Proceedings of the Soil Moisture Workshop 2012

凍結層を持つ土中への硝酸塩溶液の浸潤
Water and Solute Infiltration into Soil with Frozen Layer

渡辺晋生・津本陽一・紀藤哲矢
Kunio WATANABE, Youichi TSUMOTO and Tetsuya KITO
三重大学生物資源学研究科（〒514-8507 津市栗真町屋町1577）

Abstract
Understanding solute infiltration into partially frozen soil is important for preventing soil erosion andmanaging soil water and nutrients. In this study, we performed a column experiment on infiltration
through frozen soil using KNO3 solution with different concentration. The column was instrumented with34 thermocouples and 7 TDR probes. Solution at a temperature of 3.5℃ was applied to the top of thecolumns with a 15-cm constant head. We monitored temperature, ice and liquid water contents, andelectric conductivity, as well as the position of the infiltration front. Three phases of infiltration wereobserved; no infiltration at the beginning, slow infiltration as the infiltration front advanced through thefrozen layer, and increase infiltration as the infiltration front advanced through the unfrozen soil bellow
the frozen layer. The duration and infiltration rate of each phases were independent with the soluteconcentration of infiltrated water. The frozen layer affected front shape of infiltration and solute
dispersion, resulting in unique profiles of solute concentration in frozen soil during infiltration..
Key Words : frozen soil, unfrozen water, nitrate solution, column experiment ,Infiltration rate, TDR

い．Stähliら15)は粗粒な凍土への水の浸潤を説明すべく，凍結期には気相で占められていた間隙中を浸潤水が流下する二領域モデルを提案した．Watanabe
冬期に土壌が凍結すると，難透水性の凍土が地表
and Flury16) は毛管モデルを拡張し，凍土の透水係から下方へ形成する．土壌凍結層は春先にも残り，融雪水や降雨の土中への浸潤を妨げ，余剰水の表面数の表現を試みた．しかしこれらのモデルも，融解流去を引き起こす．こうした流去水は土壌侵食1)や， 過程の凍土の透水係数の変化を再現するには及んでおらず，浸潤水の溶質濃度考慮も欠落している．
河川の流量や溶質濃度の変化2）を誘因する．凍結層
これまで，凍土への水の浸潤の現場観測や数値計を持つ土中へいつどの程度水が浸潤するのか，浸潤算は多く報告されているが，そのメカニズム解明を水の溶質濃度がこれらにどのような影響を及ぼすの目的とした室内実験はあまり行われていない．たとかを把握することは，寒冷地の水管理や，秋まき肥
えば，Wiggertら 17) やMcCauleyら 18) は有機溶媒を凍料の土中再分布，春先の土中の微生物活性3）などを考える上で重要である．
土へ浸透し，その透過係数を評価した．Stadlerら
19)
凍土への水の浸潤は，たとえば凍結前の土壌水分やStähliら20)は染色液を凍土に流入し，その経路量（初期水分量）や最大凍結深，積雪深，融雪期のを観察した．また，Weigert and Schmidt12) は凍土
4-9)気温に依存することが現場観測から示されている ． の飽和透水係数の測定を，Libæk and Pomeroy21) はしかしながら，初期水分量と凍土への浸潤水量や浸凍土への浸潤量の測定をそれぞれカラム実験により潤開始時期の関係は定量化されておらず，凍結層の試みている．しかし，これらの室内実験では，凍結融解をともなう土中への水の浸潤メカニズムや浸潤層の融解にともなう浸潤速度や氷量分布の変化は明
水の溶質濃度の影響については不明瞭な点が多い．
らかにされておらず，異なる濃度の溶液が浸潤する
近年，数値モデルの進展により，土の凍結過程につ際の透水係数や浸潤速度も調べられていない．そこいては水分・熱移動を比較的よい精度で計算できるで，本研究では凍結深と温度条件をそろえた一次元ようになった10-14)．しかし，融解過程においては，土カラムに，異なる濃度のKNO3溶液を一定圧力条件
たとえば融点近傍の氷の量や分布，溶質の影響を評で浸潤し，水分・溶質の浸透過程を観察した．そし価することが難しく，それゆえ，融解土中の透水係て，浸潤水の溶質濃度が凍結層の融解や浸透速度に数や前線形状の変化を妥当に計算することができな及ぼす影響を検討した．

