森林の栄養に及ぼす火山砕屑物の影響
Influences of volcanic ejecta on the nutrient dynamics of forest ecosystems
北山 兼弘

1＊

・和頴 朗太Kanehiro KITAYAMA

1＊

2

and Rota WAGAI

2京都大学 農学研究科
国立研究開発法人 農業・食品産業技術総合研究機構 農業環境変動研究センター
1
Graduate School of Agriculture, Kyoto University
2
Institute for Agro-Environmental Sciences, National Agriculture and Food Research Organization
1

2

摘

要

火山から放出される溶岩や火山灰には窒素以外の必須元素が一次鉱物として含まれていることから，森林を含む陸上生態系にとって，火山がこれら必須元素の究極的な供給源になる。特に，全ての生物の遺伝や代謝を担う生元素であるリン（P）は，火山放出物の風化を通して陸上生態系に加入し，その後，火山放出物上に発達する森林
生態系に数十万年レベルで長く留まって純一次生産を支える。陸上生態系の長期動態モデルでは，風化がさらに進むと P は風化産物である二次鉱物との物理化学的結合により難溶化し，やがては森林生態系の生産を律速する，とされる。このように，老齢化した森林生態系においては，大気降下物によって新たに追加される P が大きな生態系維持効果をもつことが知られている。日本列島では，火山灰やスコリアなどの火山砕屑物が地質年代スケールで頻繁に，かつ広範囲に降り注ぐので，森林生態系に P などの施肥効果をもたらしている可能性がある。本稿では，大気を通して加入する火山
砕屑物に着目し，森林生態系におけるその施肥効果を考察した。

キーワード：火山灰，森林生態系，土壌栄養塩，風化，リン酸
Key words：volcanic ash, forest ecosystems, soil nutrients, weathering, phosphate
1．はじめに火山から放出される溶岩や火山灰（総称して火山
放出物）には，窒素以外の，植物に必須の元素が一次鉱物として含まれている。このため，森林を含む
陸上生態系にとっては火山がこれら必須元素の究極的な供給源だといえる。特に，全ての生物の遺伝や代謝を担う生元素であるリン（P）は，火山放出物の風化を通して陸上生態系に加入し，その後，火山放出物上に発達する森林生態系に数十万年レベルで長く留まって純一次生産を支える。陸上生態系の長期動態モデルに従うと，風化が更に進むと P は風化産物である二次鉱物との物理化学的結合により難溶化し，やがては森林生態系の生産を律速する。このよ
うに老齢化した森林生態系においては，風成塵などの大気降下物によって新たに追加される P が大きな生態系維持効果（施肥効果）をもつことが知られている。日本列島では，火山灰やスコリアなどの火山砕
屑物が地質年代スケールで頻繁にかつ広範囲に降り注ぐので，これらの火山砕屑物も大きな施肥効果をもたらしているだろう。しかし，そうした火山砕屑物が，人間の時間スケールからすると安定的に思える森林生態系に対してどのような維持効果をもたらしているのかを考察した例はほとんどない。
本稿では，まず，必須元素の供給源としての火山放出物（主に溶岩）の役割を記載する。ここでは，溶岩からの土壌生成過程で溶岩に含まれていた元素がどのように溶け出して，一次遷移の中で発達していく森林生態系に加入するのかを，P と塩基性陽イオンを例に概観する。次に，溶岩と類似した一次鉱物
組成をもつ火山灰やスコリアなどの火山砕屑物においても，同様の必須元素の動態が生じると仮定し，既に発達した森林生態系に広範に加入する火山砕屑物の施肥効果を考察する。
2．火山放出物の風化と栄養大規模な噴火において火山から放出された溶岩（一部に火山灰も含む）
が地表を覆うと，ここから土壌生
1）
成と植生遷移がスタートする（本特集号 上條ほか
参照）
。地表に定着した植物の根や降雨などからプロトンが供給され，火山ガラスを含む一次鉱物の風化

受付；2016 年 1 月 27 日，受理：2016 年 4 月 12 日＊
〒 606 - 8502 京都市左京区北白川追分町，e-mail：kanehiro@kais.kyoto-u.ac.jp
2016 AIRIES

