日 本 雪 氷 学 会 誌

雪氷75 巻 5 号（2013 年 9 月）253 - 261 頁

論文

凍結過程にある不飽和砂中の水分移動と透水係数に溶質が及ぼす影響
渡 辺 晋 生1＊，和 気 朋 己1
要旨

寒冷地の物質循環の予測や農地の施肥管理の効率化には，凍結にともなう土中の水分移動や水理特性に与える土中水中の溶質の影響を考慮する必要がある．そこで本論では，純水あるいは 0.1 M のNaCl 溶液を混合した鳥取砂丘砂を 35 cm の鉛直カラムに詰め，上端から凍結した．そして，凍結過程にある砂中の温度，水分，溶質濃度分布の変化を観測した．その結果，溶質によって未凍結領域から凍結領域への水分移動が抑制され凍結深の進行が促進されること，溶質が移流によって凍結領域に蓄積することが確認された．また，毛管モデルを凍結砂に応用し，凍土の透水係数が間隙氷の成長により低下すること，不凍水量-透水係数関係が溶質の影響を受けないことを示した．
キーワード：凍土，不凍水，水分・溶質移動，カラム実験，毛管モデル
Key words : frozen soil, unfrozen water, water and solute transport, column experiment, capillarybundle model

1． はじめに
凍結にともなう未凍土から凍土への水分移動

水分・溶質移動と水分移動特性の変化を同時に評価することが重要である．

や，凍土の融解をともなう地表からの降水や融雪

凍結融解にともなう溶質を含む土中の水分・溶水の浸透は，土中の溶質移動を引き起こす．こう質再分布については，多くの先行研究がある．例

した水分・溶質移動は，寒冷地の水収支や農地のえば，室内実験により，凍結面における溶質の吐

水分・栄養塩の再分布（Cary et al., 1979；Gray

出量や凍土の溶質濃度の低下が土質や含水率，溶and Granger, 1986；Baker and Spaans, 1997）だけ

質の種類や濃度，凍結速度や方向に依存すること，でなく，表面流去水による土壌侵食（Singh et al.,

未凍土と凍土の溶質濃度の差が有効分配係数で概2008）や河川の水質低下（Shanley and Chalmers,

ね表現できることなどが示されている（溝口ら，1999），凍土下の微生物活性の変化や温室効果ガ

1986；Baker and Osterkamp, 1989；八木ら，1991；

ス放出のタイミング（Yanai et al., 2011）などに影Watanabe et al., 2001；Gay and Azouni, 2003；

響を及ぼす．また，凍土中の不凍水量や氷の分布

Bing and He, 2008）．一方，これらの実験は同一

は溶質濃度に依存する（Watanabe and Mizoguchi,

温度条件下で異なる時間凍結した試料を切り分け

2002）．このため，温度の等しい凍土であっても，ることで各時間の溶質分布を測定しており，経時強度や熱伝導率，透水性などの物性は凍土の溶質

的な溶質移動を論ずるに至っていない．Stähili

濃度によって異なる（土質工学会，1994）．そこで，and Stadler（1997）は，砂やロームの土カラムに溶質を含む土の凍結・融解過程を考える際には，TDR を挿入し，凍結融解時の不凍水量と溶質濃1 三重大学大学院 生物資源学研究科〒514-0081 津市栗真町屋町 1577＊
連絡先

度の経時変化を測定した．そして，溶質移動が凍結初期は移流に依存し，濃度分布が形成されるに
つれ拡散により再分布することを提示した．しか254

渡 辺 晋 生，和 気 朋 己

雪氷 75 巻 5 号（2013）

しながら，いずれの実験においても凍結時の土の透水係数の変化については明らかにされていない．
凍土の透水係数は，温度の低下とともに急激に低下する．溶質を含まない凍土の透水係数については，0℃近辺に限られてはいるもののいくつかの実測例（Burt and Williams, 1976；Horiguchi andMiller, 1983）がある．より広い温度範囲の凍土の透水係数については，水の代わりに油や有機溶媒を用いた透液試験（Andersland et al., 1996；Wiggert
et al., 1997；McCauley et al., 2002）や通気試験（Seyfried and Murdoc, 1997）からの推定例があるが，溶質の影響を評価した例は少ない．また，凍土の透水係数の低下は，不凍水量の低下にともなう通水断面の減少や不凍水の粘性の低下，間隙氷による通水流路の遮断などに起因すると考えら