１．はじめに0.6
Column exp.
(Initial)

0.4

0.2

Temperature
control unit
(6℃)
5cm

HWPPDPFitting
10 2

TDR

10 3

10 4TDRTDR

10 5TDR

Pressure head, h (-cm)
Fig. 1

15cm

TDR

35cm
10 1

Cool bath

Insulator

Water content,  (cm3/cm3)

Mariotte bottle
Water supply tube

Water retention curve of the soil measured
by hanging water method (HW), pressure
plate method (PP), and a dew-point water
potential meter (DP). The arrow represent
the initial conditions of the column
experiment.

TDRTDR
Control unit(-2℃)
Drain tube
7.5cm

２．試料と方法

Fig. 2

試料には，北海道芽室の除草した休耕地に設けられた観測プロットで採土したA層の土（シルトローム）を用いた．観測プロットでは，冬期の土壌水文過程の調査や土壌凍結深の測定が継続的に行われて
い る 9) ． 25 ℃ の 室 温 で 吸 引 法 （ HW ） ， 加 圧 板 法（PP），露天計測式水ポテンシャル計（DP）で測定した試料の水分特性曲線をFig. 1に示す．
試料を脱気した純水と混合し，任意の含水率（p= 0.46）に調整した．この試料を採土時の乾燥密度（b = 0.95 g/cm3）で，直径7.8 cm，長さ35 cmの円筒形アクリルカラムに充填した．Fig. 2に装置の概要を示す．試料はカラム上下端で，給排水孔の開いた温度制御ユニットと接している．カラムには熱電対を1 cm間隔で，TDRとテンシオメータをそれぞれ5 cm間隔で設置し，カラム側面を断熱した．TDRは前もってNMRによる測定をもとに不凍水量を測定できるよう検量した 22) ．Fig. 1には，試料のTDRととテンシオメータで測定した試料の初期水分量と圧力の関係も示した．電気伝導度は水と氷で大きく異なり，また温度依存性，溶質濃度依存性を持つ．そこで，異なる濃度のKNO3溶液で様々な含水率に調整した試料のECaを–10℃～5℃の範囲で前もってTDRで測定し，各温度におけるECa と試料の溶質濃度の関係を求めた．そして，氷からは溶質が全て吐き出されると見なし氷の溶質濃度を0と，試料への硝酸の吸着は無視できると見なし吸着量を0とそれぞれ仮定し，液状水（不凍水）の硝酸濃度Cを求めた．
装置を3.5℃の低温室に48 h以上静置し，試料の温度を一定に，水分を重力分布とした．その後，カラム上下端の温度をそれぞれ–6℃と2℃に制御することで，試料を上端より48 h凍結した．このさい，カラム上下端からの水の給排水はなしとした．凍結過程については，実験を2連で行った．それぞれのカラムが等しく凍結していることを，各深さのTDRの値から確認した．一つのカラムは48 h凍結後に2cm間隔で切り分け，炉乾により全水量分布を求めた．
全水量分布に基づき，気相率を，またTDRで測定した不凍水量から氷量分布をそれぞれ求めた．もう一方のカラムについては，48 h凍結後，上下端の温度制御をやめ，上端から3.5 ℃のKNO3溶液（0, 0.05,0.1, 0.5 mol/L）を15 cmの一定圧力で浸潤させた．
このとき，下端は3.5℃の大気開放条件とした．
凍結・融解浸潤過程において，各深さの温度，液状水量，溶液濃度，土中水圧と，上端からの溶液の浸潤量，浸潤速度，排水の硝酸濃度をそれぞれ5分間隔でモニターした．また，浸潤前線の位置をTDRとテンシオメータの測定値の変化のタイミングから求めた．一定湛水条件での浸潤過程は，浸潤前線が明瞭に識別でき，特に表面境界の透水係数に対し浸潤前線先端の透水係数が小さいとき，前線の水分分布は矩形に近づく23)．また，凍土の透水係数は未凍土に比べ小さい．そこで，凍土への浸潤前線の形を矩形とみなし，48 h凍結時の気相率の分布と各時間までの浸潤量から測定値間の浸潤前線の位置を内挿した．また，実験終了時に試料を切り分け，硝酸センサーを用いて最終的な硝酸濃度分布を，炉乾燥することで全水量分布をそれぞれ確認した．実験中，カラム中央部と壁面近傍の試料の温度差は0.1℃以下であることを確認し，試料が一次元的に凍結・融解しているとみなした．

Schematics of the experimental system.