43

北山・和頴：火山砕屑物の栄養効果が始まる。この鉱物風化の過程で，一次鉱物に含ま2＋2＋れているカルシウム（Ca ），マグネシウム（Mg ），＋＋，ナトリウム（Na ）等のアルカリ金属
カリウム
（K ）
＋
との置換によりやアルカリ土類金属はプロトン（H ）鉱物結晶から溶け出し，土壌水中の陽イオンになる。これらの陽イオンは，植物から土壌に供給される有機物のカルボキシ基や鉱物粒子表面の水酸基などの官能基や負荷電をもつ粘土鉱物表面の陽イオン
交換サイトに吸着する。これらの比較的弱い力で吸着した陽イオンは，イオン交換によって土壌水に溶出するので，植物に吸収されやすい。土壌生成が進
み，酸性化が進行すると，陽イオン交換サイトの塩
3＋基性陽イオンはプロトンやアルミニウムイオン（Alイオン）に置換され，系外に流出する。このように，土壌生成初期には火山放出物の一次鉱物や火山ガラスに起源する元素が土壌に豊富に含まれるが，やが2）て溶脱によって失われてしまう（本特集号 平館 参照）。
一方，溶岩や火山灰に含まれている P の長期動態
3）については，Walker and Syers が記載モデルを提出
している
（図 1）
。P は，溶岩や火山灰に一次鉱物のアパタイトとして含まれ，その実体はリン酸カルシ
ウム（以下，リン酸 Ca）である。リン酸 Ca は酸性で溶解度が増すので，植生遷移の過程で酸性化が進む
につれ火山放出物から徐々に溶け出し，樹木に吸収される。一次鉱物のリン酸 Ca は，数千～数万年の時間でそのほとんどが溶け出してしまう。一方，時間経過に伴い，溶岩や火山灰に含まれていたアルミ
ニウム
（Al）
や鉄
（Fe）
も溶け出し，これらがリン酸と結合する。酸性条件下でリン酸 Fe やリン酸 Al は沈
殿してしまうため，リン酸の可給性は低下する。また，溶出した Al や Fe イオンは土壌水中の溶存有機物と錯体を形成するが，そこで生じる有機 Al
（Fe）
複
合体
（Al－，Fe－腐植複合体とも呼ばれる）も，リン2）酸と強く結合し，可給性を低下させる 。火山砕屑物の鉱物風化が更に進むと，溶出したケイ酸，Al やFe イオンから，結晶性の弱いアルミノケイ酸塩であるアロフェン（allophane）
やイモゴライト（imogolite），
鉄酸化物であるフェリハイドライト（ferrihydrite）やゲータイト（goethite）が生成する。これらは総称して非晶質鉱物あるいは短距離秩序鉱物（Short-RangeOrder mineral，ここでは SRO 鉱物と略す）と呼ばれ，可溶化したリン酸（いったん植生に吸収され，リターとして土壌に再加入し，無機化したリン酸も含む）を配位子交換反応によって鉱物表面に強く吸4）（Fe）複合体および SRO 鉱
着（収着）する 。有機 Al
物は，後述する酸性シュウ酸抽出によって評価できるため，これらは総称して活性 Al・Fe と呼ばれる5）。沈殿したリン酸 Fe やリン（本特集号 渡辺 参照）
酸 Al や SRO 鉱物に吸着したリン酸の一部は，土壌の pH や酸化還元電位の変化，または根や微生物の放出する低分子有機酸によって可溶化し，樹木や微生物に吸収される。このようなリン酸は，生物にとって遅効性のリン酸として定義されている。
火山灰や軽石などの火山砕屑物がある程度の頻度
で森林に供給される場合，以上の地球化学的プロセ
スが繰り返されることになり，森林生態系には可溶性のリン酸が保持される。しかし，火山砕屑物が長期にわたり供給されない場合，土壌の風化は更に進
み，SRO 鉱物は，より安定的な二次鉱物であるアル
ミノケイ酸塩鉱物（ハロイサイト（halloysite），カオ
リナイト（kaolinite））や結晶性の高い Fe・Al 酸化物（ゲータイト，ヘマタイト（hematite），ギブサイト（gibbsite））に変化する。後者の Fe・Al 酸化物は，リン酸を物理化学的に強く結合し可溶化を妨げる。
この著しく難溶性となった P は「吸蔵態 P」と定義される。すなわち，火山砕屑物の供給がないと，「吸蔵態 P」が卓越するようになり，森林生態系における樹木の生長は P 欠乏によって律速される。
以上のように，陸域生態系において，溶岩や火山
灰などの火山放出物は，Ca，Mg，K などの塩基性
陽イオンやリン酸などの必須元素の重要な供給源である。火山灰などの降下を通した必須元素の途中加入がなく土壌の風化が進むと，これらの必須元素が生態系に十分に供給されなくなり，最終的には土壌栄養の欠乏が生じてしまう。そのような土壌風化の進行に伴う栄養欠乏の例を，ハワイ諸島の森林生態系をモデルとしてみてみたい。その上で，火山砕屑物の降下の影響を考察する。
3．火山灰の降下が見られない場合の森林生態系の長期動態；ハワイ諸島の長期的生態系傾度に沿った土壌栄養塩の変化

図1

44

3）
Walker and Syers（1976）
による，火山放出物の風化とリン画分の動態のモデル．

ハワイ諸島は，太平洋プレート上に位置するホットスポットから，マントル上層の玄武岩質溶岩が噴出して形成された。ホットスポットは定常点でその位置は変わらない。ホットスポットから溶岩が噴出して火山島が成長するが，太平洋プレートが移動するので，形成された火山島は徐々に北西に移動する。ホットスポットから離れると溶岩が供給されな

地球環境 Vol.21 No.1

くなり，土壌風化が進行する。このため，火山島は北西に向かうほど古くなり，島の年代傾度が形成される。土壌生成の様子もその年代傾度によって観察
6）
できる 。
7）
Crews et al. は，このハワイの土壌生成傾度を利用して，火山噴出物の風化に伴う土壌 P の形態（画分）とその現存量の変化を調べた。噴出後年数 200 年～
400 万年にわたる山地熱帯降雨林 7 か所をこの傾度に沿って選び，表層から深さ 1 m までの土壌を採集して化学分析を行った。気候の影響を排除するために，全調査地の標高と年降水量は，それぞれ 1,200 mと 2,500 mm に統一された。土壌母材は，玄武岩質溶岩の上に火山灰（およびスコリア）が堆積したものである。化学分析の結果，土壌 P の形態（画分）
変化
は島の年代傾度に沿って図 1 とほぼ同じようなパターンを示した。しかし，相違点もあり，全 P 量が時間とともにそれほど減少しないことや，吸蔵されていない遅効性リンが古い生態系中でも存在することなどが示された。しかし，一次鉱物の無機態 P が生態系発達初期で消滅すること，吸蔵態 P が後半で増加することなど，モデルとの共通点が多く示された。
この生態系発達系列に沿って，初期においては窒素（N）が欠乏し，森林生態系は窒素によって制限さ4）れていた 。その後，遷移の進行とともに大気から窒素が加入し，森林生態系の窒素制限は次第に和らいだ。しかし，やがて可給性の土壌 P が減少し，100 万年が経過した森林生態系ではその生産が P に
よって制限されるようになった。これは，N と P を6），8）。
組み合わせた施肥実験によって確かめられた
遷移初期の森林生態系では窒素のみの施肥に対して生産量増加の応答を示し，後期には P の施肥に対して生産量増加の応答を示した。2 万年～15 万年の森
林生態系では，そのどちらにも応答を示さなかった。つまり，森林生態系の長期発達の過程で，栄養