図 1

鳥取砂丘砂の水分特性曲線．HW は吸引法，
PP は加圧板法，WP は鏡面冷却露点式水ポテ
ンシャル計による測定値．実線は式（1）による適合曲線．

れる．Jame and Norum（1980）や Lundin（1990）
は氷量の指数関数で表される抑制係数を未凍土の不飽和透水係数に積算し凍土の透水係数を表すモ
デ ル を 提 案 し て い る が，Newman and WilsonS=w1+α h +w1+α h 



（1）

−1
ここで，Se=（θ−θ r（）θ s−θ r），m=1−n−1，w1（1997）や渡辺ら（2010）は数値解析に基づき抑制=1−w2 であり，θ s と θ r は飽和および残留体積係数を用いる計算の問題点を指摘している．そし含水率，a と n は適合パラメータ，w2は重み係数て，Watanabe and Flury（2008）は毛管モデルをで あ る．鳥 取 砂 丘 砂 の 土 粒 子 密 度 は 2. 67 Mg

拡張し，抑制係数を使用することなく不飽和凍土

m−3，平均粒径と均等係数は 0.35 mm，1.70 であの透水係数を表した．しかしながら，溶質を含む

る．鳥取砂丘砂は豊浦砂とは異なり粒径にばらつ

不飽和凍土の透水係数を説明するモデルは未だなきがあり，わずかながらも細粒分を含む．それゆ

く，このため，凍結過程の水分移動を扱える数値

え，豊浦砂より水分特性曲線の傾きが緩く，より計算コードが開発されているものの（例えば，一般的な砂試料といえる．また，こうした水分特

Zhao et al., 1997；Stähli et al., 1999；Hansson et al.,性曲線は数値解析にも有利であることから，鳥取

2004；Flerchinger et al., 2006），溶質の再分布の砂丘砂を本研究の試料に選定した．

正確な解析に問題点を残している．

純水あるいは 0.1 M の NaCl 溶液を混合した試

そこでここでは，カラム凍結実験により塩を含料を，乾燥密度 ρb=1.45 Mg m−3，含水率 θ=0.15

む不飽和砂中の凍結にともなう水分・溶質移動を

m3m−3になるように，内径 78 mm，高さ 350 mm，観察する．そして，その際の不飽和透水係数を算

壁厚 10 mm のアクリル円筒に 25 mm 深ずつ順に出し，溶質を含む凍土の毛管モデルとともに評価

充 填 し た．T 型 熱 電 対 と プ ロ ー ブ 長 75 mm のすることを目的とする．

TDR を 50 mm 深間隔でアクリル円筒壁面より試料に挿入し，試料上下端に温度制御ブロックを設

2． 試料と方法置した．図 2 に装置の概要を示す．装置を 3℃の

鳥取砂丘砂を脱イオン水で洗浄し，試料とした．

低温室に 24 h 以上静置することで，試料に初期温吸引法，加圧板法，鏡面冷却露点式水ポテンシャ

度分布と水分分布を与えた．試料の壁面を厚さル計で測定した試料の水分特性曲線（体積含水率30 mm のガラス繊維で断熱した．そして，試料上

3−3とマトリックポテンシャル水頭 h cm の下端の制御ブロックの温度をそれぞれ−8℃と関 係）を 図 1 に 示 す．図 中，実 線 は 式（1）のθm m

2℃に保持し，試料を上端より下方へ凍結した．

Durner（1994）のモデルで表した適合曲線である．

この際，試料上下端からの給排水はなしとした．

雪氷 75 巻 5 号（2013）

溶質を含む凍結砂中の水分移動と透水係数

図 3

255

カラム実験から求めた鳥取砂丘砂の不凍水量
曲線．濃淡のプロットはそれぞれ溶質を含まない試料と 0.1 M の NaCl 溶液を含む試料の各深さで測定した値．濃淡の実線はそれぞれ溶質を含まない場合に式（2）を，0.1 M 溶液を含む場合に式（3）を用い，毛管モデルで推定した
不凍水量曲線．破線は濃実線を 0.37℃低温側に平行移動した曲線．