Proceedings of the Soil Moisture Workshop 2012

Depth, z (cm)0h24 h42 h2h

10102020(a) Water
3030-4Fig. 3-202Temperature, T (℃)-202Temperature, T (℃)

4Profiles of temperature during infiltration of (a) water and (b) KNO3 solution (0.05 mol/L).

2h0h
24 h

24 h

42h42hDepth, z (cm)1024 h24 h10202042 h

42 h(a) Water
30300.20.40.6Water content,  (cm3/cm3)
Fig. 442 h(b) 0.05 M
KNO3-4424h(b) 0.05 M
KNO30.2

0.40.6

Water content,  (cm3/cm3)

Profiles of water content during infiltration of (a) water and (b) KNO3 solution (0.05 mol/L).
Dashed and solid lines are ice and total water content, respectively. Arrows represent the positionof the infiltration front.

３．結果と考察(1) 凍結層をもつ土中への浸潤過程
Fig. 3, 4に純水と0.05 mol/LのKNO3 溶液を浸潤したときの試料の温度分布と水分分布をそれぞれ示す．Fig. 4中，実線は全水量分布を，破線は氷量分布を示し，その差は不凍水量である．また矢印は浸潤前線の位置を示す．試料を48 h凍結すると，未凍土からの水分移動により，凍土の全水量が増加した24-26)．また，凍結面は48 hで上端から12.5 cmまで進行した（Fig. 3, 4の0 h）．ここで，試料の凍結を止め，KNO3溶液を上端より浸潤させた．
Fig. 5に異なる濃度のKNO3溶液を浸潤させたときの積算浸潤量を示す．図中には未凍結の試料に純水を浸潤させたときの浸潤量も示した．凍結層が無い試料については，積算浸潤量は浸潤を開始してからの時間の平方根に概ね比例した．凍結層がある試料については，凍土内の温度が徐々に上昇し，4～6 h後には凍土全層が0℃となった．凍土全層が0℃になるまでの期間は試料に湛水しても浸潤は進行しなかった（浸潤停滞期間）．表層における流入水の再凍結や0℃以下の凍土の低い透水性が止水しているためと考えられる26)．
凍土全層が0℃になると，凍土が上下端から融解し，浸潤が開始した（Fig. 5）．しかしながら，浸潤の進行速度は凍土がない場合の約1/10程度であった（浸潤抑制期間）26)．また，溶質濃度が異なっても，浸潤抑制期間の長さや浸潤速度はあまり変わらなかった．Fig. 3, 4の24 hはこの期間の試料内の温度分布と水分分布である．浸潤前線は8 cm深に到達しており，浸潤が凍土内の不凍水領域や凍結前に気相だった領域を流路に進行していることが分かる．

Infiltration into
unfrozen soil

610

Into partiallyfrozen soil
4Depth (cm)Cumulative infiltration (cm)

80 mol/L
0.050.5(a)20Unfrozen soil
0 h
0.3 h (0.02 PV)
1.1 h (0.05 PV)