図2

43 - 54（2016）の制限は窒素から P にシフトした。
ハワイの例では，土壌鉱物の組成変化もよく示されている。火山噴出物の風化が進むと，これを母材として二次鉱物の生成が進んだ。噴火後 15 万年にかけて，アロフェンやイモゴライトなどの SRO 鉱
物が多く生成された。これら SRO 鉱物は表面水酸基に富むと同時に非常に高い比表面積をもつため，
表面吸着やミクロ団粒化などのプロセスによって有5）機物や P を強く安定化する 。このため，P は溶脱を免れ，生態系に安定的に留まる。その後の充分な風化時間と共に，それら SRO 鉱物は脱水し結晶性粘土鉱物や Fe・Al 酸化物に変化した。この変化に伴い土壌有機物の蓄積量は低下するが，これらの酸化物と強く結合することで P は吸蔵態に変化して難溶化し，さらに安定的に土壌に留まるとされている。ハワイを例にとると，土壌生成の途上で火山砕屑物の加入が生じない時の土壌粘土鉱物の生成とリ
7）ンの可給性の様式は，図 2 のようにまとめられる 。
9）
Chadwick et al. は，このハワイの土壌発達傾度を使って，植物に供給される Ca と P の供給源がどのように変化するのかを調べた（図 3）。ハワイ諸島の生態系は外部循環を通した異地性必須元素移入によって外の生態系と繋がっており，Ca については
海水起源のものが降水を通して加入する。一方，Pはアジア大陸からの黄砂によっても加入し，量的には少ないものの，P 欠乏の森林生態系にとって栄養的に大きな効果をもっていた。ハワイ諸島の生態系からの Ca の溶脱速度は，土壌生成の初期では速く，降水による加入率よりも大きな値を示した。土壌生成が 15 万年を過ぎると，Ca の生態系からの溶脱速度は降水による加入率を下回った。このことから，溶岩起源の Ca が森林生態系の生産を支えるのは 15 万年までであり，それ以降は海水起源の Ca の寄与率が大幅に増加することが示唆された（図 3）。
これと同時に，土壌母材である玄武岩と海水起源の ワイ諸島における，溶岩の化学風化に伴う主要土壌鉱物とリン（P）の形態変化の概念図（左図）とハ溶岩原が広がるハワイ島キラウエア火山の風景（右図）．

アパタイト，有機態 P，遅効態リン酸の推移を示す．遅効態リン酸には，アロフェン・イモゴライトに吸着した P とリン酸 Fe やリン酸 Al として沈殿した P を含む．時間スケールについては不明な点が多い．また，右図にある黒色の溶岩は玄武岩で，一次鉱物のアパタイトとして P を含む．

45

北山・和頴：火山砕屑物の栄養効果

図3

ハワイ諸島の土壌生成年代（基質年代）傾度における Ca（左側グラフ）と Sr（右側グラフ）の動態．

Ca については，火山放出物起源の Ca の溶脱速度（左上）と大気降下物起源の Ca の寄与率（左下）を示す．Sr については，土壌と植物の
9）
.
より引用．
Sr 安定同位体比（右上）と植物の根が集中する土壌深における土壌水中の Ca 濃度（右下）を示す．Chadwick et al（1999）

図4 ハ
 ワイ諸島の土壌生成年代（基質年代）
傾度におけるリン（P）の動態．
火山放出物起源の P の溶脱速度（上）と大気降下物起源の
9）
.
より引用．
P の寄与率（下）．Chadwick et al（1999）

ストロンチウム（Sr）安定同位体比を端点として，土壌の交換態 Sr と植物体の Sr 安定同位体比を調べたところ，土壌でも植物でもやはり 15 万年を過ぎると海水起源の Sr が卓越していることがわかった（図 3）。Sr は 2 価のイオンとして Ca と似た挙動を示すことから，10 万年以降の森林生態系では海水起源の Ca が生物を構成していることが示唆された。
一方，P の長期動態は Ca とは対照的であった。
P は土壌鉱物への吸着率が極めて高く，土壌中での移動性が低いことから，生態系からの P の溶脱速度
9）は Ca の 1,000 分の 1 程度であった （図 4）。このた
46

め，溶岩起源の P は生態系に 100 万年のオーダーで留まることが示された。しかし，100 万年を過ぎると溶岩起源の P も失われ，次第に黄砂起源の P が生態系の中で卓越するようになった。土壌生成が進んだハワイの森林生態系は，かろうじて黄砂起源の Pによって支えられていることが解明された（図 4）。
以上のように，ハワイ諸島をモデルとして森林生態系の長期動態を調べると，火山灰など火山砕屑物の加入が土壌生成の途中で起こらなければ，Ca も P
も内部から外部へと供給源の相対的重要性がシフトすることがわかる。しかし，海洋に近ければ Ca は海水から降雨を通して加入するので，Ca が不足することはない。一方，外部からの P の供給量は極めて少なく，長期的には森林生態系が P によって律速されてしまう。このようなハワイ・モデルは，海洋に近く，火山放出物を広く土壌母材とする日本列島においても当てはまるのではないだろうか？しかし，
ハワイ諸島と異なり，地質学的なスケールで次々と噴火が起こり，広く火山砕屑物が供給される日本では，土壌生成と森林生態系の長期動態は火山砕屑物の供給に強く影響を受けるに違いない。その影響の強さは，火山砕屑物の供給頻度と供給量に応じて異なると思われる。そこで，以下では，土壌生成の過程で火山砕屑物が加入する場合の森林生態系への影響を考察してみたい。
4．火山砕屑物の到達距離，降下量とミネラルの含量噴火に伴い，マグマが放出される過程で冷えて固まり，それが微細に粉砕されて火山灰やスコリアが形成される。火山から放出される固形物のうち，溶地球環境 Vol.21 No.1

岩以外の，空中に噴出する物質の総称が火山砕屑物である。様々な粒径の固形物が含まれており，粒径2 mm 以下の固形物を火山灰，粒径 2 mm から 64 mmの固形物を火山礫と呼ぶ。また，マグマが固化する過程でマグマに含まれるガスが発泡して，軽石状になったものをスコリアと呼ぶ。火山砕屑物のうち，粒径が大きな物は火口付近に，そして粒径が細かい
火山灰などは火口から離れてから遠くに運ばれる。
このため，火山灰は風下の生態系に広範に加入して，土壌や生物相に影響を与え得る。火山灰は，わずか数ミリの降下量であっても人間社会に災害を引き起こすので，降下量の予測は防災の観点から大き10）
な課題となっている（本特集号 井村 を参照）。一方，爆発的な噴火の場合には，火山ガスも放出され，火山灰とともに成層圏まで運ばれて何年間も地
表の気候に影響を及ぼすことがある（本特集号 吉11）
。以下では，主に粒径の細かな火山灰
野 を参照）のような火山砕屑物に着目して，火山砕屑物の降下が森林生態系にどのような影響を与えているのかを考察したい。火山灰の降下は人間活動にとって災害として捉えられるが，本稿では生態系の形成要因としての火山灰の機能について考察する。
日本列島では，大規模な噴火が地質学的年代ス
10）
ケールで頻繁に生じている 。過去 10 万年間の日
本列島（韓国の噴火事例 2 件を含む）における火山灰
12）の降下についてメタ解析を行った須藤ら によると，報告例 524 件のうち，火山灰が火口から 50 kmに到達する事例は約半数，100 km に到達する事例は
約 3 割である。このことから，ほとんどの噴火において火口周辺 50 km から 100 km のみの生態系が影響を受けていることがわかる。一方，火山灰が火口から 2,000 km 以上の距離に到達した事例は，大隈降
下軽石，阿多降下軽石，姶良 Tn 火山灰，阿蘇 4 火
山灰，鬼界葛原火山灰，白頭山，苫小牧火山灰の 72例であった。さらに，面積的にみると，100 万 km
より広い分布域を有する噴火事例は，上記の 7 例に加えて鬼界アカホヤ火山灰と阿蘇 3 火山灰であった。このように，過去 10 万年において，比較的少2数の火口から広範（100 万 km 以上）に日本列島に火山灰が供給されたことがわかる（図 5）。
12）
図 5 は，須藤ら が火山灰の降下範囲と降下量を報告例 524 件について重ね合わせて推定した，過去
10 万年の降下火山灰総層厚である。5,927 cm から
0.00002 cm までの厚さを 10 段階に色分けして示している。秋田県の一部，伊豆大島，三宅島，八丈島，東京都大島町，静岡県の一部，鹿児島県の一部
では，最大で 10 m を越える総降下量があったと推定されている。また，火山から比較的離れている近畿一円においても，20～30 cm の総降下量があった12）と推定されている 。すなわち，長い地質学的な年代でみると，日本列島のほぼ全域において，生態系が何らかの火山灰降下の影響を受けていることにな