着量 Ca=0）と仮定できる場合は，試料の溶質濃度から液状水（不凍水）θ l の溶液濃度 C を求められる．
図 2

装置の概要．

3． 結果
3．
1

不凍水量

凍結過程において連続的に測定した，試料各深実験は 4 連で行い，異なる経過時間（0, 6, 24, 48 h）

さの不凍水量 θ lと温度 T の関係（不凍水量曲線）においてそれぞれの試料を 50 mm 深間隔に切り分を図 3 に示す．溶質を含まない試料の液状水量

け，炉乾燥により試料の全水量 θ T 分布を求めた．

（不凍水量）は 0℃以下になると急激に減少し，そ

実験中，熱電対により各深さの温度を，TDR にの後温度低下とともになだらかに減少を続け，−より土の（見かけの）比誘電率 εr と電気伝導度

2℃で−0.015 m3 m−3 程度となった．また，深さECa をそれぞれモニターした．各深さの εr より，が異なると全水量（0℃以上の液状水量）は異なっ

液状水量（0℃以下では不凍水量 θ l）を Watanabe

たが（後述の図 5），θ l−T 関係はほぼ同一の不凍and Wake（2009），渡辺ら（2010）の検量モデルに水量曲線で表せた．

基づき求めた．そして，全水量 θ T と不凍水量 θ l

0.1 M の NaCl 溶液を加えた試料は溶質を含まなの差から含氷量 θ iを求めた．電気伝導度は水と氷

い試料に比べ，同一温度でも不凍水量が多くなっで大きく異なり，また温度依存性，溶質濃度依存

た．この不凍水量曲線は，溶質を含まない試料の性を持つ．そこで，異なる濃度の NaCl 溶液で不凍水量曲線を 0.37℃（≈0.1 M のバルクの NaCl

様々な含水率に調整した砂試料の ECa を−10℃

溶液の凝固点降下）低温側に平行移動した曲線と〜5℃の範囲で前もって測定し，各温度における概ね一致した．また，測定深が深くなるほど，不ECaと試料の溶質濃度（=Caρb+Cθ l+Ciθ i）の関

凍水量曲線の低温側への変移が顕著になった．

係を求めた．氷から溶質は全て吐き出され（氷の3．2 温度，水分量，溶質分布

溶質濃度 Ci=0），砂表面に溶質は吸着しない（吸図 4 に凍結開始後 6 h と 48 h 経過時の試料内の

256

渡 辺 晋 生，和 気 朋 己

図 4 （a）溶質を含まない試料と（b）0.1 M の NaCl 溶液を含む試料の凍結開始後 0, 6, 48 h の温度分
布．矢印は各時間の 0℃面の位置，（b）の破線は−0.37℃．

雪氷 75 巻 5 号（2013）

図 5 （a）溶質を含まない試料と（b）0.1 M の NaCl 溶液を含む試料の凍結開始後 0, 6, 48 h の水分分
布．矢印は各時間の 0℃面の位置，実線は炉乾法で測定した全水量，破線は TDR で測定した
不凍水量．

温度分布を示す．初期温度は試料全深さで概ね3℃（=室温）と一定であった．温度制御を開始すによる水分測定の妥当性が確認できた．試料の初ると，いずれの試料についても上下端の温度は速期水分量は上端で 0.1 m3m−3未満，下端で 0.3 程

やかに制御温度に達した．実験中，4 連の試料の度と下方ほど多くなった．これは試料各深さに相

各深さの温度差は±0.2℃以内であり，4 つの試料

当する圧力（マトリックポテンシャル）水頭差とカラムがほぼ同様に凍結していることが確認でき

図 1 の関係とよく一致した（重力分布）．実験中，た．また，アイスレンズの発生や試料カラムの体4 連の試料の各深さの比誘電率の差は±0.5 以内

積変化はみられなかった．

（θ で±0.01 m3m−3 に相当）だった．

凍結を開始すると，0℃面が初期に急激にその試料端面の温度制御を開始し，試料が上端より

後なだらかに進行し，溶質を含まない試料では，凍結すると，下方の未凍結領域から上方へ水分移

6 h で 97 mm 深，48 h で 160 mm 深にそれぞれ達動が生じ，凍土内の全水量が増加した．この際，した．0.1 M の NaCl 溶液を含む試料についても，

不凍水量は温度低下にともない減少した．凍結が0℃面は 6 h で 91 mm 深となった．しかし，その進行するにつれ，未凍土内の水分量は減少し，凍後の 0℃面の進行速度は溶質を含まない場合より結面近傍の氷量は増大した．この結果，凍結面上速く，0℃面は 48 h で 225 mm 深に達した．これ

下の凍土と未凍土の全水量の差は大きくなった．

は，NaCl により氷の生成量が抑えられ，凍土内でまた，凍結面近傍では 0℃以下の凍土においても発生する潜熱が減少したことによる．

わずかではあるが全水量の増加が継続した．試料

図 5a に凍結開始後 6 h と 48 h 経過時（図 4 とは，0℃以下においても 0.1 m3 m−3 以下ではある同時刻）の溶質を含まない試料内の水分分布を示