230024480720.050.1

Elapsed time (h)Cumulative infiltration into the soilcolumn with or without a frozen layer under
different concentration of KNO3.
3310Depth (cm)Fig. 5(b)また，凍土内には氷が0.2 cm /cm 以上残っており，
20
Partially frozen soil
凍土の透水係数の低下に寄与していると考えられる．
この際，0℃層の減少傾向や凍結層内の氷の分布に
0 h28.3 h (0.02 PV)
は浸潤水の溶質濃度の影響はほとんど見られなかっ3048.4 h (0.05 PV)た（Fig. 4ab）．これは，浸潤水の溶質濃度が異72 h (1/3 PV)なっても，浸潤前に形成された氷の融点は変わらないためである．またそれゆえ，積算浸潤量にも溶質00.050.1
濃度依存性が見られなかったと考えられる．
Concentration (mol/L)
浸潤前線が凍結層以下に達すると，凍結層には氷が残っていても，浸潤が未凍結試料の場合とほぼ同じ速度で進行した（Fig. 4の42 h, Fig. 5）．このFig. 6 Profiles of solute concentration of soil
期 間 に は 0 ℃ の 凍 結 層 は 5 cm 以 下 に ， 氷 量 は 0.2
water during infiltration of KNO3 solution(0.5 mol/L) into (a) unfrozen and (b)cm3/cm3未満まで融解しており，浸潤に寄与するカラ
partially frozen soil columns.
ム全層の有効透水係数に与える凍結層の影響が急激に小さくなったと考えられる．
(2) 凍土の溶質分布1 cm（0.05 PV）の溶液が浸潤するのに，未凍結
Fig. 6abに未凍結の試料と凍結層を持つ試料にの試料では1.1 hを，凍結層を持つ試料では48.4 h0.5 mol/LのKNO3 溶液を浸潤させた際の試料内の土を要した．このとき，凍結層を持つ試料の浸潤前線中水の溶質濃度分布をそれぞれ示す．凍結前の試料の位置は20 cm深と8～11 cm深に残る凍結層より下の 溶 質 濃 度分 布 は 0.006 mol/Lで 概 ね 一 定 だ った方にあり，未凍結の試料の浸潤前線の位置と一致し（Fig. 6aの0 h）．試料が凍結すると，氷から溶質た．一方，濃度分布については，未凍結試料ではがはき出されることで，凍結層内に残された不凍水7.5 cmより表層の土中水の溶質濃度が浸潤水の1/10の溶質濃度が初期の7倍程度まで上昇した（Fig. 6b程度まで増加したのに対し，8～11 cm深に凍結層をの0 h）．
持つ試料では凍結層を含む広い範囲の溶質濃度の増
未凍結の試料では0.3 hで0.4 cm（0.02 PV）の溶加が観察された．Fig. 7は，2.7 cm深で測定した，液が浸潤し，浸潤前線は7.5 cm深に達した．この際浸潤にともなう溶質濃度の経時変化である．未凍結の試料内の溶質濃度の変化は，土中水との混合によ
試料では溶質濃度が徐々に増加するのに対し，凍結りわずかであった（Fig. 6aの3 h）．凍結層がある層がある試料では，凍土の融解による初期の希釈後，場合，等量の水が浸潤するのに28.3 hを要した．こ急激に溶質濃度が増加した．下方の凍結層により浸れは，浸潤抑制期間に相当し（Fig. 5），浸潤前線
潤前線の形状や，溶質の分散に違いが生じたと考えは3 cmと凍結層内上部に位置した．この際，温度上られ，こうした違いが浸潤前線の位置が等しい両試昇（全層0℃）にともなう不凍水量の増加により，料（Fig. 6aの1.1 hとFig. 6bの48.4 h）の溶質濃
凍結層内の土中水の溶液濃度は初期濃度近くまで低度分布の違いを形成したと考えられる．
下した（Fig. 6bの28.3 h）．

0.15

Partially frozensoil

参考文献

Concentration (mol/L)