43 - 54（2016）る。
火山砕屑物は，一次鉱物と火山ガラスから成っている。火山灰の全岩化学組成は火山によって変化
13）
し，火山固有の組成を示すとされる 。その組成差
は，マグマの化学組成とマグマが冷却する過程に
13）
よって生まれるとされる 。火成岩は，含まれるシリカ（SiO2）の含量により，SiO2 含量が少ない塩基性岩，SiO2 含量が多い酸性岩そしてその中間の中性岩
13）などに分類される。Nakagawa and Ohba は，火山
灰やスコリアなどの火山砕屑物についても，火成岩と同様に SiO2 の含量に基づき，以下のよう区分することを提唱した。日本では，中性と珪長質な火山砕14）屑物が広くみられる 。
苦鉄質（Mafic；玄武岩質）45-53.5％
中性（安山岩質）53.5-62％
珪長質（Felsic；デーサイト・流紋岩質）62-100％
表 1 に，喜界カルデラ，富士山，セント・ヘレンズ
火山の火山砕屑物（一部に溶岩なども含む）の全岩化
学組成から求めた元素濃度を示す。一般的傾向として，苦鉄質の火山放出物では Ca，Mg の濃度が高く，珪長質の火山放出物ではそれらが低い。P については，表 1 からは一貫した傾向が読み取れない
15）が，Shoji et al. によると，珪長質テフラの方が苦鉄
質テフラよりも全 P 濃度が高いとされる。
表 1 に引用した事例では，Ca は 20～75 mg/g の濃度を，P は 0.44～1.70 mg/g の濃度を示す。珪長

図5

火山灰の降下範囲と降下量を報告例 524 件について重ねあわせて推定した，過去 10 万年の降下火山灰総層厚（cm）．
12）
須藤ら（2007）
から引用．

47

北山・和頴：火山砕屑物の栄養効果

表1

代表的火山砕屑物中の全元素濃度（mg/g）．
喜界カルデラSi

富士火山噴出物

アカホヤ

アカホヤ

100502

Scoria331.24270.67

硫黄岳前期

稲村岳

セント・ヘレンズ

稲村岳

火山灰

41706a

41603

72602

1-1-1

5-5-4

流紋岩質

玄武岩質

玄武岩質

玄武岩質

玄武岩質

デーサイト質239.63255.97243.60233.33275.33329.00

Ti

5.88

8.21

6.22

6.40

5.79

9.25

12.62

6.92

Al

71.36

85.50

77.66

94.08

100.85102.71

86.82

98.47

Fe

29.26

66.01

28.91

74.34

58.66

91.93

106.01

44.73

Mn

0.77

1.08

0.77

1.39

1.16

1.16

1.39

0.77

Mg

4.56

17.22

4.50

35.64

22.26

28.74

36.78

21.36

Ca

19.64

53.71

19.29

75.50

68.50

67.07

75.71

48.00

Na

31.90

24.04

28.42

17.58

20.85

19.14

19.44

31.98

K

21.82

10.79

20.41

2.99

5.56

3.65

5.23

7.30

P

0.57

1.70

0.65

0.44

0.57

0.65

1.14

0.74

喜界カルデラ（前野ら 16））
富士火山噴出物（高橋ら 17））セント・ヘレンズ（Taylor and Lichte 18））

表2

炭素，酸素，水素以外の必須元素の植物体と土壌中の平均的な濃度 mg/g．

5．森林生態系への火山砕屑物の加入とその影響

19）

Larcher（1995） より引用．

元素名

土壌中の平均濃度

植物体の平均濃度

多量元素
N

2

12 - 75P

0.8

0.1 - 10

K

14

1 - 70Ca

15

0.4 - 15Mg

5

0.7 - 9S

0.7

0.6 - 9Fe

40

0.002 - 0.7

Mn10.003 - 1

Zn

0.09

0.001 - 0.4

Cu

0.03

0.004 - 0.02

B

0.02

0.008 - 0.2

Mo

0.003

－0.001

微量元素

Cl

＜0.1

0.2 - 10質
（流紋岩やデーサイト）の火山では，噴火の規模が相対的に大きく，火山砕屑物はより遠くに運ばれる。一方，苦鉄質の地質をもつ火山では，大規模噴火であっても粒径の大きなスコリアなどが形成され
13）
やすく，噴出物は火口周辺に留まる傾向を示す 。
表 2 は，炭素，酸素，水素以外の必須元素の植物体と土壌中の平均濃度を示している。これら必須元
素のうち，窒素以外の全元素が火山灰の一次鉱物に含まれている。火山灰や溶岩が土壌の母材となり，一次鉱物中の元素がやがては土壌を構成することを考えると，火山砕屑物は森林生態系にとって必須元素の重要な供給源になっていることがわかる。