が不凍水を保持しており，これが通水流路になっす．図中の矢印は各時間の 0℃面の位置を示す．

ていると考えられる．

また，実線は炉乾法で測定した全水量，破線は溶質を含む試料についても，溶質を含まない試TDR で測定した不凍水量であり，その差は氷量料と同様の初期水分分布が与えられた（図 5b）．

を示す．炉乾法で求めた未凍結領域の全水量が，試料が溶質を含む場合も温度低下にともない不凍TDR で測定した水分量一致したことから，TDR

水量が減少したが，溶質を含まない場合に比べ，

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溶質を含む凍結砂中の水分移動と透水係数257て，微視的には不均一に分布しているといえる．

4． 考察
4．
1

凍土の不凍水量

土中間隙を，径の異なる毛管の束と考えるモデ
ルを毛管モデルと呼ぶ．毛管モデルは実際の土中
水の流路網とは幾つかの点で異なるが，実際の土と同じ性質を多く持つため，土中の水分保持や水分移動と間隙形状の関係を理解するのに有用である（Jury and Horton, 2004）．いま，それぞれ長さが Lc の毛管からなる流路をねじって，長さ L<
Lc，断面積 A の土カラムになるように束ねる．
次に，図 1 の水分特性曲線を一定の水分量間隔Δθで分割する．水分量θの段階的な減少に対応するマ
図 6 0.1 M の NaCl を含む試料中の（a）全溶質濃度 Cθ（b）土中水の溶液濃度 C．矢印は各時間の 0℃面の位置．

（θ s−JΔθ）は式
トリックポテンシャル水頭 hJ=h（1）から求められる．ここで，θ sは飽和含水率，J=1, 2, 3, …，M である．各マトリックポテンシャ
ル hJに対応する毛管の半径はラプラス式から RJ=−2γcosϕ/ρwghJとなり，単位断面積当たりの毛凍結は深くまで進行した．また，凍土内の全水量

管の本数は nJ=Δθ/πRJ2となる．ここで，γ は水の増加や凍結面における水分フラックス（時間当の表面張力，ϕ は土と水の接触角であり，粘土のたりの水分移動量）は少なくなった．溶質が加わ場合 15° 程度（Shang et al., 2010），ρwは水の密度，ることで，凍結面近傍の圧力勾配が小さくなった

g は重力加速度である．

と考えられる．
図 6a に，凍結の進行にともなう 0.1 M の NaCl

ところで，毛管内の壁面近傍の水は，0℃以下に冷やされても毛管壁面の表面力により凍結しなを含む試料中の試料全体の溶質分布の変化を示

い．表面力に van der Waals 力のみを考えた場

す．図中矢印は，各時間の 0℃面の位置である．

合，温度 T と凍結しない水膜の厚さ d の関係は

全溶質濃度 Cθは凍土内で最大となり，凍結面近式（2）で表される（Dash et al., 1995）．

傍の未凍土で極小となった．また全溶質分布は水分分布の形状と類似し，既往の研究（溝口ら，1986；Baker and Osterkamp, 1989；八木ら，1991）

T−T =−

AT
6πρLd （2）

ここで，Tmは水の融点，A はハマーカー定数，ρiにみられる結果とも同様の傾向を示した．移流には氷の密度，Lfは融解の潜熱である．また，表面より凍土内に溶質が移動したと考えられる．

が帯電している場合，電気的引力は表面近傍の水

ここで，溶質が氷から不凍水へ全て吐き出されに 含 ま れ る 溶 質 濃 度 に よ っ て 変 化 す る．

ると仮定し，土中の液状水中の溶液濃度分布 C を

Wettlaufer（1999）は，一価の不揮発性イオンを求めた（図 6b）．この場合，不凍水中の溶液濃度

一種のみ含む場合の水膜の厚さ d と温度 T の関が初期濃度の数倍から数十倍まで高くなった．こ係を式（3）のように導いている．

の際の凝固点は−5℃程度まで降下することになるが，実際の不凍水量曲線（図 3）ではこうした凝固点降下は見られなかった．従って，凍土内の溶質は全て不凍水中へ吐き出されるのではなく，一T RT N
A
−
ρL
d
6πd 