1) Singh, P., Wu, J.Q., McCool, D.K., Dun, S., Lin,C. H. and Morse, J.R.(2008): Winter hydrologic anderosion processes in the U.S. Palouse region: Field
0.1
experimentation and WEPP simulation, Vadose Zone J.,8, 426-436, doi:10.2136/vzj2008.0061.
2)
Shanley, J.B. and Chalmers, A.(1999): The
effect of frozen soil on snowmelt runoff atUnfrozen soil
Sleepers river, Vermont, Hydrol. Process, 13, 18430.05
1857,doi:10.1002/(SICI)1099-1085(199909)13:12/13<18
43::AID-HYP879>3.0.CO;2-G.
3) Yanai, Y., Hirota, T., Iwata, Y., Nemoto, M.,
1PV for 2.7 cm depth
Nagata O. and Koga, N.(2011): Accumulation of0nitrous oxide and depletion of oxygen in seasonally14523frozen soils in northern Japan: Snow cover manipulation experiments, Soil Biology and Biochemistry,
Cumulative infiltration (cm)43,1779-1786, doi:10.1016/j.soilbio.2010.06.009.
4)
Kuznik, I.A. and Bezmenov, A.(1963): InfilFig. 7
Break through curves at 2.7 cm-depth oftration into seasonally frozen soils, Sov. Woil
unfrozen and partially frozen soils during
Sci., 7, 59-65
infiltration of KNO3 solution (0.5 mol/L).
5) Kane, D.L. and Stein, J.(1983): Water movement
into seasonally frozen soil, Water Resour. Res., 19,
未凍結の試料では浸潤開始後6 hで，凍結層を持
1547-1557, doi:10.1029/WR019i006p01547.
つ試料では50 hを過ぎた頃に，浸潤水の濃度に関わ
6) Woo, M.K. and Marsh. P.(1990): Response of soil
らず浸潤前線はカラム下端に到達し，下端から排水
moisture change to hydrological processes in aが始まった．本実験に用いた試料の飽和および初期
continuous permafrost environment. Nord. Hydrol.,21, 235-252.
水分量はそれぞれ0.56，0.46 cm3/cm3であり，35 cm
7) Gray, D.M., Toth, B., Zhao, L., Pomeroy, J.W.のカラム長を考慮すれば，0.18 PV（3.5 cm）で排and Granger, R.J.(2001): Estimating areal snowmelt
水が始まったのは凍結層の有無にかかわらず妥当で
infiltration into frozen soils, Hydrol. Processes,ある（Fig. 5）．ここで，排水の硝酸イオン濃度を15, 3095-3111, doi:10.1002/hyp.320.
測定したが，いずれの濃度のKNO3溶液を浸潤させた
8) Bayard, D. Stähli, M, Parriaux, A. And Flühler,
場合も排水開始後10時間以上経過しても硝酸濃度はH.(2005): The influence of seasonally frozen soil
0.01 mol/L以下であった． Fig. 6bの72 hは浸潤開on the snowmelt runoff at two Alpine sites in
始後72 h（排水開始後20 h）経過した時点でカラム
southern Switzerland. J. Hydrol., 309, 66-84, doi:を解体し，硝酸メータで測定した試料内の濃度分布10.1016/j.hydrol.2004.11.012である．この時点での積算浸潤量は6.7 cm（約1/39) Iwata, Y., Hayashi, M., Suzuki, S., Hirota, T.
PV）であり，流入水内の硝酸がまだ下端に到達してand Hasegawa, S.(2010): Effects of snow cover on
いないことが確認できる．
soil freezing, water movement, and snowmelt infiltration: A paired plot experiment, Water Resour.
Res., 46: W09504, doi:10.1029/2009WR008070.
４．おわりに10)Zhao, L., Gray, D.M. and Toth, B.(2002):
Influence of soil texture on snowmelt infiltration
凍結層を持つ土中への浸潤と凍結層の融解に与え
into frozen soils, Can. J. Soil Sci., 82, 75-83,
る浸潤水の溶質濃度の影響や，浸潤にともなう凍土
doi:10.4141/S00-093.の溶質分布の変化を調べることを目的に，KNO3溶液
11) Hansson, K., Šimůnek, J. ,Mizoguchi, M., Lundin,を用いたシルトロームの凍結・融解浸潤実験を行っ
L.C. and van Genuchten, M.Th.(2004): Water flow andた．その結果，凍結層を持つ土に水が浸潤する場合， heat transport in frozen soil: Numerical solution
浸潤速度の異なる三つの期間が存在することが確認
and freeze-thaw applications. Vadose Zone J., 3,できた．三つの期間の継続時間や浸潤速度は浸潤水
693-704.
12)
Weigert, A. and Schmidt, J.(2005): Waterの溶液濃度に依存しないことが明らかになった．まtransport under winter conditions, Catena, 64, 193たこれは，浸潤水の溶液濃度が浸潤前に形成された
208, doi:10.1016/j.catena.2005.08.009.
土中氷の融解に寄与しないためと考えられた．凍結
13)
Kitterød, N.O. (2008): Focused flow in the層近傍では，浸潤前線の形状や土中の溶質分散が未unsaturated
zone after surface ponding of snowmelt,凍土と異なった．こうした差違は，凍結層下へ浸潤
Cold Reg. Sci. Technol., 53, 42-55, doi:10.1016/j.
前線が到達した以降の土中の溶質分布にも影響を及
coldregions.2007.09.005.
ぼした．今後は，こうした実験結果を説明できる凍
14) Painter, S.(2010): Three-phase numerical model
土の融解モデルの構築が必要である．
of water migration in partially frozen geologicalmedia: Model formulation, validation, and applications, Computat. Geosci., 15, 69-85, doi:10.1007/s
10596-010-9197-z.
15)
Stähli, M., Jansson, P. and Lundin, L.C.
(1996): Preferential water flow in a frozen soil: A
two-domain model approach, Hydrol. Processes, 10,1305-1316, doi:10.1002/(SICI)1099-1085(199610)10:10<1305::AID-HYP462> 3.0.CO;2-F
16)
Watanabe, K. and Flury, M.(2008): Capillarybundle model of hydraulic conductivity for frozen
soil, Water Resour. Res. 44, W12402, doi:10.1029/
2008WR007012.
17)
Wiggert, D.C., Andersland, O.B. and Davies,
S.H.(1997): Movement of liquid contaminants inpartially saturated frozen granular soils, Cold Reg.
Sci. Technol., 25, 111-117, doi:10.1016/S0165-232X(96)00020-1.
18) McCauley, C.A., White, D.M., Lilly, M.R., andNyman. D.M.(2002): A comparison of hydraulic conductivities, permeabilities and infiltration rates
in frozen and unfrozen soils, Cold Reg. Sci.
Technol., 34, 117-125, doi:10.1016/S0165-232X(01)00064-7.
19) Stadler, D., Stähli, M., Aeby, P. and Flühler,
H.(2000): Dye tracing and image analysis forquantifying water infiltration into frozen soils,Soil Sci. Soc. Am. J., 64, 505-516, doi:10.2136/sssaj2000.642505x.