48

火山灰土壌は，北海道南部，東北の北部，関東一円，九州などの火山砕屑物の供給源となるカルデラ
火山の周辺平野部に広く分布している。一方，近畿地方ではその分布が限られている。火山灰土壌（日本
では黒ボク土，国際的にはアンディソル（Andisol）
またはアンドソル（Andosol）と呼ばれる）
とは，活性
Al・Fe
（後述）
に富み，リン酸吸着能が高く，仮比重が軽いなど，一定の土壌学的特徴を満たした土壌を5）指す 。しかし，過去 10 万年間の火山灰の加入範囲
は現在の火山灰土壌の分布域を超えて広範に広がっているため，他の土壌タイプにおいても火山砕屑物の影響を受けている可能性がある。この可能性につ
20）
－ 22）
が褐色森林土について生物
いては，Imaya et al.
地球化学的な観点から総合的な研究を行った。
23）
林野土壌分類（1975） に基づく褐色森林土とは，山地の森林に広くみられる褐色の土壌層をもつ土壌である。褐色森林土は，日本の森林土壌の 70％の面積を占めており，国際的な土壌分類法のインセプ
ティソル（Inceptisol）や Andisol などの複数の土壌ク20）
ラスを含む一群の土壌の総称である 。土壌母材としても，花崗岩，堆積岩，石灰岩，超塩基性岩などの多様な地質を含んでいる。これらの（火山灰以外の）土壌母材から生成された土壌の上層に，火山灰やテフラの加入の影響が認められている。例えば，
完新世に入ってから噴火が記録されていない近畿や山陽の花崗岩起源の山地土壌にも，広域に飛散してきたマーカーテフラの火山ガラスが認められてい24）る 。図 6 に，森林土壌に断続的に加入して形成された明瞭なテフラ層の例を示す。火山灰を母材としない土壌の上層に加入した火山灰やテフラは，どのような生物地球化学的影響を森林に及ぼしているの地球環境 Vol.21 No.1

だろうか？
火山灰や溶岩などの火山放出物には火山ガラスやその他の一次鉱物として多量の Al が含まれている。
火山放出物の風化の過程で溶け出す Al イオンは，有機物の供給が少なく，弱酸性～中性の pH 条件では，(a)A 層 （桜 島 テ フ ラ 混 在 ）大正テフラ
埋 没 Ａ層
安永テフラ
埋 没 Ａ層
褐色層
天 平 宝字テフラ

褐色層

(b)

図6

日本の森林土壌の断面においてみられる
降下火山灰
（テフラ）
層の例．

鹿児島大学高隈演習林（垂水市）．照葉樹林（二次林）の土壌断面（a）とリター層に降り積もる桜島火山灰（b）．給源から近く断続的に
テフラ降下が繰り返されたことにより，1,300 年間でこの約 1 m の土壌形成が起こった．断面下部のテフラ層にも根が入る．各テフラの詳細は以下の通り．大正（桜島 1，Sz-1，AD1914），安永（桜島 2，
Sz-2，AD1779），天平宝字（桜島 4，Sz-4，AD764）．

43 - 54（2016）

アルミニウム水酸化物となり，同時に溶出する Si お
よび Al 濃度が高い環境では，アロフェン・イモゴラ
15）
イトを形成する，と考えられている 。有機 Al および有機 Fe 複合体は難分解性で，土壌微生物による25）分解に対して高い安定性をもつ 。一方，ナノス
ケールの微細な粒子であるアロフェン，イモゴライ
ト，フェリハイドライト等の SRO 鉱物は，高い反応性と比表面積を持ち，また有機物と結合し強固なミクロ団粒を形成するため，土壌有機物の安定化に26），27）。したがって，土壌中に存在している
寄与する
Al の形態と量の評価が，火山灰の森林土壌への影響を調べる際の手掛かりとなる。土壌分類では，0.1 M
ピロリン酸ナトリウム溶液（pH 10 に調整）で抽出される Al が有機 Al 複合体の存在量の指標として使わ
れ，酸性シュウ酸溶液（pH 3.0 に調整したシュウ酸
アンモニウム溶液）
で可溶化されるケイ素（Si）がアロ
フェン・イモゴライトの推定に用いられる。酸性
シュウ酸溶液によって抽出される Al と Fe は活性 Al・
Fe と呼ばれ，その濃度（Al＋1/2Fe 濃度）が 20 g/kg以上であることが火山灰土壌の分類基準の 1 つとし5）て使われている 。
20）
Imaya et al. が，様々な土壌母材の褐色森林土における火山灰の加入影響を，Al＋1/2Fe 濃度と酸性
シュウ酸溶液抽出のケイ素濃度（Sio）との関係から調
べた結果が図 7 である。この結果によると，やはり火山灰を起源とする黒色土（林野土壌分類では火山
灰土壌は黒色土と呼ばれるが，黒色土には，一部，火山灰土壌以外の土壌も含む）
では，A 層においてもB 層においても非常に高い Al＋1/2Fe 濃度が示されている。従来，火山灰を母材と想定していなかった
褐色森林土においても Al＋1/2Fe 濃度 20 g/kg が示されており，さらに Al＋1/2Fe 濃度は 20 g/kg 以
上・以下の試料にかかわらず Si 濃度に対して連続的に変化している。このことから，褐色森林土においてもアロフェン・イモゴライトが存在しており，火山灰の加入が広くみられることが示唆された。酸性
シュウ酸溶液によって抽出されるケイ素（Sio）のほ
とんどは，火山灰の風化産物のアロフェン・イモゴ
ライトに起源すると考えられている。したがって，
図 7 に示された，A 層（上図）にも B 層（下図）にもみられる強い正の関係は，火山灰の加入が多いほど風化産物の SRO 鉱物が多いことを示す。しかし，図 7
上図を注意深く調べると，Al＋1/2Fe 濃度に対するケイ素濃度の正相関の傾きは，火山灰に影響された
褐色森林土のほうが黒色土（火山灰土壌）よりも急であり，前者では風化産物のアロフェン・イモゴライ
トが，後者では有機 Al 複合体が相対的に多く存在
20）
することが示唆される 。
活性 Al が多いほど，土壌有機物を安定化させる
21）
効果が大きいことから，Imaya et al. は，酸性シュ
ウ酸抽出の Al 濃度と土壌炭素濃度の関係を調べた（図 8）。その結果，風化産物アロフェン・イモゴラ
49北山・和頴：火山砕屑物の栄養効果
A層

B層

図7 日
 本の褐色森林土における，酸性シュウ酸溶液によって抽出される Al・Fe の濃度（Alo＋1/2Feo g/kg）とケイ素の濃度（Sio g/kg）の関係．