N
Δγc N
σ
−
1+ exp −c
d−σd
2  d dT−T =



部は氷に取り込まれ，一部は間隙氷の結晶粒界に（3）

局所的に高濃度の不凍水として保持されるなどし

ここで，R はガス定数，Ni は単位断面積当たりの258

渡 辺 晋 生，和 気 朋 己

雪氷 75 巻 5 号（2013）

イオンのモル数，Δγ は固液界面と気液界面の自現できる（例えば，Hansson et al., 2004；渡辺ら，

由 エ ネ ル ギ ー 差，σ は カ ッ ト オ フ 距 離，c = e2007）．

−1/2
であり e は電気素量，ε は水膜の誘電（εkT）

率，k はボルツマン定数である．また，成長可能な氷核の最小径は温度によって異なる．毛管中央で円柱状に成長する氷の場合，その半径 rGTはギ∂θ ρ ∂θ 
+
ρ ∂t
∂t
=

∂
∂h
∂T
K h
+K h+K hγh
∂z
∂z
∂z





（6）

ブストムソン効果とモル凝固点降下により式（4）

ここで，K（h）は土の（0℃以下では凍土の）不飽

で表される

和透水係数である．式（6）右辺の括弧内は水分フr=γ T−T
iRC
L−
T
ρ
ρ







（4）

ラックス qw を表しており，液状水量と氷量の変化から求めることができる．従って，土中水の圧

ここで，γiwは氷水界面の自由エネルギー，i は解力（マトリックポテンシャル）と温度勾配を測定

離定数である．従って，半径 RJ の毛管に含まれすれば，不飽和透水係数 K（h）を式（7）から評る氷の半径 riJは RJ−d<rGTのとき 0 となり，RJ価できる．

−d≥rGT のとき riJ =RJ −d となる．そして，不凍水量は全水量θ Tから氷量θ iを引くことで求めらK h=−れる．
θ =θ −θ =π ∑ n  R −r 
 

（5）

q
ΔT
Δh
γh+
+1
Δz
Δz

（7）

未凍土の h は図 1 の水分特性曲線に図 5 の水分分布を代入することで得られる．また，凍土の図 3 に図 1 の水分特性曲線と毛管モデルで求め

h は凍結速度が遅い時はクラウジウスクラペイロ

た不凍水量曲線を示す．溶質を含まない場合は，ンの式と浸透圧から式（8）で求められることが確

毛管壁面の不凍水膜厚を式（2）で，0.1 M の溶質

認されている（Watanabe et al., 2012）．

を含む場合は式（3）でそれぞれ表した．また，図3 には溶質を含まない場合の毛管モデルの不凍水

h=

T−T
L
iCRT
−
ln
T
g
ρg

（8）

量曲線を 0.1 M の凝固点降下分（0.37℃）平行移動

図 7 にカラム実験の結果と式（7）から求めた砂

した不凍水量曲線も破線で併記した．式（2）に基の不飽和透水係数を示す．未凍結砂の透水係数はづく不凍水量曲線は溶質を含まない試料の実測値

高水分量領域では水分低下にともないなだらかとよく一致した．それゆえ，毛管モデルは溶質をに，低水分領域では急激に減少した．一般に，カ含まない試料のカラム実験の結果をよく再現する

ラムや時間の差分の影響を強く受けるため，
式（7）とみなせる．

による不飽和透水係数の推定精度は高くない．し溶質を含む場合は，式（2）に基づく不凍水量曲かしながら，求めた透水係数が蒸発法による透水線を平衡移動した曲線より式（3）に基づく不凍水係数の推定値（坂井・取出，2007）ともよく一致

量曲線の方がより実測値を再現した．ほとんど溶したことから（図 7），ここでは用いた空間と時間質を吸着しない砂のような土の不凍水量を考える

差分（6〜24 h，5 cm）により，砂の不飽和透水係場合であっても，モル凝固点降下だけではなく，数を式（7）で妥当に評価できたとみなした．凍結

荷電の影響も考慮すべきと言える．また，実測値

砂については，未凍結砂にくらべ不凍水量の減少において測定深が深くなるほど，不凍水量曲線のにともなう透水係数の低下が緩やかになった．ま低温側への変移が顕著になったのは，溶質の再分