20) Stähli, M., Bayard, D., Wydler, H. and Flühler,H.(2004): Snowmelt infiltration into Alpine soils
visualized by dye tracer technique, Arct. Antarct.
Alp. Res., 36, 128-135. doi:10.1657/1523-0430(2004)
036[0128:SIIASV]2.0.CO;221) Lilbæk, G., and Pomeroy, J.W.(2010): Laboratory
evidence for enhanced infiltration of ion load
during snowmelt, Hydrol. Earth Syst. Sci., 14,1365-1374, doi:10.5194/hess-14-1365-2010.
22) Watanabe, K., and Wake, T.(2009): Measurementof unfrozen water content and relative permittivityof frozen unsaturated soil using NMR and TDR, ColdReg. Sci. Technol., 59, 34-41, doi:10.1016/j.cold
regions.2009.05.011.
23) Jury, W. and Horton, R.(2004): Soil Physics,6th ed., John Wiley, 370p.
24) 渡辺晋生，紀藤哲矢，坂井勝，取出伸夫(2010)：凍結面近傍の不凍水量変化に基づく凍土の水分特性曲線と不飽和透水係数の検討，土壌の物理性，116，9-18.
25) Watanabe, K., Kito, T., Wake, T. and Sakai,M.(2011): Freezing experiments on unsaturated sand,loam and silt loam, Ann. Glaciol, 52, 37-43, doi:10.
3189/172756411797252220.
26) Watanabe, K., Kito, T., Dun, S., Wu, J.Q., Cory
Greer, R. and Flury, M.(2012): Water infiltration
into a frozen soil with simultaneous melting of thefrozen layer, Vadose Zone J., doi:10.2136/vzj2011.
0188.
（2012.12.3 受理）