上図は A 層を下図は B 層における関係を示す．（×）黒色土（火山灰土壌）および異なる母材に由来する褐色森林土：（●）花崗岩，（◯）斑レイ岩，（■）砂岩および泥岩，（□）凝灰岩，（▲）結晶片岩，（△）蛇紋岩，（▼）チャート，（▽）石灰岩，（◇）石英はん岩，（＋）
20）
.
から引用．
安山岩，（×）火山灰．Imaya et al（2007）

イトの濃度の目安となる酸性シュウ酸抽出の Al 濃度
が 0 から 20 g/kg の間では，予測通り両者に正の関係性が認められるものの，20 g/kg を越えると逆に両者には負の関係が生じることが示された。一方，
有機 Al 複合体の存在量の目安となるピロリン酸ナト
リウム溶液抽出の Al 濃度と土壌炭素濃度との間に21）は一貫した正の関係が示されている。Imaya et al.
は，この興味深い結果について以下のように解釈している。すなわち，森林への火山灰の加入が少ないと（酸性シュウ酸抽出 Al 濃度 20 g/kg 以下），活性 Alのほとんどが有機物と結合する。火山灰の加入が多いと（酸性シュウ酸抽出 Al 濃度 20 g/kg 以上），加入
する有機物よりも活性 Al が相対的に多くなり，溶け出した Al は風化産物のアロフェンに移行し，酸性
シュウ酸抽出の Al 濃度と土壌炭素濃度には正の関係が見られなくなる（有機物供給の少なさがアロフェン
生成量を規定する）。この解釈は，先に述べた，火山
灰に影響された褐色森林土では，有機物含量の高い
黒色土（火山灰土壌）よりも相対的に多くのアロフェ
ン・イモゴライトが存在するという知見とも合致す
20）る （図 7）。
これらの事実は，褐色森林土の中には，火山灰の加入の影響を受け，活性 Al・Fe を比較的多く含む
土壌が広く存在することを示している。さらに，火山灰の加入が土壌有機物の安定化をもたらし，土壌
有機物の濃度および現存量を高める効果をもたらし
5）28）ている 。Morisada et al. によると，日本の森林生
態系は気候的に類似する他地域の温帯生態系に比べて，土壌炭素量が多い。火山灰の加入は，土壌中の有機物の安定化を通して，無機態窒素や無機態 P な
どの量や生成速度（無機化速度）にも影響を及ぼしていることは間違いない。火山灰の影響を受けた生態系における土壌有機物の安定化は，次の 4 つのメカ

図8 日
 本の様々な土壌における，酸性シュウ酸溶液によって抽出される Al の濃度（Alox g/kg）と土壌炭素量濃度（g/kg）の関係（左），およびピロリン酸ナトリウムによって抽出される Al の濃度（Alpy g/kg）と土壌炭素量濃度（g/kg）
の関係
（右）
．

21）
（◯）
Alox≧20 g/kg の褐色森林土，（▲）
Alox<20 g/kg の褐色森林土，
（□）
黒色土，
（▽）
赤色土，
（ ）
未熟土．Imaya et al（2010）
.
から引用．

50

地球環境 Vol.21 No.1

ニズムによって引き起こされると考えられる：1）土壌中の有機酸や土壌微生物から細胞外に分泌される分解酵素と活性 Al・Fe 成分との化学反応（吸着，沈殿，錯形成）
による安定化および酵素活性の失活；2）ミクロ団粒化による有機物の物理的隔離，つまり分解酵素の基質へのアクセス阻害；3）分解者である土壌微生物への Al 毒性および低 pH ストレス；4）
リン酸の吸着・沈殿（活性 Al・Fe 成分との反応）による土壌微生物の P 欠乏。以上の 4 つの要因は，樹木の生育に欠かせない無機態窒素やリン酸の供給速度も直接的に支配するはずである。しかし，火山灰加入に起因する土壌有機物の安定化機構が，微生物による生化学プロセスを介した無機態窒素や無機態 P な
どの動態にどの様な影響を及ぼしているかは未解明な部分が多く，今後の研究課題となっている。
6．森林の栄養塩動態への火山灰の影響
土壌 pH に応じて正や負の電荷（変異荷電）をもつ
SRO 鉱物は，有機物の長期的な隔離だけではなく，陽イオンにとっても陰イオンにとってもイオン交換
的に土壌に保持される栄養塩量を支配していると思われる。北米太平洋北西地方の森林生態系の火山灰
土壌では，野外の酸性土壌条件下で測定した陽イオ
ン交換能はアルカリ性条件下と比較して 3 分の 1 に低下することが示されており，明らかに酸性化で負29）
電荷の減少が認められた 。このように，酸性条件
下では，SRO 鉱物を主体する土壌の陽イオン保持能は低下する。
さらに，火山灰土壌や火山灰の影響を受けた褐色
森林土は，その中に含まれるアロフェンやイモゴラ
イトを通して，リン酸も強く吸着すると言われてい29），30）
20）。Imaya et al. は，火山灰の加入量が褐色森
る
林土のリン酸吸着に影響を与える可能性を指摘している。農業生態系においては，火山灰土壌に含まれる SRO 鉱物等の活性 Al・Fe がリン酸を強く吸着して作物生産を制限することが古くから指摘されてい2），5）。さらに，酸性条件下では，活性 Al がリン酸ると結合し，生成物のリン酸 Al が沈殿してしまうた
2）
め，土壌溶液中の可溶性リン酸濃度が非常に低い 。
その一方で，火山灰土壌の全リン濃度は近接の非火山灰土壌に比べて非常に高いことが，いくつかの先31）
行研究から示されている （源六ら，未発表）。土壌中の全 P は，化学的な分画方法によって，即効性か
ら遅効性そして無効態へと分割（分画）されるが，この化学的分画法が実際の生物への可給性を正しく反映しているのかどうかについてはわかっていない。
したがって，土壌に火山灰起源の SRO 鉱物が多く含
まれ，リン酸がこれらに強く吸着されているとしても，その全 P 濃度が高ければ P 欠乏は生じない可能性もある。実際に，ハワイの長期森林動態においては，SRO 鉱物が多く形成される風化年代において P

