成と二次鉱物が有す
るリン酸吸着，有機物蓄積などの機能を調べ，農地および自然生態系における物質循環を研究している。

20