た，砂が溶質を含んでも，凍土の不飽和透水係数に布により下方ほど，土中水の溶液濃度が高くなっ溶質を含まない場合との差違はみられなかった．

たためと考えられる．
4．2

凍土の透水係数

水蒸気と氷の移動を無視できる場合，凍結過程にある不飽和土中の水分移動はリチャーズ式に氷量変化と温度勾配による移動項を加えることで表

ところで，毛管モデルでは凍土の透水係数は式（9）で表される（Watanabe and Flury, 2008）．

雪氷 75 巻 5 号（2013）

溶質を含む凍結砂中の水分移動と透水係数259

5． おわりに
凍結過程にある不飽和砂中の水分移動と透水係数に，溶質が与える影響を明らかにすることを目的に，NaCl を含む砂の一次元カラム凍結実験を行った．その結果，溶質が加わることで潜熱の発生が抑えられ，砂中を 0℃面が深くまで進行する
ようになること．この際，凍結面近傍の圧力勾配が小さくなり，未凍結砂から凍結砂への水分移動も少なくなることが示された．不凍水量曲線については溶質による凝固点降下で低温側へシフトす
ること，こうした不凍水量曲線の変化を毛管モデ
図 7

ルでよく表現できることが確認された．凍結砂の

砂中の液状水量と不飽和透水係数の関係．
○，△，▼ は式（7）により算出した．

透水係数については，凍結（不凍水量の減少）にともない低下したが，等量の水分量を持つ未凍結ξρgπ R −r  K θ − JΔθ=∑ n  R −r  +8η  
ln r R  





（9）

砂より高くなった．また，溶質が加わっても不凍
水量-透水係数関係は不変であった．これは，間隙中で成長した氷により，土中の通水流路の形状が変化したためと考えられる．今後は吸着性の土

ここで，ξ=L /Lcは屈曲度である．図 7 に式（9）についても水分移動や透水係数に与える溶質の影

による不飽和透水係数曲線を示す．この際，屈曲響を評価し，モデルを数値計算コードに組み込め

度は蒸発法により推定した不飽和透水係数曲線にる形に改良することが必要である．

未凍結時（ri=0）の式（9）が一致するように与え謝た（ξ=0.015）．式（9）で求めた透水係数は未凍結

辞時には，水分量が 0.1 以上のときはなだらかに，0.1以下のときは急激に低下した．しかし，温度が0℃以下（不凍水量は 0.1 以下）に低下すると，式本研究の一部は，科学研究費補助金（23580328）
による．

（7）による実測値同様，透水係数が等量の液状水を持つ未凍結砂より高くなった．これは，毛管の文

献

中心に氷が成長し水分流れが環状流れに変わったことで，透水係数の低下に対する不凍水の低下量が多くなったためである（Watanabe and Flury,2008）．こうした氷の成長による通水流路の形状変化が，粗粒間隙を含まない場合の凍土の透水係数を決定していると考えられる．また，凍土の毛管モデルにおいては溶質の影響は不凍水膜厚の式（3）と最小の氷径の式（5）に反映されるが，これらは水分量と透水係数の関係自体には影響を及ぼさない．このため，式（7）による結果と同様，溶質の有無に関わらず凍結砂の不凍水量―透水係数
関係は一致した．すなわち，溶質の有無により温度と不凍水量の関係は異なるが，不凍水量が同じ（温度は異なる）凍土の透水係数は一致するといえる．

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Solute effect on soil water flow and hydraulic properties offrozen unsaturated sand
Kunio WATANABE1＊ and Tomomi WAKE1
1

Graduate School of Bioresources, Mie University, 1577 Kruima-Machiya, Tsu 514-8507＊

Corresponding author

Abstract: Understanding the solute effect on soil water dynamics during soil freezing is important for
managing soil water and nutrients and for controlling groundwater pollution. In this study, we performed acolumn experiment, using variably saturated sand with NaCl solution, to estimate the solute effect on soil
water flow and hydraulic properties. The sand column (i.d.: 78 mm; length: 350 mm), which was instrumented with seven thermocouples and seven time domain reflectometry probes, was cooled from the top toform a frozen layer. We monitored temperature, liquid water content, and solute concentration. Water flowfrom the unsaturated region to the frozen region and solute accumulation in the frozen region due toconvection were observed. When the soil contained solutes, the frost reached deeper and frost-induced
water flow decreased. Applying a capillary bundle model to the column experiment showed that pore-ice
formation resulted in a decrease in the hydraulic conductivity of the frozen sand. The frozen sand showed
the same relationship between unfrozen water content and hydraulic conductivity irrespective of the soil
solute concentration, but the relationship between temperature and unfrozen water content varied
depending on the solute concentration.
（2012 年 10 月 26 日受付，2013 年 3 月 20 日改稿受付，2013 年 3 月 31 日最終改稿受付，2013 年 7 月 12 日受理，討論期限 2014 年 3 月 15 日）