43 - 54（2016）

欠乏は見られない。そこには，根や共生菌根菌の分泌する有機酸による吸着したリン酸の可溶化や，リン酸分解酵素活性を高めるなどの生物の適応的なプロセスが関与しているかもしれない。日本の森林生態系において火山灰の加入が P 欠乏を引き起こすのか興味が持たれるが，実態はよくわかっていない。
全 P の加入以外の点でも，火山灰などの砕屑物が断続的に加入すると，土壌の栄養元素が維持され，
29）
生態系の生産性が維持される 。1980 年にセントへ
レンズ山の噴火により 5～15 cm の火山砕屑物（テフラ）が降下した，米国ワシントン州カスケード山脈の亜高山帯針葉樹林では，林冠木の枯死は見られな
32），33）。森林土壌表層に堆積したテフラ層でかったは，1980 年から 1987 年の 7 年間で，交換態陽イオン（Ca，Mg，K）
濃度が急激に低下し，全窒素と可溶
性P（Bray 抽出液）の増加が認められた。一方，火山砕屑物直下の埋没した土壌層では Ca 濃度の上昇が見られ，テフラによって供給された陽イオンが 7 年間で急激に溶脱されて下層に移動したことが示唆された。
同じカスケード山脈では，火山砕屑物降下の影響
32）が実験的にも調べられている 。実験的に 5 cm と15 cm の厚さのテフラ層（1980 年の噴火起源）
を土壌表層に堆積させ，下層への影響を調べたところ，やはり火山砕屑物層に含まれていた塩基性陽イオンが急激に下層に移動することが確かめられた。火山砕屑物に埋没してしまった元の有機物層からプロトンが火山砕屑物層に供給され，塩基性陽イオンの風化を促したと解釈されている。火山灰に含まれる Ca，
Mg，K などの陽イオンは，急激に下層に移動して，埋没した元の有機物層の陽イオン交換サイトにトラップされ，塩基飽和度が上昇し，樹木への陽イオ
ンの可給性が向上した。
以上のように，断続的な火山灰の加入は溶脱による栄養元素の流失を補い，生態系の生産性を維持す29）
る 。北米太平洋西岸地方の火山灰の影響を受けた30）
森林生態系で見られたように ，SRO 鉱物は変異荷
電をもつことから，酸性条件下では陽イオン交換能が低下してしまう。しかし，上記のカスケード山脈
における研究から，断続的な火山砕屑物の加入は古い有機物層の埋設を介して，陽イオンを保持する効
果をもたらしうる。一方，可溶性 P 以外の P 画分の動態については，カスケード山脈では調べられていない。ハワイの長期生態系動態の事例で紹介したよ
うに，P は土壌中で極めて移動性が低く，カスケー
ド山脈においても，セントへレンズ山から供給された火山砕屑物に含まれていた P は，長い間森林生態系に残留して樹木や土壌微生物に正の影響を及ぼした可能性がある。
カスケード山脈においては，火山砕屑物の加入による植生への負の影響も確認されている。しかし，上層植生ではなく，下層植生がむしろ大きな影響を51

北山・和頴：火山砕屑物の栄養効果

表3

火山砕屑物の森林生態系への影響．

時間

プロセス

効果

効果の詳細

短期

火山砕屑物の降下－＋

林冠の破壊，林床植生の破壊
埋没有機物層の陽イオン交換能

中期

火山砕屑物の化学風化

＋
＋

栄養塩
（塩基性陽イオン，速効性・遅効性リン酸）の供給
土壌酸性化の緩和

長期

SRO 鉱物の生成＋＋＋－

有機物の安定化（長期的な栄養塩供給能，炭素隔離）
土壌の物理構造の向上（水分保持能，水はけ）
リン酸の保持（難分解性・難溶性 P の形成）
無効態リン酸の形成（吸蔵態 P の増加）

注：森林の純一次生産を増加させる方向に働く効果を＋，低下させる効果を－とした。
リン酸の保持効果については，未解明の部分も多い。

図9

日本における火山砕屑物の化学風化に伴う主要土壌鉱物と土壌リン（P）形態変化の概念図．

断続的な火山砕屑物（火山灰）の降下の影響をアパタイトの加入とアロフェン・イモゴライトの生成として表す．
図 2 と対比し，日本における火山砕屑物の影響を表している．
遅効態リン酸には，アロフェン・イモゴライトに吸着した P とリン酸 Fe やリン酸 Al として沈殿した P を含む．

受け，テフラの厚さと下層植物の生存率には負の関係が認められた。火山砕屑物はクラスト状に硬化したので，植物の根に機械的な影響を与えたことが示33）
唆された 。
以上に概観した火山砕屑物の森林生態系への影響を，異なる時間スケール毎に表 3 として示した。断
続的な火山灰の加入は，その規模に応じて短期的に植生の枯損を引き起こし，生態系への大きなかく乱
1），34）。しかし，長期的にみると，Ca，Mg，
要因となる
K，P など植物に必須の元素の供給，保水性の維持，有機物層の埋設などを通して土壌生態系の生産性を維持している可能性が高い。図 9 に，断続的な火山
灰の加入が見られる日本の森林生態系における，一次鉱物のリン加入モデルを示す。しかし，樹木や土
壌微生物への必須元素（特に P）の供給が，アロフェ
ン・イモゴライトなどの吸着性の高い SRO 鉱物の存在下でどのように維持されているのか，大きな研究課題として残されている。

引用文献
1）上條隆志・田村憲司・廣田 充・西村貴皓・東 亮太・
藤井美央（2016）火山遷移に伴う植生発達と環境形
成．地球環境，21, 21 - 32.
2）平舘俊太郎（2016）
火山が農業にもたらす恩恵．地球環境，21, 55 - 66.
3）Walker T. W. and J. K. Syers（1976）The fate ofphosphorus during pedogenesis. Geoderma 15, 1-19.
4）南條正巳（1995）
土壌コロイドとリン酸イオン．粘土科学，35（3）, 108 - 119.
5）渡邉哲弘（2016）
火山灰土壌の分布と特殊性．地球環
境，21, 11 - 20.
6）Vitousek, P. M.（2004）Nutrient Cycling and Limitation:
Hawai' i as a Model System, Princeton University Press.
7）Crews T., K. Kitayama, J. H. Fownes, R. H. Riley,
D. A. Herbert, D. Mueller-Dombois and P. M. Vitousek（1995） Changes in soil phosphorus fractions andecosystem dynamics across a long chronosequencein Hawaii. Ecology, 76, 1407 - 1424.

52

地球環境 Vol.21 No.1

43 - 54（2016）

8）Vitousek, P. M. and H. Farrington（1997）Nutrientof brown forest soils in Japan with reference to thelimitation and soil development: experimental test ofdegree of volcanic ash additions. Soil Science anda biogeochemical theory. Biogeochemistry 37, 63 - 75.

Plant Nutrition, 56, 454 - 465.

9）Chadwick, O. A., L. A. Derry, P. M. Vitousek, B. J.
Huebert and L. O. Hedin（1999）Changing sourcesof nutrients during four million years of ecosystem

23）林試土じょう部（1976）
林野土壌の分類（1975）．林試
研究報告．280, 1 - 28.
24）鳥居厚志・河室公康・吉永秀一郎（1987）
八甲田山の火山灰土壌にみられる A 層の発達様式について．

development. Nature, 397, 491-497.
10）井村隆介（2016）
火山噴火とそれが周辺環境に与える影響．地球環境，21, 3-10.

ペドロジスト，31, 26 - 38.
25）Boudot, J.-P., A. Bel Hadj Brahim, R. Steiman and11）吉野正敏（2016）
火山噴出物が気象・気候を通じて人間生態に及ぼす影響．地球環境，21, 67-76.

F. Seigle-Murandi（1989）Biodegradation of syntheticorgano-metallic complexes of iron and aluminum12）須藤 茂・猪股隆行・佐々木 寿・向山 栄（2007）わが国の降下火山灰データベース作成．地質調査研究
報告，58（9/10）, 261-321.

with selected metal to carbon ratios. Soil Biology andBiochemistry, 21, 961 - 966.
26）Torn, M. S., S. E. Trumbore, O. A. Chadwick, P. M.

13）Nakagawa, M. and T. Ohba （2002） Minerals in

Vitousek and D. M. Hendricks（1997）Mineral control

volcanic ash 1: Primary minerals and volcanic glass.

of soil carbon storage and turnover. Nature, 389, 170

Global Environmental Research, 6, 41-51.

- 173.

14）Machida, H.（2002）Volcanoes and tephras in the Japan
area. Global Environmental Research, 6, 19-28.

27）Asano, M. and R. Wagai（2004）Evidence of aggregate
hierarchy at micro- to submicron scales in an15）Shoji, S., M. Nanjo and R. A. Dahlgren（1993）Volcanic

allophanic Andisol. Geoderma, 216, 62 - 74.
28）Morisada, K., K. Ono and H. Kanomata（2004）Organic

Ash Soils, Elsevier, Amsterdam.
16）前野 深・宮本 毅・谷口宏充（2002）
喜界カルデラにおけるアカホヤ噴火以降の火山活動史，東北アジア
研究，（6）, 253-277.

carbon stock in forest soils in Japan. Geoderma, 119,21 - 32.
29）Ugolini, F. C. and R. A Dahlgren RA（2002）Soil17）高橋正樹・小見波正修・根本靖彦・長谷川有希絵・
永井 匡・田中英正・西 直人・安井真也（2003）
富士

development in volcanic ash. Global Environmental
Research, 6, 69 - 81.

火山噴出物の全岩化学組成－分析データ 847 個の30）McDaniel, P. A. and M. A. Wilson（2002）Physical総括．日本大学文理学部自然科学研究所紀要，38,

and chemical characteristics of ash-influenced soils

117 - 166.

of inland Northwest Forests. USDA Forest Service18）Taylor, H. E. and F. E. Lichte （1980） Chemicalcomposition of Mount St. Helens volcanic ash.

Proceedings RMRS-P-44, 31 - 45.
31）Escudeya, M., G. Galindoa, J. E. Förstera, M. Briceñoa,
P. Diaza and A. Changb（2001）Chemical forms ofGeophysical Research Letters, 7, 949-952.
19）Larcher, W.（1995）Physiological Plant Ecology, 3 ed.
rdSpringer, Berlin, pp. 506.
20）Imaya, A., Y. Inagaki, N. Tanaka and S. Ohta（2007）

phosphorus of volcanic ash-derived soils in Chile.
Communications in Soil Science and Plant Analysis,32, 601 - 616.

Free oxides and short-range ordered mineral32）Dahlgren, R. A. and F. C. Ugolini（1989）Formation

properties of brown forest soils developed fromand stability of imogolite in a tephritic Spodosol,

different parent materials in the submontane zone of

Cascade Range, Washington, U.S.A. Geoderma, 53,

the Kanto and Chubu districts, Japan. Soil Science

1897 - 1904.

and Plant Nutrition, 53, 621-633.
21）Imaya, A., S. Yoshinaga, Y. Inagaki, N. Tanaka and33）Zobel, D. B. and J. A. Antos（1991）1980 tephra from
Mount St. Helens: Spatial and temporal variation

S. Ohta（2010）Volcanic ash additions control soil

beneath forest canopies. Biol Fertil Soils, 12, 60- 66.

carbon accumulation in brown forest soils in Japan.

34）Kitayama K., D. Mueller-Dombois and P. M. Vitousek

Soil Science and Plant Nutrition, 56, 734-744.
22）Imaya, A., S. Yoshinaga, Y. Inagaki, N. Tanaka and
S. Ohta（2010）Proposal for advanced classification（1995） Primary succession of Hawaiian montane
rain forest on a chronosequence of eight lava flows.
Journal of Vegetation Science, 6, 211 - 222.

53

北山・和頴：火山砕屑物の栄養効果

北山兼弘／Kanehiro KITAYAMA

京都大学農学研究科森林生態学分野教授。ハワイ大学マノア校博士課程修了，Ph.D.（Botany）。専門は植生学，森林生
態学，生態系生態学。自然保護を志し，植生研究の途へ。ハワイ諸島の土壌風化
傾度に沿った森林動態を研究。現在は，ボルネオ熱帯降雨林をモデルとして，リン欠乏下における森林生態系の維持メカニズムを研究。また，木材生産と生物多様性保全の両立に関する研究にも取り組んでいる。

54

和穎

朗太／Rota Wagai

農業・食品産業技術総合研究機構，農業環境変動研究センター（NIAES）上級研究員。米国メーン州立大学博士課程修了（Ph.D. Ecology & Environmental Sciences）。
専門は，土壌学，生物地球化学，生態系
生態学。大学で森林科学を学ぶ中で，物質循環を理解するには土の中で起こっていることを知らねばと思い，研究の世界へ。植物に必須の栄養塩プールであり，陸上最大の炭素プールである土壌有機物を主な研究対象とする。